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Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 8168 (2023) Citar este artículo

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El vulcanismo puede causar impactos importantes, incluido el cambio climático y las extinciones masivas. Sin embargo, el impacto del vulcanismo monogenético a menudo se considera limitado en la investigación vulcanológica. Este trabajo proporciona por primera vez una aproximación interdisciplinar al impacto socioecológico del vulcanismo monogenético en una región clave, el Campo Volcánico de La Garrotxa (GVF, Girona, NE Iberia), donde en el pasado se produjo una intensa actividad volcánica monogenética. Los análisis de una secuencia sedimentaria del GVF permitieron identificar erupciones volcánicas previamente desconocidas en el intervalo de tiempo 14–8.4 ka cal BP, restringir su estratigrafía volcánica y edad, y desplegar los efectos del cambio ambiental en la geomorfología, la vegetación, los organismos acuáticos y los humanos. Además, reconstruimos los principales cambios paleoambientales provocados por las erupciones en términos de episodios de incendios y posteriores perturbaciones sobre la vegetación, la hidrología y las condiciones limnológicas. Cuando se pone en contexto con el registro arqueológico, parece que las últimas comunidades de cazadores-recolectores fueron resilientes a una escala extra-local, enfrentando episodios de vulnerabilidad debido a la actividad volcánica, lo que sugiere que sus patrones nómadas flexibles y sus economías de recolección fueron una fuente eficiente de recursos. gestión del riesgo frente a las erupciones volcánicas y sus impactos ecológicos.

Existe amplia evidencia que respalda la opinión de que las erupciones volcánicas han causado en el pasado grandes impactos en el medio ambiente y las sociedades, tanto directamente (por ejemplo, flujos de lava, deposición de tefra y terremotos1,2,3), como indirectamente (por ejemplo, contribuyendo al cambio climático4 ,5,6, extinciones masivas7,8 y alteración de las comunidades humanas9,10,11). Sin embargo, la investigación vulcanológica y paleoecológica relacionada se ha centrado principalmente en erupciones explosivas de volcanes poligenéticos (con erupciones repetidas), como Laacher See (Alemania1), Santorini (Grecia12), Somma-Vesuvius y Campanian Ignimbrite (Italia13,14), Monte Pinatubo (Filipinas15) o Toba y Krakatoa (Indonesia16), pero el impacto del vulcanismo monogenético (pequeñas erupciones basálticas únicas) generalmente se ha descuidado o considerado como limitado.

El Campo Volcánico Monogenético (GVF) de La Garrotxa es el área volcánica más joven (Pleistoceno Medio (ca. 350 ka BP) a Holoceno temprano) de la Península Ibérica. Estudios recientes en esta área han abordado la caracterización de la actividad volcánica y la petrología de los productos volcánicos17,18,19,20,21 y los controles geológicos y estructurales del magmatismo y vulcanismo relacionado22,23,24. Aún así, el impacto de estas erupciones en el medio ambiente y las sociedades humanas pasadas aún no se ha abordado. Las comunidades humanas del pasado en áreas volcánicas han sido repetidamente amenazadas por la actividad eruptiva y sujetas a eventos catastróficos a corto plazo que conducen a cambios importantes en el paisaje13. Se vuelve crucial considerar las características socioecológicas de las sociedades humanas, ya que su vulnerabilidad o resiliencia depende de diferentes aspectos como sus patrones de asentamiento, demografía y organización sociopolítica y actividades económicas25. De hecho, el vulcanismo no conduce necesariamente al desastre y al colapso social de forma determinista, ya que hay ejemplos de sociedades resilientes que hicieron frente a eventos volcánicos26. En este contexto, la movilidad de los cazadores-recolectores puede haber sido una estrategia eficaz para hacer frente a las consecuencias de las limitaciones ambientales27,28,29. Para comprender la interacción pasada de cazadores-recolectores con las erupciones volcánicas, es importante considerar las medidas de resiliencia posteriores a la erupción, pero también los parámetros geológicos de la erupción30.

Las sucesivas coladas de lava en el Campo Volcánico de la Garrotxa embalsaron el río Fluvià y dieron lugar a la formación de una cuenca lacustre en la parte más profunda del valle de la Vall d'en Bas (La Garrotxa, NE Iberia) (Fig. 1). Los flujos de lava más jóvenes probablemente se asociaron con las erupciones más recientes de los volcanes Puig Jordà (17 ka BP22) y Croscat (15,7–13,2 ka cal BP31). Sin embargo, las edades de las erupciones no están bien restringidas ya que tienen una alta incertidumbre y una baja confiabilidad. Recientemente, la sucesión de sedimentos del Pla de les Preses, en el valle de Vall d'en Bas (Fig. 1) permitió la datación precisa por radiocarbono de macrofósiles y sedimentos a granel asociados con la tefra (Archivos Suplementarios 1), identificando varias erupciones en el período 14.0– 8.4 ka cal BP, que muestra el potencial de los depósitos de lagos de barrera para datar erupciones volcánicas. Estos sedimentos lacustres también ofrecieron la posibilidad de realizar reconstrucciones paleoambientales detalladas que involucran el paisaje regional (vegetación) y los ambientes lacustres locales (organismos acuáticos). En ese sentido, el objetivo de este artículo es mostrar el potencial impacto socioecológico del vulcanismo monogenético, integrando proxies geoquímicos (XRF) y paleobiológicos (palinomorfos polínicos y no polínicos, carbón sedimentario, ostrácodos, carófitos girogonitos y diatomeas) y la registro arqueológico en la región, para evaluar cómo el vulcanismo afectó a las últimas comunidades de cazadores-recolectores y su entorno circundante.

Localización del Campo Volcánico de La Garrotxa en el NE de Iberia. Arriba a la izquierda, se indican los yacimientos arqueológicos y núcleos paleoecológicos mencionados en el texto. En el mapa principal (derecha) se indican flujos de lava y volcanes de los últimos 20.000 años. Mapa creado con QGIS (https://www.qgis.org/es/site/), versión 3.22, y modificado en Adobe Illustrator versión 23.0.5.

El Campo Volcánico monogenético Cuaternario de La Garrotxa18,22 forma parte de la Zona Volcánica Catalana (noreste de la Península Ibérica)32,33, una de las provincias volcánicas alcalinas del sistema de rift europeo. Alberga más de 50 conos monogenéticos basálticos que varían en edad desde el Pleistoceno medio (ca. 350 ka BP) hasta el Holoceno temprano e incluyen conos de ceniza y escoria, flujos de lava, anillos de toba y maars.

El núcleo de sedimentos de 15 m de largo del Pla de les Preses (Fig. 1) proporciona datos paleoambientales de los últimos 14.000 años (Archivos Suplementarios 1), pero nos centramos en el intervalo de tiempo 14-8 ka cal BP, ya que los estudios paleobiológicos habían resultados más ricos en sedimentos lacustres y de humedales en ese período, y no se detectó actividad volcánica en sedimentos fluviales desde 8.4 ka cal BP en adelante (Archivos Suplementarios 2). Al comienzo del registro sedimentario, la sedimentación fluvial fue interrumpida por arenas gruesas y tefra volcánica, vinculada con la actividad volcánica en ca. 14,0 ka cal PA. Las coladas de lava de esta erupción (por el volcán Puig Jordà, Fig. 1) habrían construido una barrera sobre el río Fluvià permitiendo la formación de un lago. El ambiente lacustre duró de 13,6 a 9,3 ka cal BP, abarcando así el intervalo de tiempo desde el Glacial tardío (Bølling-Allerød y Younger Dryas) hasta el Holoceno temprano. Se depositaron varias capas de tefra (archivos complementarios 3) durante una fase de actividad volcánica más intensa entre 13,0 y 12,0 ka cal BP y otro episodio eruptivo de 10,4 ka cal BP (Fig. 2). Un proceso de somerización fue acentuado por un episodio frío y seco (evento de Bond 6)34, que condujo a la transición de condiciones lacustres a palustres a 9,3 ka cal BP (Fig. 2). También se identifican capas de tefra intercaladas entre estas capas de turba palustre, que corresponden a las erupciones más recientes en 9.4–8.4 ka cal BP (Figs. 2, 4). Alrededor de 8.2 ka cal BP, las áreas de humedales se convirtieron nuevamente en una llanura aluvial fluvial, lo que sugiere un cuerpo de agua menos profundo y la incisión de la presa volcánica por el río (Archivos Suplementarios 2).

Evolución paleoambiental en la Vall d'en Bas a partir de los principales ACP geoquímicos y organismos acuáticos (palinomorfos polínicos, no polínicos, ostrácodos, girogonitas y diatomeas). Las principales fases ambientales se indican en marcos de color (Verde: palustrine antes de la formación del lago; Azul claro: lago poco profundo; Azul oscuro: lago profundo; Gris: margen del lago; Gris a marrón pálido: palustrine; Naranja: llanura aluvial fluvial). Las barras rojas indican capas de tefra volcánica.

El análisis de polen proporcionó datos sobre la historia de la vegetación desde 14,0 a 8,0 ka cal BP. Durante el Glacial tardío, los ecosistemas paisajísticos predominantes eran estepas y pastizales (40-60%) y los bosques estaban dominados por Pinus y bosques de Betula, Acer y Juniperus. Este paisaje característico es consistente con las condiciones climáticas frescas durante el Glaciar Tardío. Sin embargo, la transición del período más cálido de Bølling-Allerød al período más frío de Younger Dryas no provocó un cambio sustancial en la vegetación (Fig. 3), lo que confirma un Younger Dryas más templado en el NE de Iberia35, como se atestigua previamente en la región de los Pirineos Centrales36,37,38. . Después de la primera evidencia de vínculos entre erupciones y episodios de incendios en 14,0 y 13,5 ka cal BP, la principal fase del Glaciar tardío de intenso fuego y actividad volcánica ocurrió entre 13,0 y 12,0 ka cal BP (Fig. 3), lo que confirma el papel significativo de actividad volcánica en el inicio de episodios de incendios39, entre otros factores como las condiciones climáticas secas del Tardoglaciar, tal y como atestiguan otros registros ibéricos37,40. Las erupciones volcánicas y los posteriores incendios forestales provocaron episodios a corto plazo de expansión del pinar y declive de los bosques del Glaciar Tardío (Betula-Acer-Juniperus, Fig. 3) y estepas. Sin embargo, la vegetación del Glaciar Tardío no se interrumpió dramáticamente, mostrando una recuperación durante los siguientes 50 a 100 años después de las erupciones (Fig. 4).

Diagrama de porcentaje de polen de taxones y categorías seleccionados. Los datos se trazan en una escala de edad (cal BP) y se extirparon las capas de tefra. Categorías: caducifolios de hoja ancha (Quercus caducifolios, Corylus, Ulmus, Fagus), esteparios (Helianthemum-t, Sanguisorba, Artemisia, Amaranthaceae, Plantago, Apiaceae, Rumex, Galium-t, Filipendula). En la curva caducifolia de hoja ancha, la línea discontinua muestra valores en el núcleo de Les Palanques (a 2 km de distancia de PdP) y la línea gris muestra el núcleo de Banyoles SB2 (a 25 km de distancia). Los datos de carbón sedimentario se representan como tasa de acumulación de partículas de carbón, n de partículas > 1 mm de ancho y 0,5–0,99 mm de ancho, y picos de carbón identificados mediante análisis numéricos. Los sombreados rojos indican períodos de intensa actividad eruptiva y de fuego, las líneas grises muestran eventos de deposición de tefra. Se trazan las curvas isotópicas de Groenlandia (GRIP y GISP2)42,43 y se indican los episodios de enfriamiento/fases frías (azul) y los períodos más cálidos (naranja).

Diagrama de representación múltiple que muestra los cambios ambientales en relación con la tefra seleccionada. Los datos se trazan en una escala de profundidad (cm) y los sombreados grises indican eventos de deposición de tefra. Las capas de ocupación de los yacimientos del Mesolítico Superior de la región (15-40 km del Campo Volcánico de La Garrotxa) se muestran en la esquina superior derecha: Sota Palou (10.200-9100 cal BP), Bauma del Serrat del Pont IV.1 (9400 –9100 cal BP), IV.2 (9100-8800 cal BP), IV.3 (8600-8400 cal BP), Bauma dels Fadrins (8700 cal BP).

Pinus y Betula-Acer-Juniperus dominaron los bosques del Glaciar Tardío, así como los pastizales y las estepas, fueron reemplazados por bosques caducifolios de hoja ancha (principalmente Quercus y Corylus) debido a un clima más cálido y húmedo del Holoceno temprano entre 11.7 y 10.5 ka cal BP41 ,42 (Fig. 3). Esta rápida expansión del bosque caducifolio de hoja ancha, que alcanzó valores máximos alrededor de 10,3–9,2 ka cal BP (Fig. 3), fue interrumpida por la actividad volcánica, combinada con el enfriamiento del Evento Bond 6 (9,3 ka cal BP). La primera evidencia de vulcanismo del Holoceno temprano se observa entre 10,4 y 10,3 ka cal AP, provocando episodios de incendios y un impacto limitado en los bosques caducifolios (ver tefra 13 en la Fig. 4). Más tarde, entre 9,4 y 8,3 ka cal BP, los bosques caducifolios de hoja ancha colapsaron junto con episodios de incendios y erupciones volcánicas más frecuentes. Esto sugiere que los episodios de incendios inducidos por erupciones volcánicas impactaron dramáticamente en los bosques caducifolios latifoliados, la vegetación predominante en esta región durante el Holoceno temprano y medio43, desencadenando la expansión de pastizales y bosques secundarios dominados por Pinus. Aunque la evidencia paleoecológica atestigua la transformación del paisaje por el uso del fuego por parte de las últimas comunidades de cazadores-recolectores en Europa Occidental y Central44,45,46, las escasas poblaciones mesolíticas características en el NE de Iberia43 habrían tenido un impacto limitado en el paisaje. Los registros detallados de erupciones en 9,15–9,1 ka cal BP y 8,84–8,77 ka cal BP (tefra 17 y 19 en la Fig. 4) muestran los principales impactos de las erupciones y los incendios forestales en un proceso de dos pasos: en primer lugar, un impacto dramático en las plantas caducifolias de hoja ancha los bosques, seguidos de la expansión de los pinares; en segundo lugar, la quema de bosques de pino y la expansión de claros dominados por pastizales (Poaceae) (Fig. 4) y una expansión moderada de árboles sensibles a la perturbación (Abies y Tilia47) cuando la frecuencia de las erupciones volcánicas disminuyó y las condiciones climáticas se volvieron más cálidas ( Fig. 3). La actividad eruptiva recurrente y los incendios forestales más intensos impidieron que los bosques caducifolios se recuperaran rápidamente. Sin embargo, un estudio previo en el valle de Vall d'en Bas (Les Palanques, 2 km al oeste, Fig. 1) mostró que los bosques caducifolios de hoja ancha disminuyeron junto con los picos en Pinus y Poaceae en 9.5–9.0 y 8.5–8.3 ka cal BP y se recuperó desde 8.1 ka cal BP en adelante43,48 (Fig. 2), lo que apunta a un impacto significativo de la actividad volcánica sobre la vegetación a escala local y procesos de recuperación más lentos durante el Holoceno temprano que durante el Glacial Tardío. Asimismo, se documenta una expansión de Pinus y Poaceae y un declive de los bosques caducifolios latifoliados hacia 8,8-8,6 ka cal AP (Fig. 2) a escala extralocal, a 15 km, en Bauma del Serrat del Pont (valores más altos de Pinus y Poaceae en estratos mesolíticos49,50), ya 25 km, en el lago de Banyoles51 (Fig. 1). Sin embargo, el registro de polen del lago de Banyoles muestra claramente máximos de vegetación caducifolia de hoja ancha junto con una baja actividad de incendios durante el período 9.0-7.5 ka cal BP51, cuando las condiciones climáticas eran más húmedas y cálidas (Holoceno Clima Óptimo). En general, la evidencia de cambios ambientales dramáticos de los registros de Pla de les Preses respalda la opinión de que los factores locales (por ejemplo, la actividad volcánica) en lugar de factores a gran escala como el clima impulsaron la dinámica de la vegetación y los incendios en el valle de Vall d'en Bas. Los episodios de enfriamiento durante el Younger Dryas y el Holoceno (10.3 y 9.3 kyr cal BP) actuaron como amplificadores, configurando paisajes más secos que son más propensos a la ocurrencia y propagación de incendios forestales.

El enfoque multi-proxy desarrollado en este trabajo evidenció claramente el impacto de las erupciones volcánicas en las condiciones limnológicas, como lo demuestran las abruptas declinaciones de plantas acuáticas (género Myriophyllum en el Glacial Tardío, género Nymphaea en el Holoceno temprano), algas (Botryococcus, Tetraedron, carófitas, diatomeas), cianobacterias y ostrácodos (Candona candida, Ilyocypris gibba, Neglecandona negligencia) tras episodios eruptivos (Fig. 2). Durante el Glacial Tardío, la deposición de tefra volcánica, carbón vegetal y cenizas de incendios forestales alteró las condiciones del agua, lo que resultó en una menor alcalinidad, como se infiere del predominio del alga resistente a los ácidos Botryococcus52 en las fases de aguas profundas y el predominio de la planta acuática Myriophyllum en fases menos profundas (tefras 5 y 7 y 4 y 6, respectivamente, Fig. 4). Los cambios limnológicos impuestos por el vulcanismo limitaron la vida de los organismos acuáticos a corto plazo, pero Gloeotrichia jugó un papel importante como pionera en las fases de baja disponibilidad de nutrientes53, propagándose rápidamente debido quizás a la fijación de nitrógeno y la alta disponibilidad de fósforo. Estas condiciones también fueron favorables para Myriophyllum, un macrófito que crece en aguas con alto contenido de nitrógeno y disponibilidad de fósforo54 y que prefiere aguas ácidas55 (fase de lago poco profundo en la Unidad 2a, Fig. 2). Los picos en cianobacterias y clorofitas muestran cómo el trofismo del lago cambió de oligotrófico, inmediatamente después de las erupciones volcánicas, a eutrófico en períodos de 50 a 100 años (Tefra 5, 6, 7 en la Fig. 4). Del mismo modo, la diatomea planctónica Lindavia radiosa solo se observó después de la erupción volcánica de 10,24 ka cal AP, lo que indica un aumento en el estado trófico del lago y la presencia de una columna de agua. Sin embargo, las diatomeas bentónicas más abundantes en la muestra anterior a la tefra (10,42 ka cal BP) seguían siendo abundantes después de la muestra de la erupción volcánica (10,24 ka cal BP), a pesar de la escasez de diatomeas observada en la capa de tefra (Supl. Mat. 2 ). Estos resultados indican una rápida recuperación de los conjuntos de diatomeas y otros organismos acuáticos después de la erupción de 10,35 ka cal BP (Fig. 2).

Por lo tanto, el vulcanismo mejoró la acidez del agua y los organismos acuáticos se adaptaron a estas nuevas condiciones. Sin embargo, estos eventos de perturbación fueron seguidos por rápidos procesos de recuperación, especialmente durante el Glaciar Tardío, cuando el lago más profundo mostró una alta resiliencia. Sin embargo, durante el Holoceno temprano, la combinación de un proceso de somerización potenciado por el cambio climático, la actividad volcánica y los incendios forestales locales de alta intensidad afectó a las comunidades acuáticas locales, que no se recuperaron después de la actividad eruptiva entre 9,3 y 8,8 ka cal AP (Figs. 2). , 4).

El registro arqueológico muestra un vacío de asentamiento humano en el área de la FVG desde el Paleolítico Superior (La Rodona, Olot, ca. 33-24 ka cal BP56) y las comunidades humanas no vuelven a asentarse hasta el Neolítico (Codella y La Dou, 6,7 ka cal BP57,58), lo que sugiere que esta zona fue hostil para los últimos cazadores-recolectores durante el Glacial tardío y el Holoceno temprano. En este contexto, vale la pena mencionar que la baja densidad de población del Mesolítico no es exclusiva del área de GVF. Este período no ha llamado especialmente la atención en la investigación arqueológica en el NE de la Península Ibérica dada la escasez de registros arqueológicos con evidencias de ocupaciones durante el Holoceno inferior, a diferencia de las áreas vecinas (cuenca del Ebro, costa oriental de Iberia y zona costera mediterránea de Francia). 59. La escasez de evidencia arqueológica en esta región del NE de Iberia durante el Glacial tardío y el Holoceno temprano probablemente no se deba al clima, ya que la brecha de ocupaciones inferida arqueológicamente no se limita a fases más frías (por ejemplo, el Dryas Reciente). En cambio, la brecha de ocupación podría haber sido impulsada por patrones de asentamiento o procesos posteriores a la deposición que afectan la preservación de los sitios arqueológicos. Se documentan ocupaciones mesolíticas a 15 km de la GVF, en el valle de Llierca (Fig. 1). Allí, el yacimiento rocoso Bauma del Serrat del Pont (BSP) (Fig. 1) muestra 4 capas de ocupaciones mesolíticas, de 9,4 a 8,0 ka cal AP (9,45–9,1, 9,1–8,8, 8,6–8,4, 8,3–8,0 ka cal BP)60, contemporánea a las erupciones volcánicas más frecuentes del Holoceno temprano en el área de GVF. Estas comunidades estaban ubicadas en ecotonos que proporcionaban diversos recursos para sus economías terrestres de alimentación, incluidas muchas especies silvestres cazadas como el ciervo rojo, el corzo, el jabalí y la cabra montés61 y plantas y frutas como bellotas, manzanos, avellanas y madroños62. En general, la coincidencia de episodios eruptivos y cambios en las capas arqueológicas (Fig. 4) sugiere que las comunidades de cazadores-recolectores en BSP abandonaron temporalmente el sitio en 9.1 (transición de capas IV.1 a IV.2) y 8.8 ka cal BP (200 años de brecha entre las capas IV.2 y IV.3) en respuesta a una mayor actividad volcánica. Probablemente diferentes agentes peligrosos actuaron en la zona de impacto proximal (hasta por lo menos 50 km), incluidos flujos de lava, deposición de tefra, tormentas de ceniza, gases, aerosoles, flujos piroclásticos y terremotos30, afectando la flora y la fauna (biorecursos), así como la calidad de aire y agua. En ese contexto, otros yacimientos mesolíticos fueron ocupados durante este periodo de perturbación ambiental en la comarca, como Sota Palou (10,2-9,1 ka cal BP63) y Bauma dels Fadrins (8,7 ka cal BP64) (a 28 y 38 km de la FVG, respectivamente). ), lo que sugiere un impacto espacialmente restringido de las últimas erupciones volcánicas en GVF. BSP se reasentó en 8,6–8,4 y 8,3–8,0 ka cal BP, lo que sugiere que el sistema social en general no fue desafiado y las comunidades mesolíticas no colapsaron. Las sociedades de cazadores-recolectores que habitan en la zona de impacto proximal pueden haber abandonado el área temporalmente durante los períodos de alta actividad volcánica, pero regresaron después, demostrando una alta capacidad de reorganización. Por lo tanto, las erupciones volcánicas monogenéticas de baja magnitud en GVF no tuvieron un efecto tan dramático como las erupciones volcánicas explosivas de mayor magnitud que causaron el colapso de las antiguas comunidades de cazadores-recolectores30. Del análisis de los registros arqueológicos y paleoecológicos de la comarca de la Garrotxa se desprende que las últimas comunidades cazadoras-recolectoras fueron resilientes a escala extralocal (15 a 40 km de la FVG) frente al impacto a escala local del vulcanismo monogenético , que sí afectó al poblamiento de la Vall d'en Bas desde el Paleolítico Superior hasta el Neolítico temprano (brecha de ocupaciones humanas en 24-6,7 ka cal BP a escala local). Sus estrategias nómadas flexibles y economías forrajeras probablemente fueron una fuente eficiente de gestión de riesgos para enfrentar episodios de vulnerabilidad causados por erupciones volcánicas. La movilidad fue la estrategia de mitigación del riesgo que permitió la resiliencia de los cazadores-recolectores del pasado en el NE de Iberia frente a las erupciones volcánicas, ya que no hay evidencia clara en el registro arqueológico de otras posibles estrategias de gestión de crisis como almacenamiento, intercambio, diversificación o intensificación30.

Este trabajo proporciona información sobre cómo la perturbación ambiental por el vulcanismo monogenético influyó en la geomorfología, la vegetación, los organismos acuáticos y las sociedades humanas pasadas. Se presentan nuevas erupciones volcánicas del Holoceno tardío-glacial-inferior, no reportadas previamente en GVF, y se restringe su estratigrafía volcánica y edad, reconstruyendo sus principales impactos paleoambientales (Fig. 5). La actividad volcánica tuvo un impacto ambiental significativo produciendo intensos incendios y causando cambios dramáticos en la vegetación del paisaje a escala local. El vulcanismo inició intensos episodios de incendios forestales que afectaron a los bosques (Acer-Betula-Juniperus en el Late-Glacial; Corylus-Quercus caducifolios en el Holoceno temprano), a excepción de los pinares, que se expandieron colonizando las áreas perturbadas. Este estudio muestra que las estepas frías del Glaciar tardío se recuperaron más rápido de la perturbación volcánica que los bosques caducifolios de hoja ancha del Holoceno. Además, los registros indican que los depósitos de tefra también alteraron el ecosistema del lago, aumentando la acidez del agua y fomentando los organismos acuáticos adaptados a estas condiciones. Estos eventos de perturbación fueron seguidos por una rápida recuperación a escalas decenales a centenarias, especialmente durante el Glaciar Tardío, cuando el lago más profundo mostró una mayor resiliencia.

Diagrama sintético que incluye eventos de cambio climático, evolución sedimentaria, erupciones volcánicas (tefra), episodios de incendios, tasa de acumulación de carbón, dinámica de la vegetación y asentamiento humano durante el Mesolítico Superior en la región.

Este estudio permite una mejor comprensión de la dinámica paleoambiental y los cambios ecológicos que ocurrieron durante las erupciones volcánicas más jóvenes en GVF. El vulcanismo tuvo un gran impacto socioecológico a escala local (radio < 15 km) provocando una intensa actividad de incendios y cambios notables en la vegetación (bosques), comunidades acuáticas (lago) y un vacío de asentamientos humanos hasta el Neolítico (6,7 ka cal AP) . Más importante aún, los nuevos registros agregan evidencia importante para explicar la resiliencia de la población del Mesolítico Tardío frente al vulcanismo a una escala extralocal, utilizando la movilidad como fuente para enfrentar episodios de vulnerabilidad, ya que los grupos de cazadores-recolectores abandonaron (durante los períodos de alta actividad volcánica) y volvió a ocupar (durante la inactividad volcánica) el sitio BSP cuatro veces durante el período 9.4–8.0 ka cal BP. Por lo tanto, este estudio demuestra el impacto socioecológico y el interés en desarrollar investigaciones paleoecológicas interdisciplinarias para abordar las transformaciones del paisaje a escala local causadas por el vulcanismo más frecuente en la Tierra, el vulcanismo monogenético.

Se obtuvo un núcleo de 15 m de longitud mediante una máquina perforadora rotativa mecánica (TP-50/D) de la parte más baja del valle de La Vall d'en Bas (Girona, España) (UTM 455189.0 X/4667356.0 Y/458.1 m snm), en la zona conocida como Pla de les Preses (PdP).

El modelo profundidad-edad se estableció con RBacon65 y utiliza 15 puntos de control. Trece de estos puntos se basan en fechas de radiocarbono (14C) medidas en sedimentos a granel y dos puntos se basan en fechas de 14C medidas en restos de plantas terrestres (agujas y semillas de Pinus sp.) (Archivos complementarios 1). Como es muy probable que las últimas fechas de 14C proporcionen edades de deposición de sedimentos más precisas66, se aplicaron distribuciones de error de la t de Student más estrechas para las fechas de macrofósiles de plantas. Se eliminaron los eventos de sedimentación abrupta (por ejemplo, depósitos de tefra) y se estableció un hiato de sedimentación a 945 cm de profundidad con una duración máxima del hiato de 1500 años. El hiato, que probablemente fue causado por la pobre recuperación de la sedimentación durante la extracción de testigos, condujo a la ausencia de sedimentos para el período entre 11.7 y 10.5 ka cal BP.

El estudio litoestratigráfico del núcleo se definió teniendo en cuenta las diferentes facies sedimentarias (Archivos Suplementarios 2). Las facies sedimentarias se definieron por descripción macroscópica visual y observación microscópica de frotis de frotis siguiendo los procedimientos LRC67 (y por composiciones mineralógicas, orgánicas y geoquímicas). Se definieron diferentes unidades estratigráficas a lo largo del núcleo y se infirieron sus ambientes y procesos depositacionales en base a sus características sedimentológicas68.

Se realizó un análisis geoquímico de alta resolución (tamaño de paso de 1 cm) del núcleo utilizando un escáner de núcleo Avaatech XRF en el Laboratorio Corelab (Universidad de Barcelona). El análisis se realizó utilizando una fuente de Rodio en dos condiciones de trabajo diferentes: 1) con una corriente de rayos X de 800 μA, con un tiempo de conteo de 10 s y un voltaje de rayos X de 10 kV para la medición de Al, Si, P, S, Cl, Ar, K, Ca, Ti, V, Rh, Cr, Mn y Fe; 2) con una corriente de rayos X de 2000 μA, tiempo de contaje de 25 s, tensión de rayos X de 30 kV y utilizando un filtro de Pd, para la medida de Ni, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Br, Rb, Sr, Y, Zr, Nb y Pb. Este método permitió un análisis semicuantitativo de la composición química elemental de Al a U, basado en la proporción de cuentas por segundo (cps) de cada elemento en comparación con el resto. Los elementos más abundantes y significativos (Al, Si, Cl, K, Ca, Ti, V, Mn, Fe, Ni, Cu, Zn, Ga, Br, Rb, Sr y Pb) fueron seleccionados para análisis estadístico multivariante (PCA) reducir el número de variables y definir las principales fases y procesos involucrados en la formación del registro nuclear según su quimioestratigrafía. Antes del análisis PCA, se eliminaron todas las mediciones no confiables, para no oscurecer el tratamiento estadístico de los datos. Los datos geoquímicos XRF se normalizaron usando una transformación de relación logarítmica centrada69,70 usando el software CoDaPack71 y se procesaron con estadísticas multivariadas. Se realizó un análisis de componentes principales utilizando el software SPSS 23.0 en el modo de correlación, se calcularon las puntuaciones de los factores, se rotaron (Varimax) y se evaluaron las soluciones no rotadas y se seleccionó la más adecuada para la varianza de los datos geoquímicos (archivos complementarios 2).

Se obtuvieron muestras de polen cada 3–5 cm en facies arcillosas y turbias orgánicas y cada 10 cm en limos inorgánicos en las capas fluviales. Las muestras fueron procesadas siguiendo métodos estándar72 incluyendo tratamiento con HCl y NaOH, flotación en líquido pesado Thoulet, tratamiento en HF y finalmente montaje en glicerina. Se contaron al menos 300 granos de polen de taxones terrestres utilizando un microscopio Olympus Bx43 equipado con oculares de 10x y objetivos de 40/60x. Las plantas higrofíticas (Cyperaceae, Ranunculaceae Typha latifolia y Typha/Sparganium) y plantas acuáticas (Myriophyllum, Nuphar, Nymphaea, Potamogeton) fueron excluidas de la suma de polen. Los granos de polen se identificaron utilizando un atlas de polen73. La identificación de palinomorfos no pólenes (NPP) siguió a van Geel74, van Geel et al.75, Revelles et al.76 y Revelles y van Geel77. Los porcentajes de polen se calcularon con respecto a la suma de polen y los diagramas se trazaron utilizando el software Tilia78. A pesar de que se aplicó el análisis de polen a toda la sucesión, algunas muestras tenían poco polen en los 650 cm superiores y solo se proporcionan datos para la parte inferior del núcleo (14,0–8,0 ka cal BP).

La cuantificación de partículas de carbón se realizó con el método de tamizado79 con malla de 150 μm80 para identificar episodios de incendio. Se recuperaron muestras de 1 cm3 cada 1 cm de toda la secuencia de sedimentos. Las muestras se sumergieron primero en H2O2 al 10 % durante 12 h para deflocular y blanquear el sedimento y luego se tamizaron en un tamiz de 150 μm bajo un chorro de agua blanda. Las muestras muy orgánicas se empaparon adicionalmente en NaOCl al 10 % durante 4 h para blanquear aún más el material orgánico. El residuo del tamizado blanqueado se analizó bajo un microscopio estereoscópico (Leica M80 a 60x) equipado con una cámara CMEX DC 5000 conectada a una computadora con un software de análisis de imágenes (WinSeedle, Regent Instruments Canada, Inc.) que permitió la medición de la concentración de carbón vegetal. , áreas de carbón de partículas individuales y la suma acumulada de áreas de partículas de carbón81. Se utilizó el software CharAnalysis82 para calcular las tasas de acumulación de carbón (carbón cm-2 año-1) y para detectar episodios de incendio. El análisis se realizó en dos ventanas de tiempo, una para las muestras del Holoceno (8,2–10,5 ka cal BP), otra para las del Glacial Tardío (11,7–14,0 ka cal BP). Los conteos de carbón, el volumen de la muestra y la profundidad de la muestra se interpolaron a una resolución temporal constante de 10/6 (Holoceno/glacial tardío) años antes de calcular la tasa de acumulación de carbón para tener en cuenta los intervalos de muestreo desiguales que resultan de las tasas variables de acumulación de sedimentos. No se realizó ninguna transformación de datos antes de aplicar el análisis numérico. El componente medio o de fondo de variación lenta (Cback) se modeló a través de una función LOWESS con dos ventanas de suavizado diferentes (400 años en el Holoceno, 300 años en el Glacial tardío) en función de los valores más altos de la prueba de bondad de ajuste. Finalmente, se trazaron dos categorías de ancho de partículas de carbón (Fig. 3) para explorar la señal local de los incendios: > 1 mm de ancho y 0,5–0,99 mm de ancho.

Se recuperaron algunos macrofósiles dentro de muestras de carbón sedimentario. A pesar de que los macrofósiles orgánicos se vieron afectados por el procesamiento de H2O2, la mayoría de las semillas se pudieron identificar usando un microscopio estereoscópico (Leica M80 a 60x). Las identificaciones se realizaron con base en la literatura83,84 y la colección de semillas de referencia de la Universidad de Montpellier).

Se recuperaron muestras de alrededor de 20 g de sedimento para análisis de ostrácodos y carófitas cada 10 cm en las facies turbias y lacustres (600-1470 cm). Las muestras se enjuagaron en agua (con el uso de H2O2 para desagregar las muestras arcillosas) y se tamizaron a través de 250 μm. Finalmente, las muestras se secaron y todos los restos de ostrácodos y girogonitas carófitas se recogieron con un cepillo fino.

Todos los restos de ostrácodos (conchas y válvulas desarticuladas) se identificaron a nivel de especie siempre que fue posible, siguiendo principalmente a Meisch85 y Fuhrmann86. Las densidades se estimaron como el número de válvulas por gramo de sedimento seco. Las características taxonómicas cualitativas utilizadas para identificar las girogonitas carófitas fueron: zona apical, estructuras basales (presencia o ausencia de una columna basal, forma de la placa basal), así como otras características como el contorno general y el número de vueltas espirales (o crestas). visible en vista lateral87. La observación y las medidas se realizaron con un microscopio estereoscópico a 400x. La longitud se midió como el eje polar más largo (LPA = eje vertical); ancho como el diámetro ecuatorial más grande (LED = eje horizontal en el diámetro más grande). También se calculó la relación largo/ancho y se expresó como índice de isopolaridad (ISI = LPA/LED × 100).

Se seleccionaron doce muestras para el análisis de diatomeas antes y después de 4 capas de tefra para evaluar el impacto y la recuperación de la comunidad de diatomeas a la deposición de tefra en el ecosistema del lago. Todas estas muestras fueron tratadas con peróxido de hidrógeno al 33% (H2O2) y HCL (1 M). Posteriormente, las muestras se montaron en Naphrax (RI = 1,7) siguiendo el método descrito en Battarbee et al.88. La identificación de diatomeas se siguió principalmente Krammer y Lange-Bertalot89,90,91,92, pero la nomenclatura de diatomeas (basiónimo) se actualizó a los nombres aceptados siguiendo la nomenclatura actualmente aceptada93. Desafortunadamente, la preservación de diatomeas fue suficiente solo en dos muestras del Holoceno (antes y después de T6) para identificar y contar suficientes, al menos 10 válvulas de diatomeas por lámina. La disolución de diatomeas, y por lo tanto su ausencia en los registros de sedimentos, podría resultar de un aumento en la salinidad o alcalinidad del lago94.

Los conjuntos de datos generados durante el estudio actual están disponibles en el repositorio de la base de datos paleoecológica de Neotoma (https://data.neotomadb.org/56691).

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In memoriam of Dr. Gabriel Alcalde, que contribuyó significativamente a la concepción de esta investigación basada en su broad expertise en archaeological investigación en la región de La Garrotxa. JR developed esta investigación con el contrato Juan de la Cierva Incorporación (IJC2020) (MCINN, España), en la investigación grupal GAPS (2017 SGR 836). El Instituto Catalán de Paleoecología Humana y Evolución Social (IPHES-BÚSQUEDA) ha sido fundado por MCINN en el programa de Estados Unidos de Excelencia 'María de Maeztu' (CEX2019-000945-M). Esta investigación ha sido tomada en el frame of the projects '2014/100638-Evolución del poblamiento y uso del territorio en el Prepirineo Oriental durante la prehistoria reciente (8000–900 cal ANE): Análisis arqueoecológico de las dinámicas de cambio social y de la gestión de los recursos naturales (2014-2017)'and'CLT009/18/00023-Evolución del poblamiento y uso del territorio en el Prepirineo oriental durante la prehistoria reciente (10000-900 CAL ANE): Análisis arqueoecológico de las dinámicas de cambio social (2018- 2021)'.

Ha fallecido Gabriel Alcalde.

Instituto Catalán de Paleoecología Humana y Evolución Social (IPHES-BÚSQUEDA), Zona Educacional 4, Campus Sescelades URV (Edificio W3), 43007, Tarragona, Spain

Jordi Revelles & Francesc Burjachs

Universidad Rovira i Virgili (URV), Área de Prehistoria, Avenida de Catalunya 35, 43002, Tarragona, Spain

Jordi Revelles & Francesc Burjachs

Departamento de Geociencias, Instituto de Evaluación Ambiental e Investigaciones del Agua (IDAEA-CSIC), Jordi Girona 18-26, 08034, Barcelona, España

Joan Martí Molist

ICREA, Ps. Lluís Companys 23, 08010, Barcelona, Spain

Francesc Burjachs

ISEM, Universidad de Montpellier, CNRS, IRD, EPHE, Montpellier, Francia

walter finsinger

Laboratorio de Evolución Humana/IsoTOPIK, Departamento de Historia, Geografía y Comunicación, Universidad de Burgos, Plaza Misael Bañuelos s/n, Edificio de I+d+i, 09001, Burgos, Spain

Eneko Iriarte

"Cavanilles" Institute of Biodiversity and Evolutionary Biology, University of Valencia, Catedrático José Beltrán Martínez, 2, 46980, Paterna, Spain

Francesc Mezquita-Joanes & Maria A. Rodrigo

Unidad de Ecología, Departamento de Biología Animal, de Biología vegetal y Ecología, Universidad Autónoma de Barcelona, 08193, Bellaterra, Catalonia, Spain

Sergi Pla-Rabés

CREAF, Centro de Ecological and Forestry Applications, 08193, Cerdanyola del Vallès, Catalonia, Spain

Sergi Pla-Rabés

Tosca, Environment Services of Education, Casal de los Volcanes, av. Santa Coloma, 17800, Olot, Spain

Llorenç Planagumà

Departamento Historia e Historia del Arte, Universidad de Girona, 17071, Girona, Spain

Gabriel Alcalde

Departamento de Prehistoria Edificio B, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Autónoma de Barcelona, 08193, Barcelona, Spain

Maria Saña

También puede buscar este autor en PubMed Google Scholar

JR, MS y GA concibieron la investigación; JR analizó polen y carbón sedimentario; EI analizó sedimentología y geoquímica; JMM caracterizó tefra; FMJ analizó ostrácodos; MAR analizó girogonitas carófitas; SP analizó diatomeas; WF contribuyó en los análisis numéricos para la detección de picos de incendios y el modelado de edad-profundidad; todos los autores contribuyeron a la interpretación final y redacción del manuscrito con importantes contribuciones de JR, JMM y EI

Correspondencia a Jordi Revelles.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Revelles, J., Martí Molist, J., Burjachs, F. et al. Socio-ecological impacto monogenético volcanismo en la Garrotxa Volcanic Field (NE Iberia). Sci Recibe 13, 8168 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-35072-0

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Recibido: 07 Diciembre 2022

Aceptado: 12 de mayo de 2023

Publicado: 20 mayo 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-35072-0

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