L'Homo sapiens moderno ha partecipato a un gran numero di trasformazioni dell'ecosistema, ma è difficile rilevare l'origine o le prime conseguenze di questi comportamenti.Archeologia, geocronologia, geomorfologia e dati paleoambientali del Malawi settentrionale documentano la relazione mutevole tra la presenza di raccoglitori, l'organizzazione dell'ecosistema e la formazione di conoidi alluvionali nel tardo Pleistocene.Dopo circa il 20° secolo si formò un denso sistema di manufatti mesolitici e ventagli alluvionali.92.000 anni fa, nell'ambiente paleo-ecologico, non esisteva un analogo nel precedente record di 500.000 anni.I dati archeologici e l'analisi delle coordinate principali mostrano che i primi incendi provocati dall'uomo hanno allentato le restrizioni stagionali all'accensione, influenzando la composizione della vegetazione e l'erosione.Questo, combinato con i cambiamenti delle precipitazioni causati dal clima, alla fine ha portato a una transizione ecologica verso il primo paesaggio artificiale pre-agricolo.
Gli esseri umani moderni sono potenti promotori della trasformazione dell'ecosistema.Per migliaia di anni hanno cambiato l'ambiente in modo estensivo e intenzionale, scatenando il dibattito su quando e come è emerso il primo ecosistema dominato dall'uomo (1).Sempre più prove archeologiche ed etnografiche mostrano che esiste un gran numero di interazioni ricorsive tra i raccoglitori e il loro ambiente, il che indica che questi comportamenti sono alla base dell'evoluzione della nostra specie (2-4).I dati fossili e genetici indicano che l'Homo sapiens esisteva in Africa circa 315.000 anni fa (ka).I dati archeologici mostrano che la complessità dei comportamenti che si verificano in tutto il continente è aumentata in modo significativo negli ultimi tempi di circa 300-200 ka.La fine del Pleistocene (chibaniano) (5).Dalla nostra comparsa come specie, gli esseri umani hanno iniziato a fare affidamento sull'innovazione tecnologica, sulle disposizioni stagionali e sulla complessa cooperazione sociale per prosperare.Questi attributi ci consentono di sfruttare ambienti e risorse precedentemente disabitati o estremi, quindi oggi gli esseri umani sono l'unica specie animale pan-globale (6).Il fuoco ha giocato un ruolo chiave in questa trasformazione (7).
I modelli biologici indicano che l'adattabilità ai cibi cotti può essere fatta risalire ad almeno 2 milioni di anni fa, ma fu solo alla fine del Pleistocene medio che apparvero prove archeologiche convenzionali di controllo del fuoco (8).Il nucleo oceanico con registrazioni di polvere da una vasta area del continente africano mostra che negli ultimi milioni di anni il picco di carbonio elementare è apparso dopo circa 400 ka, principalmente durante il passaggio dal periodo interglaciale a quello glaciale, ma si è verificato anche durante l'Olocene (9).Ciò mostra che prima di circa 400 ka, gli incendi nell'Africa subsahariana non erano comuni e i contributi umani erano significativi nell'Olocene (9).Il fuoco è uno strumento utilizzato dai pastori durante l'Olocene per coltivare e mantenere le praterie (10).Tuttavia, è più complicato rilevare lo sfondo e l'impatto ecologico dell'uso del fuoco da parte dei cacciatori-raccoglitori nel Pleistocene inferiore (11).
Il fuoco è chiamato uno strumento di ingegneria per la manipolazione delle risorse sia in etnografia che in archeologia, incluso il miglioramento dei rendimenti dei mezzi di sussistenza o la modifica delle materie prime.Queste attività sono solitamente legate alla pianificazione pubblica e richiedono molte conoscenze ecologiche (2, 12, 13).Gli incendi su scala paesaggistica consentono ai cacciatori-raccoglitori di scacciare le prede, controllare i parassiti e aumentare la produttività dell'habitat (2).Il fuoco in loco promuove la cottura, il riscaldamento, la difesa dai predatori e la coesione sociale (14).Tuttavia, la misura in cui gli incendi dei cacciatori-raccoglitori possono riconfigurare le componenti del paesaggio, come la struttura della comunità ecologica e la topografia, è molto ambigua (15, 16).
Senza dati archeologici e geomorfologici obsoleti e registrazioni ambientali continue da più posizioni, la comprensione dello sviluppo dei cambiamenti ecologici indotti dall'uomo è problematica.I registri a lungo termine dei depositi lacustri della Great Rift Valley nell'Africa meridionale, combinati con antichi documenti archeologici nell'area, ne fanno un luogo per indagare sugli impatti ecologici causati dal Pleistocene.Qui, riportiamo l'archeologia e la geomorfologia di un vasto paesaggio dell'età della pietra nell'Africa centro-meridionale.Quindi, lo abbiamo collegato a dati paleoambientali che coprono> 600 ka per determinare la prima prova di accoppiamento del comportamento umano e della trasformazione dell'ecosistema nel contesto degli incendi causati dall'uomo.
Abbiamo fornito un limite di età non riportato in precedenza per il letto di Chitimwe nel distretto di Karonga, situato all'estremità settentrionale della parte settentrionale del Malawi nella Rift Valley dell'Africa meridionale (Figura 1) (17).Questi letti sono composti da conoidi alluvionali di terra rossa e sedimenti fluviali, che coprono circa 83 chilometri quadrati, contenenti milioni di prodotti lapidei, ma nessun residuo organico conservato, come le ossa (Testo supplementare) (18).I nostri dati sulla luce eccitata otticamente (OSL) dal record della Terra (Figura 2 e Tabelle da S1 a S3) hanno modificato l'età del letto di Chitimwe al tardo Pleistocene e l'età più antica dell'attivazione dei ventagli alluvionali e della sepoltura dell'età della pietra è di circa 92 ka ( 18, 19).Lo strato alluvionale e fluviale di Chitimwe copre i laghi e i fiumi dello strato di Chiwondo del Pliocene-Pleistocene da una non conformità a basso angolo (17).Questi depositi si trovano nel cuneo di faglia lungo il bordo del lago.La loro configurazione indica l'interazione tra le fluttuazioni del livello del lago e le faglie attive che si estendono nel Pliocene (17).Sebbene l'azione tettonica possa aver interessato a lungo la topografia regionale e il versante pedemontano, l'attività di faglia in quest'area potrebbe aver subito un rallentamento a partire dal Pleistocene medio (20).Dopo circa 800 ka e fino a poco dopo 100 ka, l'idrologia del lago Malawi è principalmente determinata dal clima (21).Pertanto, nessuna di queste è l'unica spiegazione per la formazione di conoidi alluvionali nel tardo Pleistocene (22).
(A) L'ubicazione della stazione africana rispetto alle precipitazioni moderne (asterisco);il blu è più umido e il rosso è più secco (73);il riquadro a sinistra mostra il lago Malawi e le aree circostanti MAL05-2A e MAL05-1B La posizione del nucleo /1C (punto viola), dove l'area di Karonga è evidenziata con un contorno verde, ed è evidenziata la posizione del letto di Luchamange come una scatola bianca.(B) La parte settentrionale del bacino del Malawi, che mostra la topografia dell'ombra relativa al nucleo MAL05-2A, il restante letto di Chitimwe (macchia marrone) e il luogo di scavo del Malawi Early Mesothic Project (MEMSAP) (punto giallo) );CHA, Chaminade;MGD, il villaggio di Mwanganda;NGA, Ngara;SS, Sadara Sud;VIN, immagine della biblioteca letteraria;WW, Beluga.
Età centrale OSL (linea rossa) e intervallo di errore di 1-σ (25% grigio), tutte le età OSL correlate alla presenza di artefatti in situ a Karonga.L'età relativa agli ultimi 125 ka i dati mostrano (A) le stime della densità del nocciolo di tutte le età OSL dai sedimenti di conoidi alluvionali, indicando l'accumulo di conoidi sedimentari/alluvionali (ciano) e la ricostruzione del livello dell'acqua del lago sulla base dei valori caratteristici dell'analisi dei componenti principali (PCA) Acquatico fossili e minerali autogeni (21) (blu) dal nucleo MAL05-1B/1C.(B) Dal nucleo MAL05-1B/1C (nero, un valore vicino a 7000 con un asterisco) e dal nucleo MAL05-2A (grigio), i conteggi di carbonio macromolecolare per grammo normalizzati dalla velocità di sedimentazione.(C) Indice di ricchezza delle specie Margalef (Dmg) dal polline fossile del nucleo MAL05-1B/1C.(D) Percentuale di polline fossile da Compositae, bosco di miombo e Olea europaea, e (E) Percentuale di polline fossile da Poaceae e Podocarpus.Tutti i dati sui pollini provengono dal nucleo MAL05-1B/1C.I numeri in alto si riferiscono ai singoli campioni OSL descritti nelle Tabelle da S1 a S3.La differenza nella disponibilità e nella risoluzione dei dati è dovuta ai diversi intervalli di campionamento e alla disponibilità del materiale nel nucleo.La figura S9 mostra due record di macro emissioni di carbonio convertiti in z-score.
(Chitimwe) La stabilità del paesaggio dopo la formazione di ventagli è indicata dalla formazione di terra rossa e carbonati che formano suolo, che ricoprono i sedimenti a ventaglio dell'intera area di studio (Testo supplementare e Tabella S4).La formazione di ventagli alluvionali del tardo Pleistocene nel bacino del lago Malawi non si limita all'area di Karonga.A circa 320 chilometri a sud-est del Mozambico, il profilo di profondità del nuclide cosmogenico terrestre di 26Al e 10Be limita la formazione del letto Luchamange di terra rossa alluvionale da 119 a 27 ka (23).Questa ampia limitazione di età è coerente con la nostra cronologia OSL per la parte occidentale del bacino del lago Malawi e indica l'espansione delle conoidi alluvionali regionali nel tardo Pleistocene.Ciò è supportato dai dati del record core del lago, che indicano che la velocità di sedimentazione più elevata è accompagnata da circa 240 ka, che ha un valore particolarmente alto a ca.130 e 85 ka (testo integrativo) (21).
La prima prova di insediamento umano in quest'area è correlata ai sedimenti di Chitimwe identificati a ~ 92 ± 7 ka.Questo risultato si basa su 605 m3 di sedimenti scavati da 14 scavi archeologici di controllo spaziale sub-centimetro e 147 m3 di sedimenti da 46 fosse di prova archeologici, controllati verticalmente a 20 cm e controllati orizzontalmente a 2 metri (Testo supplementare e figure da S1 a S3) Inoltre, abbiamo anche rilevato 147,5 chilometri, organizzato 40 pozzi di prova geologici e analizzato più di 38.000 reperti culturali da 60 di essi (tabelle S5 e S6) (18).Queste ampie indagini e scavi indicano che sebbene gli esseri umani antichi, inclusi i primi umani moderni, possano aver vissuto nell'area circa 92 ka fa, l'accumulo di sedimenti associato all'ascesa e quindi alla stabilizzazione del lago Malawi non ha preservato le prove archeologiche fino a formare il letto di Chitimwe.
I dati archeologici supportano l'inferenza che nel tardo Quaternario l'espansione a forma di ventaglio e le attività umane nel Malawi settentrionale esistessero in gran numero e le reliquie culturali appartenessero ai tipi di altre parti dell'Africa legati ai primi esseri umani moderni.La maggior parte dei manufatti sono realizzati con quarzite o ciottoli di fiume di quarzo, con riduzione radiale, levallois, a piattaforma e nucleo casuale (Figura S4).Gli artefatti diagnostici morfologici sono principalmente attribuiti alla tecnica di tipo Levallois specifica dell'età mesolitica (MSA), che finora è stata di almeno 315 ka in Africa (24).Il letto più alto di Chitimwe durò fino all'inizio dell'Olocene, contenente eventi della tarda età della pietra scarsamente distribuiti, e si scoprì che era correlato al tardo Pleistocene e ai cacciatori-raccoglitori dell'Olocene in tutta l'Africa.Al contrario, le tradizioni degli utensili in pietra (come i grandi utensili da taglio) solitamente associate al Pleistocene medio-alto sono rare.Dove questi si sono verificati, sono stati trovati in sedimenti contenenti MSA nel tardo Pleistocene, non nelle prime fasi della deposizione (Tabella S4) (18).Sebbene il sito esistesse a ~ 92 ka, il periodo più rappresentativo dell'attività umana e della deposizione di conoidi alluvionali si è verificato dopo ~ 70 ka, ben definito da un insieme di età OSL (Figura 2).Abbiamo confermato questo modello con 25 età OSL pubblicate e 50 non pubblicate in precedenza (Figura 2 e Tabelle da S1 a S3).Questi indicano che su un totale di 75 determinazioni dell'età, 70 sono state recuperate dai sedimenti dopo circa 70 ka.La Figura 2 mostra le 40 età associate ai manufatti MSA in situ, relative ai principali indicatori paleoambientali pubblicati dal centro del bacino centrale MAL05-1B/1C (25) e dal centro del bacino settentrionale MAL05-2A inedito del lago MAL05-2A.Carbone (adiacente al ventilatore che produce OSL dell'età).
Utilizzando nuovi dati provenienti da scavi archeologici di fitoliti e micromorfologia del suolo, nonché dati pubblici su polline fossile, carbone di legna di grandi dimensioni, fossili acquatici e minerali autogeni dal nucleo del progetto di perforazione del lago Malawi, abbiamo ricostruito la relazione umana dell'MSA con il lago Malawi.Occupare le condizioni climatiche e ambientali dello stesso periodo (21).Questi ultimi due agenti sono la base principale per ricostruire le profondità relative del lago risalenti a più di 1200 ka (21) e sono abbinati a campioni di polline e macrocarbonio raccolti dalla stessa posizione nel nucleo di ~636 ka (25) in passato .Le carote più lunghe (MAL05-1B e MAL05-1C; rispettivamente 381 e 90 m) sono state raccolte a circa 100 chilometri a sud-est dell'area del progetto archeologico.Un nucleo corto (MAL05-2A; 41 m) è stato raccolto a circa 25 chilometri a est del fiume North Rukulu (Figura 1).Il nucleo MAL05-2A riflette le condizioni paleoambientali terrestri nell'area di Kalunga, mentre il nucleo MAL05-1B/1C non riceve input fluviali diretti dal Kalunga, quindi può riflettere meglio le condizioni regionali.
Il tasso di deposito registrato nella carota di perforazione composita MAL05-1B/1C è iniziato da 240 ka ed è aumentato dal valore medio a lungo termine di 0,24 a 0,88 m/ka (Figura S5).L'aumento iniziale è correlato ai cambiamenti nella luce solare modulata orbitale, che causerà cambiamenti di grande ampiezza nel livello del lago durante questo intervallo (25).Tuttavia, quando l'eccentricità orbitale diminuisce dopo 85 ka e il clima è stabile, il tasso di cedimento è ancora elevato (0,68 m/ka).Ciò ha coinciso con il record OSL terrestre, che ha mostrato ampie prove di espansione delle conoidi alluvionali dopo circa 92 ka, ed era coerente con i dati di suscettibilità che mostravano una correlazione positiva tra erosione e incendio dopo 85 ka (testo supplementare e tabella S7).Data la gamma di errori del controllo geocronologico disponibile, è impossibile giudicare se questo insieme di relazioni evolve lentamente dall'andamento del processo ricorsivo o erutta rapidamente quando raggiunge un punto critico.Secondo il modello geofisico di evoluzione del bacino, dal Pleistocene medio (20), l'estensione della spaccatura e il relativo cedimento hanno subito un rallentamento, quindi non è la ragione principale dell'esteso processo di formazione di ventagli che abbiamo determinato principalmente dopo 92 ka.
Fin dal Pleistocene medio, il clima è stato il principale fattore di controllo del livello delle acque lacustri (26).Nello specifico, il sollevamento del bacino nord ha chiuso un'uscita esistente.800 ka per approfondire il lago fino a raggiungere l'altezza di soglia dell'uscita moderna (21).Situato all'estremità meridionale del lago, questo sbocco forniva un limite superiore per il livello dell'acqua del lago durante gli intervalli umidi (compreso oggi), ma consentiva la chiusura del bacino quando il livello dell'acqua del lago scendeva durante i periodi di siccità (27).La ricostruzione del livello del lago mostra l'alternanza di cicli secchi e umidi negli ultimi 636 ka.Secondo l'evidenza del polline fossile, periodi di siccità estrema (riduzione >95% dell'acqua totale) associati a un basso sole estivo hanno portato all'espansione della vegetazione semidesertica, con alberi limitati ai corsi d'acqua permanenti (27).Questi minimi (lacustri) sono correlati con gli spettri pollinici, mostrando un'alta percentuale di erbe (80% o più) e xerofite (Amaranthaceae) a scapito dei taxa degli alberi e una bassa ricchezza complessiva di specie (25).Al contrario, quando il lago si avvicina ai livelli moderni, la vegetazione strettamente correlata alle foreste montane africane di solito si estende fino alla riva del lago [circa 500 m sul livello del mare (slm)].Oggi, le foreste di montagna africane compaiono solo in piccoli appezzamenti discreti al di sopra di circa 1500 mslm (25, 28).
Il periodo di siccità estrema più recente si è verificato da 104 a 86 ka.Dopodiché, sebbene il livello del lago fosse tornato a condizioni elevate, divennero comuni boschi aperti di miombo con una grande quantità di erbe e ingredienti a base di erbe (27, 28).Il taxa più significativo della foresta di montagna africana è il pino Podocarpus, che non è mai tornato a un valore simile al precedente livello del lago alto dopo 85 ka (10,7 ± 7,6% dopo 85 ka, mentre il livello del lago simile prima di 85 ka è 29,8 ± 11,8% ).L'indice di Margalef (Dmg) mostra anche che la ricchezza di specie degli ultimi 85 ka è inferiore del 43% rispetto al precedente livello di alto lago sostenuto (2,3 ± 0,20 e 4,6 ± 1,21, rispettivamente), ad esempio, tra 420 e 345 ka ( Supplementare testo e figure S5 e S6) (25).Campioni di polline da circa tempo.Da 88 a 78 ka contiene anche un'alta percentuale di polline Compositae, che può indicare che la vegetazione è stata disturbata e rientra nell'intervallo di errore della data più antica in cui l'uomo ha occupato l'area.
Utilizziamo il metodo dell'anomalia climatica (29) per analizzare i dati paleoecologici e paleoclimatici di carote perforate prima e dopo 85 ka, ed esaminare la relazione ecologica tra vegetazione, abbondanza di specie e precipitazioni e l'ipotesi di disaccoppiare la predizione del clima puro dedotta.Guida la modalità di base di ~550 ka.Questo ecosistema trasformato è influenzato dalle condizioni delle precipitazioni e dagli incendi che riempiono i laghi, il che si riflette nella mancanza di specie e di nuove combinazioni di vegetazione.Dopo l'ultimo periodo di siccità, sono stati recuperati solo alcuni elementi forestali, compresi i componenti ignifughi delle foreste di montagna africane, come l'olio d'oliva, e i componenti ignifughi delle foreste tropicali stagionali, come Celtis (testo supplementare e figura S5) ( 25).Per verificare questa ipotesi, abbiamo modellato i livelli dell'acqua del lago derivati ​​da ostracode e sostituti minerali autogeni come variabili indipendenti (21) e variabili dipendenti come carbone e polline che possono essere influenzate dall'aumento della frequenza degli incendi (25).
Per verificare la somiglianza o la differenza tra queste combinazioni in tempi diversi, abbiamo utilizzato il polline di Podocarpus (albero sempreverde), erba (erba) e oliva (componente resistente al fuoco delle foreste montane africane) per l'analisi delle coordinate principali (PCoA), e miombo (oggi la principale componente boschiva).Tracciando il PCoA sulla superficie interpolata che rappresenta il livello del lago quando si è formata ciascuna combinazione, abbiamo esaminato come cambia la combinazione di polline rispetto alle precipitazioni e come cambia questa relazione dopo 85 ka (Figura 3 e Figura S7).Prima di 85 ka, i campioni a base di graminacee si aggregavano verso condizioni asciutte, mentre i campioni a base di podocarpo si aggregavano verso condizioni umide.Al contrario, i campioni dopo 85 ka sono raggruppati con la maggior parte dei campioni prima di 85 ka e hanno valori medi diversi, indicando che la loro composizione è insolita per condizioni di precipitazione simili.La loro posizione in PCoA riflette l'influenza di Olea e miombo, entrambi favoriti in condizioni più inclini al fuoco.Nei campioni dopo 85 ka, il pino Podocarpus era abbondante solo in tre campioni consecutivi, che si sono verificati dopo l'inizio dell'intervallo tra 78 e 79 ka.Ciò suggerisce che dopo l'iniziale aumento delle precipitazioni, la foresta sembra essersi ripresa brevemente prima di crollare definitivamente.
Ciascun punto rappresenta un singolo campione di polline in un determinato momento, utilizzando il testo supplementare e il modello dell'età nella Figura 1. S8.Il vettore rappresenta la direzione e il gradiente di cambiamento e un vettore più lungo rappresenta una tendenza più forte.La superficie sottostante rappresenta il livello dell'acqua del lago come rappresentante delle precipitazioni;il blu scuro è più alto.Il valore medio dei valori delle caratteristiche PCoA è fornito per i dati dopo 85 ka (rombo rosso) e tutti i dati da livelli di lago simili prima di 85 ka (diamante giallo).Utilizzando i dati dell'intero 636 ka, il "livello del lago simulato" è compreso tra -0,130-σ e -0,198-σ vicino all'autovalore medio del livello del lago PCA.
Per studiare la relazione tra polline, livello dell'acqua del lago e carbone, abbiamo utilizzato l'analisi multivariata non parametrica della varianza (NP-MANOVA) per confrontare l'"ambiente" complessivo (rappresentato dalla matrice dei dati di polline, livello dell'acqua del lago e carbone) prima e dopo la transizione di 85 ka.Abbiamo scoperto che la variazione e la covarianza trovate in questa matrice di dati sono differenze statisticamente significative prima e dopo 85 ka (Tabella 1).
I nostri dati paleoambientali terrestri dai fitoliti e dai suoli ai margini del West Lake sono coerenti con l'interpretazione basata sul proxy del lago.Questi indicano che, nonostante l'alto livello dell'acqua del lago, il paesaggio è stato trasformato in un paesaggio dominato da foreste aperte a baldacchino e praterie boscose, proprio come oggi (25).Tutte le posizioni analizzate per i fitoliti sul bordo occidentale del bacino sono dopo ~45 ka e mostrano una grande quantità di copertura arborea che riflette le condizioni umide.Tuttavia, credono che la maggior parte del pacciame sia sotto forma di bosco aperto ricoperto di bambù e erba di panico.Secondo i dati del fitolito, le palme non resistenti al fuoco (Arecaceae) esistono solo sul litorale del lago e sono rare o assenti nei siti archeologici interni (Tabella S8) (30).
In generale, condizioni umide ma aperte nel tardo Pleistocene possono essere dedotte anche dai paleosoli terrestri (19).L'argilla lagunare e il carbonato del suolo palustre dal sito archeologico del villaggio di Mwanganda possono essere fatti risalire a un periodo compreso tra 40 e 28 cal ka BP (Qian'anni precedentemente calibrato) (Tabella S4).Gli strati di suolo carbonatico nel letto di Chitimwe sono solitamente strati nodulari calcarei (Bkm) e argillosi e carbonatici (Btk), che indicano la posizione di relativa stabilità geomorfologica e il lento insediamento della conoide alluvionale di vasta portata Circa 29 cal ka BP (supplementare testo).Il terreno eroso e indurito di laterite (roccia litica) formatosi sui resti di antichi ventagli indica condizioni di paesaggio aperto (31) e forti precipitazioni stagionali (32), indicando il continuo impatto di queste condizioni sul paesaggio.
Il supporto per il ruolo del fuoco in questa transizione viene dalle registrazioni macro carboniche accoppiate delle carote di perforazione e l'afflusso di carbone dal bacino centrale (MAL05-1B/1C) è generalmente aumentato di circa.175 carte.Un gran numero di picchi segue approssimativamente nel mezzo.Dopo 135 e 175 ka e 85 e 100 ka, il livello del lago si è ripreso, ma la ricchezza delle foreste e delle specie non è migliorata (testo supplementare, figura 2 e figura S5).La relazione tra l'afflusso di carbone e la suscettibilità magnetica dei sedimenti lacustri può anche mostrare modelli di storia di incendi a lungo termine (33).Utilizzare i dati di Lyons et al.(34) Il lago Malawi ha continuato a erodere il paesaggio bruciato dopo 85 ka, il che implica una correlazione positiva (Rs di Spearman = 0,2542 e P = 0,0002; Tabella S7), mentre i sedimenti più vecchi mostrano la relazione opposta (Rs = -0,2509 e P < 0,0001).Nel bacino settentrionale, il nucleo MAL05-2A più corto ha il punto di ancoraggio di datazione più profondo e il tufo di Toba più giovane è compreso tra circa 74 e 75 ka (35).Sebbene manchi di una prospettiva a lungo termine, riceve input direttamente dal bacino da cui provengono i dati archeologici.Le registrazioni del carbone del bacino settentrionale mostrano che dal segno della cripto-tefra di Toba, l'immissione di carbone terrigeno è aumentata costantemente durante il periodo in cui le prove archeologiche sono più comuni (Figura 2B).
Le prove di incendi provocati dall'uomo possono riflettere un uso deliberato su scala paesaggistica, popolazioni diffuse che causano accensioni in loco più o più grandi, alterazione della disponibilità di carburante mediante la raccolta di foreste sottobosco o una combinazione di queste attività.I moderni cacciatori-raccoglitori usano il fuoco per cambiare attivamente le ricompense per il foraggiamento (2).Le loro attività aumentano l'abbondanza di prede, mantengono il paesaggio a mosaico e aumentano la diversità termica e l'eterogeneità degli stadi di successione (13).Il fuoco è importante anche per le attività in loco come il riscaldamento, la cucina, la difesa e la socializzazione (14).Anche piccole differenze nel dispiegamento degli incendi al di fuori dei fulmini naturali possono modificare i modelli di successione delle foreste, la disponibilità di carburante e la stagionalità degli incendi.È molto probabile che la riduzione della copertura arborea e degli alberi del sottobosco aumenti l'erosione e la perdita della diversità delle specie in quest'area è strettamente correlata alla perdita delle comunità forestali di montagna africane (25).
Nella documentazione archeologica prima dell'inizio della MSA, il controllo umano del fuoco è stato ben stabilito (15), ma finora il suo utilizzo come strumento di gestione del paesaggio è stato registrato solo in pochi contesti paleolitici.Questi includono circa in Australia.40 ka (36), Altopiano della Nuova Guinea.45 ka (37) trattato di pace.50 ka Niah Cave (38) nella pianura del Borneo.Nelle Americhe, quando l'uomo è entrato per la prima volta in questi ecosistemi, specialmente negli ultimi 20 ka (16), l'accensione artificiale era considerata il fattore principale nella riconfigurazione delle comunità vegetali e animali.Queste conclusioni devono essere basate su prove pertinenti, ma nel caso di sovrapposizione diretta di dati archeologici, geologici, geomorfologici e paleoambientali, l'argomento della causalità è stato rafforzato.Sebbene i dati principali marini delle acque costiere dell'Africa abbiano precedentemente fornito prove di cambiamenti di fuoco in passato di circa 400 ka (9), qui forniamo prove dell'influenza umana da importanti set di dati archeologici, paleoambientali e geomorfologici.
L'identificazione degli incendi provocati dall'uomo nelle registrazioni paleoambientali richiede l'evidenza delle attività di incendio e dei cambiamenti temporali o spaziali della vegetazione, dimostrando che questi cambiamenti non sono previsti dai soli parametri climatici e la sovrapposizione temporale/spaziale tra i cambiamenti nelle condizioni di incendio e i cambiamenti nell'uomo record (29) Qui, le prime prove dell'occupazione diffusa di MSA e della formazione di conoidi alluvionali nel bacino del lago Malawi si sono verificate all'incirca all'inizio di un'importante riorganizzazione della vegetazione regionale.85 carte.L'abbondanza di carbone nel nucleo MAL05-1B/1C riflette l'andamento regionale della produzione e deposizione di carbone, a circa 150 ka rispetto al resto del record di 636 ka (Figure S5, S9 e S10).Questa transizione mostra l'importante contributo del fuoco a plasmare la composizione dell'ecosistema, che non può essere spiegato solo dal clima.In situazioni di incendio naturale, l'accensione dei fulmini si verifica di solito alla fine della stagione secca (39).Tuttavia, se il carburante è abbastanza secco, gli incendi provocati dall'uomo possono accendersi in qualsiasi momento.Sulla scala della scena, gli esseri umani possono cambiare continuamente il fuoco raccogliendo legna da ardere da sotto la foresta.Il risultato finale di qualsiasi tipo di incendio provocato dall'uomo è che può causare un consumo di vegetazione più legnosa, che dura tutto l'anno e su tutte le scale.
In Sud Africa, già nel 164 ka (12), il fuoco veniva utilizzato per il trattamento termico delle pietre per la fabbricazione di utensili.Già nel 170 ka (40), il fuoco veniva usato come strumento per cucinare i tuberi amidacei, sfruttando appieno il fuoco nell'antichità.Scenario ricco di risorse (41).Gli incendi del paesaggio riducono la copertura arborea e sono uno strumento importante per il mantenimento degli ambienti dei prati e degli appezzamenti forestali, che sono gli elementi che definiscono gli ecosistemi mediati dall'uomo (13).Se lo scopo di modificare il comportamento della vegetazione o delle prede è aumentare la combustione provocata dall'uomo, allora questo comportamento rappresenta un aumento della complessità del controllo e dell'attivazione del fuoco da parte dei primi umani moderni rispetto ai primi umani e mostra che il nostro rapporto con il fuoco ha subito un spostamento dell'interdipendenza (7).La nostra analisi fornisce un ulteriore modo per comprendere i cambiamenti nell'uso del fuoco da parte degli esseri umani nel tardo Pleistocene e l'impatto di questi cambiamenti sul loro paesaggio e ambiente.
L'espansione dei ventagli alluvionali del tardo quaternario nell'area di Karonga potrebbe essere dovuta a cambiamenti nel ciclo di combustione stagionale in condizioni di precipitazioni superiori alla media, con conseguente aumento dell'erosione del pendio.Il meccanismo di questo evento potrebbe essere la risposta a scala spartiacque guidata dal disturbo causato dall'incendio, dall'erosione accresciuta e prolungata della parte superiore dello spartiacque e dall'espansione delle conoidi alluvionali nell'ambiente pedemontano vicino al lago Malawi.Queste reazioni possono includere la modifica delle proprietà del suolo per ridurre la permeabilità, ridurre la rugosità superficiale e aumentare il deflusso a causa della combinazione di condizioni di elevata precipitazione e ridotta copertura arborea (42).La disponibilità di sedimenti viene inizialmente migliorata staccando il materiale di copertura e, nel tempo, la resistenza del suolo può diminuire a causa del riscaldamento e della ridotta resistenza delle radici.L'esfoliazione del terriccio aumenta il flusso di sedimenti, che viene assorbito dall'accumulo a ventaglio a valle e accelera la formazione di terriccio rosso sul ventaglio.
Molti fattori possono controllare la risposta del paesaggio alle mutevoli condizioni di incendio, la maggior parte dei quali opera in un breve periodo di tempo (42-44).Il segnale che associamo qui è ovvio sulla scala temporale del millennio.I modelli di analisi e di evoluzione del paesaggio mostrano che con il disturbo della vegetazione causato da ripetuti incendi, il tasso di denudazione è cambiato in modo significativo su una scala temporale del millennio (45, 46).La mancanza di reperti fossili regionali che coincidono con i cambiamenti osservati nei registri del carbone e della vegetazione ostacola la ricostruzione degli effetti del comportamento umano e dei cambiamenti ambientali sulla composizione delle comunità erbivore.Tuttavia, i grandi erbivori che abitano i paesaggi più aperti svolgono un ruolo nel loro mantenimento e nella prevenzione dell'invasione della vegetazione boschiva (47).L'evidenza dei cambiamenti nelle diverse componenti dell'ambiente non dovrebbe verificarsi simultaneamente, ma dovrebbe essere vista come una serie di effetti cumulativi che possono verificarsi in un lungo periodo di tempo (11).Utilizzando il metodo dell'anomalia climatica (29), consideriamo l'attività umana un fattore trainante chiave nel plasmare il paesaggio del Malawi settentrionale durante il tardo Pleistocene.Tuttavia, questi effetti possono essere basati sulla precedente, meno ovvia eredità delle interazioni uomo-ambiente.Il picco di carbone che è apparso nella documentazione paleoambientale prima della prima data archeologica può includere una componente antropogenica che non causa gli stessi cambiamenti del sistema ecologico registrati in seguito e non coinvolge depositi sufficienti per indicare con sicurezza l'occupazione umana.
I nuclei di sedimenti corti, come quelli dell'adiacente bacino del lago Masoko in Tanzania, o i nuclei di sedimenti più corti nel lago Malawi, mostrano che la relativa abbondanza di polline di erba e taxa boschivi è cambiata, il che è attribuito agli ultimi 45 anni.Il cambiamento climatico naturale di ka (48-50).Tuttavia, solo un'osservazione a lungo termine della documentazione pollinica del lago Malawi >600 ka, insieme all'antico paesaggio archeologico adiacente, è possibile comprendere il clima, la vegetazione, il carbone e le attività umane.Sebbene sia probabile che gli esseri umani compaiano nella parte settentrionale del bacino del lago Malawi prima di 85 ka, circa 85 ka, specialmente dopo 70 ka, indicano che l'area è attraente per l'insediamento umano dopo la fine dell'ultimo grande periodo di siccità.In questo momento, l'uso nuovo o più intensivo/frequente del fuoco da parte dell'uomo è ovviamente combinato con il cambiamento climatico naturale per ricostruire la relazione ecologica> 550-ka, e alla fine ha formato il primo paesaggio artificiale preagricolo (Figura 4).A differenza dei periodi precedenti, la natura sedimentaria del paesaggio preserva il sito MSA, che è una funzione della relazione ricorsiva tra l'ambiente (distribuzione delle risorse), il comportamento umano (modelli di attività) e l'attivazione dei ventagli (deposizione/sepoltura del sito).
(A) Circa.400 ka: nessun essere umano può essere rilevato.Le condizioni umide sono simili a quelle odierne e il livello del lago è alto.Copertura arborea varia e non ignifuga.(B) Circa 100 ka: non ci sono documenti archeologici, ma la presenza di esseri umani può essere rilevata attraverso l'afflusso di carbone.Condizioni estremamente secche si verificano nei bacini idrografici asciutti.Il substrato roccioso è generalmente esposto e i sedimenti superficiali sono limitati.(C) Da 85 a 60 ka circa: il livello dell'acqua del lago aumenta con l'aumento delle precipitazioni.L'esistenza degli esseri umani può essere scoperta attraverso l'archeologia dopo 92 ka, e dopo 70 ka seguiranno l'incendio degli altopiani e l'espansione dei ventagli alluvionali.È emerso un sistema vegetale meno diversificato e resistente al fuoco.(D) Circa 40-20 ka: l'immissione di carbone ambientale nel bacino settentrionale è aumentata.La formazione dei ventagli alluvionali continuò, ma iniziò a indebolirsi alla fine di questo periodo.Rispetto al precedente record di 636 ka, il livello del lago rimane alto e stabile.
L'Antropocene rappresenta l'accumulo di comportamenti di costruzione di nicchie sviluppati nel corso di migliaia di anni e la sua scala è unica per l'Homo sapiens moderno (1, 51).Nel contesto moderno, con l'introduzione dell'agricoltura, i paesaggi creati dall'uomo continuano ad esistere e si intensificano, ma sono estensioni di modelli stabiliti durante il Pleistocene, piuttosto che disconnessioni (52).I dati del Malawi settentrionale mostrano che il periodo di transizione ecologica può essere prolungato, complicato e ripetitivo.Questa scala di trasformazione riflette la complessa conoscenza ecologica dei primi esseri umani moderni e illustra la loro trasformazione nella nostra specie dominante globale oggi.
Secondo il protocollo descritto da Thompson et al., indagine in loco e registrazione di manufatti e caratteristiche di ciottoli nell'area di indagine.(53).Il posizionamento della fossa di prova e lo scavo del sito principale, inclusi micromorfologia e campionamento di fitoliti, hanno seguito il protocollo descritto da Thompson et al.(18) e Wright et al.(19).La nostra mappa del sistema informativo geografico (GIS) basata sulla mappa del rilevamento geologico del Malawi della regione mostra una chiara correlazione tra Chitimwe Beds e siti archeologici (Figura S1).L'intervallo tra le fosse di prova geologiche e archeologiche nell'area di Karonga è quello di catturare il campione rappresentativo più ampio (Figura S2).La geomorfologia, l'età geologica e le indagini archeologiche di Karonga coinvolgono quattro principali metodi di rilevamento sul campo: indagini pedonali, fosse di prova archeologiche, fosse di prova geologiche e scavi dettagliati del sito.Insieme, queste tecniche consentono il campionamento dell'esposizione principale del letto di Chitimwe a nord, centro e sud di Karonga (Figura S3).
L'indagine in loco e la registrazione di manufatti e caratteristiche di ciottoli sull'area di rilevamento pedonale hanno seguito il protocollo descritto da Thompson et al.(53).Questo approccio ha due obiettivi principali.Il primo consiste nell'individuare i luoghi in cui i reperti culturali sono stati erosi, quindi collocare a monte di questi luoghi fosse di prova archeologica per ripristinare i reperti culturali in situ dall'ambiente sepolto.Il secondo obiettivo è quello di registrare formalmente la distribuzione dei manufatti, le loro caratteristiche e il loro rapporto con la fonte dei materiali lapidei vicini (53).In questo lavoro, una squadra di tre persone ha camminato a una distanza da 2 a 3 metri per un totale di 147,5 chilometri lineari, attraversando la maggior parte dei letti di Chitimwe disegnati (Tabella S6).
Il lavoro si è concentrato in primo luogo sui letti di Chitimwe per massimizzare i campioni di artefatti osservati, e in secondo luogo si è concentrato su lunghe sezioni lineari dalla riva del lago agli altopiani che attraversano diverse unità sedimentarie.Ciò conferma un'osservazione chiave secondo cui i manufatti situati tra gli altopiani occidentali e la riva del lago sono legati solo al letto di Chitimwe o ai sedimenti più recenti del tardo Pleistocene e dell'Olocene.I manufatti trovati in altri depositi sono fuori sede, trasferiti da altri luoghi del paesaggio, come si può vedere dalla loro abbondanza, dimensione e grado di alterazione.
La fossa di prova archeologica in atto e lo scavo del sito principale, inclusi micromorfologia e campionamento di fitoliti, hanno seguito il protocollo descritto da Thompson et al.(18, 54) e Wright et al.(19, 55).Lo scopo principale è comprendere la distribuzione sotterranea di manufatti e sedimenti a forma di ventaglio nel paesaggio più ampio.I manufatti sono solitamente sepolti in profondità in tutti i luoghi di Chitimwe Beds, ad eccezione dei bordi, dove l'erosione ha iniziato a rimuovere la parte superiore del sedimento.Durante l'indagine informale, due persone sono passate davanti ai letti di Chitimwe, che sono stati visualizzati come elementi della mappa sulla mappa geologica del governo del Malawi.Quando queste persone incontrarono le spalle del sedimento del letto di Chitimwe, iniziarono a camminare lungo il bordo, dove potevano osservare i manufatti erosi dal sedimento.Inclinando gli scavi leggermente verso l'alto (da 3 a 8 m) dai manufatti in erosione attiva, lo scavo può rivelare la loro posizione in situ rispetto al sedimento che li contiene, senza la necessità di un ampio scavo laterale.Le fosse di prova sono posizionate in modo tale da essere a una distanza compresa tra 200 e 300 metri dalla fossa più vicina, catturando così i cambiamenti nel sedimento del letto di Chitimwe e nei manufatti in esso contenuti.In alcuni casi, la fossa di prova ha rivelato un sito che in seguito è diventato un sito di scavo a grandezza naturale.
Tutti i pozzi di prova iniziano con un quadrato di 1 × 2 m, sono rivolti da nord a sud e vengono scavati in unità arbitrarie di 20 cm, a meno che il colore, la consistenza o il contenuto del sedimento non cambi in modo significativo.Registrare la sedimentologia e le proprietà del suolo di tutti i sedimenti scavati, che passano uniformemente attraverso un setaccio asciutto da 5 mm.Se la profondità di deposizione continua a superare 0,8-1 m, smettere di scavare in uno dei due metri quadrati e continuare a scavare nell'altro, formando così un "gradino" in modo da poter entrare in sicurezza negli strati più profondi.Quindi continuare a scavare fino a raggiungere il substrato roccioso, almeno 40 cm di sedimenti archeologicamente sterili sono al di sotto della concentrazione dei manufatti, oppure lo scavo diventa troppo pericoloso (profondo) per procedere.In alcuni casi, la profondità di deposizione deve estendere la fossa di prova a un terzo metro quadrato ed entrare nella trincea in due passaggi.
I pozzi di test geologici hanno precedentemente dimostrato che i letti di Chitimwe appaiono spesso sulle mappe geologiche a causa del loro caratteristico colore rosso.Quando includono estesi corsi d'acqua e sedimenti fluviali e sedimenti di conoidi alluvionali, non sempre appaiono rossi (19).Geologia La fossa di prova è stata scavata come una semplice fossa progettata per rimuovere i sedimenti superiori misti per rivelare gli strati sotterranei dei sedimenti.Ciò è necessario perché il letto di Chitimwe è eroso in un pendio parabolico e sul pendio sono presenti sedimenti crollati, che di solito non formano parti naturali o tagli chiari.Pertanto, questi scavi o hanno avuto luogo sulla sommità del letto di Chitimwe, presumibilmente c'era un contatto sotterraneo tra il letto di Chitimwe e il letto di Chiwondo pliocenico sottostante, oppure hanno avuto luogo dove era necessario datare i sedimenti del terrazzo del fiume (55).
Gli scavi archeologici su vasta scala vengono effettuati in luoghi che promettono un gran numero di assemblaggi di strumenti in pietra in situ, di solito basati su fosse di prova o luoghi in cui è possibile vedere un gran numero di reperti culturali erodersi dal pendio.I principali reperti culturali scavati sono stati recuperati da unità sedimentarie scavate separatamente in un quadrato di 1 × 1 m.Se la densità dei manufatti è elevata, l'unità di scavo è un beccuccio da 10 o 5 cm.Tutti i prodotti in pietra, le ossa fossili e l'ocra sono stati estratti durante ogni grande scavo e non esiste un limite di dimensioni.La dimensione dello schermo è di 5 mm.Se i reperti culturali vengono scoperti durante il processo di scavo, verrà assegnato loro un numero di scoperta del disegno con codice a barre univoco e i numeri di scoperta della stessa serie verranno assegnati alle scoperte filtrate.Le reliquie culturali sono contrassegnate con inchiostro permanente, poste in sacchetti con etichette campione e insaccate insieme ad altre reliquie culturali dello stesso background.Dopo l'analisi, tutte le reliquie culturali sono conservate nel Centro Culturale e Museale di Karonga.
Tutti gli scavi sono effettuati secondo strati naturali.Questi sono suddivisi in sputi e lo spessore dello spiedo dipende dalla densità del manufatto (ad esempio, se la densità del manufatto è bassa, lo spessore dello spiedo sarà elevato).I dati di sfondo (ad esempio, le proprietà dei sedimenti, le relazioni di sfondo e le osservazioni dell'interferenza e della densità degli artefatti) vengono registrati nel database di Access.Tutti i dati delle coordinate (ad esempio, risultati disegnati in segmenti, elevazione del contesto, angoli quadrati e campioni) sono basati sulle coordinate UTM (Universal Transverse Mercator) (WGS 1984, Zona 36S).Nel sito principale, tutti i punti vengono registrati utilizzando una stazione totale Nikon Nivo C serie 5″, costruita su una griglia locale il più vicino possibile a nord di UTM.L'ubicazione dell'angolo nord-ovest di ciascun sito di scavo e l'ubicazione di ciascun sito di scavo La quantità di sedimento è riportata nella tabella S5.
La sezione relativa alle caratteristiche della sedimentologia e della scienza del suolo di tutte le unità scavate è stata registrata utilizzando il programma di classi della parte agricola degli Stati Uniti (56).Le unità sedimentarie sono specificate in base alla dimensione del grano, all'angolosità e alle caratteristiche della lettiera.Notare le inclusioni anomale e i disturbi associati all'unità sedimentaria.Lo sviluppo del suolo è determinato dall'accumulo di sesquiossido o carbonato nel suolo sotterraneo.Spesso si registrano anche fenomeni atmosferici sotterranei (ad esempio redox, formazione di noduli residui di manganese).
Il punto di raccolta dei campioni OSL è determinato sulla base della stima di quale facies può produrre la stima più affidabile dell'età di seppellimento dei sedimenti.Nel punto di campionamento sono state scavate trincee per esporre lo strato sedimentario autogeno.Raccogliere tutti i campioni utilizzati per la datazione OSL inserendo un tubo di acciaio opaco (circa 4 cm di diametro e circa 25 cm di lunghezza) nel profilo del sedimento.
La datazione OSL misura la dimensione del gruppo di elettroni intrappolati nei cristalli (come quarzo o feldspato) a causa dell'esposizione alle radiazioni ionizzanti.La maggior parte di questa radiazione proviene dal decadimento degli isotopi radioattivi nell'ambiente e una piccola quantità di componenti aggiuntivi alle latitudini tropicali appare sotto forma di radiazione cosmica.Gli elettroni catturati vengono rilasciati quando il cristallo viene esposto alla luce, che si verifica durante il trasporto (evento di azzeramento) o in laboratorio, dove l'illuminazione avviene su un sensore in grado di rilevare fotoni (ad esempio un tubo fotomoltiplicatore o una fotocamera con una carica dispositivo di accoppiamento) La parte inferiore emette quando l'elettrone ritorna allo stato fondamentale.Le particelle di quarzo con una dimensione compresa tra 150 e 250 μm vengono separate mediante setacciatura, trattamento acido e separazione della densità e utilizzate come piccole aliquote (<100 particelle) montate sulla superficie di una lastra di alluminio o perforate in un pozzetto di 300 x 300 mm L'individuo le particelle vengono analizzate su una padella di alluminio.La dose sepolta viene solitamente stimata utilizzando un metodo di rigenerazione di una singola aliquota (57).Oltre a valutare la dose di radiazione ricevuta dai grani, la datazione OSL richiede anche la stima del rateo di dose misurando la concentrazione di radionuclidi nel sedimento del campione raccolto mediante spettroscopia gamma o analisi di attivazione neutronica e determinando il campione di riferimento della dose cosmica Posizione e profondità di sepoltura.La determinazione dell'età finale si ottiene dividendo la dose di sepoltura per il tasso di dose.Tuttavia, quando c'è un cambiamento nella dose misurata da un singolo granello o gruppo di grani, è necessario un modello statistico per determinare la dose sepolta appropriata da utilizzare.La dose sepolta viene qui calcolata utilizzando il modello dell'era centrale, nel caso di datazione ad aliquota singola, o nel caso di datazione a particella singola, utilizzando un modello a miscela finita (58).
Tre laboratori indipendenti hanno eseguito l'analisi OSL per questo studio.Di seguito sono riportati i singoli metodi dettagliati per ciascun laboratorio.In generale, utilizziamo il metodo della dose rigenerativa per applicare la datazione OSL a piccole aliquote (decine di grani) invece di utilizzare l'analisi del singolo grano.Questo perché durante l'esperimento di crescita rigenerativa, il tasso di recupero di un piccolo campione è basso (<2%) e il segnale OSL non è saturo al livello del segnale naturale.La coerenza interlaboratorio della determinazione dell'età, la coerenza dei risultati all'interno e tra i profili stratigrafici testati e la coerenza con l'interpretazione geomorfologica dell'età 14C delle rocce carbonatiche sono la base principale per questa valutazione.Ogni laboratorio ha valutato o implementato un accordo di grano singolo, ma ha stabilito indipendentemente che non era adatto per l'uso in questo studio.I metodi dettagliati e i protocolli di analisi seguiti da ciascun laboratorio sono forniti nei materiali e metodi supplementari.
I manufatti in pietra recuperati da scavi controllati (BRU-I; CHA-I, CHA-II e CHA-III; MGD-I, MGD-II e MGD-III; e SS-I) si basano sul sistema metrico e sulla qualità caratteristiche.Misurare il peso e le dimensioni massime di ciascun pezzo (utilizzando una bilancia digitale per misurare il peso è 0,1 g; utilizzando un calibro digitale Mitutoyo per misurare tutte le dimensioni è 0,01 mm).Tutti i reperti culturali sono classificati anche in base a materie prime (quarzo, quarzite, selce, ecc.), granulometria (fine, media, grossa), uniformità della granulometria, colore, tipo e copertura della corteccia, alterazione degli agenti atmosferici/arrotondamento dei bordi e grado tecnico (completi o frammentati) nuclei o scaglie, scaglie/pezzi angolari, pietre martello, granate e altri).
Il nucleo è misurato lungo la sua massima lunghezza;larghezza massima;la larghezza è del 15%, 50% e 85% della lunghezza;spessore massimo;lo spessore è del 15%, 50% e 85% della lunghezza.Sono state inoltre eseguite misurazioni per valutare le proprietà volumetriche del nucleo dei tessuti emisferici (radiale e Levallois).Sia i nuclei intatti che quelli rotti sono classificati secondo il metodo di ripristino (piattaforma singola o multipiattaforma, radiale, Levallois, ecc.) e le cicatrici traballanti sono contate a ≥15 mm e ≥20% della lunghezza del nucleo.I nuclei con 5 o meno cicatrici di 15 mm sono classificati come "casuali".Viene registrata la copertura corticale dell'intera superficie del nucleo e la relativa copertura corticale di ciascun lato viene registrata sul nucleo del tessuto emisferico.
Il foglio viene misurato lungo la sua lunghezza massima;larghezza massima;la larghezza è del 15%, 50% e 85% della lunghezza;spessore massimo;lo spessore è del 15%, 50% e 85% della lunghezza.Descrivi i frammenti in base alle parti rimanenti (prossimale, mediana, distale, divisa a destra e divisa a sinistra).L'allungamento si calcola dividendo la lunghezza massima per la larghezza massima.Misurare la larghezza della piattaforma, lo spessore e l'angolo della piattaforma esterna della fetta intatta e dei frammenti della fetta prossimale e classificare le piattaforme in base al grado di preparazione.Registra la copertura corticale e la posizione su tutte le fette e frammenti.I bordi distali sono classificati in base al tipo di terminazione (piuma, cerniera e forcella superiore).Sulla fetta completa, registra il numero e la direzione della cicatrice sulla fetta precedente.Quando incontrate, registrare la posizione della modifica e l'invasività secondo il protocollo stabilito da Clarkson (59).Sono stati avviati piani di ristrutturazione per la maggior parte delle combinazioni di scavo per valutare i metodi di ripristino e l'integrità del deposito del sito.
I manufatti lapidei recuperati dalle fosse di prova (CS-TP1-21, SS-TP1-16 e NGA-TP1-8) sono descritti secondo uno schema più semplice rispetto allo scavo controllato.Per ciascun manufatto sono state registrate le seguenti caratteristiche: materia prima, dimensione delle particelle, copertura della corteccia, grado dimensionale, agenti atmosferici/danni ai bordi, componenti tecnici e conservazione dei frammenti.Vengono registrate note descrittive per le caratteristiche diagnostiche dei fiocchi e delle carote.
Blocchi completi di sedimento sono stati tagliati da sezioni esposte in scavi e trincee geologiche.Queste pietre sono state fissate in loco con bende di gesso o carta igienica e nastro da imballaggio, quindi trasportate al Laboratorio di Archeologia Geologica dell'Università di Tubinga in Germania.Lì, il campione viene essiccato a 40°C per almeno 24 ore.Quindi vengono polimerizzati sotto vuoto, utilizzando una miscela di resina poliestere non promossa e stirene in un rapporto di 7:3.Il perossido di metiletilchetone viene utilizzato come catalizzatore, miscela di resina-stirene (da 3 a 5 ml/l).Una volta che la miscela di resina è gelificata, riscaldare il campione a 40°C per almeno 24 ore per indurire completamente la miscela.Utilizzare una sega per piastrelle per tagliare il campione indurito in pezzi di 6 × 9 cm, incollarli su un vetrino e macinarli a uno spessore di 30 μm.Le fette risultanti sono state scansionate utilizzando uno scanner piano e analizzate utilizzando luce polarizzata piana, luce a polarizzazione incrociata, luce incidente obliqua e fluorescenza blu a occhio nudo e ingrandimento (da × 50 a × 200).La terminologia e la descrizione delle sezioni sottili seguono le linee guida pubblicate da Stoops (60) e Courty et al.(61).I noduli carbonatici che formano il suolo raccolti da una profondità > 80 cm vengono tagliati a metà in modo che la metà possa essere impregnata ed eseguita in fette sottili (4,5 × 2,6 cm) utilizzando uno stereomicroscopio standard e un microscopio petrografico e catodoluminescenza (CL) Microscopio da ricerca .Il controllo dei tipi di carbonato è molto cauto, perché la formazione di carbonato di formazione del suolo è correlata alla superficie stabile, mentre la formazione di carbonato di falda è indipendente dalla superficie o dal suolo.
I campioni sono stati perforati dalla superficie tagliata dei noduli carbonatici che formano il suolo e dimezzati per varie analisi.FS ha utilizzato i microscopi stereo e petrografici standard del gruppo di lavoro di geoarcheologia e il microscopio CL del gruppo di lavoro di mineralogia sperimentale per studiare le fette sottili, entrambi situati a Tubinga, in Germania.I sottocampioni di datazione al radiocarbonio sono stati perforati utilizzando trapani di precisione da un'area designata di circa 100 anni.L'altra metà dei noduli ha un diametro di 3 mm per evitare aree con ricristallizzazione tardiva, ricche inclusioni minerali o grandi cambiamenti nelle dimensioni dei cristalli di calcite.Lo stesso protocollo non può essere seguito per i campioni MEM-5038, MEM-5035 e MEM-5055 A.Questi campioni sono selezionati da campioni di sedimenti sciolti e sono troppo piccoli per essere tagliati a metà per un sezionamento sottile.Tuttavia, sono stati condotti studi su sezione sottile sui corrispondenti campioni micromorfologici di sedimenti adiacenti (compresi i noduli di carbonato).
Abbiamo inviato campioni di datazione 14C al Center for Applied Isotope Research (CAIS) presso l'Università della Georgia, Atene, USA.Il campione di carbonato reagisce con acido fosforico al 100% in un recipiente di reazione evacuato per formare CO2.Purificazione a bassa temperatura di campioni di CO2 da altri prodotti di reazione e conversione catalitica in grafite.Il rapporto di grafite 14C/13C è stato misurato utilizzando uno spettrometro di massa con acceleratore da 0,5 MeV.Confrontare il rapporto di campionamento con il rapporto misurato con l'acido ossalico I standard (NBS SRM 4990).Il marmo di Carrara (IAEA C1) viene utilizzato come sfondo e il travertino (IAEA C2) come standard secondario.Il risultato è espresso come percentuale del carbonio moderno e la data citata non calibrata è data in anni al radiocarbonio (anni BP) prima del 1950, utilizzando un'emivita di 14C di 5568 anni.L'errore è citato come 1-σ e riflette l'errore statistico e sperimentale.Sulla base del valore δ13C misurato mediante spettrometria di massa del rapporto isotopico, C. Wissing del Laboratorio di biogeologia di Tubinga, in Germania, ha riportato la data del frazionamento degli isotopi, ad eccezione di UGAMS-35944r misurato al CAIS.Il campione 6887B è stato analizzato in duplicato.Per fare ciò, perforare un secondo sottocampione dal nodulo (UGAMS-35944r) dall'area di campionamento indicata sulla superficie di taglio.La curva di calibrazione INTCAL20 (Tabella S4) (62) applicata nell'emisfero australe è stata utilizzata per correggere il frazionamento atmosferico di tutti i campioni da 14°C a 2-σ.