Repositorio Institucional de Documentos

CARACTERIZACIÓN AMBIENTAL DEL HOLOCENO RECIENTE EN EL IBÓN DE MARBORÉ, HUESCA, PIRINEO CENTRAL Primeros resultados del Análisis Palinológico Máster de Iniciación a la Investigación en Geología Directora: PENÉLOPE GONZÁLEZ SAMPÉRIZ Tutor: CARLOS SANCHO MARCÉN Autora: MARIA LEUNDA ESNAOLA Zaragoza, septiembre del 2013 Ibón de Marboré. Al fondo brecha y pico de Tucarroya (M. Leunda) Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 2 Resumen En este Trabajo Fin de Máster, se presentan los resultados del análisis palinológico preliminar llevado a cabo en una secuencia lacustre procedente del ibón de Marboré (Pirineo Central). Esta secuencia cubre, aproximadamente, los últimos 2000 años de historia ambiental. El Ibón de Marboré (42º 41´N, 0º 02´E) se encuentra a 2.612 m s.n.m., dentro del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, por lo que esta secuencia es la de mayor altitud obtenida hasta la fecha en la región. Con este trabajo, se confirma el potencial que poseen los registros lacustres de altitud para la reconstrucción paleoambiental de carácter regional. A pesar de encontrarse por encima del límite del bosque, en la secuencia de Marboré quedan bien reflejados los diferentes cambios de vegetación acaecidos en la zona. La gran proporción de Abies y bosque caducifolio durante el Periodo Húmedo Íbero Romano (0-500 A.D.), el descenso general de los taxones arbóreos durante las Dark Ages (500-900 A.D.), el significativo aumento de Artemisia durante el Periodo Cálido Medieval (900-1300 A.D.), la expansión de Olea durante la Pequeña Edad de Hielo (1300-1850 A.D.), y el aumento de los taxones arbóreos durante la Era Industrial (1850 A.D.- actualidad), resultan acordes con la información paleoambiental conocida hasta el momento en la región. La historia de los cambios de vegetación reconstruida concuerda perfectamente con lo esperable en cada periodo climático. Este hecho confirma el complejo modelo de edad planteado en la secuencia de Marboré, afectado por un importante envejecimiento de las fechas radiocarbónicas. Además, la comparación realizada entre los cambios de vegetación registrados y la curva de Pb obtenida del análisis geoquímico a partir de XRF, también confirma la cronología propuesta para la secuencia. El contenido en Pb evoluciona según las evidencias históricas de actividad minera en la región. Abstract The preliminary palynological results of a lacustrine sequence extracted from Marbore lake are presented in this Master Thesis. This sequence covers approximately the last 2000 years of environmental history. Marbore lake (42º 41´N, 0º 02´E) is located at 2.612 m a.s.l. in Ordesa and Monte Perdido National Park (Central Pyrenees), this means that is the highest lascustrine sequence ever obtained in this region. The big value and sensibility of high mountain lakes for regional paleoenvironmental reconstructions is confirmed in this work. Despite the fact that Marbore lake is located above the forest limit, changes in vegetation of the surrounding area are well recorded. The high proportion of Abies and deciduous forest during the Roman Warm Period (0-500 A.D.), the general decrease of the arboreal taxa in the Dark Ages (500900 A.D.), the significant increase of Artemisia during the Medieval Warm Period (900- Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 3 1300 A.D.), the expansion of Olea during the Little Ice Age (1300-1850 A.D.) and the increase of the arboreal taxa in the Industrial Era (1850 A.D.-nowadays) are in agreement with the well-known regional paleoenvironmental information. The reconstructed history of the vegetation changes agree with each climatic period. Thus, the complex age model suggested for Marbore sequence is confirmed, which is characterized by an important hard water effect in the obtained radiocarbon ages. In addition, the comparison between the recorded vegetation changes, and the Pb curve from the geochemical XRF analysis, also confirms the proposed chronology for this sequence. The Pb content evolves according to the historical evidences of mining activity in the region. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 4 Índice 1. Introducción.............................................................................................................5 1.1. Cambios climático-ambientales........................................................................5 1.2. Potencial de los sedimentos lacustres..............................................................6 1.3. La palinología como herramienta paleoambiental..........................................7 1.4. Antecedentes y objetivos..................................................................................9 2. Escenario regional................................................................................................11 2.1. Localización geográfica...............................................................................11 2.2. Contexto geológico.....................................................................................12 2.3. Marco geomorfológico...............................................................................14 2.4. Clima............................................................................................................16 2.5. Vegetación..................................................................................................18 3. Metodología..........................................................................................................21 3.1. Obtención de los sondeos y tratamiento inicial del sedimento….................21 3.2. Modelo de edad..............................................................................................22 3.3. Preparación de las muestras polínicas...........................................................23 4. Resultados.............................................................................................................24 4.1. Marco cronológico.....................................................................................24 4.2. Facies sedimentarias..................................................................................26 4.3. Análisis palinológico..................................................................................29 5. Discusión................................................................................................................35 6. Conclusiones.........................................................................................................43 7. Agradecimientos.................................................................................................44 8. Bibliografía............................................................................................................45 9. Anexo......................................................................................................................52 Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 5 1. Introducción 1.1. Cambios climático-ambientales El clima de la Tierra presenta variaciones a diferentes escalas de tiempo, tanto interanuales como a escala geológica (millones de años). Estas variaciones son el resultado de factores internos (vulcanismo, corrientes oceánicas) y externos, asociados a causas naturales (cambios orbitales, actividad solar), pero también a causas antropogénicas (Mann, 2007). Los paisajes y ecosistemas de todo el mundo son por ello producto de procesos naturales y culturales que han ido dándoles forma a lo largo del tiempo. Durante el último millón de años, el principal factor han sido los cambios climáticos, pero a partir del fin de la última glaciación hace 11.700 años, el impacto del ser humano en el medioambiente ha ido en aumento. El Homo sapiens se ha transformado de nómadacazador a residente de la ciudad (Roberts, 1998). Cada estado de la evolución social ha visto un incremento del control antropogénico sobre la naturaleza (Simons, 1996), llegando incluso a reemplazar a la fuerza de la naturaleza, que frecuentemente es observada como telón de fondo pasivo sobre la que actúa la historia del ser humano (Roberts, 1998). El Holoceno (últimos 11.700 años) representa el interglacial actual, un periodo cálido y relativamente húmedo que se ha considerado estable en comparación con el estadio glacial anterior (1200.000-11.700 BP). De todos modos, aunque el rango de variación de temperatura del Holoceno ha sido menor que en periodos glaciares (Johnsen et al., 1992), las reconstrucciones climáticas realizadas en ambientes continentales a partir de archivos lacustres han permitido describir grandes variaciones a escala global (Cohen, 2003) y regional (Valero-Garcés & Moreno, 2011), registrando tanto cambios milenarios (Morellón et al., 2009) como de pocos cientos de años (Pérez-Sanz et al., 2013). De hecho, la combinación de diferentes indicadores (“proxies”) en diversos archivos paleoclimáticos ha permitido la identificación de numerosas oscilaciones y cambios climáticos rápidos (CCR), incluso en periodos de tiempo relativamente cortos y recientes como los últimos 2.000 años (Roberts et al., 2012; Moreno et al., 2012).: El Periodo Húmedo Íbero Romano (0-500 A.D.), el periodo caracterizado como “Dark Ages” (500-900 A.D.), el Periodo Cálido Medieval (900-1300 A.D.), la Pequeña Edad de Hielo (1300-1850 A.D.) y el periodo actual de calentamiento (Valero-Garcés et al., 2006; Martín-Puertas et al., 2008; Morellón et al., 2011, 2012), son cinco fases bien diferenciadas y cada vez mejor caracterizadas en términos de temperatura y variabilidad en la precipitación incluso a nivel global (Mann & Jones, 2003). Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 6 La variabilidad climática durante el último milenio ha sido atribuida, entre otras causas, a variaciones en la irradiación solar (Wanner et al., 2008), pero el rol que juega la NAO (North Atlantic Oscillation) ha sido recientemente sugerido para explicar las diferencias existentes en cuanto a humedad durante el Periodo Cálido Medieval y la Pequeña Edad de Hielo (Trouet et a., 2009, 2012). En periodos de índice NAO positivo, las depresiones del Atlántico Norte sufren un desplazamiento septentrional que produce inviernos húmedos en el norte de Europa (Escandinavia, Escocia e Islandia) e inviernos más secos sobre el sur de Europa y el Norte de África (Wanner et al., 2001; Trigo et al., 2002). Mientras que cuando el índice NAO es negativo, el desplazamiento es hacia el sur, produciéndose más precipitación en latitudes más bajas (Moreno et al., 2012). 1.2. Potencial de los sedimentos lacustres Los depósitos lacustres han sido ampliamente utilizados para reconstruir ambientes del pasado. En comparación con otros archivos continentales, los sedimentos lacustres proporcionan registros estratigráficos relativamente largos y continuos, de los cuales se pueden obtener detalladas series de tiempo de los cambios acaecidos en su entorno. El hecho de que se trate de registros continuos resulta esencial para estimar las edades de los cambios y para calcular los ratios de deposición (Anderson et al., 2007). De hecho, los lagos suponen un repositorio natural de informa as del lago, vegetación del entorno, etc). La mayoría de los lagos de alta montaña fueron originados durante la última Glaciación debido a la acción del hielo sobre la roca firme, por lo que, generalmente, suelen ser ecosistemas jóvenes. A pesar de su rol aparentemente marginal en el Sistema Tierra, los lagos de montaña son particularmente sensibles a cualquier tipo de cambio en el entorno que los rodea, lo que les hace especialmente apropiados para determinados estudios ecológicos y ambientales (Catalan et al., 2006). Además, si combinamos la sensibilidad de los ecosistemas lacustres de alta montaña a las influencias externas con su posición remota respecto a áreas altamente humanizadas, resulta que los lagos de montaña son excelentes centinelas para los cambios ambientales del pasado y del presente que no tienen que estar relacionados con actividades del hombre en su entorno. De todos modos, y a pesar de la situación remota en la que se emplazan, los lagos de montaña también pueden ser alterados por algunas acciones antropogénicas (Catalan et al., 2006). Nuestra sociedad tiende a aumentar el uso de los recursos naturales y a externalizar los residuos que produce, por lo que los ecosistemas remotos son lugares apropiados para estudiar la magnitud y las consecuencias contaminantes persistentes, Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 7 especialmente en el caso de los metales pesados. En este sentido, el estudio de los paleoregistros ha mostrado que la contaminación por metales no es sólo un acontecimiento del presente, sino que en los Pirineos, se ha registrado contaminación por metales pesados desde el comienzo de la actividad minera intensiva durante la época Ibérica y Romana (Camarero et al., 1998; Aries, 2001). 1.3. La palinología como herramienta paleoambiental La palinología es la disciplina paleoecológica más utilizada para caracterizar los cambios de vegetación sucedidos durante el Pleistoceno Superior y el Holoceno. Se basa en que los granos de polen y las esporas producidas en la reproducción de las plantas, pueden ser incorporadas y preservadas en lagos, turberas, humedales u otros sedimentos susceptibles de ser analizados para reconstruir la vegetación del área (Roberts, 1998). Existen diversas razones por las que el polen y las esporas son considerados valiosos indicadores de condiciones del pasado: · En primer lugar, son fá por dos capas principales, y la exterior o exina material llamado esporopolenina. Este material, es un polí intina, la esporopolenina etc: destruidos (Bradley, 1999). · Una segunda característi -150 μm (Bradley, 1999), y por consiguiente tienden a ser transportados a cierta distancia desde su fuente, suspendidos en las masas de aire (Moore & Webb, 1978). P necesari Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 8 · especie (Fægri & Iversen, 1989; Moore & Webb, 1978), aunque (Moore & Webb, 1978). · aparecen en muchos sedimentos. Y es la abundancia la que permite hacer un registro cuantitativo. Sin embargo, los registros polínicos no reflejan directamente la abundancia de las plantas (Figura 1) Por eso, algunos taxones pueden encontrarse sobre-representados y otros subrepresentados en las muestras de polen (Mourelle & Prieto, 2012). viento) producen grandes cantidades de granos de polen y frecuentemente aparecen sobre-representados en los registros. Contrariamente, una baja productividad (Fægri & Iversen, 1989). Mucho menos polen aún producen las plantas autógamas, que se verán ampliamente sub-representadas en el espectro polínico (Bradley, 1999). El viento también ocasiona diferencias entre la vegetación real y la reconstruida, ya que los granos de las especies anemófilas pueden ser transportados y posteriormente depositados en zonas muy alejadas a la fuente, mientras que otras especies más cercanas podrían verse sub-representadas (Roberts, 1998). Además, el registro sedimentario será posteriormente afectado debido procesos diagenéticos y a las diferencias presentes en cuanto a la conservación y destrucción de los diferentes granos de polen (Birks & Birks, 1980). El principal objetivo de los estudios polínicos es reconstruir la vegetación del pasado, pero muchas veces suele haber un segundo objetivo que es establecer los factores que determinan la existencia, formación y evolución de determinada flora en un punto concreto, teniendo en cuenta que los factores controladores más importantes son el clima y la actividad humana. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 9 Figura 1. Reconstrucción de la vegetación basada en el análisis polínico. En la parte superior de la figura se representa la vegetación real junto con el % de polen que se está depositando en el lago. En la parte inferior se muestra la reconstrucción de la vegetación tras el análisis polínico del sedimento del lago. Como se observa, el pino (especie anemófila) aparece sobre-representado respecto al resto de las especies, mientras que el acebo (especie entomófila) no aparece en la vegetación reconstruida. Basado en esquema similar de Roberts, 1998. 1.4. Antecedentes y objetivos El papel de polen en la fecundación de las plantas fue conocido ya en la antigüedad por los asirios y los fenicios, pero no empezó a conocerse en detalle y a observarse hasta el invento del microscopio, a mediados del siglo XVII. Desde entonces, los científicos se dedicaron a estudiar su morfología, características y propiedades (Dupré 1979). El análisis polínico ha sido ampliamente utilizado desde que el geólogo sueco Lennart von Post, presentó en Oslo en 1916 un modelo basado en análisis cuantitativo del polen mediante unos diagramas polínicos. Gunnar Erdtman (1952), basándose en los criterios de von Post, desarrolló el análisis polínico de sedimentos, metodología que pronto fue adoptada por geólogos y botánicos de todo el mundo, sobre todo para los estudios cronológicos sobre vegetación y clima del Cuaternario. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 16 dataciones realizadas en los sondeos del ibón de Marboré reflejan que éste estaba desprovisto de hielo desde hace, al menos, 11.000 años (Oliva-Urcia et al., en preparación). Otros sondeos realizados en el lago de obturación glaciar del Valle de La Larri, muy próximo al ibón de Marboré, datan el techo de dicho paleolago en 13.245 +/- 120 años cal. BP (Salazar et al., 2011). Esta datación también sugiere que el circo de Marboré estaría libre de hielo en el Holoceno (Salabardana, 2011), permitiendo la formación del lago de Marboré. Cabe destacar que el Último Máximo Glaciar Global (23-19 ka BP) correspondió con una pulsación fría en la Península Ibérica, pero no con el máximo avance glaciar como ocurrió a nivel global (García-Ruiz et al., 2010). Tal y como apuntan diversos estudios (García-Ruiz et al., 2003; González-Sampériz et al., 2006; Lewis et al., 2009), la máxima extensión de los glaciares pirenaicos occidentales ocurrió hace unos 65.000 años, con lo cual la deglaciación después del máximo glaciar comenzó en una fecha bastante temprana (García-Ruiz et al., 2012). 2.4. Clima El área de estudio posee un clima continental y submediterráneo de montaña. Debido a que no hay ninguna estación meteorológica en el Circo de Marboré, los datos representados en la figura 5 se han obtenido de la estación más cercana, Góriz, que se encuentra a 2.000 m de altitud. La temperatura media del periodo 1982-2001, se sitúa en 4,9 +/-0,5º C. Los meses más fríos son enero (-0,7º C) y febrero (-0,4º C) y los más cálidos julio (13ºC) y agosto (12,9º C). La temperatura mínima absoluta registrada en este periodo fue de -21º C, mientras que la máxima fue de 25.5º C. Respecto a la precipitación media anual del mismo periodo, fue de 1735,3 mm (σ ±338,3). El diagrama ombrotérmico que se muestra en la Figura 7 muestra dos picos de precipitación equinocciales que se asemejan a los del clima mediterráneo. En otoño el mes más lluvioso es noviembre (208mm) y en primavera mayo (190 mm). La precipitación mínima se registra en invierno, durante el mes de febrero (60 mm), al contrario que en el clima oceánico. La segunda estación menos lluviosa es verano, fruto de la continentalidad y la frecuencia de las precipitaciones convectivas. En Góriz, nieva un promedio de 52 días al año, aunque existe una gran irregularidad interanual (Benito Alonso, 2010). En el Pirineo, existe un gradiente de precipitación O-E y altitudinal. Los frentes oceánicos procedentes del Cantábrico, encuentran sucesivas barreras montañosas que actúan como puntos de condensación e inestabilidad. Estas barreras pluviométricas se ven reforzadas por la disposición N-S de los valles (García Ruiz et al., 1985). De todos modos, como las montañas hacia el este son cada vez más altas, los frentes se elevan con el consiguiente enfriamiento y condensación, manteniéndose por ello un cierto Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 17 nivel de precipitaciones a pesar de la pérdida paulatina de humedad (Benito Alonso, 2010). El viento se encuentra condicionado al relieve local, lo que provoca un régimen de vientos particular. Las barreras montañosas pueden frenar el viento mientras que los collados y cañones lo aceleran por efecto Venturi (Benito Alonso, 2010), desecando el ambiente. En la cara norte del Monte Perdido, la presencia del glaciar genera vientos adiabáticos que provocan bruscos descensos en la temperatura (Salabardana, 2011). La vegetación presente en la zona está fuertemente influenciada por estas particulares condiciones climáticas. Cuando la temperatura media supera los 7º C (Barrio et al., 1990) se considera periodo hábil para el desarrollo de los árboles (periodo vegetativo, PV). Cabe mencionar que el suelo en invierno permanece cubierto por la nieve una media cercana a los 6 meses. Figura 7. Diagrama ombrotémico 1982-2001: media de la temperatura y la precipitación durante los años 1982-2011 de la estación meteorológica de Góriz. Fuente: Benito Alonso, 2010 Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 18 2.5. Vegetación Benito Alonso (2010) realizó uno de los primeros estudios centrados en la vegetación del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, y aunque en la actualidad son numerosos los proyectos de investigación y actuaciones gestionadas por el OAPN que trabajan para completar y perfeccionar esta información, es el material publicado más completo del que se dispone a día de hoy, por lo que la descripción de las formaciones vegetales existentes en el área de estudio de este TFM se ha extraído del mencionado trabajo. Respecto a la zonación altitudinal, se pueden distinguir diferentes pisos bioclimáticos: forestal montano, forestal subalpino, pastos supra-forestales (alpino) y subnival. A continuación se presenta una breve descripción de cada uno de estos pisos. · Piso montano (800-1700 m) Entre los 800 y los 1700 m hay una gran variedad de tipos de vegetación. El bosque esclerófilo se expande en las solanas y está dominado por pinares y carrascales (Quercus rotundifolia), que suelen ir acompañados de arbustos resistentes a la sequía como el boj (Buxus sempervirens), el enebro (Juniperus communis) o la sabina negra (Juniperus phoenicea). El bosque mixto está también bien representado, a mayor altitud y/o orientaciones septentrionales en su mayor parte, y lo conforman esencialmente avellanos (Corylus avellana) y fresnos (Fraxinus excelsior), acompañados de arces (Acer opalus), tilos (Tilia platyphyllos), abedules (Betula pendula), olmos (Ulmus glabra), hayas (Fagus sylvatica) y serbales (Sorbus aria) entre otros caducifolios, además de coníferas como el pino royo (Pinus sylvestris) e incluso abeto (Abies alba) y tejo (Taxus baccata) (Figura 8c). Las gravas de los ríos pirenaicos están colonizadas por varias especies de sauce como Salix eleagnos o Salix purpurea. Los mejores salgurales se encuentran el Pineta, donde se puede admirar un sauce muy raro en el Pirineo, S. daphnoides, propio de los sedimentos glaciares alpinos (Figura 8b). Los hayedos y abetales forman extensas masas mixtas de haya (F. sylvatica) con abeto (A. alba) y pino royo (P. sylvestris). Cabe destacar que los hayedos solos o con abetos, son los bosques más extensos del Parque, pues representan más de un tercio de su masa forestal. Después de los hayedos, los pinares de pino albar o “royo” (P. Sylvestis) son los bosques con mayor extensión del Parque (Figura 8d) También se encuentran comunidades de matas almohadilladas espinosas de erizón (Echinospartum horridum), calcícolas, adaptadas al aire seco e insolación intensa y muy resistentes al fuego y al pisoteo. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 19 De forma fragmentaria, se pueden observar comunidades megafórbicas con Adenostyles alliarieae, Ranunculus platanifoluis, Lilium pyrenaicum, la umbelífera endémica Angeliza razuliiy varias especies de acónitos (Aconitum vulparia subsp. neapolitanum y A. napellus). En suelos profundos y húmedos hierbas perennes como Plantago media, Trifolium medium subsp. medium, T. pratense subs. pratense, Carlina acaulis, Galium verum subs. verum etc. forman pastos mesófitos densos. Por último, son abundantes los prados de siega y comunidades relacionadas, derivadas de la intervención humana regular. Su flora la componen predominantemente gramíneas o leguminosas como Arrhenatherum elatous, Trisetum flavescens, Phleum pratense subsp. bertolonii, Trifolium repens subs. repens, T. pratense subs. pratense, Onobrychis viciifolia, etc. · Piso subalpino (1.700-2.300) Es el dominio potencial de los bosques de pino negro (Pinus uncinata) (Figura 8e). Sin embargo, la presión ganadera ha hecho que muchos de ellos desaparezcan a favor de la expansión de pastos de gramíneas esencialmente. En este piso se pueden encontrar también hayedo-abetales acidófilos con sotobosques formados por rododendro (Rhododendron ferrugineum), arándanos (Vaccinum uliginosum y V. myrtillus), Malapyrum pratense, Rosa pendulina, Luzula nivea, Cardamine heptaphylla, etc. Existen diferentes tipos de comunidades de gleras y roquedos dependiendo principalmente del tipo del sustrato (calizo o silíceo). En los roquedos calizos se pueden encontrar diversos endemismos pirenaicos como Antirrhinum sempervirens subsp. sempervirens, Saxifraga aretioides o Silene borderei, que acompañan a las especies más habituales como Potentilla alchimilloides o Asperula hirta. Las gleras calizas por su parte, están presididas por varios endemismos como Borderea pyrenaica o Aquilegia pirenaica. En los roquedos de naturaleza silícea se encuentran especies como Primula hirsuta, Phyteuma hemisphaericum o Poa nemoralis. · Piso alpino (2.300-2.800 m) En la alta montaña, el suelo permanece helado durante mucho tiempo y quedan pocos meses para el desarrollo vegetativo. Las especies aparecen distribuidas en diferentes comunidades dependiendo del sustrato. Especies como Polygonum viviparum, Antennaria carpatica, Potentilla Novalis, Draba dubia o Festuca pyrenaica están presentes a estas altitudes (Figura 8f). El ibón de Marboré (2612 m s.n.m.) se encuentra en este piso bioclimático, y los alrededores del ibón están compuestos por un suelo muy pedregoso, lo cual dificulta el crecimiento de la vegetación. Se encuentran especies como Silene acaulis (Figura 9a), Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 20 Linaria alpina, Oxytropis pyrenaica, Crepis pigmaea, o Leucanthemopsis alpina (Figura 9b). Figura 8. Representación gráfica de la vegetación del valle de Pineta en los diferentes pisos bioclimáticos, desde el montano hasta el alpino; a) vista general del valle de Pineta; b) bosque de rivera; c) bosque mixto; d) hayedo con pino rojo; e) pino negro: f) vegetación herbácea de altitud. · Piso subnival (2.800-3355 m) A esta altitud, los suelos son muy pedregosos por efecto de la crioturbación intensa y sólo unas pocas plantas pioneras soportan estas inclemencias: Androsace ciliata, Saxifraga pubescens, Cerastium alpinum, Veronica nummularia, Saxifraga bryoides, Linaria alpina subsp. alpina, etc. Se trata de pequeños cojinetes que viven en las grietas, gelifractos o pedregales y exhiben muchas veces flores de color llamativo. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 21 Figura 9. Vegetación presente en los alrededores del ibón de Marboré. 3. Metodología 3.1 Obtención de los sondeos y tratamiento inicial del sedimento En agosto del año 2011, en el ibón de Marboré, el equipo de investigadores participantes en el proyecto HORDA realizó una campaña de campo para la toma de sondeos lacustres. Durante esta campaña se obtuvieron varios sondeos cortos y tres sondeos largos utilizando la plataforma Uwitec del IPE-CSIC. Cada sondeo largo recuperado alcanzó unos 6 metros de longitud, aproximadamente. Dos de ellos (MAR11-1U-1A y MAR11-1U-1B) se localizan en el mismo punto del lago, denominado P1, mientras que el tercero (MAR11-1U-2A) se extrajo en un segundo lugar o punto de sondeo P2 (Figura 10). Los sondeos han sido abiertos, fotografiados y cortados longitudinalmente separándolos en dos mitades iguales, siguiendo el protocolo de trabajo habitual del equipo de “Paleoambientes Cuaternarios” del IPE-CSIC. Una de las mitades de cada sondeo, ha sido guardada como archivo, envuelta en film transparente e introducida en una funda termo-sellada para su óptima conservación en las cámaras frías del IPECSIC. La otra mitad, ha sido utilizada como material de trabajo, y en ella se han realizado los muestreos para analizar los diferentes indicadores a estudiar. Para la consecución de los objetivos este trabajo, se han muestreado y caracterizado palinológicamente las dos secciones superiores de la mitad de trabajo del sondeo MAR11-1U-1A. Con el fin de completar la información sedimentológica previamente existente (OlivaUrcia et al., 2013), en este TFM se ha incluido un análisis general de las facies sedimentarias presentes en las secciones caracterizadas palinológicamente. Para ello, Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 22 se hicieron una serie de frotis de sedimento en las diferentes facies descritas de visu, con el objetivo de identificar a grandes rasgos la mineralogía y las características principales que permiten diferenciarlas. Los frotis fueron analizados en un microscopio petrográfico y la identificación de los diferentes minerales se ha llevado a cabo con la ayuda del Tool for Microscopic Identification (TMI) de la Universidad de Minnesota (https://tmi.laccore.umn.edu/). Figura 10. Puntos en los que se obtuvieron los sondeos en la campaña de campo de agosto del 2012 en el Ibón de Marboré. Fuente: Informe HORDA, 2013 3.2. Modelo de edad El modelo cronológico de la secuencia de Marboré se ha obtenido mediante dataciones AMS 14C correlacionadas con dataciones absolutas 210Pb y 137Cs de un sondeo corto (MAR11-1G-1A-1). La correlación entre el sondeo corto MAR11-1G-1A-1 y la sección superior del sondeo largo MAR-11-1-U-1A-1 es excelente, y ha sido posible utilizando la composición geoquímica obtenida en ambos sondeos por medio de la fluorescencia de rayos X (FRX), en concreto gracias a la evolución del elemento Pb. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 23 Esto permitió asegurar que durante las maniobras de sondeo no hubo pérdida de sedimento y que fue recuperada la secuencia completa, de modo que el techo del sondeo corto MAR11-1G-1A-1 correspondía a la interfase sedimento/agua del año en el que se tomó el sondeo (Oliva-Urcía et al., 2013). 3.3. Preparación de las muestras polínicas Como se ha mencionado anteriormente, el análisis palinológico se ha llevado a cabo en las dos primeras secciones del sondeo MAR11-1U-1A-1 (total, 134 cm de longitud). Se realizó un muestreo a intervalos de 10 cm, obteniendo aproximadamente 1cm3 de sedimento por muestra. En total se obtuvieron 14 muestras, que fueron preparadas en el Laboratorio de Palinología y Paleoindicadores Biológicos del IPE-CSIC de Zaragoza, siguiendo el proceso físico-químico clásico establecido por Moore et al., (1991), ligeramente modificado. A continuación se describen los pasos que se siguieron en el protocolo de trabajo: En primer lugar, se añadieron dos pastillas de Lycopodium clavatum que contienen un número conocido de esporas de este helecho exótico para calcular la concentración polínica (CP) según Stockmarr (1971). Este procedimiento permite conocer tanto la CP total como la de un taxón concreto, y se realiza mediante la siguiente fórmula: C=T*N/L*G Formula 1. Cálculo de la concentración polínica en el sedimento Siendo T el número de granos aparecidos del taxón del que se quiere calcular la concentración, N, el número de esporas de Lycopodium añadidas al comienzo del tratamiento, L, el número de esporas de Lycopodium aparecidas contadas en el recuento y G, los gramos de sedimento. Este paso siempre debe ser el primero, de tal forma que el posterior tratamiento físico-químico que se le aplicará a la muestra, estará afectando por igual al polen fósil y al Lycopodium. De este modo, si no hubiera polen al final del tratamiento de la muestra, no podría atribuirse a un sedimento estéril sino a una degradación ocurrida durante el tratamiento físico-químico. Las muestras fueron atacadas repetidas veces con ácido clorhídrico (HCl 37%) y ácido fluorhídrico (HF 40%), con el fin de eliminar los carbonatos y los silicatos de las muestras. También se trataron las muestras con potasio hidróxido (KOH 10%) con el fin de eliminar la materia orgánica. Siguiendo el protocolo de polen establecido, se tendría que haber realizado el filtrado de las muestras con el fin de eliminar el material que queda fuera del rango del tamaño del polen más habitual (entre 15 y 200 micras), pero dada la escasez de sedimento restante tras el ataque con los reactivos iniciales Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 24 del proceso se decidió eliminar este paso. Como resultado, las preparaciones palinológicas han presentado numerosos restos orgánicos que han dificultado el recuento y la identificación de los granos de polen, pero finalmente ha sido posible alcanzar un número estadísticamente válido y una variedad representativa del espectro polínico excepto en una de las muestras. Las muestras fueron sometidas también a la separación por flotación con líquido denso. Este método permite aislar los fragmentos minerales de las partículas orgánicas según sus densidades relativas. A las muestras se les añade una preparación denominada Licor de Thoulet, que está compuesta por Ioduro de Cadmio, Ioduro de Potasio y agua destilada, cuya densidad es de 2 g/cm3, mayor que la materia orgánica (densidad específica <1,7 g/ cm3) pero menor que la materia mineral (densidad específica > 2g/cm3). Este líquido, concentra el polen por flotación y el resto del sedimento cae al fondo, separando por ello el material que nos interesa analizar al microscopio. Por último, se procedió al montaje de la lámina sobre un porta-objetos. El producto final, mezclado con glicerina, permite el movimiento e incluso en algunos casos la rotación de los granos de polen durante la identificación y el recuento al microscopio, facilitando así la identificación y clasificación de los mismos. El análisis microscópico consistió en el recuento de los granos de polen presentes en cada una de las láminas, asignándoles su correspondiente tipo taxonómico. Los taxones fueron identificados con la ayuda de las claves de Moore et al. (1991), y del atlas polínico de Reille (1995). Para que la muestra estudiada resulte válida, han de contarse un mínimo de 300 granos de polen por muestra, identificando al menos 20 taxones polínicos diferentes en cada una de ellas. Una vez, realizado el recuento, la representación gráfica de los datos obtenidos se ha llevado a cabo utilizando el software informático Psimpoll (Bennett, 2009) y el software de dibujo Corel Draw. La representación consiste en construir series gráficas con las curvas porcentuales de cada taxón o grupos de taxones frente a profundidad o edad. De este modo, se puede observar la evolución de los diferentes taxones a lo largo del tiempo. 4. Resultados 4.1. Marco cronológico El modelo de edad de la secuencia de Marboré ha sido estudiado y modelizado con anterioridad a ese TFM por Oliva Urcia et al., (en preparación). Tal como se ha Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 25 expuesto en el apartado de Metodología (punto 3.2), el modelo se elaboró a partir de las dataciones de 14C presentadas en la Tabla 1, descartando la obtenida a 10 cm, cuyo valor resultaba claramente incoherente con la posición estratigráfica que ocupaba. Además, se consideró que el techo de la secuencia correspondía a la sedimentación actual, tal y como lo corroboraba la conservación de la interfase sedimento-agua en los sondeos cortos por la presencia de 137Cs en los sedimentos superiores (Tabla 1). La tasa de sedimentación media reciente fue calculada en el sondeo corto MAR11-1G1A-4 mediante 210Pb y 137Cs, obteniendo un resultado de 0,86 mm/año. Pero esta tasa de sedimentación es mucho mayor que la definida mediante 14C: 0,05 mm/año en el sondeo corto MAR11-1G-1A-1 y 0,12 mm/año en el sondeo largo MAR11-1U-1A-1, lo que sugiere la existencia de un envejecimiento general de las dataciones obtenidas con 14C. Tabla 1. Recopilación de las dataciones obtenidas en las secciones estudiadas del registro del Ibón de Marboré para la realización del modelo de edad. Las filas negras muestran la profundidad del sondeo MAR11-1G-1A-4 a la que se obtuvieron los picos de Pb que fueron correlacionados con el sondeo MAR11-1U-1A para obtener el modelo de edad. Las filas naranjas muestran la profundidad a la que se realizaron las dataciones de 14C junto con el efecto reservorio calculado. Las filas blancas muestran las profundidades y edades establecidas para las muestras palinológicas incluidas en este TFM. El problema del envejecimiento de las muestras por 14C es conocido como “efecto reservorio” y es bastante común cuando se data materia orgánica de origen lacustre en lagos en los que una parte considerable del carbono utilizado por los organismos lacustres procede de la disolución de formaciones carbonatadas antiguas (Geyh et al., 1999). Era de esperar el efecto reservorio en esta secuencia, ya que la naturaleza de la cuenca de Marboré es carbonatada. En estos casos, para poder elaborar un modelo de edad es necesario calcular el envejecimiento de las dataciones y restárselo a las fechas obtenidas para obtener la cronología real. En la secuencia de Marboré, Oliva-Urcia et al (en preparación Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 32 MAR11-1U-1A-2 (134 cm, edad estimada: 2236 B.P. / -286 A.D.) Al igual que en el resto de las muestras, en la base de la secuencia estudiada se observa una clara dominancia de los taxones arbóreos (77,06%) respecto al grupo de las herbáceas, que presentan un 22,93%. Pinus es el taxón dominante del espectro, alcanzando un 61,9% entre el AP. El bosque caducifolio alcanza un 7,95% del total (Figura 15) y entre las especies que forman este grupo el taxón dominante es Corylus (4,89%), seguido de Quercus caducifolio (1,52%) y Betula (1,22%). Quercus perennifolio presenta un 2,44%y en toda la secuencia aparece en mayor proporción que el de tipo caducifolio. También cabe mencionar la baja presencia de Juniperus, que rara vez alcanza el 1,5%, lo que implica que aunque no muy abundante probablemente se localizaría muy próximo al ibón (Huntley & Birks, 1983). El abeto registra en esta muestra su máxima proporción de toda la serie (15,6%) (Figura 14). El polen de Abies se dispersa relativamente mal debido a su gran tamaño, de modo que valores del 5% ya sugieren que se trata de un taxón significativo del bosque inmediato, mientras que un 25% indicaría una dominancia absoluta (Huntley & Birks, 1983). Dentro del grupo de NAP, Fabaceae (4,89%), Chenopodiaceae (3,97%) y Artemisia (3,17%) son los taxa destacados. Las gramíneas presentan un 1,2%. Los taxones acuáticos alcanzan un 9,17%, gracias a la dominancia de Myriophyllum (7,64%). MAR11-1U-1A-2 (124 cm, edad estimada: 1909 B.P. / 41 A.D.) No se observan grandes variaciones respecto a la muestra anterior. Las proporciones de AP y NAP apenas presentan cambios. Respecto a los taxones arbóreos, Abies disminuye, presentando un 11,7%, aunque sigue mostrando una alta proporción. Corylus aumenta su proporción ligeramente (6,46%), mientras que Quercus de tipo caducifolio se mantiene sin cambios. Hay que destacar en esta muestra Quercus perennifolio, que alcanza su máxima proporción (5,54%). Aparecen Fagus (0,62%) y Tilia (0,31%) a modo presencial (Figura 14). MAR11-1U-1A-2 (114 cm, edad estimada: 1695 B.P. / 255 A.D.) Abies continúa disminuyendo ligeramente, mientras que Pinus mantiene la proporción anterior. Betula aumenta (1,7%) y el resto de árboles caducifolios (Corylus, Fagus, Tilia) no presentan grandes cambios. En esta muestra se observa la presencia de Salix (Figura 14). El comportamiento de los taxones herbáceos (23,2%), al igual que el de los acuáticos (8,4%), se mantiene muy parecido al de los espectros anteriores (Figura 14). MAR11-1U-1A-2 (104 cm, edad estimada: 1549 B.P. / 401 A.D.) Abies sigue mostrando la misma tendencia descendente (9,4%), del mismo modo que el resto de taxones arbóreos apenas presentan variaciones. Cabe destacar el ligero Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 33 aumento de Olea (2,4%), respecto a las muestras anteriores. Las herbáceas aumentan, alcanzando el 25%, destacando las gramíneas que alcanzan el 2,1%. Las proporción de acuáticas disminuye notablemente por el descenso de Myriophyllum (3,9%), taxón dominante de este grupo (Figura 14) MAR11-1U-1A-2 (95 cm, edad estimada: 1448 B.P. / 502 A.D.) En este espectro se observa un aumento de Pinus (50,17%), y el bosque caducifolio alcanza su máximo desarrollo (12,7%) gracias al aumento de Corylus (6,7%), Salix (1%) y Quercus caducifolio (2,7%). Por el contrario, Abies presenta un descenso un poco más acusado (6,68%) y Quercus de tipo perennifolio también comienza a disminuir ligeramente (3,7%), al igual que Olea (1%). Con estas variaciones, AP aumenta, alcanzando el 80,27%, mientras que NAP disminuye hasta la mínima proporción de toda la secuencia (19,73%). Dentro del grupo de las herbáceas, Artemisia no presenta cambios (9,03%), mientras que las fabáceas (3,34%) y Chenopodiaceae (2%) disminuyen. El porcentaje de plantas acuáticas aumenta considerablemente hasta alcanzar un 9,7% (Figura 14). MAR11-1U-1A-2 (84 cm, edad estimada: 1353 B.P. / 597 A.D.) Pinus alcanza su máxima proporción (55,8%) y Abies registra un ligero ascenso (7%). Otros taxa arbóreos como Corylus(4,6%), Quercus caducifolio (0,7%) y Quercus perennifolio (1,4%) disminuyen o incluso desparecen (Salix, Fagus y Tilia) (Figura 14). El componente herbáceo (21,1%) aumenta ligeramente, destacando Chenopodiaceae (4,6%). Las acuáticas aumentan ligeramente (12,6%), debido al aumento de Myriophyllum (9,8%) (Figura 14). MAR11-1U-1A-2 (71 cm, edad estimada: 1054 B.P. / 896 A.D.) En este nivel se observa un descenso bastante generalizado de los taxones arbóreos. Pinus disminuye casi un 10% (45,7%) respecto a la muestra anterior, al mismo tiempo que Abies (7,01%) y ambos tipos de Quercus. Las herbáceas suben casi un 10% debido al brusco aumento de Artemisia (16,2%). Las fabáceas también aumentan (5,49%), mientras que Chenopodiaceae (2,74%) disminuyen. Las acuáticas registran su máximo valor en este nivel (13,1%), ya que Myriophyllum alcanza el 10% (Figura 14). MAR11-1U-1A-2 (61 cm, edad estimada: 994 B.P. / 956 A.D.) En esta muestra Pinus vuelve a aumentar su proporción (51,49%) y Abies se mantiene. Corylus (1%) y Betula (0,3%) descienden bruscamente, al igual que lo hacen todos los taxa que componen el grupo de bosque caducifolio en general, hasta alcanzar su mínima representación en la secuencia (2%) (Figura 14). Respecto a los taxones herbáceos, Artemisia mantiene valores altos, alcanzando su máximo en Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 34 16,83%. Las acuáticas sufren una disminución (9,24%) debido al descenso notable de Myriophyllum (5,9%), que sigue dominando el grupo de HH. MAR11-1U-1A-2 (52 cm, edad estimada: 768 B.P. / 1182 A.D.) La proporción de Pinus sufre un importante retroceso (40%) y todo el AP cae hasta el 65%, al mismo tiempo que se registra la concentración polínica más baja de toda la secuencia (Figura 14). Corylus (5,6%) y Betula (1,65%), aumentan su presencia. Las herbáceas presentan su máxima presencia en esta secuencia, alcanzando un 34,1%. Artemisia (14,9%) sigue siendo el taxón que predomina en las herbáceas, seguido de las Fabáceas (5%) y de las Quenopodiáceas (4%). MAR11-1U-1A-2 (42 cm, edad estimada: 639 B.P. / 1311 A.D.) Esta muestra ha sido considerada estéril, ya que aunque presentaba granos de polen, tras su lectura no se alcanzó un número estadísticamente suficiente ni una variedad taxonómica válida. MAR11-1U-1A-1 (30 cm, edad estimada: 334 B.P. / 1616 A.D.) Se observa un ligero aumento en cuanto a Pinus (45,4%), mientras que Abies desciende bruscamente alcanzando su mínimo valor (1,6%). Cabe destacar la expansión que registra Olea (6,4%) (Figura 14), ya que hasta este punto de la secuencia apenas alcanzaba el 1%. El sustrato herbáceo registra una leve disminución (33,3%), continuando Artemisia (11,5%) como taxón principal de este grupo, seguido de las gramíneas (8,6%). En cuando a las acuáticas, desciende su porcentaje hasta alcanzar el 5,7%, debido nuevamente al descenso de Myriophyllum (2,6%). MAR11-1U-1A-1 (20 cm, edad estimada: 176 B.P. / 1774 A.D.) Se observa otro importante retroceso de Pinus (35%), y aunque sigue siendo el taxón dominante en lo que al sustrato arbóreo se refiere, en esta muestra llega a alcanzar su valor más bajo. Olea sigue aumentando (7,1%) y aparece Julglans por primera vez en la serie (Figura 14). Fagus desaparece, mientras que Tilia está presente. Entre los taxones no arbóreos, las herbáceas más representadas son Artemisia (12,8%), Fabaceae (6%), Chenopodiaceae (6%) y Poaceae (4%). De este modo, el grupo de NAP representa un 33,3% del total. Las acuáticas aumentan su proporción (9%), pero esta vez debido al aumento de Cyperaceae principalmente, que en toda la secuencia presentaba porcentajes entorno al 1-1,5%, y en este nivel aumenta hasta lograr representar un 5%. MAR11-1U-1A-1 (10 cm, edad estimada: 43 B.P. / 1907 A.D.) Pinus se recupera (42%), y Abies también muestra una tendencia a aumentar (2,32%). Olea alcanza su máximo porcentaje (8,28%) y Juglans también se hace presente. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 35 Corylus aumenta ligeramente (6%), mientras que los dos tipos de Quercus disminuyen, alcanzando ambos el 1%. Fagus vuelve a aparecer. Artemisia disminuye ligeramente (8,27%), y las Cichoriaceae aumentan (4%), mientras el resto de taxones herbáceos se mantienen. El grupo de los taxa antrópicos presenta su máximo a este nivel (5%) (Figura 15). A pesar de estas variaciones, los porcentajes de AP y NAP apenas varían. Las acuáticas disminuyen ligeramente (6,6%). MAR11-1U-1A-1 (0cm, edad estimada: -45 B.P. / 1995 A.D.) El techo de la secuencia presenta un aumento en la proporción de Pinus (55,2%), y Abies (3%) sigue mostrando una leve tendencia a aumentar. Corylus disminuye (2,4%), mientras que Quercus de tipo perennifolio aumenta (3,3%). Se observa un incremento general de los taxones arbóreos (76,6%). Paralelamente, las herbáceas disminuyen de manera considerable. Artemisia disminuye bruscamente (1,5%), al igual que las gramíneas (0,3%). Por el contrario, se observa un aumento en las quenopodiáceas (10,14%) y fabáceas (8,36%). Las acuáticas también disminuyen considerablemente (2,7%). 5. Discusión Tal y como se ha expuesto anteriormente en la introducción de este TFM, son numerosos los trabajos realizados hasta el momento sobre la historia del clima y los cambios de vegetación ocurridos en el Pirineo central durante los últimos 2000 años (Pérez Sanz et al., 2011, 2013; Morellón et al., 2011, 2012; Moreno et al., 2012;). Sin embargo, se debe tener en cuenta que en este estudio se ha trabajado con un registro sedimentario extraído a 2.612 m s.n.m., siendo por tanto la secuencia palinológica localizada a mayor altitud estudiada hasta la fecha. Esto trae consigo una serie de particularidades a la hora de abordar la interpretación y discusión de los resultados obtenidos. La zona de estudio se encuentra por encima del límite del bosque, no obstante, el diagrama polínico recoge formaciones vegetales localizadas a menor altitud (árboles caducifolios y vegetación más mediterránea). En este sentido, la información obtenida presenta un carácter regional y el sesgo local con la posible sobre-representación e infra-representación de determinados taxa, siempre difícil de valorar en los registros, será mínimo o incluso inexistente. En base a la evolución y tendencias que presentan los taxones, se propone una zonación que divide la secuencia estudiada en 3 periodos diferentes: MAR I (134-71 cm; 200 A.C. - 895 A.D.), MAR II (7142 cm; 895 A.D. – 1310 A.D.) y MAR III (42 – 0 cm; 1310 A.D. – 1995 A.D.) (Figura 15). A continuación se analizan las diferentes etapas presentes en cada una de estas zonas. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 36 MAR I (134-71 cm; 40 B.C. - 895 A.D.) Periodo Húmedo Íbero Romano (200 A.C.-500 A.D.) La composición vegetal inferida a través del registro polínico del ibón de Marboré para esta unidad, resulta acorde con las condiciones climáticas relativamente cálidas y húmedas establecidas para el conocido como Periodo Húmedo Ibero-Romano (PHIR) en la región (Morellón et al., 2012) y en la Península Ibérica en general (Valero-Garcés et al., 2000; González-Sampériz et al., 2008; Martín-Puertas et al., 2008; Corella Aznar et al., 2011). Aunque Pinus sea el taxón dominante (47,1%), Abies (15,6%) muestra su máxima expansión a lo largo de esta secuencia y la proporción de árboles que engloba el bosque caducifolio también es considerable, con lo que no se aprecian importantes índices de aridez (Artemisia y Juniperus registran, junto con el techo, los valores más bajos de la secuencia) (Figura 15). Según la evolución lacustre previamente establecida para Marboré (Salabardana, 2011) a partir del análisis sedimentológico y geoquímico de varios sondeos cortos diferentes del analizado en este TFM, durante el Período Íbero-Romano se registra un aumento notable en la escorrentía y en los eventos de precipitación. La presencia de taxones indicadores de actividades humanas, tanto de cultivos (Olea), como de pastos (Plantago, Apiaceae, Rumex), aparece desde la base de la secuencia aunque en muy bajas proporciones. Al margen de la secuencia palinológica, existe otro posible indicador de actividad antropogénica en el registro de Marboré: la curva del plomo establecida a partir del XRF y muestras discretas analizadas en el ICP, y que muestra un pico significativo en este nivel (Figura 15). Ligado a esta anomalía del plomo, puede estar la explotación que llevaron a cabo los romanos en las Minas de Parzán (Valle de Bielsa). Aunque históricamente no esté documentada en la región actividad minera en esta época, existen evidencias de explotaciones mineras romanas en otras localidades de la Península Ibérica. En concreto, un registro extraído en la ciénaga de La Molina (Asturias), recoge contaminación atmosférica por Pb en época romana (MartínezCortizas et al., 2013), mientras que el registro sedimentario del lago Redon (Pirineo Leridano), muestra un aumento en la concentración del Pb alrededor del año 658 A.D. (Catalan et al., 2006), y los autores también relacionan este pico con actividad minera en la zona. Además, los picos en la contaminación atmosférica por metales suelen ir acompañados por reducciones en la cubierta vegetal que se reflejan en una disminución del flujo polínico (Martínez-Cortizas et al., 2013). Esta disminución no se aprecia claramente en el diagrama presentado en este TFM, si bien es cierto que el pico de Pb se localiza prácticamente en la base de la secuencia estudiada y todavía no se poseen datos Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 37 comparativos de periodos previos. Sin embargo, sí puede observarse cierto aumento de la curva general de AP tras el PHIR, cuando los valores de concentración de Pb son menores (Figura 15). En general, se observa cierta estabilidad de los taxones arbóreos, lo que pone de manifiesto que el bosque de los alrededores no fue drásticamente explotado. Esta misma señal de estabilidad de la cubierta forestal se registra en la Basa de la Mora (Pérez-Sanz et al., 2011), al contrario que en otras zonas de la Península Ibérica, donde existe presencia de incendios en esta época para obtener pastos y tierras de cultivo (Franco-Múgica et al., 1998; Corella-Aznar t al., 2011). Dark Ages (500 – 900 A.D.) Este periodo de transición entre la caída del Imperio Romano y la Época Medieval es considerado de gran complejidad ambiental y social (Pérez-Sanz et al., 2011). La literatura apunta a que en esta época se dieron condiciones más frías que en las de la época romana, bien es verdad que los registros existentes muestran cierta variabilidad de la temperatura en la Península Ibérica (Desprat et al., 2003; Corella-Aznar et a., 2011). La composición vegetal muestra un ligero aumento de los taxones arbóreos debido esencialmente al incremento de Pinus, aunque este aumento del AP es breve y pronto tiende a disminuir ya que tanto el bosque caducifolio como Quercus de tipo perennifolio descienden como consecuencia de cierto empeoramiento climático y un probable descenso de cota altitudinal. A pesar de que en este TFM no se ha podido diferenciar el tipo polínico de pino, es muy probable que la mayor parte sea producido por las formaciones de Pinus uncinata que alcanzan las cotas más elevadas del Pirineo central, viéndose más representadas en la lluvia polínica cuando el resto de formaciones forestales descendieran en altitud. También se observa un significativo descenso de herbáceas asociadas a actividades antrópicas, probablemente por el mismo motivo que taxa más exigentes en temperatura como Quercus perennifolio o algunos caducifolios. En cuanto a la curva del Pb (Figura 15) se observa cierta disminución que podría relacionarse con el cese de la explotación minera consecuencia de la caída del Imperio Romano. En la secuencia de la ciénaga de La Molina mencionada anteriormente, también se registra una disminución del Pb a partir del año 480 A.D. aproximadamente (Martínez Cortizas et al., 2013) Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 38 Figura 15. Taxones seleccionados de la secuencia sedimentaria del Ibón de Marboré junto con el sondeo estudiado y la curva de Pb establecida a partir del XRF. Se han incluído 4 grupos polínicos: Bosque caducifolio (Betula, Corylus, Salix, Fagus, Tilia, Quercus caducifolio, Rhamnus y Oleaceae), Otras herbáceas (Gentiana, Fabaceae, Linum, Lamiaceae, Scropulariaceae, Iridaceae y Ranunculaceae), Antrópicas (Juglans, Rumex, Apiaceae y Asteraceae) y Pteridophytes (Espora monolete, Espora trilete). AP: Arboreal Pollen; NAP: Non Arboreal Pollen, HH: Hygrophytes, Hydrophytes; PMC: Periodo Cálido Medieval; PEH: Pequeña Edad de Hielo. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 39 MAR II (7142 cm; 895 A.D. – 1311 A.D.) Periodo Cálido Medieval (900 – 1300 A.D.) El Periodo Cálido Medieval (PCM), también conocido como Anomalía Climática Medieval, fue un periodo en el que se produjo un aumento generalizado de las temperaturas y la aridez en el sur de Europa (Seager et al., 2007; Mann et al., 2009). Además, este incremento en las temperaturas también se hizo notar a latitudes más elevadas, ya que es en esta época cuando los Vikingos establecen asentamientos permanentes en Groenlandia (Patterson et al., 2010). En España, este periodo supuso un aumento en el déficit hídrico cuyas consecuencias fueron la disminución del nivel de la lámina de agua en muchos lagos y el aumento de plantas termófilas y de carácter estépico y/o indicadoras de aridez en cuanto a la cubierta vegetal (Moreno et al., 2012; Pérez Sanz et al., 2013). En la secuencia de Marboré, esta fase está caracterizada por un ligero descenso en el porcentaje de AP y un aumento en las plantas herbáceas, especialmente de Artemisia (Figura 15), tal y como ocurre en numerosas secuencias palinológicas de Iberia (PérezSanz et al., 2011; Moreno et al., 2012; Morellón et al., 2012). Desde finales de las Dark Ages, Artemisia comienza a aumentar hasta alcanzar su máximo valor a comienzos del Óptimo Climático Medieval. Esta alta proporción se mantiene durante todo el periodo, y tal como se ha observado en otros registros de la zona (Pérez-Sanz et al., 2013), no va a asociada a deforestaciones intensas ni a evidencias que atestigüen un incremento notable de actividades humanas en el entorno, como han propuesto diversos autores en otras áreas del Pirineo (Ejarque et al., 2009, Miras et al., 2010). Alrededor del 994 A.D., se observa un descenso del bosque caducifolio y un aumento de Quercus perennifolio. El primer grupo es exigente en humedad y está compuesto esencialmente por taxa que no toleran bien altas temperaturas como Betula y Corylus, por lo que tanto el descenso de sus proporciones como el aumento de Quercus perennifolio y Artemisia resultan acordes con el incremento de condiciones secas y temperaturas más elevadas establecidos para la época en el Pirineo (Pérez-Sanz, 2011; Morellón et al., 2011, 2012) y el Mediterráneo occidental (Roberts et al., 2012; Moreno et al., 2012). No obstante, en relación a la existencia de una posible intervención humana en el paisaje vegetal, y a pesar de no registrarse en la secuencia ninguna fluctuación brusca del AP, en la segunda mitad de PCM se observa un nuevo pico en la curva del Pb (Figura 15), semejante al registrado en Época Romana, y en este caso, sí existen evidencias históricas que demuestran que durante el Período Medieval hubo actividad minera en el valle de Bielsa. Según Bielza de Ory et al., (1986), durante todo el medievo, el rey Alfonso II de Aragón concedió a los mineros de Bielsa la explotación de las minas para la extracción de mena de plata. A fin de garantizar la permanencia de Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 40 los mineros, se les dio la libre disposición de agua, pastos y bosques, esenciales para la manufacturación primaria del mineral. Las dificultades del transporte y las comunicaciones en los altos valles pirenaicos, conllevaron el imperativo de manipular el mineral casi a pie de mina, haciendo uso de la existencia de ríos y bosques en la montaña, que surtieron de energía los molinos y de combustible los hornos. En consecuencia, podría esperarse una caída brusca del polen arbóreo en la secuencia generada por estas actividades mineras, pero sólo se aprecia el mencionado descenso del bosque caducifolio en la primera mitad del PCM (Figura 15). El hecho de que este descenso no sea muy notable ni se aprecie en el resto de AP, puede ser debido a que la intervención humana en el medio vegetal (posible deforestación), se diera únicamente de manera local y en cotas muy bajas en comparación con la altitud a la que se encuentra el ibón de Marboré, de modo que apenas quedara reflejado en la señal palinológica de la secuencia objeto de estudio. De hecho, en el registro de la Basa de la Mora por ejemplo, en esta época, se observa un aumento en la variabilidad de los porcentajes de Pinus, aunque la proporción de polen arbóreo sigue siendo superior al 55% y no se puede afirmar que se produjera una deforestación reseñable en la zona (Pérez-Sanz et al., 2011). Sin embargo, otras secuencias polínicas pre-pirenaicas de menor altitud como Estaña (670 m s.n.m) y Montcortés (1065 m s.n.m.), muestran una deforestación más importante que la Basa de la Mora (1914 m s.n.m.), lo que sugiere que las actividades humanas estarían especialmente localizadas en terrenos de baja altitud (Pérez-Sanz et al., 2011). Por lo tanto, teniendo en cuenta que el ibón de Marboré se encuentra a 2.612 m s.n.m., es el aumento de la altitud el que hace más difícil que se registre la señal de una posible deforestación, confirmando el potencial de las secuencias de altitud para caracterizar la variabilidad climática, sin el sesgo de posibles cambios consecuencia de actividades humanas (problema esencial de las reconstrucciones paleoambientales referidas a los últimos milenios). La reconstrucción paleohidrológica establecida en la secuencia de Marboré a partir de la sedimentología para el PCM también concuerda con las condiciones climáticas descritas anteriormente. Está marcada por dos eventos (1150 A.D y 1200 A.D.) caracterizados por un aumento en la aridez y un mínimo en el nivel del lago. Sin embargo, la señal polínica de las plantas acuáticas (HH) no es tan contundente como para apuntar a una bajada en el nivel de la lámina de agua, aunque sí se aprecia un ligero descenso en el componente acuático general debido principalmente al descenso en Myriophyllum. Tal como se ha indicado anteriormente, el PCM ha sido identificado con una bajada del nivel del agua en diversos lagos tanto del Pirineo, como Estaña (Morellón et al., 2011) y la Basa de la Mora (Pérez-Sanz, 2011), como del resto de la Península Ibérica: el lago Zóñar, en Códoba (Martín Puertas et al., 2008), el Lago de Taravilla, en Guadalajara (Moreno et al., 2008), entre otros. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 41 MAR III (42 – 0 cm; 1311 A.D. – actualidad.) Pequeña Edad de Hielo (1300 – 1850 A.D.) El periodo de relativas altas temperaturas registrado durante la Edad Media, fue seguido por un periodo de temperaturas más bajas durante varias décadas (Fischer et al., 1998). La edad exacta del final del PCM no está totalmente definida. Varía dependiendo del indicador a partir del cual se ha definido en un registro fósil, de la cronología y de la resolución de trabajo de la secuencia. En cualquier caso, la transición del Periodo Cálido Medieval a la Pequeña Edad de Hielo (PEH) ocurrió entre los años 1300 y 1400 A.D. (Moreno el al., 2012). Estas condiciones climáticas hacia un enfriamiento sin embargo, no son tan notables en cuanto a la respuesta que ofrece el registro polínico del ibón de Marboré. Sedimentológicamente hablando, la entrada en la Pequeña Edad de Hielo está marcada por un evento rápido de inundación y tiende hacia condiciones de mayor humedad. El cambio que se da en cuanto a las condiciones hidrológicassedimentológicas es rápido y se produce en pocos años (Salabardana, 2011). Este cambio sin embargo, no es tan notable en cuanto a la respuesta que ofrece la vegetación. En la primera mitad de la PEH se observa un leve descenso general en el porcentaje del bosque caducifolio, mientras Pinus tiende a aumentar ligeramente. Abies muestra la misma tendencia a descender que mostraba desde la base de la secuencia, pero con la entrada de la Pequeña Edad de Hielo y del consiguiente descenso de las temperaturas se observa un descenso más brusco (Figura 15). Entre el 1500-1700 A.D., se reconocen condiciones relativas de mayor humedad tanto en la Península Ibérica (Moreno et al., 2008) como en el Pirineo (Morellón et al., 2011, 2012; Pérez-Sanz et al., 2011). En Marboré se aprecia un ligero aumento del grupo de las acuáticas, indicando una posible lámina de agua mayor, pero no es muy representativo. Se obtendrá mayor información acerca de las variaciones de la lámina de agua del ibón en los próximos meses, gracias al estudio del contenido en quironómidos del registro que se está realizando en la Universidad de Barcelona (Tarrats, 2012), y que ayudará a completar el estudio multidisciplinar planteado por el equipo de “Paleoambientes Cuaternarios” del IPE-CSIC en el que se enmarca este TFM. Durante la segunda mitad de la PEH también se observa cierto aumento del bosque caducifolio, mientras Pinus presenta su mínimo en esta secuencia, lo cual podría estar indicando un incremento en la explotación del bosque. Al mismo tiempo, se observa la presencia de Juglans junto al incremento de los taxones antrópicos (Figura 15), lo cual viene acorde con un posible aumento de la intervención humana en el medio. Pero al igual que se observa en la Basa de la Mora (Pérez-Sanz et al., 2013), la rápida recuperación del bosque de Pinus después de un pequeño pulso de deforestación, enfatiza el hecho de que la presión antropogénica sobre el bosque subalpino no fue ni Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 48 Mann, M.E., Zhang, Z., Rutherford, S., Bradley, R.S., Hughes, M.K., Shindell, D., Ammann, C., Faluvegi, G. y Ni, F. 2009. Global Signatures and Dynamical Origins of the Little Ice Age and Medieval Climate Anomaly. Science, 326: 1256-1260. - - - Moreno, A. y Stefanova, V. 2008. Arid and humid phases in southern Spain during the last 4000 years: the Zonar Lake record, Cordoba. The Holocene, 18: 907-921. Martínez-Cortizas, A., López-Merino, L., Bindler, R., Mighall, T., Kylander, M. 2013. Atmospheric Pb pollution in N Iberia during the later Iron Age/ Roman times reconstructes using the high-resolution record of La Molina mire (Asturias, Spain). Journal of Paleolimnology 50: 71-86. Martinez de Pisón, E. & Arenillas -98. Miras, Y., Ejarque, A., Orengo, H., Mora, S.R., Palet, J.M. y Poiraud, A. 2010. Prehistoric impact on landscape and vegetation at high altitudes: An integrated palaeoecological and archaeological approach in the eastern Pyrenees (Perafita valley, Andorra). Plant Biosystems - An International Journal Dealing with all Aspects of Plant Biology, 144: 924-939. Montserrat Martí, J. 1992. Evolución glaciar y postglaciar del clima y la vegetación en la vertiente sur del Pirineo: estudio palinológico. Instituto Pirenaico de Ecología-CSIC, 147 pp., Zaragoza. Moore, P.D., Webb, J.A., 1978. An illustrated guide to Pollen Analysis. Departament o Moore, P.D., Webb, J.A., Collison, M.E., 1991. Pollen Analysis, Second. Ed. Blackwell Scientific Publications. Morellón, M., Valero-Garcés, B., Vegas-Vola - -Huertas, A., Mata, P., Moreno, A., Rico, M. y Corella, J. P., 2009. Lateglacial and Holocene palaeohydrology in the western Mediterranean region: The Lake Estanya record (NE Spain). Quaternary Science Reviews 28, 2582-2599. Morellón, M., Valero-Garcés, B., González-Sampériz, P., Vegas-Vilarrúbia, T., Rubio, E., Rieradevall, M., Delgado-Huertas, A., Mata, P., Romero, Ó., Engstrom, D., LópezVicente, M., Navas, A., Soto, J., 2011. Climate changes and human activities recorded in the sediments of Lake Estanya (NE Spain) during the Medieval Warm Period and Little Ice Age. Journal of Paleolimnology 46, 423-452. Morellón, M., Perez-Sanz, A., Corella, J. P., Buntgen, U., Catalan, J., Gonzalez-Samperiz, P., Gonzalez-Trueba, J. J., Lopez-Saez, J. A., Moreno, A., Pla-Rabes, S., Saz-Sanchez, M. A., Scussolini, P., Serrano, E., Steinhilber, F., Stefanova, V., Vegas-Vilarrubia, T., & Valero-Garces, B. 2012. A multi-proxy perspective on millennium-long climate variability in the Southern Pyrenees. Clim. Past, 8, 683–700 Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 49 Mourelle, D. & Priaito, A.R., 2012. Modern pollen seemblages of surface samples and their relationships to vegetation in the campos region of Uruguai.Review of Paleobotany and Palynology 181, 22-23. - - 2008. Flood response to rainfall variability during the last 2000 years inferred from the Taravilla Lake record (Central Iberian Range, Spain). Journal of Paleolimnology, 40: 943-961. Moreno, A., López-Merino, A., Leira, M., Marco-Barba, J., González-Sampériz, P., Valero-Garcés, B., Loópez-Sáez, J., Santos, L., Mata, P., e ITO, E. 2011: Revealing the last 13,500 years of environmental history from the multiproxy record of a mountain lake (Lago Enol, northern Iberian Peninsula). Journal of Paleolimnology 46,327–349. - - - - -Espej - - - B.L., 2012. The Medieval Climate Anomaly in the Iberian Peninsula reconstructed from marine and lake records. Quaternary Science Reviews 43, 16–32. Muñoz, J.A. 1992. Evolution of a continental collision Belt: ECORS-Pyrenees cristal balanced section. In: Thrust tectonics. Ed: K.R. McClay. Chapman y Hall. London: 235-246. - Oliva Urcia, B., Moreno, A., Valero Garcés, B., Mata, P., Grupo HORDA. 2013. Magnetismo y cambios ambientales en registros terrestres: el lago de Marboré, Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Huesca). Cuadernos de Investigación Geográfica, 39 (1): 117-140. Patterson, W.P., Dietrich, K.A., Holmden, C. y Andrews, J.T. 2010. Two millennia of North Atlantic seasonality and implications for Norse colonies.Proceedings of the National Academy of Sciences, 107: 5306-5310. Pèlachs, A., Julià, J., Pérez-Obiol, R., Soriano, J.M., Bal, M.C., Cunill, R., Catalan, J. 2011. Potential influence of Bond events on mid-Holocene climate and vegetation in southern Pyrenees as assessed from Burg lake LOI and pollen records. The Holocene 21(1) 95-104. Pérez-Sanz, A., González-Sampériz, P., Valero-Garcés, B.L., Moreno, A., Morellón, M., Sancho, C., Belmonte, A., Gil-Romera, G., Sevilla, M., y Navas, A. 2011. Cotiella). -38. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 50 Pérez-Sanz, A., González-Sampériz, P., Moreno, A., Valero-Garcés, B.L., Gil-Romera, G., Rieradevall, M., Tarrats, P., Lasheras-Álvarez, L., Morellón, M., Belmonte, A., Sancho, C., Sevilla-Callejo, M., Navas. A., 2013. Holocene climate variability, vegetation dynamics and fire regime in the central Pyrenees: the Basa de la Mora sequence (NE Spain). Quaternary Science Reviews, 73: 149-169 Prentice, I.C. 1988. Records of vegetation in time and space: the principles of pollen analysis. In: Huntley, B., Webb, T.I. (Eds.), Vegetation History. Kluwer Academic, Dordrecht, pp. 17– 42. Reille, M., Lowe, J.L., 1995. Atlas. Pollen et spores d'Europe et d'Afrique du nord. , Marseille, 327 pp. Ríos-Aragües, R. 2003. Introducción al Mapa Geológico del Parque Nacional de OrdesaMonte Perdido. Sociedad Española de Espeleología y Ciencias del Karst. Boletín nº 55. Roberts, N. 1998. The Holocene: An Environmental History , 2ª ed Blackwell Roberts, N., Moreno, A., Valero-Garcés, B.L., Corella, J.P., Jones, M., Allcock, S., Woodbridge, J., Morellón, M., Luterbacher, J. 2012. Palaeolimnological evidence for a bipolar climate see-saw in the Mediterranean since AD900. Global and Planetary Change 84-85: 23-34. Ruiz Zapata, B. 1977. Análisis polínico de un perfil de la turbera de Aldea (Tarragona). Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat (Geol.), n.º 75: 197:113. Rull, V., González-Sampériz, P., Corella, J.P., Morellón, M., Giralt, S. 2001. Vegetation changes in the southern Pyrenean flank during the last millenium in relation to climate and human activities: the Montcortès lacustrine record. Journal of Paleolimnology 46:387-404. Salabardana -Monte Perdido National Park, Spanish Pyrenees). l (CSIC-UIMP). 46 pp. Salazar, A., Mata, P. y Valero-Garcés, B. L., 2011. Lateglacial lacustrine sediments in LaLarri (Pineta valley, Pyrenees , N. Spain ). IAS abstract, pp.28760-28760. Seager, R., Graham, N., Herweijer, C., Gordon, A.L., Kushnir, Y. y Cook, E. 2007. Blueprints for Medieval hydroclimate.Quaternary Science Reviews, 26: 2322-2336. Simmons, I.G. 1996. Changing the face of the Earth, 2ª ed, Oxford: Blackwell. Souquet, P. 1967. Le Crétacé supérieur sudpyrénéen en Catalogne, Aragon et Navarre. Thèse d´Etat. Univ. de Toulouse. 529pp. Stockmarr, J. 1971. Tablets with spores used in absolute pollen analysis. Pollen et Spores, v. 13, p. 615-621. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 51 Tarrats, P. Relating actual with subfossil chironomid assemblages. Paleoenvironmental reconstruction of the last 350 year of Basa de la Mora Lake (Central Pyrenees) through actual macroinvertebrate community characterization. 2012. Master in Global Change UIMP-CSIC. Tool for Microscope Identification (TMI). University of Minnesota. (http://tmi.laccore.umn.edu/). Trigo, R.M., Osborn, T.J., Corte-Real, J.M., 2002. The North Atlantic oscillation influence on Europe: climate impacts and associated physical mechanisms. Climate Research 20, 9e17. Trouet, V.r., Esper, J., Graham, N.E., Baker, A., Scourse, J.D., Frank, D.C., 2009. Persistent positive North Atlantic oscillation mode dominated the medieval climate anomaly. Science 324, 78e80. Trouet, V., Scourse, J.D., Raible, C.C., 2012. North Atlantic storminess and Atlantic meridional overturning circulation during the last millennium: reconciling contradictory proxy records of NAO variability. Global and Planetary Change 84e85, 48e55. - - - Kelts, K. (2000). Lateglacial and Late Holocene environmental and vegetational change in Salada Mediana, central Ebro Basin, Spain. Quaternary International, 73/74: 29-46. Valero-Garces, B.L., Gonzalez-Samperiz, P., Navas, A., Machın, J., Mata, P., DelgadoHuertas, A., Bao, R., Moreno, A., Carrion, J.S., Schwalb, A., & Gonzalez-Barrios, A., 2006. Human impact since medieval times and recent ecological restoration in a Mediterranean lake: the Laguna Zoñar, southern Spain. Journal of Paleolimnology, 35:441–465. Valero-Garces, B. & Moreno, A. 2011. Iberian lacustrine sediment records: responses to past and recent global changes in the Mediterranean region. J Paleolimnol, 46:319–325. Wanner, H., B Stephenson, D.B., Xoplaki, E., 2001. North Atlantic oscillation-concepts and studies. Surveys in Geophysics 22, 321e382. O., Stocker, T.F., Tarasov, P., Wagner, M., Widmann, M., 2008. Midto Late Holocene climate change: an overview. Quaternary Science Reviews 27, 1791e1828. Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 52 9. Anexo Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 53 Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 54 Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 55 Caracterización ambiental del Holoceno reciente en el Ibón de Marboré, Huesca, Pirineo Central 56 Anexo I. Imágenes de los taxones polínicos más representativos reconocidos en el microscopio óptico. 1)Abies; 2)Artemisia; 3)Betula; 4)Carduaceae; 5)Chenopodiaceae; 6)Corylus; 7)Cyperaceae; 8)Ephedra fragilis; 9)Ericaceae; 10)Espora monolete; 11)Espora trilete; 12)Fabaceae; 13)Juglans; 14)Juniperus; 15)Lamiaceae; 16)Linum; 17)Lycopodium; 18)Myriophyllum; 19)Olea; 20)Pinus; 21)Plantago; 22)Poaceae; 23)Quercus caducifolio; 24)Quercus perennifolio; 25)Salix; 26)Thalictrum; 27)Tilia; 28)Typha