Der moderne Homo sapiens hat an einer großen Anzahl von Ökosystemtransformationen teilgenommen, aber es ist schwierig, den Ursprung oder die frühen Folgen dieser Verhaltensweisen zu erkennen.Archäologie, Geochronologie, Geomorphologie und Paläoumweltdaten aus dem Norden Malawis dokumentieren die sich verändernde Beziehung zwischen der Präsenz von Sammlern, der Organisation des Ökosystems und der Bildung von alluvialen Fächern im späten Pleistozän.Nach etwa dem 20. Jahrhundert bildete sich ein dichtes System aus mesolithischen Artefakten und Schwemmfächern.Vor 92.000 Jahren gab es in der paläo-ökologischen Umgebung kein Analogon in der vorherigen 500.000-jährigen Aufzeichnung.Archäologische Daten und Hauptkoordinatenanalysen zeigen, dass frühe, vom Menschen verursachte Brände die saisonalen Beschränkungen der Zündung lockerten und die Vegetationszusammensetzung und Erosion beeinflussten.Dies, kombiniert mit klimabedingten Niederschlagsänderungen, führte schließlich zu einem ökologischen Übergang zur frühen vorlandwirtschaftlichen künstlichen Landschaft.
Der moderne Mensch ist ein mächtiger Förderer der Transformation von Ökosystemen.Seit Tausenden von Jahren haben sie die Umwelt umfassend und absichtlich verändert und eine Debatte darüber ausgelöst, wann und wie das erste vom Menschen dominierte Ökosystem entstand (1).Immer mehr archäologische und ethnografische Beweise zeigen, dass es eine große Anzahl rekursiver Wechselwirkungen zwischen Sammlern und ihrer Umwelt gibt, was darauf hindeutet, dass diese Verhaltensweisen die Grundlage unserer Artenevolution sind (2-4).Fossile und genetische Daten weisen darauf hin, dass der Homo sapiens vor etwa 315.000 Jahren (ka) in Afrika existierte.Archäologische Daten zeigen, dass die Komplexität von Verhaltensweisen, die auf dem gesamten Kontinent auftreten, in den vergangenen Zeitspannen von etwa 300 bis 200 ka erheblich zugenommen hat.Das Ende des Pleistozäns (Chibanium) (5).Seit unserer Entstehung als Spezies haben die Menschen begonnen, sich auf technologische Innovation, saisonale Arrangements und komplexe soziale Zusammenarbeit zu verlassen, um zu gedeihen.Diese Eigenschaften ermöglichen es uns, Vorteile aus zuvor unbewohnten oder extremen Umgebungen und Ressourcen zu ziehen, sodass Menschen heute die einzige panglobale Tierart sind (6).Feuer spielte bei dieser Transformation eine Schlüsselrolle (7).
Biologische Modelle weisen darauf hin, dass die Anpassungsfähigkeit an gekochte Nahrung bis vor mindestens 2 Millionen Jahren zurückverfolgt werden kann, aber erst gegen Ende des mittleren Pleistozäns tauchten konventionelle archäologische Beweise für die Feuerkontrolle auf (8).Der Ozeankern mit Staubaufzeichnungen aus einem großen Gebiet des afrikanischen Kontinents zeigt, dass in den vergangenen Millionen von Jahren der Höhepunkt des elementaren Kohlenstoffs nach etwa 400 ka auftrat, hauptsächlich während des Übergangs von der Zwischeneiszeit zur Eiszeit, aber auch während das Holozän (9).Dies zeigt, dass Brände vor etwa 400 000 Jahren in Subsahara-Afrika nicht üblich waren und der menschliche Beitrag im Holozän erheblich war (9).Feuer ist ein Werkzeug, das von Hirten im gesamten Holozän verwendet wurde, um Grasland zu kultivieren und zu erhalten (10).Allerdings ist es komplizierter, die Hintergründe und ökologischen Auswirkungen der Nutzung von Feuer durch Jäger und Sammler im frühen Pleistozän zu erkennen (11).
Feuer wird sowohl in der Ethnographie als auch in der Archäologie als technisches Werkzeug zur Ressourcenmanipulation bezeichnet, einschließlich der Verbesserung der Rentabilität des Lebensunterhalts oder der Modifizierung von Rohstoffen.Diese Aktivitäten stehen in der Regel im Zusammenhang mit der öffentlichen Planung und erfordern viel ökologisches Wissen (2, 12, 13).Brände im Landschaftsmaßstab ermöglichen es Jägern und Sammlern, Beute zu vertreiben, Schädlinge zu bekämpfen und die Produktivität des Lebensraums zu steigern (2).Feuer vor Ort fördert das Kochen, Heizen, die Abwehr von Raubtieren und den sozialen Zusammenhalt (14).Allerdings ist das Ausmaß, in dem Jäger-Sammler-Feuer die Bestandteile der Landschaft, wie die Struktur der ökologischen Gemeinschaft und die Topographie, neu konfigurieren können, sehr unklar (15, 16).
Ohne veraltete archäologische und geomorphologische Daten und kontinuierliche Umweltaufzeichnungen von mehreren Standorten ist es problematisch, die Entwicklung der vom Menschen verursachten ökologischen Veränderungen zu verstehen.Langfristige Seeablagerungen aus dem Great Rift Valley im südlichen Afrika, kombiniert mit alten archäologischen Aufzeichnungen in der Region, machen es zu einem Ort, um die vom Pleistozän verursachten ökologischen Auswirkungen zu untersuchen.Hier berichten wir über die Archäologie und Geomorphologie einer ausgedehnten steinzeitlichen Landschaft im südlichen Zentralafrika.Dann haben wir sie mit Paläoumweltdaten von > 600 ka verknüpft, um die frühesten Kopplungsnachweise für menschliches Verhalten und Ökosystemtransformation im Zusammenhang mit von Menschen verursachten Bränden zu ermitteln.
Wir haben eine zuvor nicht gemeldete Altersgrenze für das Chitimwe-Bett im Karonga-Distrikt angegeben, das sich am nördlichen Ende des nördlichen Teils von Malawi im südafrikanischen Grabenbruch befindet (Abbildung 1) (17).Diese Schichten bestehen aus Schwemmfächern und Flusssedimenten aus roter Erde und bedecken etwa 83 Quadratkilometer und enthalten Millionen von Steinprodukten, aber keine erhaltenen organischen Überreste wie Knochen (Ergänzender Text) (18).Unsere optisch angeregten Lichtdaten (OSL) aus den Erdaufzeichnungen (Abbildung 2 und Tabellen S1 bis S3) änderten das Alter des Chitimwe-Betts auf das späte Pleistozän, und das älteste Alter der Schwemmfächeraktivierung und der steinzeitlichen Bestattung liegt bei etwa 92 ka ( 18, 19).Die Alluvial- und Fluss-Chitimwe-Schicht bedeckt die Seen und Flüsse der Pliozän-Pleistozän-Chiwondo-Schicht von einer Diskordanz mit niedrigem Winkel (17).Diese Ablagerungen befinden sich im Verwerfungskeil am Rand des Sees.Ihre Konfiguration weist auf die Wechselwirkung zwischen Schwankungen des Seespiegels und aktiven Verwerfungen hin, die sich bis ins Pliozän erstrecken (17).Obwohl tektonische Einwirkungen möglicherweise die regionale Topographie und den Hang des Piemonts für lange Zeit beeinflusst haben, hat sich die Verwerfungsaktivität in diesem Gebiet möglicherweise seit dem mittleren Pleistozän verlangsamt (20).Nach ~800 ka und bis kurz nach 100 ka wird die Hydrologie des Malawisees hauptsächlich vom Klima bestimmt (21).Daher ist keines von beiden die einzige Erklärung für die Bildung von alluvialen Fächern im späten Pleistozän (22).
(A) Die Lage der afrikanischen Station relativ zum modernen Niederschlag (Sternchen);Blau ist feuchter und Rot ist trockener (73);Das Kästchen auf der linken Seite zeigt den Malawisee und die umliegenden Gebiete MAL05-2A und MAL05-1B. Die Position des /1C-Kerns (lila Punkt), wo das Karonga-Gebiet als grüner Umriss hervorgehoben ist, und die Position des Luchamange-Betts ist hervorgehoben als Whitebox.(B) Der nördliche Teil des Malawi-Beckens, der die Schummertopographie relativ zum MAL05-2A-Kern, das verbleibende Chitimwe-Bett (brauner Fleck) und den Ausgrabungsort des Malawi Early Mesolithic Project (MEMSAP) (gelber Punkt) zeigt;CHA, Chaminade;MGD, das Dorf Mwanganda;NGA, Ngara;SS, Sadara Süd;VIN, literarisches Bibliotheksbild;W. W., Beluga.
OSL-Zentrumsalter (rote Linie) und Fehlerbereich von 1-σ (25 % grau), alle OSL-Alter beziehen sich auf das Auftreten von In-situ-Artefakten in Karonga.Das Alter relativ zu den letzten 125 ka-Daten zeigt (A) Kerndichteschätzungen aller OSL-Alter aus Schwemmfächersedimenten, die auf Sediment-/Schwemmfächerakkumulation (Cyan) hinweisen, und Rekonstruktion des Seewasserspiegels basierend auf den charakteristischen Werten der Hauptkomponentenanalyse (PCA) Aquatisch Fossilien und authenische Mineralien (21) (blau) aus dem MAL05-1B/1C-Kern.(B) Aus dem MAL05-1B/1C-Kern (schwarz, ein Wert nahe 7000 mit einem Sternchen) und dem MAL05-2A-Kern (grau), die Zählungen von makromolekularem Kohlenstoff pro Gramm, normalisiert durch die Sedimentationsrate.(C) Margalef-Artenreichtumsindex (Dmg) aus MAL05-1B/1C-Kernfossilpollen.(D) Prozentsatz fossiler Pollen von Korbblütlern, Miombo-Wäldern und Olea europaea und (E) Prozentsatz fossiler Pollen von Poaceae und Podocarpus.Alle Pollendaten stammen vom Kern MAL05-1B/1C.Die Zahlen ganz oben beziehen sich auf die einzelnen OSL-Proben, die in den Tabellen S1 bis S3 aufgeführt sind.Der Unterschied in der Datenverfügbarkeit und -auflösung ist auf unterschiedliche Probenahmeintervalle und Materialverfügbarkeit im Bohrkern zurückzuführen.Abbildung S9 zeigt zwei in Z-Scores umgewandelte Makrokohlenstoffaufzeichnungen.
(Chitimwe) Die Landschaftsstabilität nach der Fächerbildung wird durch die Bildung von rotem Boden und bodenbildenden Karbonaten angezeigt, die die fächerförmigen Sedimente des gesamten Untersuchungsgebiets bedecken (Ergänzungstext und Tabelle S4).Die Bildung spätpleistozäner alluvialer Fächer im Lake Malawisee-Becken ist nicht auf das Karonga-Gebiet beschränkt.Etwa 320 Kilometer südöstlich von Mosambik begrenzt das terrestrische kosmogene Nuklid-Tiefenprofil von 26Al und 10Be die Bildung des Luchamange-Bettes aus alluvialer roter Erde auf 119 bis 27 ka (23).Diese umfassende Altersbeschränkung steht im Einklang mit unserer OSL-Chronologie für den westlichen Teil des Malawi-Beckens und weist auf die Ausbreitung regionaler alluvialer Fächer im späten Pleistozän hin.Dies wird durch Daten aus den Seekernaufzeichnungen gestützt, die darauf hindeuten, dass die höhere Sedimentationsrate von etwa 240 ka begleitet wird, was einen besonders hohen Wert bei ca.130 und 85 ka (Ergänzungstext) (21).
Die frühesten Hinweise auf menschliche Besiedlung in diesem Gebiet beziehen sich auf die Chitimwe-Sedimente, die bei ~92 ± 7 ka identifiziert wurden.Dieses Ergebnis basiert auf 605 m3 ausgegrabener Sedimente aus 14 archäologischen Ausgrabungen im Subzentimeterbereich und 147 m3 Sedimente aus 46 archäologischen Testgruben, die vertikal auf 20 cm und horizontal auf 2 Meter kontrolliert wurden (Ergänzender Text und Abbildungen S1 bis S3). Darüber hinaus haben wir 147,5 Kilometer vermessen, 40 geologische Testgruben eingerichtet und mehr als 38.000 Kulturdenkmäler aus 60 davon analysiert (Tabellen S5 und S6) (18).Diese umfangreichen Untersuchungen und Ausgrabungen deuten darauf hin, dass, obwohl alte Menschen, einschließlich frühneuzeitlicher Menschen, vor etwa 92 000 Jahren in der Gegend gelebt haben könnten, die Anhäufung von Sedimenten im Zusammenhang mit dem Anstieg und der anschließenden Stabilisierung des Malawisees keine archäologischen Beweise bis zum Ausbilden des Chitimwe-Bettes bewahrt hat.
Archäologische Daten stützen die Schlussfolgerung, dass im späten Quartär die fächerförmige Expansion und menschliche Aktivitäten in Nordmalawi in großer Zahl existierten und die kulturellen Relikte zu den Typen anderer Teile Afrikas gehörten, die mit frühneuzeitlichen Menschen verwandt waren.Die meisten Artefakte bestehen aus Quarzit- oder Quarz-Flusskieseln mit radialer, Levallois-, Plattform- und zufälliger Kernreduktion (Abbildung S4).Morphologische diagnostische Artefakte werden hauptsächlich der Mesolithic Age (MSA)-spezifischen Levallois-Typ-Technik zugeschrieben, die in Afrika bisher mindestens etwa 315 ka war (24).Das oberste Chitimwe-Bett dauerte bis zum frühen Holozän, enthielt spärlich verteilte spätsteinzeitliche Ereignisse und wurde mit den spätpleistozänen und holozänen Jägern und Sammlern in ganz Afrika in Verbindung gebracht.Im Gegensatz dazu sind Steinwerkzeugtraditionen (wie große Schneidwerkzeuge), die normalerweise mit dem frühen Mittelpleistozän in Verbindung gebracht werden, selten.Wo diese auftraten, wurden sie in MSA-haltigen Sedimenten im späten Pleistozän gefunden, nicht in den frühen Stadien der Ablagerung (Tabelle S4) (18).Obwohl der Standort vor etwa 92.000 Jahren existierte, fand die repräsentativste Periode menschlicher Aktivität und Ablagerung von Schwemmfächern nach etwa 70.000 Jahren statt, gut definiert durch eine Reihe von OSL-Altern (Abbildung 2).Wir haben dieses Muster mit 25 veröffentlichten und 50 bisher unveröffentlichten OSL-Altern bestätigt (Abbildung 2 und Tabellen S1 bis S3).Diese weisen darauf hin, dass von insgesamt 75 Altersbestimmungen 70 nach etwa 70 ka aus Sedimenten geborgen wurden.Abbildung 2 zeigt die 40 Altersgruppen, die mit In-situ-MSA-Artefakten verbunden sind, relativ zu den wichtigsten Paläoumweltindikatoren, die aus dem Zentrum des MAL05-1B/1C-Zentralbeckens (25) und dem zuvor unveröffentlichten MAL05-2A-Zentrum des nördlichen Beckens des Sees veröffentlicht wurden.Holzkohle (neben dem Lüfter, der das OSL-Alter erzeugt).
Unter Verwendung neuer Daten aus archäologischen Ausgrabungen von Phytolithen und Bodenmikromorphologie sowie öffentlich zugänglicher Daten zu fossilen Pollen, großer Holzkohle, aquatischen Fossilien und authentischen Mineralien aus dem Kern des Malawi Lake Drilling Project haben wir die menschliche Beziehung der MSA zum Malawisee rekonstruiert.Besetzen Sie die Klima- und Umweltbedingungen des gleichen Zeitraums (21).Die beiden letztgenannten Agenten sind die Hauptgrundlage für die Rekonstruktion relativer Seetiefen, die auf mehr als 1200 ka (21) zurückgehen, und werden mit Pollen- und Makrokohlenstoffproben abgeglichen, die in der Vergangenheit an derselben Stelle im Kern von ~636 ka (25) gesammelt wurden .Die längsten Kerne (MAL05-1B und MAL05-1C; 381 bzw. 90 m) wurden etwa 100 Kilometer südöstlich des archäologischen Projektgebiets gesammelt.Ein kurzer Bohrkern (MAL05-2A; 41 m) wurde etwa 25 Kilometer östlich des North Rukulu River entnommen (Abbildung 1).Der MAL05-2A-Kern spiegelt die terrestrischen Paläoumweltbedingungen im Kalunga-Gebiet wider, während der MAL05-1B/1C-Kern keinen direkten Flusseintrag von der Kalunga erhält, sodass er die regionalen Bedingungen besser widerspiegeln kann.
Die im Verbundbohrkern MAL05-1B/1C aufgezeichnete Ablagerungsrate begann bei 240 ka und stieg vom langfristigen Durchschnittswert von 0,24 auf 0,88 m/ka (Abbildung S5).Der anfängliche Anstieg hängt mit Änderungen des orbital modulierten Sonnenlichts zusammen, das während dieses Intervalls zu starken Änderungen des Seespiegels führen wird (25).Wenn jedoch die orbitale Exzentrizität nach 85 ka abfällt und das Klima stabil ist, ist die Senkungsrate immer noch hoch (0,68 m/ka).Dies stimmte mit den terrestrischen OSL-Aufzeichnungen überein, die nach etwa 92 ka umfangreiche Hinweise auf eine alluviale Fächerausdehnung zeigten, und stimmten mit den Anfälligkeitsdaten überein, die eine positive Korrelation zwischen Erosion und Feuer nach 85 ka zeigten (ergänzender Text und Tabelle S7).Angesichts der Fehlerbreite der verfügbaren geochronologischen Kontrolle ist es unmöglich zu beurteilen, ob sich dieses Beziehungsgeflecht langsam aus dem Fortschreiten des rekursiven Prozesses entwickelt oder beim Erreichen eines kritischen Punktes schnell ausbricht.Gemäß dem geophysikalischen Modell der Beckenentwicklung haben sich seit dem mittleren Pleistozän (20) die Risserweiterung und die damit verbundene Senkung verlangsamt, sodass dies nicht der Hauptgrund für den umfangreichen Fächerbildungsprozess ist, den wir hauptsächlich nach 92 ka bestimmt haben.
Seit dem mittleren Pleistozän ist das Klima der wichtigste steuernde Faktor für den Seewasserspiegel (26).Insbesondere die Hebung des nördlichen Beckens hat einen bestehenden Ausgang geschlossen.800 ka, um den See zu vertiefen, bis er die Schwellenhöhe des modernen Ausgangs (21) erreicht.Dieser am südlichen Ende des Sees gelegene Auslass stellte eine Obergrenze für den Wasserstand des Sees während nasser Perioden (einschließlich heute) dar, ermöglichte jedoch das Schließen des Beckens, wenn der Wasserstand des Sees während trockener Perioden sank (27).Die Rekonstruktion des Seespiegels zeigt die abwechselnden Trocken- und Nasszyklen in den vergangenen 636 ka.Nach Beweisen aus fossilen Pollen haben extreme Dürreperioden (>95 % Reduzierung des Gesamtwassers) in Verbindung mit geringer Sonneneinstrahlung im Sommer zu einer Ausbreitung der Halbwüstenvegetation geführt, wobei Bäume auf dauerhafte Wasserstraßen beschränkt sind (27).Diese (See-)Tiefs sind mit Pollenspektren korreliert, die einen hohen Anteil an Gräsern (80 % oder mehr) und Xerophyten (Amaranthaceae) auf Kosten von Baumtaxa und einen geringen Gesamtartenreichtum zeigen (25).Wenn sich der See dagegen dem modernen Niveau nähert, erstreckt sich die Vegetation, die eng mit afrikanischen Bergwäldern verwandt ist, normalerweise bis zum Seeufer [etwa 500 m über dem Meeresspiegel (M.M.)].Heute treten afrikanische Bergwälder nur noch in kleinen diskreten Flecken oberhalb von etwa 1500 m ü.M. auf (25, 28).
Die jüngste extreme Dürreperiode ereignete sich zwischen 104 und 86 ka.Obwohl der Seespiegel wieder zu hohen Bedingungen zurückkehrte, wurden danach offene Miombo-Wälder mit einer großen Menge an Kräutern und Kräuterzutaten üblich (27, 28).Die bedeutendste afrikanische Bergwaldtaxa ist die Podocarpus-Kiefer, die sich nie wieder auf einen Wert erholt hat, der dem früheren hohen Seespiegel nach 85 ka entspricht (10,7 ± 7,6 % nach 85 ka, während der ähnliche Seespiegel vor 85 ka 29,8 ± 11,8 % beträgt). ).Der Margalef-Index (Dmg) zeigt auch, dass der Artenreichtum der letzten 85 ka um 43 % niedriger ist als der vorherige anhaltend hohe Seespiegel (2,3 ± 0,20 bzw. 4,6 ± 1,21), beispielsweise zwischen 420 und 345 ka (Ergänzung Text und Abbildungen S5 und S6) (25).Pollenproben aus ungefähr der Zeit.88 bis 78 ka enthält auch einen hohen Anteil an Compositae-Pollen, was darauf hindeuten kann, dass die Vegetation gestört wurde, und liegt im Fehlerbereich des ältesten Datums, als Menschen das Gebiet besetzten.
Wir verwenden die Klimaanomalie-Methode (29), um die paläoökologischen und paläoklimatischen Daten von Bohrkernen zu analysieren, die vor und nach 85 ka gebohrt wurden, und untersuchen die ökologische Beziehung zwischen Vegetation, Artenreichtum und Niederschlag und die Hypothese der Entkopplung der abgeleiteten reinen Klimavorhersage.Drive-Baseline-Modus von ~550.000.Dieses veränderte Ökosystem wird durch seefüllende Niederschlagsverhältnisse und Brände beeinträchtigt, was sich in Artenarmut und neuen Vegetationskombinationen widerspiegelt.Nach der letzten Trockenperiode erholten sich nur einige Waldelemente, darunter die feuerfesten Bestandteile afrikanischer Bergwälder wie Olivenöl und die feuerfesten Bestandteile tropischer Saisonwälder wie Celtis (ergänzender Text und Abbildung S5) ( 25).Um diese Hypothese zu testen, modellierten wir Seewasserstände, die von Ostracode und authenischen Mineralersatzstoffen abgeleitet wurden, als unabhängige Variablen (21) und abhängige Variablen wie Holzkohle und Pollen, die durch eine erhöhte Feuerhäufigkeit beeinflusst werden könnten (25).
Um die Ähnlichkeit oder den Unterschied zwischen diesen Kombinationen zu verschiedenen Zeiten zu überprüfen, verwendeten wir Pollen von Podocarpus (immergrüner Baum), Gras (Gras) und Olive (feuerfester Bestandteil afrikanischer Bergwälder) für die Hauptkoordinatenanalyse (PCoA), und Miombo (heute die wichtigste Waldkomponente).Durch Auftragen von PCoA auf der interpolierten Oberfläche, die den Seespiegel darstellt, als jede Kombination gebildet wurde, untersuchten wir, wie sich die Pollenkombination in Bezug auf den Niederschlag ändert und wie sich diese Beziehung nach 85 ka ändert (Abbildung 3 und Abbildung S7).Vor 85.000 aggregierten die Gräser-basierten Proben zu trockenen Bedingungen, während die Podocarpus-basierten Proben zu nassen Bedingungen aggregierten.Im Gegensatz dazu sind die Proben nach 85 ka mit den meisten Proben vor 85 ka gehäuft und weisen unterschiedliche Durchschnittswerte auf, was darauf hinweist, dass ihre Zusammensetzung für ähnliche Niederschlagsbedingungen ungewöhnlich ist.Ihre Position in PCoA spiegelt den Einfluss von Olea und Miombo wider, die beide unter Bedingungen bevorzugt werden, die anfälliger für Brände sind.In den Proben nach 85 ka war Podocarpus-Kiefer nur in drei aufeinanderfolgenden Proben reichlich vorhanden, die nach Beginn des Intervalls zwischen 78 und 79 ka auftraten.Dies deutet darauf hin, dass sich der Wald nach der anfänglichen Zunahme der Niederschläge kurz erholt zu haben scheint, bevor er schließlich zusammenbrach.
Jeder Punkt stellt eine einzelne Pollenprobe zu einem bestimmten Zeitpunkt dar, wobei der ergänzende Text und das Altersmodell in Abbildung 1 verwendet werden. S8.Der Vektor stellt die Richtung und den Gradienten der Änderung dar, und ein längerer Vektor stellt einen stärkeren Trend dar.Die darunter liegende Oberfläche repräsentiert den Wasserstand des Sees als Repräsentant des Niederschlags;Das Dunkelblau ist höher.Der Durchschnittswert der PCoA-Merkmalswerte wird für die Daten nach 85 ka (rote Raute) und alle Daten von ähnlichen Seespiegeln vor 85 ka (gelbe Raute) bereitgestellt.Unter Verwendung der Daten der gesamten 636 ka liegt der „simulierte Seespiegel“ zwischen -0,130-σ und -0,198-σ nahe dem durchschnittlichen Eigenwert der PCA des Seespiegels.
Um die Beziehung zwischen Pollen, Seewasserstand und Holzkohle zu untersuchen, haben wir zuvor die nichtparametrische multivariate Varianzanalyse (NP-MANOVA) verwendet, um die gesamte „Umgebung“ (dargestellt durch die Datenmatrix von Pollen, Seewasserstand und Holzkohle) zu vergleichen und nach dem 85 ka-Übergang.Wir fanden heraus, dass die Variation und Kovarianz, die in dieser Datenmatrix gefunden wurden, statistisch signifikante Unterschiede vor und nach 85 ka sind (Tabelle 1).
Unsere terrestrischen Paläoumweltdaten aus den Phytolithen und Böden am Rand des Westsees stimmen mit der Interpretation auf der Grundlage des Seeproxys überein.Diese weisen darauf hin, dass sich die Landschaft trotz des hohen Wasserstandes des Sees in eine Landschaft verwandelt hat, die wie heute von lichten Kronenwäldern und bewaldeten Wiesen dominiert wird (25).Alle Standorte, die am westlichen Rand des Beckens auf Phytolithen analysiert wurden, liegen nach ~45 ka und zeigen eine große Menge Baumbedeckung, die nasse Bedingungen widerspiegelt.Sie glauben jedoch, dass der größte Teil des Mulchs in Form von offenem Wald besteht, der mit Bambus und Panikgras bewachsen ist.Gemäß Phytolithdaten kommen nicht feuerfeste Palmen (Arecaceae) nur an der Uferlinie des Sees vor und sind selten oder fehlen in archäologischen Stätten im Landesinneren (Tabelle S8) (30).
Generell kann auch aus terrestrischen Paläosolen auf feuchte, aber offene Bedingungen im späten Pleistozän geschlossen werden (19).Lagunenton und Sumpfbodenkarbonat aus der archäologischen Stätte des Dorfes Mwanganda können auf 40 bis 28 cal ka BP zurückverfolgt werden (zuvor kalibriert Qian'anni) (Tabelle S4).Die Karbonat-Bodenschichten im Chitimwe-Bett sind normalerweise knötchenförmige Kalk- (Bkm) und Ton- und Karbonat- (Btk) Schichten, was auf den Ort relativer geomorphologischer Stabilität und die langsame Besiedlung durch den weitreichenden Schwemmkegel hinweist. Ungefähr 29 cal ka BP (Ergänzung Text).Der erodierte, verhärtete Lateritboden (Steingestein), der sich auf den Überresten antiker Fächer gebildet hat, weist auf offene Landschaftsbedingungen (31) und starke saisonale Niederschläge (32) hin, was auf die kontinuierliche Auswirkung dieser Bedingungen auf die Landschaft hinweist.
Unterstützung für die Rolle des Feuers bei diesem Übergang kommt von den gepaarten Makrokohleaufzeichnungen der Bohrkerne, und der Zufluss von Holzkohle aus dem Central Basin (MAL05-1B/1C) hat im Allgemeinen von etwa zugenommen.175 Karten.Ungefähr dazwischen folgt eine große Anzahl von Gipfeln.Nach 135 und 175 ka und 85 und 100 ka erholte sich der Seespiegel, aber der Wald- und Artenreichtum erholte sich nicht (Ergänzender Text, Abbildung 2 und Abbildung S5).Die Beziehung zwischen Holzkohlezufluss und der magnetischen Suszeptibilität von Seesedimenten kann auch Muster einer langfristigen Brandgeschichte zeigen (33).Verwenden Sie Daten von Lyons et al.(34) Der Malawisee erodierte die verbrannte Landschaft nach 85 ka weiter, was eine positive Korrelation impliziert (Spearmans Rs = 0,2542 und P = 0,0002; Tabelle S7), während die älteren Sedimente die entgegengesetzte Beziehung zeigen (Rs = -0,2509 und P < 0,0001).Im nördlichen Becken hat der kürzere MAL05-2A-Kern den tiefsten Datierungsankerpunkt, und der jüngste Toba-Tuff ist ~74 bis 75 ka (35).Obwohl ihm eine längerfristige Perspektive fehlt, erhält es Input direkt aus dem Becken, aus dem die archäologischen Daten stammen.Die Holzkohleaufzeichnungen des nördlichen Beckens zeigen, dass seit der Toba-Krypto-Tephra-Markierung der Eintrag von terrigener Holzkohle während des Zeitraums, in dem archäologische Beweise am häufigsten vorkommen, stetig zugenommen hat (Abbildung 2B).
Hinweise auf von Menschen verursachte Brände können auf eine absichtliche Nutzung im Landschaftsmaßstab, weit verbreitete Bevölkerungsgruppen, die mehr oder größere Entzündungen vor Ort verursachen, eine Änderung der Brennstoffverfügbarkeit durch Abholzung von Unterholzwäldern oder eine Kombination dieser Aktivitäten hinweisen.Moderne Jäger und Sammler nutzen Feuer, um die Belohnungen für die Nahrungssuche aktiv zu verändern (2).Ihre Aktivitäten erhöhen den Beutereichtum, erhalten die Mosaiklandschaft und erhöhen die thermische Diversität und Heterogenität der Sukzessionsstadien (13).Feuer ist auch wichtig für Aktivitäten vor Ort wie Heizen, Kochen, Verteidigung und Geselligkeit (14).Selbst kleine Unterschiede im Feuereinsatz außerhalb natürlicher Blitzeinschläge können die Waldnachfolgemuster, die Brennstoffverfügbarkeit und die Saisonabhängigkeit von Feuerungen verändern.Die Verringerung der Baumbedeckung und des Unterholzes wird höchstwahrscheinlich die Erosion verstärken, und der Verlust der Artenvielfalt in diesem Gebiet steht in engem Zusammenhang mit dem Verlust afrikanischer Bergwaldgemeinschaften (25).
In den archäologischen Aufzeichnungen vor Beginn der MSA war die menschliche Kontrolle des Feuers gut etabliert (15), aber bisher wurde seine Verwendung als Instrument der Landschaftspflege nur in wenigen paläolithischen Kontexten dokumentiert.Dazu gehören etwa in Australien.40.000 (36), Hochland-Neuguinea.45 ka (37) Friedensvertrag.50 ka Niah-Höhle (38) im Tiefland von Borneo.In Amerika, als Menschen zum ersten Mal in diese Ökosysteme eindrangen, insbesondere in den letzten 20 ka (16), wurde die künstliche Zündung als der Hauptfaktor bei der Neukonfiguration von Pflanzen- und Tiergemeinschaften angesehen.Diese Schlussfolgerungen müssen auf relevanten Beweisen beruhen, aber im Falle einer direkten Überschneidung von archäologischen, geologischen, geomorphologischen und paläoumweltbezogenen Daten wurde das Argument der Kausalität gestärkt.Obwohl die marinen Kerndaten der Küstengewässer Afrikas zuvor Hinweise auf Brandveränderungen in der Vergangenheit vor etwa 400 ka (9) geliefert haben, liefern wir hier Hinweise auf menschlichen Einfluss aus relevanten archäologischen, paläoökologischen und geomorphologischen Datensätzen.
Die Identifizierung von menschengemachten Bränden in Paläoumweltaufzeichnungen erfordert den Nachweis von Feueraktivitäten und zeitlichen oder räumlichen Veränderungen der Vegetation, die beweisen, dass diese Veränderungen nicht allein durch Klimaparameter vorhergesagt werden, und die zeitliche/räumliche Überschneidung zwischen Veränderungen der Brandbedingungen und Veränderungen des Menschen Aufzeichnungen (29) Hier traten die ersten Hinweise auf eine weit verbreitete MSA-Besiedlung und Schwemmfächerbildung im Malawisee-Becken etwa zu Beginn einer größeren Umstrukturierung der regionalen Vegetation auf.85 Karten.Die Holzkohlehäufigkeit im MAL05-1B/1C-Kern spiegelt den regionalen Trend der Holzkohleproduktion und -ablagerung wider, bei etwa 150 ka im Vergleich zum Rest der 636 ka-Aufzeichnung (Abbildungen S5, S9 und S10).Dieser Übergang zeigt den wichtigen Beitrag des Feuers zur Gestaltung der Zusammensetzung des Ökosystems, der nicht allein durch das Klima erklärt werden kann.In natürlichen Brandsituationen erfolgt die Blitzzündung normalerweise am Ende der Trockenzeit (39).Wenn der Brennstoff jedoch trocken genug ist, können jederzeit künstliche Brände entzündet werden.Auf der Skala der Szene können Menschen das Feuer kontinuierlich verändern, indem sie Brennholz unter dem Wald sammeln.Das Endergebnis jeder Art von künstlichem Feuer ist, dass es das Potenzial hat, mehr holzige Vegetation zu verbrauchen, die das ganze Jahr über und in allen Größenordnungen anhält.
In Südafrika wurde bereits 164 ka (12) Feuer zur Wärmebehandlung von Steinen für die Werkzeugherstellung verwendet.Bereits 170 ka (40) wurde Feuer als Werkzeug zum Kochen von stärkehaltigen Knollen verwendet, wobei das Feuer in der Antike voll genutzt wurde.Wohlhabende Ressourcen-anfällige Landschaft (41).Landschaftsbrände reduzieren die Baumbedeckung und sind ein wichtiges Instrument zur Erhaltung von Grünland- und Waldstückumgebungen, die die bestimmenden Elemente von vom Menschen vermittelten Ökosystemen sind (13).Wenn der Zweck der Veränderung des Vegetations- oder Beuteverhaltens darin besteht, das von Menschen verursachte Brennen zu verstärken, dann stellt dieses Verhalten eine Zunahme der Komplexität der Kontrolle und des Einsatzes von Feuer durch frühneuzeitliche Menschen im Vergleich zu frühen Menschen dar und zeigt, dass unsere Beziehung zum Feuer eine Veränderung erfahren hat Verschiebung der Interdependenz (7).Unsere Analyse bietet eine zusätzliche Möglichkeit, die Veränderungen in der Nutzung des Feuers durch Menschen im späten Pleistozän und die Auswirkungen dieser Veränderungen auf ihre Landschaft und Umwelt zu verstehen.
Die Ausdehnung der alluvialen Fächer des späten Quartärs im Karonga-Gebiet kann auf Änderungen im jahreszeitlichen Verbrennungszyklus unter Bedingungen mit überdurchschnittlich hohen Niederschlägen zurückzuführen sein, was zu einer verstärkten Erosion des Hangs führt.Der Mechanismus dieses Vorkommens könnte die Reaktion im Wassereinzugsgebiet sein, die durch die durch das Feuer verursachte Störung, die verstärkte und anhaltende Erosion des oberen Teils des Einzugsgebiets und die Ausbreitung von alluvialen Fächern in der piemontesischen Umgebung in der Nähe des Malawisees ausgelöst wird.Diese Reaktionen können eine Änderung der Bodeneigenschaften umfassen, um die Durchlässigkeit zu verringern, die Oberflächenrauheit zu verringern und den Abfluss aufgrund der Kombination aus hohen Niederschlagsbedingungen und reduzierter Baumbedeckung zu erhöhen (42).Die Verfügbarkeit von Sedimenten wird anfänglich durch Abschälen des Abdeckmaterials verbessert, und im Laufe der Zeit kann die Bodenfestigkeit aufgrund von Erwärmung und verringerter Wurzelfestigkeit abnehmen.Die Abblätterung des Oberbodens erhöht den Sedimentfluss, der von der fächerförmigen Ansammlung stromabwärts aufgenommen wird und die Bildung von rotem Boden auf dem fächerförmigen beschleunigt.
Viele Faktoren können die Reaktion der Landschaft auf sich ändernde Brandbedingungen steuern, von denen die meisten innerhalb kurzer Zeit wirksam werden (42-44).Das Signal, das wir hier assoziieren, ist auf der Jahrtausend-Zeitskala offensichtlich.Analyse- und Landschaftsentwicklungsmodelle zeigen, dass sich mit der Vegetationsstörung, die durch wiederholte Waldbrände verursacht wurde, die Denudationsrate auf einer Jahrtausend-Zeitskala signifikant verändert hat (45, 46).Der Mangel an regionalen Fossilienfunden, die mit den beobachteten Veränderungen in Holzkohle- und Vegetationsaufzeichnungen zusammenfallen, behindert die Rekonstruktion der Auswirkungen menschlichen Verhaltens und Umweltveränderungen auf die Zusammensetzung von Pflanzenfressergemeinschaften.Große Pflanzenfresser, die offenere Landschaften bewohnen, spielen jedoch eine Rolle bei der Erhaltung dieser und der Verhinderung der Invasion von Gehölzvegetation (47).Das gleichzeitige Auftreten von Veränderungen in verschiedenen Umweltkomponenten sollte nicht erwartet werden, sondern als eine Reihe kumulativer Effekte betrachtet werden, die über einen langen Zeitraum auftreten können (11).Unter Verwendung der Klimaanomalie-Methode (29) betrachten wir menschliche Aktivitäten als einen Schlüsselfaktor bei der Gestaltung der Landschaft im Norden Malawis während des späten Pleistozäns.Diese Effekte können jedoch auf dem früheren, weniger offensichtlichen Erbe der Mensch-Umwelt-Interaktionen beruhen.Der Holzkohlegipfel, der vor dem frühesten archäologischen Datum in den paläoökologischen Aufzeichnungen auftauchte, kann eine anthropogene Komponente enthalten, die nicht die gleichen Veränderungen des Ökosystems verursacht wie später aufgezeichnet, und keine Ablagerungen beinhaltet, die ausreichen, um sicher auf eine menschliche Besiedlung hinzuweisen.
Kurze Sedimentkerne, wie die aus dem angrenzenden Masoko-Lake-Becken in Tansania, oder die kürzeren Sedimentkerne im Malawi-See zeigen, dass sich die relative Pollenhäufigkeit von Gras- und Waldtaxa verändert hat, was auf die letzten 45 Jahre zurückgeführt wird.Der natürliche Klimawandel von ka (48-50).Aber nur eine längerfristige Beobachtung der Pollenaufzeichnung des Malawisees >600 ka, zusammen mit der uralten archäologischen Landschaft daneben, ist es möglich, das Klima, die Vegetation, die Holzkohle und die menschlichen Aktivitäten zu verstehen.Obwohl es wahrscheinlich ist, dass Menschen im nördlichen Teil des Lake Malawi-Beckens vor 85 ka auftauchen, deuten etwa 85 ka, insbesondere nach 70 ka, darauf hin, dass das Gebiet nach dem Ende der letzten großen Dürreperiode attraktiv für die menschliche Besiedlung ist.Zu dieser Zeit wird die neue oder intensivere/häufigere Nutzung des Feuers durch den Menschen offensichtlich mit dem natürlichen Klimawandel kombiniert, um die ökologische Beziehung > 550-ka zu rekonstruieren, und schließlich die frühe vorlandwirtschaftliche künstliche Landschaft geformt (Abbildung 4).Im Gegensatz zu früheren Perioden bewahrt die Sedimentnatur der Landschaft den MSA-Standort, der eine Funktion der rekursiven Beziehung zwischen der Umwelt (Ressourcenverteilung), menschlichem Verhalten (Aktivitätsmuster) und Lüfteraktivierung (Ablagerung/Begräbnisstätte) ist.
(A) Über.400 ka: Es sind keine Menschen nachweisbar.Die feuchten Bedingungen sind ähnlich wie heute, und der Seespiegel ist hoch.Vielfältige, nicht feuerbeständige Baumabdeckung.(B) Ungefähr 100 ka: Es gibt keine archäologischen Aufzeichnungen, aber die Anwesenheit von Menschen kann durch den Zufluss von Holzkohle nachgewiesen werden.Extrem trockene Bedingungen treten in trockenen Wassereinzugsgebieten auf.Das Grundgestein ist im Allgemeinen freigelegt und die Oberflächensedimente sind begrenzt.(C) Etwa 85 bis 60 ka: Der Wasserstand des Sees steigt mit der Niederschlagszunahme.Die Existenz von Menschen kann durch Archäologie nach 92 ka entdeckt werden, und nach 70 ka werden das Abbrennen von Hochland und die Ausbreitung von Schwemmfächern folgen.Ein weniger vielfältiges, feuerbeständiges Vegetationssystem ist entstanden.(D) Etwa 40 bis 20 ka: Der ökologische Holzkohleeintrag im nördlichen Becken hat zugenommen.Die Bildung von alluvialen Fächern setzte sich fort, begann sich jedoch am Ende dieser Periode abzuschwächen.Verglichen mit dem bisherigen Rekord von 636 ka bleibt der Seespiegel hoch und stabil.
Das Anthropozän repräsentiert die Anhäufung von Nischenbildungsverhalten, das sich über Tausende von Jahren entwickelt hat, und sein Ausmaß ist einzigartig für den modernen Homo sapiens (1, 51).Im modernen Kontext existieren mit der Einführung der Landwirtschaft menschengemachte Landschaften weiter und intensivieren sich, aber sie sind eher Erweiterungen von Mustern, die während des Pleistozäns etabliert wurden, als Trennungen (52).Daten aus dem Norden Malawis zeigen, dass die ökologische Übergangsphase langwierig, kompliziert und sich wiederholend sein kann.Dieses Ausmaß der Transformation spiegelt das komplexe ökologische Wissen der frühneuzeitlichen Menschen wider und veranschaulicht ihre Transformation zu unserer heute global dominierenden Spezies.
Gemäß dem von Thompson et al. beschriebenen Protokoll Vor-Ort-Untersuchung und Aufzeichnung von Artefakten und Kopfsteinpflastermerkmalen auf dem Untersuchungsgebiet.(53).Die Platzierung der Testgrube und die Ausgrabung des Hauptstandorts, einschließlich Mikromorphologie und Phytolith-Probenahme, folgten dem von Thompson et al.(18) und Wright et al.(19).Unsere Karte des geografischen Informationssystems (GIS) auf der Grundlage der geologischen Übersichtskarte Malawis der Region zeigt eine klare Korrelation zwischen Chitimwe Beds und archäologischen Stätten (Abbildung S1).Das Intervall zwischen den geologischen und archäologischen Testgruben im Karonga-Gebiet soll die breiteste repräsentative Probe erfassen (Abbildung S2).Die Geomorphologie, das geologische Alter und die archäologischen Untersuchungen von Karonga umfassen vier Hauptfelduntersuchungsmethoden: Fußgängeruntersuchungen, archäologische Testgruben, geologische Testgruben und detaillierte Standortausgrabungen.Zusammen ermöglichen diese Techniken die Probenahme der Hauptexposition des Chitimwe-Betts im Norden, in der Mitte und im Süden von Karonga (Abbildung S3).
Die Vor-Ort-Untersuchung und Aufzeichnung von Artefakten und Kopfsteinpflastermerkmalen auf dem Fußgängererhebungsbereich folgte dem von Thompson et al.(53).Dieser Ansatz hat zwei Hauptziele.Die erste besteht darin, die Orte zu identifizieren, an denen die kulturellen Relikte erodiert wurden, und dann an diesen Stellen bergauf archäologische Testgruben zu platzieren, um die kulturellen Relikte vor Ort aus der verschütteten Umgebung wiederherzustellen.Das zweite Ziel ist die formale Erfassung der Verteilung von Artefakten, ihrer Eigenschaften und ihrer Beziehung zu den Quellen nahe gelegener Steinmaterialien (53).In dieser Arbeit ging ein dreiköpfiges Team in einem Abstand von 2 bis 3 Metern über insgesamt 147,5 lineare Kilometer und durchquerte die meisten der gezeichneten Chitimwe-Betten (Tabelle S6).
Die Arbeit konzentrierte sich zunächst auf Chitimwe-Betten, um die beobachteten Artefaktproben zu maximieren, und zweitens auf lange lineare Abschnitte vom Seeufer bis zum Hochland, die verschiedene Sedimenteinheiten durchschneiden.Dies bestätigt eine wichtige Beobachtung, dass die Artefakte zwischen dem westlichen Hochland und dem Seeufer nur mit dem Chitimwe-Bett oder neueren spätpleistozänen und holozänen Sedimenten verwandt sind.Die in anderen Ablagerungen gefundenen Artefakte sind außerhalb des Geländes, von anderen Orten in der Landschaft verlagert, wie aus ihrer Häufigkeit, Größe und ihrem Verwitterungsgrad ersichtlich ist.
Die vorhandene archäologische Testgrube und die Ausgrabung des Hauptstandorts, einschließlich der Mikromorphologie und der Phytolith-Probenahme, folgten dem von Thompson et al.(18, 54) und Wright et al.(19, 55).Der Hauptzweck besteht darin, die unterirdische Verteilung von Artefakten und fächerförmigen Sedimenten in der größeren Landschaft zu verstehen.Artefakte sind normalerweise an allen Stellen in den Chitimwe-Betten tief vergraben, mit Ausnahme der Ränder, wo die Erosion begonnen hat, die Oberseite des Sediments zu entfernen.Während der informellen Untersuchung gingen zwei Personen an Chitimwe Beds vorbei, die als Kartenmerkmale auf der geologischen Karte der malawischen Regierung angezeigt wurden.Als diese Menschen auf die Sedimentschultern des Chitimwe-Bettes stießen, begannen sie, am Rand entlang zu gehen, wo sie die aus dem Sediment erodierten Artefakte beobachten konnten.Indem die Ausgrabungen leicht nach oben (3 bis 8 m) von den aktiv erodierenden Artefakten geneigt werden, kann die Ausgrabung ihre In-situ-Position relativ zu dem sie enthaltenden Sediment offenbaren, ohne dass umfangreiche seitliche Ausgrabungen erforderlich sind.Die Testgruben sind so platziert, dass sie 200 bis 300 Meter von der nächsten Grube entfernt sind, wodurch Veränderungen im Chitimwe-Bettsediment und den darin enthaltenen Artefakten erfasst werden.In einigen Fällen legte die Testgrube eine Stelle frei, die später zu einer Ausgrabungsstätte in vollem Umfang wurde.
Alle Testgruben beginnen mit einem Quadrat von 1 × 2 m, sind in Nord-Süd-Richtung ausgerichtet und werden in willkürlichen Einheiten von 20 cm ausgehoben, sofern sich Farbe, Textur oder Inhalt des Sediments nicht wesentlich ändern.Notieren Sie die Sedimentologie und Bodeneigenschaften aller ausgegrabenen Sedimente, die gleichmäßig durch ein 5 mm Trockensieb gehen.Wenn die Ablagerungstiefe weiterhin 0,8 bis 1 m überschreitet, graben Sie auf einem der beiden Quadratmeter nicht mehr und graben Sie auf dem anderen weiter, um eine „Stufe“ zu bilden, damit Sie sicher in tiefere Schichten vordringen können.Setzen Sie dann die Ausgrabung fort, bis das Grundgestein erreicht ist, mindestens 40 cm archäologisch sterile Sedimente unterhalb der Konzentration von Artefakten liegen oder die Ausgrabung zu unsicher (tief) wird, um fortzufahren.In einigen Fällen muss die Ablagerungstiefe die Testgrube auf einen dritten Quadratmeter erweitern und in zwei Schritten in den Graben einfahren.
Geologische Testgruben haben zuvor gezeigt, dass Chitimwe-Betten aufgrund ihrer charakteristischen roten Farbe häufig auf geologischen Karten erscheinen.Wenn sie ausgedehnte Bäche und Flusssedimente sowie alluviale Fächersedimente enthalten, erscheinen sie nicht immer rot (19).Geologie Die Testgrube wurde als einfache Grube ausgehoben, um die gemischten oberen Sedimente zu entfernen, um die unterirdischen Schichten der Sedimente freizulegen.Dies ist notwendig, da das Chitimwe-Bett zu einem parabolischen Hang erodiert ist und am Hang kollabierte Sedimente vorhanden sind, die normalerweise keine klaren natürlichen Teile oder Einschnitte bilden.Daher fanden diese Ausgrabungen entweder auf der Oberseite des Chitimwe-Bettes statt, vermutlich gab es einen unterirdischen Kontakt zwischen dem Chitimwe-Bett und dem darunter liegenden pliozänen Chiwondo-Bett, oder sie fanden dort statt, wo die Sedimente der Flussterrassen datiert werden mussten (55).
Archäologische Ausgrabungen in vollem Umfang werden an Orten durchgeführt, die eine große Anzahl von Steinwerkzeuganordnungen vor Ort versprechen, normalerweise basierend auf Testgruben oder Orten, an denen eine große Anzahl kultureller Relikte vom Hang erodiert zu sehen sind.Die wichtigsten ausgegrabenen Kulturdenkmäler wurden aus Sedimenteinheiten geborgen, die separat in einem Quadrat von 1 × 1 m ausgegraben wurden.Wenn die Dichte der Artefakte hoch ist, ist die Grabeinheit ein 10- oder 5-cm-Ausguss.Alle Steinprodukte, fossilen Knochen und Ocker wurden bei jeder größeren Ausgrabung gezogen, und es gibt keine Größenbeschränkung.Die Bildschirmgröße beträgt 5 mm.Wenn während des Ausgrabungsprozesses Kulturdenkmäler entdeckt werden, wird ihnen eine eindeutige Strichcode-Entdeckungsnummer zugewiesen, und die Entdeckungsnummern in derselben Serie werden den gefilterten Entdeckungen zugewiesen.Die Kulturdenkmäler werden mit Permanenttinte markiert, in Tüten mit Musteretiketten gelegt und zusammen mit anderen Kulturdenkmälern desselben Hintergrunds eingetütet.Nach der Analyse werden alle Kulturdenkmäler im Kultur- und Museumszentrum von Karonga aufbewahrt.
Alle Ausgrabungen werden nach natürlichen Schichten durchgeführt.Diese werden in Spikes unterteilt, und die Spit-Dicke hängt von der Artefaktdichte ab (wenn beispielsweise die Artefaktdichte niedrig ist, ist die Spit-Dicke hoch).Hintergrunddaten (z. B. Sedimenteigenschaften, Hintergrundbeziehungen und Beobachtungen von Interferenzen und Artefaktdichte) werden in der Access-Datenbank aufgezeichnet.Alle Koordinatendaten (z. B. in Segmenten gezeichnete Befunde, Kontexthöhe, rechtwinklige Ecken und Proben) basieren auf Universal Transverse Mercator (UTM)-Koordinaten (WGS 1984, Zone 36S).Am Hauptstandort werden alle Punkte mit einer 5″-Totalstation der Nikon Nivo C-Serie aufgezeichnet, die auf einem lokalen Raster so nah wie möglich nördlich von UTM aufgebaut ist.Die Lage der nordwestlichen Ecke jeder Ausgrabungsstätte und die Lage jeder Ausgrabungsstätte Die Sedimentmenge ist in Tabelle S5 angegeben.
Der Abschnitt der sedimentologischen und bodenkundlichen Eigenschaften aller ausgegrabenen Einheiten wurde unter Verwendung des United States Agricultural Part Class Program (56) aufgezeichnet.Sedimenteinheiten werden basierend auf Korngröße, Winkligkeit und Bettungseigenschaften angegeben.Beachten Sie die mit der Sedimenteinheit verbundenen abnormalen Einschlüsse und Störungen.Die Bodenentwicklung wird durch die Anreicherung von Sesquioxid oder Karbonat im Untergrund bestimmt.Auch Untertageverwitterung (z. B. Redox, Bildung von Restmanganknollen) wird häufig erfasst.
Der Sammelpunkt von OSL-Proben wird auf der Grundlage der Schätzung bestimmt, welche Fazies die zuverlässigste Schätzung des Sedimentverschüttungsalters liefern können.An der Probenahmestelle wurden Gräben ausgehoben, um die authenische Sedimentschicht freizulegen.Sammeln Sie alle Proben, die für die OSL-Datierung verwendet werden, indem Sie ein undurchsichtiges Stahlrohr (ca. 4 cm Durchmesser und ca. 25 cm Länge) in das Sedimentprofil einführen.
Die OSL-Datierung misst die Größe der Gruppe von eingefangenen Elektronen in Kristallen (wie Quarz oder Feldspat) aufgrund der Exposition gegenüber ionisierender Strahlung.Der größte Teil dieser Strahlung stammt aus dem Zerfall radioaktiver Isotope in der Umwelt, und eine kleine Menge zusätzlicher Komponenten tritt in tropischen Breiten in Form von kosmischer Strahlung auf.Die eingefangenen Elektronen werden freigesetzt, wenn der Kristall Licht ausgesetzt wird, was während des Transports (Zeroing-Ereignis) oder im Labor auftritt, wo die Beleuchtung auf einen Sensor erfolgt, der Photonen erkennen kann (z. B. eine Photomultiplier-Röhre oder eine Kamera mit einem geladenen Kopplungsvorrichtung) Der untere Teil emittiert, wenn das Elektron in den Grundzustand zurückkehrt.Quarzpartikel mit einer Größe zwischen 150 und 250 μm werden durch Sieben, Säurebehandlung und Dichtetrennung abgetrennt und als kleine Aliquots (< 100 Partikel) auf die Oberfläche einer Aluminiumplatte aufgebracht oder in eine 300 x 300 mm große Vertiefung gebohrt Partikel werden auf einer Aluminiumpfanne analysiert.Die vergrabene Dosis wird normalerweise unter Verwendung einer Einzelaliquot-Regenerationsmethode geschätzt (57).Neben der Bewertung der von Körnern aufgenommenen Strahlendosis erfordert die OSL-Datierung auch die Abschätzung der Dosisleistung durch Messung der Radionuklidkonzentration im Sediment der gesammelten Probe mithilfe von Gammaspektroskopie oder Neutronenaktivierungsanalyse und die Bestimmung der Position und Tiefe der Referenzprobe für die kosmische Dosis Beerdigung.Die endgültige Altersbestimmung erfolgt durch Division der Verschüttungsdosis durch die Dosisleistung.Wenn sich jedoch die von einem einzelnen Korn oder einer Gruppe von Körnern gemessene Dosis ändert, ist ein statistisches Modell erforderlich, um die geeignete zu verwendende vergrabene Dosis zu bestimmen.Die Buried Dose wird hier nach dem Central-Era-Modell, bei Single-Aliquot-Datierungen oder bei Single-Particle-Datierungen nach einem Finite-Mixture-Modell (58) berechnet.
Drei unabhängige Labors führten für diese Studie eine OSL-Analyse durch.Die detaillierten einzelnen Methoden für jedes Labor sind unten aufgeführt.Im Allgemeinen verwenden wir die regenerative Dosismethode, um die OSL-Datierung auf kleine Aliquots (zig Körner) anzuwenden, anstatt eine Einzelkornanalyse zu verwenden.Dies liegt daran, dass während des regenerativen Wachstumsexperiments die Erholungsrate einer kleinen Probe niedrig ist (< 2 %) und das OSL-Signal nicht auf dem natürlichen Signalpegel gesättigt ist.Die laborübergreifende Übereinstimmung der Altersbestimmung, die Übereinstimmung der Ergebnisse innerhalb und zwischen den getesteten stratigraphischen Profilen und die Übereinstimmung mit der geomorphologischen Interpretation des 14C-Alters von Karbonatgesteinen sind die Hauptgrundlage für diese Bewertung.Jedes Labor bewertete oder implementierte eine Einkornvereinbarung, stellte jedoch unabhängig fest, dass sie für die Verwendung in dieser Studie nicht geeignet war.Die detaillierten Methoden und Analyseprotokolle, die von jedem Labor befolgt werden, sind in den ergänzenden Materialien und Methoden enthalten.
Aus kontrollierten Ausgrabungen geborgene Steinartefakte (BRU-I; CHA-I, CHA-II und CHA-III; MGD-I, MGD-II und MGD-III; und SS-I) basieren auf dem metrischen System und der Qualität Eigenschaften.Messen Sie das Gewicht und die maximale Größe jedes Werkstücks (bei Verwendung einer digitalen Waage zum Messen des Gewichts beträgt 0,1 g; bei Verwendung eines digitalen Mitutoyo-Messschiebers zum Messen aller Abmessungen 0,01 mm).Alle Kulturdenkmäler werden außerdem nach Rohstoffen (Quarz, Quarzit, Feuerstein etc.), Körnung (fein, mittel, grob), Gleichmäßigkeit der Körnung, Farbe, Rindenart und -bedeckung, Verwitterung/Kantenverrundung und technischer Qualität klassifiziert (vollständig oder fragmentiert) Kerne oder Flocken, Flocken/Eckstücke, Hammersteine, Granaten und andere).
Der Kern wird entlang seiner maximalen Länge gemessen;maximale Breite;die Breite beträgt 15 %, 50 % und 85 % der Länge;maximale Dicke;Die Dicke beträgt 15 %, 50 % und 85 % der Länge.Es wurden auch Messungen durchgeführt, um die Volumeneigenschaften des Kerns von halbkugelförmigen Geweben (radial und Levallois) zu bewerten.Sowohl intakte als auch gebrochene Kerne werden nach der Reset-Methode (Single-Platform oder Multi-Platform, Radial, Levallois usw.) klassifiziert, und schuppige Narben werden bei ≥15 mm und ≥20% der Kernlänge gezählt.Kerne mit 5 oder weniger Narben von 15 mm werden als „zufällig“ klassifiziert.Die kortikale Bedeckung der gesamten Kernoberfläche wird aufgezeichnet, und die relative kortikale Bedeckung jeder Seite wird auf dem Kern des halbkugelförmigen Gewebes aufgezeichnet.
Das Blatt wird entlang seiner maximalen Länge gemessen;maximale Breite;die Breite beträgt 15 %, 50 % und 85 % der Länge;maximale Dicke;Die Dicke beträgt 15 %, 50 % und 85 % der Länge.Beschreiben Sie die Fragmente nach den verbleibenden Teilen (proximal, mittig, distal, rechts gespalten und links gespalten).Die Dehnung wird berechnet, indem die maximale Länge durch die maximale Breite dividiert wird.Messen Sie die Plattformbreite, -dicke und den äußeren Plattformwinkel der intakten Schicht und der proximalen Schichtfragmente und klassifizieren Sie die Plattformen nach dem Grad der Vorbereitung.Zeichnen Sie die kortikale Abdeckung und Position auf allen Scheiben und Fragmenten auf.Die distalen Kanten werden nach der Art des Abschlusses (Feder, Scharnier und obere Gabel) klassifiziert.Notieren Sie auf der gesamten Schicht die Anzahl und Richtung der Narbe auf der vorherigen Schicht.Wenn Sie angetroffen werden, notieren Sie den Ort der Modifikation und die Invasivität gemäß dem von Clarkson festgelegten Protokoll (59).Für die meisten Ausgrabungskombinationen wurden Renovierungspläne eingeleitet, um die Wiederherstellungsmethoden und die Integrität der Ablagerung vor Ort zu bewerten.
Die aus den Testgruben geborgenen Steinartefakte (CS-TP1-21, SS-TP1-16 und NGA-TP1-8) werden nach einem einfacheren Schema beschrieben als die kontrollierte Ausgrabung.Für jedes Artefakt wurden die folgenden Merkmale aufgezeichnet: Rohmaterial, Partikelgröße, Kortexbedeckung, Größenklasse, Verwitterung/Randschäden, technische Komponenten und Konservierung von Fragmenten.Beschreibende Anmerkungen zu den diagnostischen Merkmalen der Flocken und Kerne werden aufgezeichnet.
In Ausgrabungen und geologischen Gräben wurden aus freigelegten Abschnitten komplette Sedimentblöcke geschnitten.Diese Steine ​​wurden vor Ort mit Gipsbinden oder Toilettenpapier und Packband fixiert und dann zum Labor für Geologische Archäologie der Universität Tübingen in Deutschland transportiert.Dort wird die Probe mindestens 24 Stunden bei 40°C getrocknet.Dann werden sie unter Vakuum gehärtet, wobei eine Mischung aus unbeschleunigtem Polyesterharz und Styrol im Verhältnis 7:3 verwendet wird.Als Katalysator wird Methylethylketonperoxid verwendet, Harz-Styrol-Gemisch (3 bis 5 ml/l).Sobald die Harzmischung geliert ist, erhitzen Sie die Probe mindestens 24 Stunden lang auf 40 °C, um die Mischung vollständig auszuhärten.Die ausgehärtete Probe mit einer Fliesensäge in 6 × 9 cm große Stücke schneiden, auf einen Objektträger kleben und auf eine Dicke von 30 μm schleifen.Die resultierenden Schnitte wurden unter Verwendung eines Flachbettscanners gescannt und unter Verwendung von linear polarisiertem Licht, kreuzpolarisiertem Licht, schräg einfallendem Licht und blauer Fluoreszenz mit bloßem Auge und Vergrößerung (× 50 bis × 200) analysiert.Die Terminologie und Beschreibung von Dünnschliffen folgen den von Stoops (60) und Courty et al.(61).Die aus einer Tiefe von > 80 cm gesammelten bodenbildenden Karbonatknollen werden halbiert, so dass die Hälfte imprägniert und in dünnen Scheiben (4,5 × 2,6 cm) unter Verwendung eines Standard-Stereomikroskops und petrographischen Mikroskops und Kathodolumineszenz (CL)-Forschungsmikroskops ausgeführt werden kann .Die Kontrolle der Karbonattypen ist sehr vorsichtig, da die Bildung von bodenbildendem Karbonat an die stabile Oberfläche gebunden ist, während die Bildung von Grundwasserkarbonat unabhängig von der Oberfläche oder dem Boden ist.
Proben wurden von der Schnittfläche der bodenbildenden Karbonatknollen gebohrt und für verschiedene Analysen halbiert.FS verwendete die Standard-Stereo- und Petrographie-Mikroskope der Arbeitsgruppe Geoarchäologie und das CL-Mikroskop der Arbeitsgruppe Experimentelle Mineralogie, um die dünnen Scheiben zu untersuchen, die sich beide in Tübingen, Deutschland, befinden.Die Teilproben zur Radiokohlenstoffdatierung wurden mit Präzisionsbohrern aus einem ausgewiesenen, etwa 100 Jahre alten Gebiet gebohrt.Die andere Hälfte der Knötchen hat einen Durchmesser von 3 mm, um Bereiche mit später Rekristallisation, reichen mineralischen Einschlüssen oder großen Veränderungen in der Größe von Calcitkristallen zu vermeiden.Für die Proben MEM-5038, MEM-5035 und MEM-5055 A kann nicht dasselbe Protokoll befolgt werden.Diese Proben werden aus losen Sedimentproben ausgewählt und sind zu klein, um sie für dünne Schnitte zu halbieren.An den entsprechenden mikromorphologischen Proben benachbarter Sedimente (einschließlich Karbonatknollen) wurden jedoch Dünnschliffuntersuchungen durchgeführt.
Wir haben 14C-Datierungsproben beim Center for Applied Isotope Research (CAIS) an der University of Georgia, Athens, USA, eingereicht.Die Karbonatprobe reagiert mit 100 %iger Phosphorsäure in einem evakuierten Reaktionsgefäß zu CO2.Niedertemperatur-Reinigung von CO2-Proben von anderen Reaktionsprodukten und katalytische Umwandlung in Graphit.Das Verhältnis von Graphit 14C/13C wurde unter Verwendung eines 0,5-MeV-Beschleuniger-Massenspektrometers gemessen.Vergleichen Sie das Probenverhältnis mit dem Verhältnis, das mit dem Oxalsäure-I-Standard (NBS SRM 4990) gemessen wurde.Als Hintergrund wird Carrara-Marmor (IAEA C1) und als Sekundärstandard Travertin (IAEA C2) verwendet.Das Ergebnis wird als Prozentsatz des modernen Kohlenstoffs ausgedrückt, und das angegebene unkalibrierte Datum wird in Radiokarbonjahren (BP-Jahren) vor 1950 angegeben, wobei eine 14C-Halbwertszeit von 5568 Jahren verwendet wird.Der Fehler wird als 1-σ angegeben und spiegelt statistische und experimentelle Fehler wider.Basierend auf dem durch Isotopenverhältnis-Massenspektrometrie gemessenen δ13C-Wert berichtete C. Wissing vom Biogeologischen Labor in Tübingen, Deutschland, das Datum der Isotopenfraktionierung, mit Ausnahme von UGAMS-35944r, gemessen am CAIS.Probe 6887B wurde doppelt analysiert.Bohren Sie dazu eine zweite Teilprobe aus dem Knollen (UGAMS-35944r) aus dem auf der Schnittfläche angegebenen Probenahmebereich.Die Kalibrierkurve INTCAL20 (Tabelle S4) (62), die in der südlichen Hemisphäre angewendet wurde, wurde verwendet, um die atmosphärische Fraktionierung aller Proben auf 14C bis 2-σ zu korrigieren.