Antecedentes paleoambientales.

Varios estudios han logrado dar luces sobre el paleoambiente y los cambios ocurridos en la región de Aisén. Si bien no hay investigaciones paleoambientales para el área de Baño Nuevo, existen datos referidos a zonas próximas, tales como del entorno de Mallín Pollux, Península de Taitao, Lago Shaman y Mallín El Embudo.

En el caso de Mallín Pollux (45º41’30” S, 71º50’30” W; Markgraf et al. 2007), se ha logrado obtener una visión de los cambios ambientales mediante estudios polínicos. Antes de 17.000 años cal. AP, cuando los glaciares estaban más cerca del sitio en cuestión, se registra el dominio de taxa no arbóreos, interpretados como un momento con reducidas precipitaciones. Hacia 14.000 y 13.000 años cal. AP, los registros reflejan un importante cambio ambiental en toda la región patagónica, cuyos carácter y amplitud varía según la latitud, lo cual se expresa por una marcada disminución en las tasas sedimentarías (Markgraf et al. 2007). En el caso de Pollux, coincide con el desarrollo de una vegetación tipo estepa con algunos ejemplares arbóreos (Nothofagus). Entre las latitudes 49º-40º S, se observa un cambio de flora de estepa y monte a una de tipo bosque lluvioso patagónico. Estos cambios reflejarían un incremento en las precipitaciones.

Entre 14.000 y 11.000 años cal. AP (Markgraf et al. 2007) se detecta una mayor variedad ambiental, con registros de vegetación de hábitat húmedos y más secos. Se suman a esto los resultados de isótopos estables, los cuales apuntan a una alta variabilidad relacionada con fluctuaciones en las temperaturas, afectando de ese modo las condiciones de humedad y vegetación. A los 11.000 años cal. AP ocurre un reemplazo de especies de estepa a especies “pobres de estepas” y de monte, además de un incremento de episodios de incendios. Entre las latitudes 49º-40º S, los bosques lluviosos patagónicos fríos son reemplazados por bosques mixtos templados (con presencia de los géneros Weinmannia y Tepualia), lo cual podría indicar condiciones más secas y cálidas. Entre 8.000 y 7.000 años AP habría un cambio hacia un bosque más húmedo y con reducidos incendios.

13 La ausencia de incendios y el desarrollo de bosques cerrados de Nothofagus evidencian condiciones estacionales regulares después de 7.500 cal. AP, con retorno a una vegetación de montes abiertos, el desecamiento de los helechos y más incendios ocurren a los 4.200 cal. AP. Este cambio ocurre en la secuencia sobre un importante depósito volcánico, por lo que la erupción que lo originó pudo haber impactado en la flora de la zona. Otros registros al norte de los 45º S muestran altos índices de carbón después de 4.000 cal. AP, especialmente, después de 2.000 años cal. AP (Markgraf et al. 2007).

La apertura de los bosques durante el siglo XX se manifiesta por la marcada disminución de polen de Nothofagus y por el incremento de los de Poaceae y taxa introducidos. Esto coincide con los registros documentales del despeje de los bosques para la agricultura (Markgraf et al. 2007).

Por otra parte, para la península de Taitao (Lumley y Switsur 1993), específicamente en la laguna Stibnite (46º25’S, 74º24’W), hay datos polínicos indican la existencia de un ambiente de pastizales sin comunidades arbóreas antes de 14.000 años cal. AP. A partir de esa fecha, comienzan los registros de Nothofagus (Lumley y Switsur 1993). No obstante, la persistencia de plantas herbáceas y helechos sugiere que el paisaje aún era abierto. Sobre los 12.000 años cal. AP ocurre una “invasión” de Pilgerodendron uviferum (D.Don) Florin (ciprés de las Guaitecas, Cupressaceae), seguido por especies de Podocarpaceae (coníferas) hacia los 11.000 años cal. AP. La ausencia de plantas herbáceas y una concentración alta de polen sugieren que entre 11.000 y 9.500 años AP el bosque era cerrado. Después de esta fecha se encuentran los primeros registros de Tepulia stipularis (tepu), y para 6.000 años cal. AP, cf. Myrteola (daudapo) y Weinmannia trichosperma Cav. (tineo, Cunoniaceae). Luego de los 2.650 años cal. AP hay cambios importantes en el porcentaje de polen, posiblemente por un evento catastrófico, traducido en una marcada disminución de Pilgerodendron uviferum.

Más cerca de la zona de estudios, en la laguna Shaman (44º40´ S 71º49´ W, 800 msnm) (Méndez et al. 2008a; Reyes et al. 2009; de Porras et al. 2012) se han llevado a cabo estudios polínicos que dan cuenta de condiciones frías y con baja humedad

14 efectiva entre los ~19.000 hasta los 14.700 años cal. AP, configurando una estepa arbustiva. Entre 14.700 y 13.250 años cal. AP se detecta una expansión de Nothofagus, además de una fuerte disminución de arbustos, lo cual se interpreta como un paisaje de estepa con presencia ocasional de árboles de ese género, lo que tendría relación con un incremento en las temperaturas estivales y en la humedad efectiva. Entre los 13.250 y 11.350 años cal. AP se registra una fuerte expansión de especies de Poaceae, traducida en una disminución en las temperaturas estivales y la humedad efectiva, que se manifiesta en la instauración de un paisaje de estepa.

Hacia los 11.350 años cal. AP habría una re-expansión de Nothofagus marcando un cambio importante en las temperaturas y humedad, lo cual coincide con un cambio en la hidrología de la cuenca (de un lago al actual pantano/lago). Este contexto ambiental corresponde al inicio del Holoceno con el establecimiento de una estacionalidad análoga a la actual. Esta transición se configura como una estepa con presencia de Nothofagus que alternó con un ecotono bosque estepa en la medida que temperatura y humedad efectiva ascendieron.

Recientemente, en Mallín El Embudo, los estudios de polen y carbones desarrollados por de Porras et al. (2014), establecieron la presencia de un paisaje abierto de pastizales con pequeños núcleos de bosque de Nothofagus dispersos en el área de rio Cisnes medio hasta los 11.200 años cal. AP. Luego de ese momento se percibe un incremento del bosque abierto de esta especie y la disminución de poblaciones arbustivas y de pastos característicos de la estepa.

Hacia los ~8.000 y 3.000 años cal. AP se detecta la más alta presencia de Nothofagus tipo dombeyi, hito que marcaría aumentos en la temperatura y la humedad como consecuencia del desarrollo de un bosque denso acompañado por valores bajos de especies de Poaceae; esto indicaría el momento de mayor desarrollo del bosque (de Porras et al. 2012). A partir de los ~3.000 años cal. AP se observa una disminución de este tipo de Nothofagus y, consecuentemente, el incremento de gramíneas, lo que iría a la par de una mayor variedad de taxa en el registro palinológico, así como el aumento de la actividad de fuego. Estas evidencias indicarían condiciones de aridez y menor

15 temperatura, lo cual causaría el retroceso del ecotono de bosque/estepa (de Porras et al. 2012).

En síntesis, las reconstrucciones paleoambientales permiten establecer que el área al este de la cordilla de los Andes estaría libre de hielos hace 19.000 años cal. AP, con condiciones frías y secas hasta 14.800 años cal. AP (Margraf et al. 2007; de Porras et al. 2012, 2014), momento en el cual los taxa arbóreos comienzan a registrarse en las columnas polínicas de El Shaman (de Porras et al. 2012, 2014). Entre 13.250 - 11.350 años cal. AP, se observa una expansión importante de especies de Poaceae. Esto se interpreta como la disminución en las temperaturas estivales y la humedad efectiva. A partir de 11.500 años cal. AP se instauraría un paisaje de estepa (de Porras et al. 2012) y desde ~8.000 cal años AP no habrían cambios significativos en la distribución de la vegetación (Margraf et al. 2007; de Porras et al. 2012, 2014). Las únicas variaciones se relacionarían a los avances y retrocesos de la humedad efectiva, lo cual afectarían las fluctuaciones del límite de las zonas de transición bosque-estepa. Sin embargo, este límite no tendría mayor repercusión en las comunidades esteparias interiores. Por lo tanto, las comunidades botánicas asociadas al ambiente estepario y de micro ambientes detectados en las cercanías de estos sitios (ambiente fluvial, lacustre) serían parecidas a lo que se registra en la actualidad (Margraf et al. 2007; de Porras et al. 2012, 2014).

En conclusión, se sabe que a los 11.500 años cal. AP se tiende a un ambiente más moderno, evidenciando por el desarrollo gradual de bosques deciduos en la zona de Mallín El Embudo (de Porras et al. 2014) y Mallín Pollux (Markgraf et al. 2007) y de un ecotono de bosques de Nothofagus y de estepa en el lago Shaman (Porras et al. 2014). Se determina que a partir de los 8.000 años cal. AP, la comunidad vegetacional disponible entorno BN1 no variaría significativamente hasta el Siglo XX, cuando hubo hay un extenso despeje de los bosques para la agricultura (Markgraf et al. 2007). Por lo tanto, refiriéndose a escala mayor de las reconstrucciones ambientales, tomamos las caracterizaciones florísticas actuales como una guía para definir qué taxa son locales/no locales y extensas/restringidas, teniendo que cuenta que existe una variación de las fluctuaciones del límite de la transición bosque-estepa correlacionado con las variaciones ambientales durante la secuencia ocupacional del sitio. Para detectar estas

16 fluctuaciones implica definir, con más dataciones, los eventos ocupaciones de BN1 y la necesidad de realizar estudios paleoambientales en mismo valle del río Ñirehuao, relacionándolo con la historia de la ocupación de la cueva.