Degradación ambiental preclásica del lago Petén Itzá, Guatemala, por los primeros mayas de Nixtun

Nov 25, 2023

Comunicaciones Tierra y Medio Ambiente volumen 4, Número de artículo: 59 (2023) Citar este artículo

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La evidencia paleolimnológica indica que los antiguos mayas transformaron los ecosistemas terrestres talando la vegetación forestal para construir grandes centros cívico-ceremoniales y expandir la agricultura. Los asentamientos humanos influyeron en los ambientes lacustres, pero los efectos de las actividades mayas en los ecosistemas acuáticos siguen siendo poco estudiados. Aquí analizamos un núcleo de sedimento del lago Petén Itzá, Guatemala, para inferir cambios paleoambientales resultantes de la ocupación maya del sitio arqueológico de Nixtun-Ch'ich'. Los aumentos en las concentraciones de carbón y estanol fecal indican la ocupación maya de la Península de Candelaria a finales del período Preclásico Temprano. Los indicadores geoquímicos revelan un período de alteración del ecosistema lacustre durante la construcción y expansión de la red urbana de la ciudad en los períodos Preclásico Medio y Tardío. La despoblación de la ciudad en el Preclásico Terminal resultó en una disminución del estado trófico del lago. Mientras que estudios previos de cuerpos de agua de Petén han indicado una producción primaria lacustre deprimida, el núcleo recolectado cerca de Nixtun-Ch'ich' muestra evidencia de deterioro del ecosistema del antiguo lago maya.

Los estudios paleolimnológicos han documentado los impactos de las actividades mayas antiguas en los ambientes terrestres de las tierras bajas del este de México, Guatemala y Belice, específicamente a través de la deforestación generalizada para la urbanización y el desarrollo agrícola1,2,3,4,5,6,7,8. La limpieza de tierras provocó una rápida erosión del suelo y sedimentación de cuerpos de agua, registrados como espesos depósitos de coluvión inorgánico, a veces denominado “arcilla maya”, que se acumularon durante el Preclásico (ca. 900 años cal a. C.-200 d. C.; en adelante a. C., CE) y Períodos arqueológicos mayas clásicos (200–950 d.C.)1,6,7,9,10. La ocupación maya antigua también estuvo vinculada a períodos de alta frecuencia de incendios, probablemente relacionados con el uso temprano de técnicas agrícolas de tala y quema (roza y quema)11. La prominencia de las alteraciones territoriales a gran escala de los antiguos mayas durante los períodos Preclásico y Clásico también ha llevado a algunos investigadores a proponer un “Antropoceno temprano” o “Mayaceno” regional, ca. 1000 a. C. – 1000 d. C. 12,13,14. Sin embargo, estos estudios se centran principalmente en evidencia de vastas transformaciones de la tierra mediadas por el hombre y han pasado por alto las respuestas de los ecosistemas lacustres a las perturbaciones antropogénicas durante esos tiempos.

Se podría esperar que los cambios generalizados en la cobertura del suelo hayan influido en el estado trófico y los ecosistemas acuáticos de los lagos locales a través de una mayor carga de nutrientes y los consiguientes cambios en la composición de la comunidad acuática. A pesar de la presencia de densas poblaciones mayas documentadas arqueológicamente alrededor de los lagos en el departamento central de Petén, al norte de Guatemala15, los estudios paleolimnológicos hasta ahora no han logrado revelar evidencia de alteraciones a gran escala del ecosistema lacustre como resultado de las actividades mayas. Se ha sugerido que la intensa sedimentación de los cuerpos de agua, como resultado del desmonte del terreno, la limitada penetración de la luz y la adsorción de nutrientes disueltos, suprimen así la producción primaria lacustre16,17. Sin embargo, dada la evidencia del reciente aumento del estado trófico y la alta diversidad y abundancia de macrófitos acuáticos en los lagos guatemaltecos asociados con el rápido crecimiento demográfico en el siglo XX (por ejemplo, el lago Petén Itzá18,19,20 y el lago Izabal21), parece probable que el establecimiento de Los antiguos centros urbanos mayas cerca de cuerpos de agua también habrían influido en el estado ecológico de los lagos, como se ha observado en las tierras altas mayas22. A pesar de esta disparidad entre los cambios observados en los ecosistemas lacustres modernos y las inferencias previas de cambios durante la ocupación maya de la cuenca en las tierras bajas, no existen conjuntos de datos de núcleos de sedimentos multiproxy que investiguen este problema.

Aquí, llevamos a cabo una extensa investigación paleolimnológica de múltiples indicadores sobre un núcleo de sedimento datado por radiocarbono del lago Petén Itzá, Guatemala. El núcleo fue recolectado del brazo occidental del lago, adyacente a un sitio arqueológico maya de tierras bajas del sur en la Península de Candelaria llamado Nixtun-Ch'ich' (Fig. 1). Las fluctuaciones estratigráficas en varios indicadores geoquímicos de materia orgánica revelan un período previamente no documentado de alteración del ecosistema acuático durante las épocas de ocupación maya en Nixtun-Ch'ich', proporcionando evidencia adicional de impactos ambientales antropogénicos en las Tierras Bajas Mayas. El inicio de los cambios en el ecosistema acuático coincide con la ocupación maya temprana en el sitio y los cambios en las prácticas de uso de la tierra, lo que sugiere que las antiguas actividades humanas prolongadas y espacialmente concentradas tuvieron un profundo impacto en este brazo poco profundo del lago. Mientras que la sedimentación masiva inducida por los mayas en otros lagos del Petén puede haber suprimido la productividad del lago, la pavimentación de la ciudad ribereña de Nixtun-Ch'ich'23,24,25 probablemente mejoró la escorrentía cargada de nutrientes desde el centro urbano, lo que impulsó la productividad primaria en la cuenca sur del lago Petén Itzá, relativamente poco profunda e hidrológicamente aislada. Una fuerte disminución de los elementos litogénicos en la parte superior de la zona de perturbación en el núcleo PI-NC-1 indica una reducción abrupta o el cese de las actividades de construcción humana al final del período Preclásico Tardío8, y el ecosistema del lago experimentó una recuperación relativamente rápida, pero incompleta. , recuperación luego del despoblamiento parcial de la ciudad durante el Preclásico Terminal. El registro de sedimentos del lago Petén Itzá nos permitió investigar las causas y el momento del cambio en el ecosistema del lago durante la antigua ocupación maya y explorar la respuesta del lago a las condiciones cambiantes de la cuenca mediadas por el hombre en escalas de tiempo de décadas a centenarios.

Un mapa de la región de la Península de Yucatán en Centroamérica, con la ubicación de la región central de los lagos del Petén indicada por un pequeño rectángulo rojo en el norte de Guatemala. B Mapa del Lago Petén Itzá, que muestra la ubicación de la Península de Candelaria en el extremo occidental del lago, que alberga el sitio arqueológico de Nixtun-Ch'ich'. C Mapa de Nixtun-Ch'ich', que muestra el diseño cuadriculado único de la ciudad y el sitio donde se recolectó el núcleo de sedimentos del lago (modificado de Rice y Pugh23).

El lago Petén Itzá es el más grande (~100 km2) y el más profundo (165 m) de ocho cuerpos de agua de cuenca cerrada en la región central de los lagos de Petén en el norte de Guatemala (Fig. 1). El lago ocupa dos cuencas conectadas que se formaron en depresiones kársticas en calizas marinas del Cretácico Superior al Terciario y del Paleoceno-Eoceno26,27. La cuenca norte más grande y profunda del lago está limitada en la costa norte por la pared empinada de una falla normal este-oeste26,28, y la cuenca sur tiene una batimetría de pendiente suave, con profundidades de agua de menos de 20 m29.

El núcleo de sedimento de 515 cm de largo (PI-NC-1) se recolectó en julio de 2018, en 8,4 m de agua ~200 m al sur (16°56'36” N, 89°55'56” W) de principios Sitio arqueológico maya de Nixtun-Ch'ich', en el estrecho brazo occidental (7 km de largo × 250–450 m de ancho) de la cuenca sur del lago (Fig. 1). Nixtun-Ch'ich' contiene un núcleo urbano que cubre 1,1 km2 y está centrado por un eje urbis23. La ciudad también presenta un diseño urbano cuadriculado, modular y único que consta de siete “avenidas” de norte a sur que se cruzan con seis “calles” de este a oeste, cubriendo un área de 2,5 km30,2,25]. Este sistema de corredores aproximadamente ortogonales, complementados con canales en áreas que probablemente experimentaron escorrentía intensa durante las lluvias, facilitó el drenaje del sitio24. El sitio del núcleo de sedimentos se encuentra aguas abajo y batimétricamente en pendiente descendente de dos de las principales avenidas con dirección norte-sur del sitio arqueológico (G y H), que corren adyacentes a estructuras importantes en Nixtun-Ch'ich' y probablemente sirvieron como puntos focales para la entrega de material disuelto y suspendido en el escurrimiento hacia este brazo del lago (Fig. 1).

Nixtun-Ch'ich' fue un centro cívico-ceremonial de larga vida ocupado por primera vez en el período Preclásico Temprano tardío o terminal (antes de 900/800 a. C.), según se determinó a partir de pequeños fragmentos de cerámica dispersos31. La ocupación estratificada y la construcción comenzaron en el período Preclásico Medio (ca. 900/800–500/400 a. C.) y se sostuvieron durante el Preclásico Tardío. Las excavaciones arqueológicas fechan el emplazamiento inicial de la atípica red urbana del sitio en el periodo Preclásico Medio muy ocupado (ca. 800–500 a. C.), cuando era una ciudad primada (es decir, en el nivel superior de un sistema de asentamiento de primates23,25,30 ). Las ciudades primarias suelen tener un tamaño desproporcionadamente mayor (espacial y demográficamente) y una mayor centralización funcional que los centros secundarios/satélites cercanos (por ejemplo, en este caso, Tayasal, T'up y Sacpuy 123). La construcción sustancial de Nixtun-Ch'ich' continuó hasta el período Preclásico Tardío31 y terminó alrededor del año 100 d.C. El cese de la construcción y/o la despoblación parcial del sitio8 coincide con un propuesto “colapso del Preclásico Tardío” que ha sido identificado en otros centros de tierras bajas mayas del sur32. Posteriormente, la ocupación del sitio persistió durante los períodos Clásico y Posclásico, y más allá de la conquista española (1697 CE33) hasta la época colonial31,34.

Las perturbaciones humanas y ganaderas modernas en la cuenca del lago Petén Itzá se han asociado con un mayor estado trófico18,19 y especies de malezas acuáticas (p. ej., Eleocharis interstincta, Najas guadalupensis, Vallisneria americana, Potamogeton illinoensis y Eichornia crassipes), especialmente cerca de descargas de aguas residuales y cloacales. con carga elevada de nutrientes20. Estas malezas acuáticas toleran condiciones extremas de perturbación y están ampliamente distribuidas en el cuerpo de agua20. El lago Petén Itzá tiene una alta biodiversidad de plantas acuáticas, con 28 especies de plantas acuáticas identificadas (9 sumergibles, 13 emergentes y 6 flotantes20), incluidas especies nativas (p. ej., Typha domingensis y Cladium jamaicensis) y especies de malezas acuáticas introducidas (p. ej., Eichornia crassipes y Pistia stratiotes) que brindan refugio a la vida silvestre, ayudan a estabilizar las descargas de nutrientes y previenen el deterioro de los cuerpos de agua20.

Modificamos el modelo de edad-profundidad del núcleo de sedimento PI-NC-1 utilizado por Obrist-Farner y Rice8 al incluir seis fechas de radiocarbono adicionales (Datos complementarios 1 y figuras S1, S2). El modelo bayesiano de edad-profundidad de radiocarbono (Métodos) sugiere que el núcleo de 515 cm captura los últimos ~7000 años. Subdividimos el núcleo en cuatro zonas de sedimentos según las características físicas del sedimento (color, textura, tamaño de grano). Aquí, presentamos datos de 313 a 58 cm de profundidad del núcleo de las primeras tres zonas del núcleo. Teniendo en cuenta las incertidumbres asociadas con nuestro modelo de edad-profundidad, estas tres zonas abarcan el intervalo desde ca. 2050 a. C. (rango del 95 % entre 2255 y 1870 a. C.) a 1490 d. C. (rango del 95 % entre 1365 y 1610 d. C.), con la mayor incertidumbre asociada con la mitad de la Zona 2 (incertidumbre media de ± 300 años) donde se encontró material datable en el núcleo. ausente. Primero, presentamos datos de la parte superior de la Zona 1, que abarca desde ca. 2050 a 710 a. C. (rango del 95% entre 890 y 470 a. C.), que consiste en arcillas limosas grises, densamente laminadas a capas muy finas, ricas en carbonatos, con cantidades variables de conchas de gasterópodos (Figs. 2, 3). Luego, nos centramos específicamente en el intervalo entre 209 cm (710 a. C.) y 164 cm (280 d. C.; 95% varía entre 45 a. C. y 560 d. C.), que exhibe características distintivas de sedimento. Este intervalo de sedimento (Zona 2) cambia a una arcilla masiva, rica en carbonatos, de color marrón grisáceo oscuro, con desechos orgánicos muy escasos y fragmentos de conchas de gasterópodos (Figs. 2, 3). La Zona 2 es contemporánea de la unidad de “arcilla maya” observada en núcleos de sedimentos de varios lagos en las tierras bajas mayas del sur1,6,9. La zona 3 se extiende desde ca. 280 CE a 1490 CE (95% rango 1360-1610 CE) y consiste en arcillas limosas orgánicas y ricas en carbonatos, de color marrón claro, muy finas, con cantidades variables de fragmentos de conchas de gasterópodos (Figs. 2, 3).

Carbono orgánico total, nitrógeno total, abundancia total de n-alcanos, relación de masa C/N, isótopos estables de nitrógeno y carbono de materia orgánica a granel e isótopos estables de carbono específicos de compuestos para n-alcanos de cadena media y larga, representados en función del tiempo y los períodos arqueológicos correspondientes. Las incertidumbres de fecha de nuestro modelo de profundidad de edad en los límites de la Zona 2 (líneas discontinuas negras) se muestran con diagramas de caja y bigotes, en los que las medias ponderadas están representadas por cuadros rojos y los rangos del 95% por bigotes.

Abundancia de titanio (expresada en cuentas por segundo [cps]), susceptibilidad magnética (expresada en el sistema internacional de unidades [SI]), abundancia de carbón y coprostanol + epicoprostanol graficados contra el tiempo y los eventos en Nixtun-Ch'ich'. Las concentraciones de coprostanol + epicoprostanol están normalizadas a TOC. Las incertidumbres de fecha de nuestro modelo de profundidad de edad en los límites de la Zona 2 (líneas discontinuas negras) se muestran con diagramas de caja y bigotes, en los que las medias ponderadas están representadas por cuadros rojos y los rangos del 95% por bigotes.

Los datos geoquímicos en la Zona 1 exhiben valores relativamente constantes desde aproximadamente 2050 a 710 a. C., lo que representa condiciones del lago bastante estables antes de la perturbación antes de una actividad antropogénica sustancial cerca de la ubicación central. El carbono orgánico total (TOC) y el nitrógeno total (TN) se mantuvieron relativamente constantes, con valores promedio de 2,8 ± 0,6% en peso y 0,2 ± 0,03% en peso, respectivamente (Fig. 2). La abundancia total de n-alcano (hidrocarburo saturado), que refleja una fracción de la materia orgánica (MO) de las ceras de las hojas de las plantas vasculares, fue relativamente constante y promedió 1,8 ± 0,4 µg/g (Fig. 2). Las relaciones de masa TOC/TN (es decir, relaciones C/N) también fueron relativamente constantes y promediaron 13,5 ± 1,1 (Fig. 2), lo que sugiere un aporte mixto de MO tanto de algas lacustres como de plantas terrestres y acuáticas35,36 (Fig. S3 y suplementos). Datos 2). Los valores de isótopos estables de nitrógeno y carbono de la materia orgánica a granel (δ15Norg y δ13Corg) tuvieron valores promedio de 2,7 ± 0,4 ‰ y −25,0 ± 0,7 ‰, respectivamente (Fig. 2). El valor medio de isótopos estables de carbono indica que la OM del sedimento se derivó principalmente de algas lacustres y plantas terrestres y acuáticas C335,36 (Fig. S3). El δ13C específico del compuesto de n-alcanos promedió −27,5 ± 0,2 ‰, −30,0 ± 0,6 ‰, −29,6 ± 0,8 ‰, −30,2 ± 0,7 ‰, −30,0 ± 1,0 ‰, −29,1 ± 1,0 ‰ y −28,8 ± 0,8 ‰ para C23, C25, C27, C29, C31, C33 y C35, respectivamente (Fig. 2). Estos valores implican que los n-alcanos de cadena media a larga depositados se derivaron principalmente de ceras vegetales C335,36.

En el fondo de la Zona 1, aproximadamente entre 2050 y 1070 a. C., el carbón vegetal tiene un promedio de 359 ± 80 partículas/cm3 (Fig. 3), lo que probablemente representa la ocurrencia de incendios tanto naturales como antropogénicos en el área. En la parte superior de la Zona 1 (~1070 a ~710 a.C.), el carbón vegetal aumenta abruptamente, con un promedio de 573 ± 308 partículas/cm3 (Fig. 3). El carbón vegetal alcanzó un máximo de 1.476 partículas/cm3 hacia ~1070 a.C. (rango del 95% entre 1220 y 945 a.C.), con otro aumento a 1.062 partículas/cm3 hacia ~890 a.C. (rango del 95% entre 990 y 815 a.C.). Las abundancias de carbón vegetal superiores al promedio entre ~1070 y ~710 a.C. indican una alta actividad de incendios locales, lo que probablemente refleja las prácticas agrícolas de tala y quema y la limpieza de incendios de la Península de Candelaria por parte de los primeros mayas antes de la construcción de Nixtun-Ch'ich. '.

Las concentraciones de estanol/esteroles fecales (Fig. 3), expresadas como µg por gramo (g) de carbono orgánico (OC), se mantuvieron consistentemente bajas durante los primeros ~3000 a 3750 años del registro de sedimentos, y probablemente representan el nivel natural (antecedentes/ vida silvestre) entrada de materia fecal al lago (Datos complementarios 3). Centramos nuestro análisis principalmente en coprostanol + epicoprostanol (copro+epicopro), ya que este es el estanol fecal que es más diagnóstico de las poblaciones humanas37,38, y se correlaciona con una población de cuenca en sedimentos lacustres modernos de las Tierras Bajas Mayas39. El colesterol, el colestanol y el estigmastanol proporcionan datos que respaldan nuestro análisis (Notas complementarias y figura S4). Los valores de Copro + epicopro fueron muy variables, con un promedio de 25,8 ± 17,5 µg/g de OC antes de ~1900 a.C. (Fig. 3 y Datos complementarios 3), con un promedio ligeramente mayor de 28,5 ± 20,2 µg/g de OC después de ~1900 a.C. en Zona 1. Las fluctuaciones en estas moléculas orgánicas después de ~1900 a.C. probablemente indican asentamientos humanos tempranos y escasos en el área que más tarde se convirtió en el centro urbano de Nixtun-Ch'ich'. Nuestros resultados son similares a los de la ref. 39 que muestran, por ejemplo, la presencia humana en la cuenca de la Laguna Itzán antes de la evidencia arqueológica de asentamientos permanentes en el área.

La Zona 2 muestra cambios distintos en todas las variables geoquímicas. Tanto el TOC como el TN disminuyeron, con un promedio de 1,4 ± 0,4 % en peso y 0,1 ± 0,03 % en peso, respectivamente (Fig. 2). Estos valores son aproximadamente la mitad de los de la Zona 1, lo que indica una menor productividad primaria debido a una menor disponibilidad de nutrientes40 o una dilución de la materia orgánica por una mayor sedimentación clástica2,41,42. La abundancia total de n-alcanos siguió la tendencia observada en TOC y fue relativamente baja, con un promedio de 0,6 ± 0,3 µg/g (Fig. 2), probablemente como resultado de la dilución de la materia orgánica dentro de la unidad de arcilla maya. Las relaciones C/N disminuyeron gradualmente hasta alcanzar un valor relativamente constante de 9,5 ± 0,1 desde ca. 150 a. C. a 200 d. C. (Fig. 2), lo que sugiere una mayor contribución relativa a la OM de los sedimentos de las algas lacustres35 (Fig. S3), macrófitos acuáticos36,43,44 y/o OM del suelo rico en nitrógeno45,46. Al mismo tiempo, los valores de δ15Norg y δ13Corg aumentaron gradualmente hasta alcanzar máximos de 6,0 ± 0,1 y −23,1 ± 0,3 ‰, respectivamente, que persistieron desde ca. 100 a. C. a 200 d. C. (Fig. 2), lo que indica una mayor productividad primaria lacustre35,45,47 y abundancia de macrófitos acuáticos48. El n-alcano δ13C para C23, C25, C27, C33 y C35 aumentó gradualmente (similar a δ13Corg) hasta máximos de −25,1‰, −26,8‰, −26,6‰, −27,6‰ y −27,0‰ ca. 200 EC, respectivamente (Fig. 2), presumiblemente reflejando cambios isotópicos en la vegetación acuática de aguas poco profundas como resultado de cambios en la paleoproductividad43,44. δ13C de los n-alcanos C29 y C31 permaneció relativamente constante y varió menos que el de otros homólogos de n-alcanos, con un promedio de −30,5 ± 0,3‰ y −29,7 ± 0,4‰, respectivamente (Fig. 2), lo que implica una fuente predominantemente terrestre49,50 . La concentración de carbón también fue baja, con un promedio de 62 ± 49 partículas/cm3 (Fig. 3), probablemente como resultado de una menor frecuencia de incendios luego de la limpieza de tierras y la urbanización de la península. Aunque muy variables, los valores de copro+epicopro fueron elevados en general en la Zona 2, con un promedio de 41,6 ± 17,9 µg/g de OC (Fig. 3), lo que indica un escurrimiento fecal humano generalmente mayor y sostenido hacia el lago en relación con la Zona 1. Los cambios observados Las condiciones en el lago son contemporáneas con la construcción urbana pesada y la ocupación densa en Nixtun-Ch'ich'8,23,31, lo que sugiere que la perturbación del suelo por la construcción y la agricultura anterior, junto con la escorrentía urbana cargada de nutrientes, aceleró la entrega de sedimentos y nutrientes que contribuyó al deterioro gradual de la calidad del agua en el brazo occidental poco profundo del lago Petén Itzá desde aproximadamente el 710 a. C. hasta el 280 d. C.

La transición de la Zona 2 a la Zona 3 se caracteriza por cambios rápidos en todas las variables geoquímicas. A lo largo de la Zona 3, TOC y TN aumentaron gradualmente, con valores promedio de 3,6 ± 1,2% en peso y 0,3 ± 0,1% en peso, respectivamente (Fig. 2). La abundancia total de n-alcanos también aumentó, siguiendo la tendencia del TOC, con un promedio de 2,4 ± 0,7 µg/g (Fig. 2). Las proporciones C/N fueron más altas que en la Zona 2 y mantuvieron un promedio relativamente constante de 12,4 ± 0,6 (Fig. 2), lo que sugiere que la MO del sedimento estaba compuesta por una mezcla de algas lacustres y plantas acuáticas y terrestres35,36,43 (Fig. S3). ). Los valores de isótopos estables cambiaron a valores más negativos, con δ15Norg y δ13Corg con un promedio de 2,8 ± 0,7 ‰ y −24,9 ± 0,7 ‰, respectivamente (Fig. 2). El n-alcano δ13C para C23, C25, C27, C33 y C35 también se agotó isotópicamente (similar a δ13Corg), con un promedio de −27,0 ± 1,2 ‰, −28,9 ± 0,7 ‰, −29,5 ± 0,7 ‰, −30,9 ± 0,9 ‰. y −31,8 ± 0,7 ‰, respectivamente (Fig. 2). Sin embargo, el n-alcano δ13C para C29 y C31 promedió −29,8 ± 0,8 ‰ y −30,2 ± 0,9 ‰, respectivamente, comparable a los valores observados en la Zona 2 (Fig. 2). Las concentraciones de carbón en la Zona 3 se mantuvieron bajas y se parecían a las de la Zona 2, con un promedio de 63 ± 24 partículas/cm3 (Fig. 3), lo que indica una baja actividad de incendios locales continuada después de la construcción de la ciudad. La menor contaminación fecal humana está respaldada por valores bajos de copro+epicopro en la Zona 3, con un promedio de 28,0 ± 11,1 µg/g de OC, acorde con el promedio observado en la Zona 1 después de ~1900 a.C. (Fig. 3). Las variaciones en estas moléculas orgánicas después de ~280 d.C. sugieren una población humana reducida en el área, lo que respalda la evidencia arqueológica de asentamientos mayas escasos en la Península de Candelaria después del Preclásico Terminal.

Nuestros datos resaltan un período de perturbación sustancial inducida por el hombre en el suroeste del lago Petén Itzá entre ca. 710 a. C. y 280 d. C. Los hallazgos arqueológicos sugieren un crecimiento poblacional considerable en Nixtun-Ch'ich' durante el Preclásico Medio (900/800–400/300 a. C.31), coincidente con nuestra evidencia paleolimnológica del deterioro de las condiciones ambientales en el brazo occidental del lago. Inferimos condiciones lacustres y ambientales relativamente prístinas (oligotróficas) y estables en la parte más antigua de nuestro registro de sedimentos, antes del período de perturbación humana documentada arqueológicamente. Sólo se detectaron cambios menores en el ecosistema del lago cerca del final del Preclásico Temprano, cuando los primeros cambios en la cobertura del suelo maya comenzaron ca. 1100 a. C., varios cientos de años antes del establecimiento de la red urbana del sitio, aproximadamente entre 800 y 500 a. C.8,25,30. Aumento de la abundancia de carbón vegetal desde ca. 1070 a 710 a. C. registra una mayor cantidad de incendios en la cuenca del brazo occidental del lago y marca la quema más temprana mediada por humanos en este lugar, lo que sugiere que los antiguos agricultores mayas estaban bien establecidos en la península de Candelaria y en las áreas circundantes. hacia finales del Preclásico Temprano. La coincidencia temporal del aumento de la abundancia de carbón vegetal en el núcleo PI-NC-1 (Fig. 3) con la primera aparición de polen de maíz (Zea mays) en la cuenca norte del lago Petén Itzá (~1050 a. C.10) apunta al uso temprano de cultivos agrícolas de quema y quema. prácticas de las poblaciones mayas alrededor del lago, y quizás de los primeros mayas que construyeron la plataforma ZZ1 en el extremo oriental de la Península a finales del período Preclásico Temprano (antes de 1000/900 a. C.34). Mueller et al10. También informaron aumentos en el polen de los taxones perturbadores (Asteraceae, Ambrosia y Chenopodiaceae) desde aproximadamente 1050 a. C. hasta 950 d. C. en el lago Petén Itzá, lo que proporciona evidencia que respalda la limpieza de tierras mayas a partir del Preclásico Temprano tardío. Además, nuestros datos de estanol fecal, particularmente concentraciones promedio más altas de copro + epicopro (Fig. 3 y S4), junto con un aumento temprano en la susceptibilidad magnética de los sedimentos ca. 1330 a. C. (rango 95% entre 1445 y 1190 a. C.) (Fig. 3), apoyan una inferencia de un asentamiento maya temprano, pero probablemente escaso, en el sitio de Nixtun-Ch'ich' durante el Preclásico Temprano tardío, comenzando ca. 1400-1300 a. C. De manera similar, también se han reportado altas concentraciones de estanol fecal en otros sitios mayas tempranos en las tierras bajas de Petén antes de que hubiera evidencia de desarrollo urbano39.

Varios cambios distintos en el sedimento comienzan ca. 710 a.C., durante la urbanización de Nixtun-Ch'ich'. Los cambios sedimentológicos indican un cambio rápido en las condiciones del lago y la cuenca que llevaron a la deposición de una unidad de arcilla maya relativamente delgada en este sitio durante la mayor parte de los períodos Preclásico Medio y Tardío (ca. 800 a. C. – 200 d. C.). Los estudios paleolimnológicos en varios lagos más pequeños del centro de Petén sugirieron que la tala de bosques y la construcción urbana condujeron a una rápida erosión del suelo y sedimentación de cuerpos de agua, lo que en algunos casos resultó en la deposición de unidades de arcilla maya de varios metros de espesor1,9,17. Sin embargo, en el brazo oriental de la cuenca sur del lago Petén Itzá, la arcilla maya, que abarca aproximadamente 1700 años, no apareció como una unidad obvia y distinta y sólo pudo identificarse con registros geoquímicos y de susceptibilidad magnética3, lo que demuestra que la deposición de arcilla maya fue heterogéneo en los lagos de Petén. En nuestro núcleo del brazo occidental de la cuenca sur del lago, la arcilla maya tiene ~0,5 m de espesor y se extiende sólo por unos 1000 años sin una ligera disminución en las tasas de acumulación de sedimentos (Fig. S2) después de la red urbana de Nixtun-Ch'ich. ' fue construido. Mayor abundancia de Ti y aumento de la susceptibilidad magnética a partir de ca. 710 a. C. (Fig. 3) probablemente reflejan señales de erosión altamente localizadas causadas por actividades humanas en Nixtun-Ch'ich' (por ejemplo, establecimiento y mantenimiento de la red8), en lugar de cambios más generalizados en la cuenca del lago (por ejemplo, deforestación).

El inicio de aumentos graduales en δ15Norg y δ13Corg, con una disminución gradual simultánea en la relación C/N, coincidió con un aumento abrupto en la actividad de incendios locales ca. 1070 a. C., como se infiere del registro al carbón (Figs. 2, 3). Los incendios locales relacionados con prácticas agrícolas de quema y quema probablemente provocaron pulsos de erosión del suelo (y la consiguiente deposición de sedimentos en el lago) que entregaron mayores cargas de nutrientes al cuerpo de agua, alterando así las condiciones ambientales del lago. Por ejemplo, valores más altos de susceptibilidad magnética y de titanio ca. 890 a. C. (Fig. 3), así como los aumentos en varios elementos detríticos8 (Fig. S5 y Datos complementarios 3), se corresponden con evidencia de carbón de grandes incendios que también marcan el comienzo de cambios más pronunciados en los constituyentes de la materia orgánica (Fig. 2). Cuando comenzó la construcción de la red urbana en Nixtun-Ch'ich' ca. 800 a. C. 23, 25, los valores crecientes de δ13Corg y δ15Norg, acompañados por valores de δ13C igualmente crecientes para los n-alcanos de cadena media (C25 y C27) y proporciones C/N decrecientes (Fig. 2), probablemente indican mayores contribuciones de organismos acuáticos ( algas y/o macrófitos) MO al sedimento35,36,43,44,48. Estas condiciones se mantuvieron durante la ocupación maya del Preclásico Tardío, lo que sugiere una intensificación de la eutrofización cultural y/o expansión de comunidades macrófitas de aguas poco profundas adyacentes a Nixtun-Ch'ich' durante el Preclásico Medio y Tardío. El enriquecimiento sincrónico de isótopos estables de carbono y nitrógeno también respalda una inferencia de alteración del ecosistema lacustre. Inicialmente, los productores primarios acuáticos utilizan preferentemente los isótopos más ligeros de carbono (12C) y nitrógeno (14N) durante la fotosíntesis y la síntesis de proteínas, respectivamente, pero a medida que esos reservorios se agotan progresivamente, las algas y macrófitos se ven obligados a incorporar los isótopos más pesados ​​(13C y 15N). y así enriquecerse isotópicamente35,43,45,47.

Las abundancias de n-alcanos de cadena corta (C17-C21), que generalmente son producidos por algas y microbios acuáticos49,51, fueron bajas en el núcleo PI-NC-1 (Fig. S6), lo que podría indicar bajas tasas de producción primaria en el lago. . Sin embargo, esto también se observó a lo largo de un registro de sedimentos de 85 ky en el lago Petén Itzá52, lo que sugiere que es posible que los alcanos de cadena corta no se produzcan en grandes cantidades o no estén bien conservados en el lago. En cambio, las abundancias de alcanos están dominadas por n-alcanos de cadena larga (C29-C35) (Fig. S6), generalmente interpretados como una fuente terrestre dominante49. Además, varias macrófitas emergentes (p. ej., Eichornia crassipes, Phragmites australis) que se encuentran a lo largo de la costa moderna del lago Petén Itzá20 también producen grandes cantidades de n-alcanos de cadena larga50,53 y posiblemente contribuyeron al predominio de n-alcanos de cadena larga en núcleo PI-NC-1 a través del tiempo (Fig. S6). Varias especies de plantas acuáticas que contienen altas cantidades de n-alcanos de cadena media C23, C25 y C27 (por ejemplo, Chara, Utricularia foliosa44,54) también están presentes a lo largo de la costa moderna del lago Petén Itzá20, y probablemente dominaron los cambios isotópicos en homólogos de la cadena media observados en el núcleo PI-NC-1 (Fig. 2). Un enriquecimiento similar en 13C de los n-alcanos de cadena larga C33 y C35 con los n-alcanos de cadena media C25 y C27 (Fig. 2) también puede haber sido influenciado por la presencia de plantas acuáticas dominadas por homólogos de cadena media y larga. como Cladium jamaicense (una juncia acuática) y Potamogeton (un macrófito sumergido) en el lago20,44,50. El pronunciado enriquecimiento con 13C de los n-alcanos de cadena media C25 y C27 (y probablemente de los n-alcanos de cadena larga C33 y C35) durante los Períodos Preclásico Medio y Tardío apoya nuestra teoría de la expansión de comunidades de macrófitos de aguas poco profundas en el brazo occidental de Lago Petén Itzá (es decir, expansión de especies de malezas acuáticas) como resultado de mayores aportes de materiales clásticos, escorrentías ricas en nutrientes y desechos humanos de Nixtun-Ch'ich'.

Sin embargo, existen posibles explicaciones alternativas para los cambios estratigráficos mostrados por algunos indicadores geoquímicos. Primero, un aumento en δ13C y δ13Corg específicos de compuestos también puede indicar una mayor contribución relativa a la MO de los sedimentos de la vegetación C4 (maíz y otros pastos tropicales) versus C3 (árboles y arbustos leñosos)10,55,56. Sin embargo, las relaciones C/N en el PI-NC-1 central son inconsistentes con las de la vegetación C4 (Fig. S3, Datos complementarios 2) y el maíz (δ13Corg = −12‰57), y la similitud entre los valores de δ13Corg y δ13C para mediados Los n-alcanos de cadena media C25 y C27 (Fig. S7) sugieren que las observaciones isotópicas están impulsadas principalmente por plantas acuáticas (es decir, macrófitas) que producen n-alcanos de cadena media35,36,43,44,48. En particular, la falta de enriquecimiento en 13C en los n-alcanos C29 y C31, que son los n-alcanos dominantes en la mayoría de las plantas terrestres y están presentes en el maíz (los n-alcanos dominantes son C25 – C31, con C27 y C29 presentes en las concentraciones más altas). cantidades57,58), sugiere que en este momento, las plantas C4 no contribuyeron sustancialmente a explicar el enriquecimiento observado en δ13Corg. Además, los cambios en δ13Corg no se correlacionan con la disminución inicial del bosque que comienza ca. 2550 a. C.10 o aumentos abruptos en el polen de los taxones de perturbación ca. 1050 a. C.10 o carbón ca. 1070 a. C., que probablemente reflejan las prácticas tempranas de cultivo de maíz en las cercanías del lago Petén Itzá. Esto sugiere que el enriquecimiento gradual observado en δ13Corg no está impulsado por cambios en la vegetación en la cuenca. En segundo lugar, dada una reducción inferida de la vegetación ribereña terrestre en la cuenca después de ca. 710 a. C., la reducción del aporte de OM terrestre al lago podría haber aumentado la proporción relativa de OM lacustre en los sedimentos, incluso con una productividad primaria constante de macrófitos lacustres y acuáticos, generando una falsa señal de eutrofización. Sin embargo, si este fuera el caso, los cambios en los indicadores de OM probablemente persistirían durante el Período Clásico hasta la recuperación del bosque ca. 900–1200 CE2,59. En tercer lugar, el aumento del aporte fecal también podría provocar un aumento en δ15Norg35,45, lo que corresponde a un mayor contenido promedio de copro+epicopro en los sedimentos del lago, aunque también se produjeron aportes fecales humanos en la Zona 1 sin cambios observados en δ15Norg (Figs. 2, 3). . En cuarto lugar, las variaciones en la relación C/N y el δ13Corg podrían revelar fluctuaciones en el nivel del lago, con un C/N y un δ13Corg más altos indicando un lago menos profundo con una mayor contribución de materia orgánica terrestre y macrófita al sedimento60. Sin embargo, dentro de la Zona 2, los valores de C/N disminuyen y δ13Corg aumenta, lo que sugiere que las variaciones geoquímicas no están relacionadas con las fluctuaciones del nivel del lago. Finalmente, la disminución de las relaciones C/N con un aumento correspondiente en δ15Norg también podría explicarse por una mayor entrega de materia orgánica del suelo rica en nitrógeno y enriquecida en 15N al lago45,46, como consecuencia de la erosión del suelo impulsada por los incendios y las actividades de construcción en el captación.

Sin embargo, un enriquecimiento gradual pero sincrónico de δ15Norg y δ13Corg, con una disminución correspondiente en la relación C/N y un aumento acompañado en los valores de δ13C para los n-alcanos de cadena media (C25 y C27; Fig. 2), sugiere una degradación ambiental progresiva. cambio, que se explica más parsimoniosamente por el deterioro ambiental y la expansión de macrófitos acuáticos en el lago. Los cambios graduales en las mediciones de OM en masa (δ15Norg, δ13Corg y relaciones C/N) son inconsistentes con la aparición abrupta de ambos aumentos de la actividad del fuego ca. 1070 a. C. y sedimentación clástica mejorada relacionada con el establecimiento de la red urbana ca. 710 a. C.8. Esto sugiere un cambio progresivo en las condiciones del lago en lugar de un cambio en la fuente de entrada de OM terrestre (es decir, vegetación terrestre, compuestos orgánicos del suelo) al lago. Además, nuestra interpretación del aumento de la productividad de las plantas acuáticas está respaldada por similitudes en los indicadores de materia orgánica de la Zona 2 con datos recientes, cuando se sabe que el lago experimentó eutrofización acompañada de expansión de macrófitos18,19,20 (Fig. S8).

Las condiciones máximas de perturbación del lago, inferidas de aumentos en δ13C, δ13Corg, δ15Norg específicos de compuestos y una disminución en las proporciones C/N, parecen haber durado alrededor de 350 años, desde ~150 a.C. hasta 200 d.C., y coincidieron con la densa ocupación urbana. en Nixtun-Ch'ich' y la ampliación de varias estructuras monumentales durante el Preclásico Tardío30. La alteración del ecosistema en el brazo occidental del lago probablemente se debió principalmente a los flujos de fósforo del suelo hacia el lago, primero debido a la eliminación de la vegetación terrestre que anteriormente había anclado el suelo en la cuenca y al uso de prácticas agrícolas de tala y quema, y luego como resultado de eventos de construcción en la ciudad y aumento de escorrentía por las calles25. Carga de nutrientes de la materia fecal derivada de la península, como lo demuestra una alta concentración promedio de copro+epicopro (Fig. 3), la concentración más alta de colestanol ca. 250 a. C. (rango del 95% entre 565 a. C. y 85 d. C.) y las elevadas concentraciones de estigmastanol en el Preclásico Tardío (Fig. S4), también pueden haber impulsado la productividad primaria en el lago. Los aportes adicionales de nutrientes provenientes de desechos humanos que se acumularon en los basureros rituales del Preclásico en Nixtun-Ch'ich' pueden haber contribuido a la alteración del ecosistema del lago durante el Preclásico Tardío, pero probablemente no fueron un factor dominante.

Estudios anteriores de los lagos de Petén no detectaron evidencia de un antiguo deterioro de las condiciones ecológicas acuáticas mediado por los mayas. Varios factores pueden haber facilitado la alteración del ecosistema acuático en nuestro sitio de estudio: (1) profundidades de agua poco profundas (8,4 m de profundidad en el sitio de extracción de muestras y generalmente menos de 10 m en el área) en el brazo occidental del lago Petén Itzá, lo que permitió altas concentraciones de nutrientes en la columna de agua; (2) pobre intercambio hidrológico de agua entre el estrecho brazo occidental y el resto del lago (es decir, largo tiempo de residencia del agua y dilución limitada de nutrientes); (3) la proximidad de Nixtun-Ch'ich' a la orilla del lago, lo que promovió el drenaje de la escorrentía cargada de nutrientes desde la ciudad hacia el lago; (4) diseño de las calles, avenidas y canales en Nixtun-Ch'ich', que fueron pavimentados con yeso y/o losas de piedra caliza23,24,25 y probablemente aceleraron la entrega de escorrentía rica en nutrientes al brazo occidental del lago ; y (5) presencia mínima de vegetación ribereña terrestre para anclar los suelos superficiales, como lo revela la baja abundancia de carbón vegetal a partir del Preclásico Medio. La deforestación de las cuencas hidrográficas también está respaldada por la ref. 11, quienes atribuyeron un cambio a la baja actividad de incendios ca. 450 a. C. hasta una reducción anterior de los bosques mediada por el hombre y la consiguiente expansión de los pastizales. Sin embargo, en nuestro núcleo de sedimentos recolectado cerca de Nixtun-Ch'ich', los bajos recuentos de carbón después de ~710 a.C. son probablemente el resultado de la urbanización (es decir, la construcción pesada y la ocupación de Nixtun-Ch'ich'), que habría limitado el bosque local. recuperación y entrega mejorada de nutrientes durante la densa ocupación Preclásica de la ciudad. La limpieza de tierras y la urbanización limitaron la disponibilidad de combustible para incendios y producción de carbón vegetal y marcaron un cambio inducido por el hombre de un régimen de incendios local de alta a baja gravedad en la Península de Candelaria.

Nuestras reconstrucciones de sedimentos, cuando se combinan con información de excavaciones arqueológicas, arrojan luz sobre las consecuencias ambientales de los antiguos asentamientos mayas en las condiciones ecológicas del lago. Las excavaciones arqueológicas en Nixtun-Ch'ich' muestran poca evidencia de ocupación del Clásico Temprano (250–600 d.C.)25, lo que sugiere una disminución de la población en la ciudad durante el Preclásico Terminal (ca. 100–250 d.C.). Las investigaciones arqueológicas también han encontrado evidencia de cambios en las prácticas de pesca mayas en Nixtun-Ch'ich' durante el Preclásico Terminal61 que sugieren que los mayas capturaban peces más pequeños e insinúan cambios en las condiciones ecológicas del lago. La disminución de la población y el posible abandono parcial o temporal de la ciudad en el Preclásico Tardío a Terminal coincide con la mejora de las condiciones en el lago después de ~280 d.C. (rango del 95% entre 45 a.C. y 560 d.C.). El rápido retorno de C/N, δ13Corg y δ15Norg a valores similares a los de la parte inferior del registro (Fig. 2), combinado con la similitud estadística de las relaciones δ13Corg y C/N en las Zonas 1 y 3 (Fig. 4), indican que el brazo occidental del lago Petén Itzá se recuperó y alcanzó condiciones limnológicas estables hacia ca. 400 CE (95% rango 90–640 CE). Sin embargo, las relaciones C/N en la Zona 3 fueron intermedias entre las Zonas 1 y 2 (Fig. 4), lo que sugiere que el grado de recuperación fue limitado y no volvió completamente a su estado anterior a la perturbación. Sin embargo, se produjo una recuperación parcial tras el cese de las actividades constructivas y la densa ocupación humana. Las medidas geoquímicas consistentes después de ~400 d.C., combinadas con una persistente baja abundancia de carbón vegetal y una estabilidad magnética estable y abundancia de elementos detríticos (Fig. 3 y S7), indican una reducción de la perturbación maya y una disminución de la erosión del suelo, tal vez como resultado de que los corredores de la ciudad hayan sido revocados. durante el período Preclásico Medio25. La ocupación de Nixtun-Ch'ich' y sus alrededores durante los períodos Clásico y Posclásico62, por pequeños asentamientos dispersos (de Chak'an Itzas durante el Posclásico63) puede haber contribuido a la limitada recuperación del brazo occidental del lago Petén Itzá. Las fluctuaciones en el estigmastanol (Fig. S4) y las bajas concentraciones de copro+epicopro (Fig. 3) sugieren pulsos ocasionales de material fecal herbívoro37,64 y humano al lago, potencialmente como resultado de la presencia humana en Nixtun-Ch'ich' durante la Períodos Clásico y Posclásico. Las bajas concentraciones de copro+epicopro durante la mayor parte de los períodos Clásico y Posclásico también sugieren que las poblaciones posteriores fueron consistentemente pequeñas en relación con las poblaciones del Preclásico y que la ocupación maya de bajo nivel de Nixtun-Ch'ich' impidió la recuperación total del lago a las condiciones previas a la perturbación. , después de casi 1000 años de degradación ambiental.

Relación masa C/N del lago Petén Itzá y δ13Corg por zona. Las cruces indican 2 rangos de desviación estándar (2σ).

En julio de 2018, recolectamos dos núcleos de sedimentos del lago Petén Itzá, en las cercanías del sitio maya de las tierras bajas del sur de Nixtun-Ch'ich'. Aquí, informamos los hallazgos de uno de los núcleos (PI-NC-1) y ampliamos los hallazgos de Obrist-Farner y Rice8.

El núcleo de sedimento de 515 cm de largo (PI-NC-1) fue recolectado ~200 m al sur del sitio arqueológico maya de Nixtun-Ch'ich' (16°56'36” N, 89°55'56” W) , en el estrecho brazo occidental (7 km de largo y 250 a 450 m de ancho) de la cuenca sur del lago (Fig. 1). La ubicación está pendiente abajo de las Avenidas G y H en la ciudad (Fig. 1), que corren adyacentes a estructuras importantes en Nixtun-Ch'ich' y transportan escorrentía desde el sitio hacia el lago. El núcleo se recogió a 8,4 m de agua desde una plataforma de madera montada sobre dos lanchas (canoas motorizadas). El núcleo de la interfaz lodo-agua (MWI) de 72 cm se recolectó utilizando un sacatestigos de pistón modificado diseñado para obtener sedimentos MWI no perturbados65. Los sedimentos de MWI no consolidados se extruyeron verticalmente en el campo, se seccionaron a intervalos de 2,0 cm y se colocaron en bolsas Whirl-PakTM etiquetadas. A continuación, se recolectaron seis secciones secuenciales de núcleos de 50 a 515 cm de profundidad utilizando un sacatestigos de pistón tipo Livingstone modificado diseñado para la recolección de depósitos consolidados más profundos. Estas secciones centrales se guardaron en tubos de policarbonato etiquetados y envueltos en plástico. Después de la recolección, el material del núcleo se transportó al laboratorio para su posterior análisis.

Refinamos el modelo de profundidad de edad existente para el núcleo PI-NC-1 que fue presentado por la ref. 8 y utilizó seis dataciones por radiocarbono. Este estudio utilizó seis muestras adicionales de carbón vegetal terrestre (Datos complementarios 1). Tres de las nuevas muestras de carbón estaban fuera de orden estratigráfico y fueron descartadas. Para el análisis de radiocarbono, todas las muestras de carbón se lavaron con agua desionizada sobre un tamiz de 125 μm para eliminar el sedimento adherido, se envolvieron en papel de aluminio y se enviaron al Centro de Espectrometría de Masas con Aceleradores del Laboratorio Nacional Lawrence Livermore. Creamos un nuevo modelo de profundidad de edad (Figs. S1, S2) aplicando el software bayesiano Bacon (paquete rbacon en R66) calibrado con IntCal2067 y la fecha en que se recopiló el núcleo (2018). Todos los dátiles provienen de madera terrestre (carbón vegetal) para evitar posibles efectos del “error del lago de agua dura”, que puede confundir los dátiles en la materia orgánica a granel en esta región de lecho de roca caliza3. Informamos estimaciones de fechas medias del modelo de edad-profundidad para caracterizar el momento de los cambios detectados en el núcleo. El momento de la arcilla maya está limitado por una edad de radiocarbono de 9 cm por debajo y 21 cm por encima de los depósitos masivos, lo que resulta en una tasa de sedimentación de ~0,15 cm/año (Fig. S2). Varias investigaciones previas en el lago Petén Itzá3,5,7,11 también reportan una tasa de sedimentación similar durante las épocas maya Preclásica y Clásica basada en modelos de edad-profundidad de radiocarbono, lo que respalda nuestros resultados de modelado bayesiano.

Se recolectaron muestras para análisis geoquímicos a intervalos de 5 cm a lo largo del núcleo, desde 313 a 53 cm de profundidad. Se recogieron muestras de los 50 cm superiores, del núcleo de MWI, a intervalos de 4 o 6 cm. Las muestras se secaron en horno a 60 °C durante 15 h, se molieron hasta obtener un polvo fino con un mortero de cerámica y se colocaron en viales de centelleo de 20 ml etiquetados. El carbono total (TC) y el nitrógeno total (TN) se midieron utilizando un analizador elemental Carlo Erba NA 1500 CNS. El carbono inorgánico total (TIC) se determinó mediante valoración culombimétrica utilizando un dispositivo de preparación de acidificación AutoMateTM acoplado con un coulómetro de CO2 UICTM 5017. El carbono orgánico total (TOC) se calculó como TC menos TIC. Las relaciones de masa TOC/TN (es decir, relaciones C/N) se calcularon dividiendo TOC (% en peso) por TN (% en peso). Las muestras para el análisis de isótopos estables de carbono (δ13Corg) en masa se trataron con HCl 1 N para eliminar el carbonato y luego se lavaron con agua destilada para eliminar el cloruro. Las muestras para el análisis de isótopos estables de nitrógeno (δ15Norg) de materia orgánica a granel no estaban acidificadas. Las muestras se cargaron en cápsulas de estaño y se colocaron en un carrusel automatizado de 50 posiciones en un analizador elemental Carlo Erba NA 1500. Después de la combustión a 1020 °C, los gases se transportaron en una corriente de helio a través de una interfaz Conflo II a un espectrómetro de masas de relación isotópica (IRMS) Thermo Electron Delta V Advantage para medir las composiciones de isótopos estables de carbono y nitrógeno de la materia orgánica a granel. Los resultados de los isótopos de carbono se expresan en mil (‰) en notación delta estándar en relación con Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB). Los resultados de los isótopos de nitrógeno se expresan como desviación por mil (‰) del nitrógeno atmosférico (AIR, δ15Norg = 0). También calculamos los rangos de media y 2 desviaciones estándar (2σ) de las relaciones de masa C/N y δ13Corg para cada zona (Figs. 4, S5 y Datos complementarios 2) para determinar si los valores reflejan condiciones de lago estadísticamente similares o diferentes en cada zona. Todos los promedios zonales se informan con valores de desviación estándar.

Para la cuantificación de n-alcanos, se recolectaron 38 muestras en intervalos de 2 cm desde 13 cm hasta 310 cm de profundidad del núcleo. Las muestras liofilizadas y homogeneizadas (2,05–8,95 g) se extrajeron utilizando un extractor de disolventes acelerado (ASE) con diclorometano:metanol (DCM:MeOH) 9:1 (v:v). Luego se separó el extracto lipídico total (TLE) usando una columna de óxido de alúmina desactivada para aislar la fracción apolar que contenía los n-alcanos usando una solución de hexano:DCM 9:1 y se purificó usando cromatografía en columna de gel de sílice impregnada con Ag+ y eluyente de hexano para aislar el extracto saturado de lípidos. hidrocarburos. Las muestras se enriqueceron con 50 ng/μl de estándar de 5α-androstano y se analizaron utilizando un cromatógrafo de gases (GC) Thermo Trace Ultra ISQ con un espectrómetro de masas (MS) y un detector de ionización de llama (FID) para identificar y cuantificar los n-alcanos, respectivamente. . Las muestras se inyectaron a 300 °C con una columna de sílice fundida de 30 m (DB-5, 0,25 mm de diámetro interior, 0,25 µm de espesor de película) utilizando hidrógeno como gas portador. Después de un mantenimiento de 1 minuto a 80 °C, la temperatura del horno de GC aumentó a 320 °C a una velocidad de 13 °C/min, con un mantenimiento final de 20 min. Los n-alcanos se identificaron mediante tiempos de retención de una mezcla de n-alcanos estándar y mediante una comparación de patrones de fragmentación en una biblioteca de MS. La cuantificación de n-alcanos se determinó mediante la comparación de la integración del pico de la muestra GC-FID con el estándar, y la abundancia total de n-alcanos se expresa como la concentración absoluta sumada de C16 a C35 en relación con el peso del sedimento seco (μg/g de sedimento seco). Los isótopos estables de carbono específicos del compuesto para n-alcanos seleccionados (C23-C35) se determinaron mediante combustión por GC (C) -IRMS. Los análisis GC-C-IRMS se realizaron con un GC Trace 1310 acoplado a un IRMS Finnigan Delta V Plus a través de un Thermo GC-Isolink en la Universidad McGill. Las muestras se inyectaron a 300 °C con una columna de sílice fundida de 60 m (Thermo TR-5, 0,25 mm de diámetro interior, 0,25 µm de espesor de película) utilizando helio como gas portador. Utilizamos un programa de horno de 60 °C isotérmico (1 min), rampa a 320 °C a 5 °C/min y uno isotérmico de 320 °C (10 min). Los valores de isótopos de carbono de las muestras se informan en notación delta en relación con el VPDB estándar. Las proporciones de isótopos de carbono de n-alcano se normalizaron a la escala VPDB utilizando una calibración lineal de materiales de referencia primarios de n-alcano (Mix A6, Arndt Schimmelmann, Universidad de Indiana), analizados al principio, a la mitad y al final de cada secuencia, con una Precisión de 0,35‰. La exactitud y la precisión también se controlaron con mediciones de un estándar interno de laboratorio producido a partir de extractos de hojas de arce que se analizó cada tres muestras. La desviación estándar del estándar de laboratorio (n = 28) fue de 0,4‰ durante la duración del análisis. Los errores estándar de la muestra se calcularon utilizando el método adaptado para mediciones de δ 13C68, que tiene en cuenta la reproducibilidad de la muestra y los errores en la normalización de la escala VPDB, y oscilaron entre 0,22 y 0,26 ‰. Todos los promedios zonales se informan con valores de desviación estándar.

Para la cuantificación de estanol/esterol fecal, se recolectaron 59 muestras a lo largo del núcleo de 515 cm. Las muestras se analizaron utilizando el protocolo informado anteriormente de la ref. 39. En resumen, las muestras se liofilizaron, homogeneizaron y pesaron. Luego, las muestras de sedimento se colocaron en tubos de PTFE y se extrajeron utilizando un extractor de microondas CEM MARS 6 calentado a 80 °C durante 20 minutos con 10 ml de solución DCM:MeOH 9:1. Luego se transfirió el contenido de los tubos de PTFE a viales de centrífuga y se centrifugaron para obtener el TLE. A continuación, cada TLE se pasó por una columna cromatográfica que contenía 5 cm de sulfato de sodio para eliminar el agua. Luego se saponificó el TLE usando KOH y la fracción neutra que contenía esteroles se extrajo tres veces usando extracciones líquido-líquido con 10 ml de una solución de hexano:diclorometano 2:1. Luego, la fracción neutra se evaporó completamente y se derivatizó con 200 µl de cada uno de BSTFA (bis-trimetilsilil trifluoroacetamida) y piridina para reemplazar el hidrógeno con el grupo trimetilsililo (TMS) menos intercambiable. La fracción neutra (esteroles) se analizó mediante cromatografía de gases con un detector de ionización de llama (GC-FID) con una columna para GC TRACE TR-5 (60 m × 0,25 mm) en secuencia con estándares conocidos para colestanol, colesterol, estigmastanol, coprostanol, y epicoprostanol (Sigma-Aldrich) para cuantificar los compuestos en comparación con los estándares mediante integración máxima. Se inyectó un volumen estándar de muestra (1 µL) para cada cuantificación. Se analizó un conjunto de diez muestras representativas utilizando un GC Agilent 7890B con un MSD Agilent 5977B (DB-5MS 25 m × 200 µm × 0,33 µm) en la Universidad de Concordia para confirmar la identificación del compuesto. Las concentraciones de estanol/esteroles fecales incluyen todos los isómeros de los compuestos y se expresan como concentraciones absolutas en relación con el peso del sedimento seco (μg/g de sedimento seco) y normalizadas a TOC (μg/g de OC). Para la interpretación de las abundancias de estanol/esteroles, nos centramos en concentraciones normalizadas a TOC para tener en cuenta los efectos de la dilución de minerales, así como los efectos potenciales de la deposición y preservación de materia orgánica en las concentraciones de estanol/esteroles69,70. Informamos la suma de epicoprostanol y coprostanol (después de las referencias 71 y 39) porque no fue posible resolver consistentemente estas moléculas debido a sus tiempos de retención superpuestos. El epicoprostanol es un producto de transformación del coprostanol en el medio ambiente72 y, por lo tanto, su concentración sumada representa la entrada neta de coprostanol a los sedimentos del lago. Todos los promedios zonales se informan con valores de desviación estándar.

Los análisis de carbón se llevaron a cabo siguiendo el procedimiento de tamiz macroscópico del National Lacustrine Core Facility (LacCore) de la Universidad de Minnesota, que se describe a continuación. Para los análisis, se recolectó ~1 cm3 de la muestra húmeda en intervalos de profundidad del núcleo de 2 cm en sedimentos MWI y en intervalos de profundidad del núcleo de 1 cm en profundidades de 50 a 313 cm. Las muestras se trataron primero con ~25 ml de peróxido de hidrógeno (6%), se cubrieron con papel de aluminio y se calentaron a ~50 °C durante 24 h para oxidar la materia orgánica. A continuación, cada muestra se lavó suavemente sobre un tamiz de 125 μm y la fracción retenida se recogió en una placa de Petri de poliestireno de 100 mm x 15 mm. Es probable que las partículas de carbón > 125 μm se hayan derivado de incendios locales, en lugar de distantes, lo que representa la historia de los incendios en las inmediaciones de la ubicación del núcleo73. A continuación, se agregaron ~15 ml de peróxido de hidrógeno (6%) a la placa de Petri y la muestra se cubrió con papel de aluminio y se dejó secar durante 24 a 72 h a ~50 °C. Después del secado, se contaron las partículas macroscópicas de carbón vegetal bajo un microscopio Leica S9i con un aumento de 25x. Todos los promedios zonales se informan con valores de desviación estándar.

Los datos para replicar los resultados de este estudio están disponibles como archivos complementarios. Todos los datos geoquímicos y las fechas de radiocarbono se cargaron en el repositorio NCEI NOAA74 y se pueden encontrar en https://www.ncei.noaa.gov/access/paleo-search/study/37383.

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Este trabajo fue apoyado parcialmente por la Beca de Geociencia para Estudiantes Graduados # 13171-21 de NSF/GSA (Fundación Nacional de Ciencias/Sociedad Geológica de América), que está financiada por el Premio NSF # 1949901. Esta investigación también fue apoyada parcialmente por una Sociedad de Geología Sedimentaria ( SEPM) Beca de investigación para estudiantes, el Premio de investigación de posgrado Dr. Alfred Spreng (Universidad de Ciencia y Tecnología de Missouri) y una beca de investigación posdoctoral NSF-EAR para WGP. Agradecemos a Evelyn Chan por organizar la construcción de la plataforma de extracción de núcleos en Petén y al Instituto Guatemalteco de Antropología e Historia (IDEAH) por el permiso para exportar los núcleos. También agradecemos a Defensores de la Naturaleza y al Consejo Nacional de Áreas Protegidas (CONAP) por proporcionar personal para ayudar con la extracción de muestras. También agradeceríamos a E. Duarte por su ayuda con el modelado de profundidad de edad y el análisis de carbón, a P. Cho por su ayuda con las cuantificaciones de n-alcanos, a TH Bui por su ayuda con las mediciones de δ13C de n-alcano y a A. Hoffmann por su asistencia general de laboratorio. También agradecemos a M. Brenner por sus interesantes debates y por su cuidadosa revisión de una versión anterior de este manuscrito, y agradecemos a J. Maurer, D. Wronkiewicz y D. Borrok por sus interesantes debates.

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BAB, JO-F. y PMR conceptualizaron este estudio. BAB, WGP, PMJD, MAB, AKT, JHC y BK ayudaron con el análisis geoquímico. El borrador original fue elaborado por BAB y JOFPMR, PMJD, MAB y JHC contribuyeron a la revisión y edición del manuscrito.

Correspondence to Jonathan Obrist-Farner.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Communications Earth & Environment agradece a los revisores anónimos por su contribución a la revisión por pares de este trabajo. Editores principales: Olga Churakova y Joe Aslin. Los informes de los revisores pares están disponibles.

Nota del editor Springer Nature se mantiene neutral con respecto a reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

Acceso Abierto Este artículo está bajo una Licencia Internacional Creative Commons Attribution 4.0, que permite el uso, compartir, adaptación, distribución y reproducción en cualquier medio o formato, siempre y cuando se dé el crédito apropiado a los autores originales y a la fuente. proporcione un enlace a la licencia Creative Commons e indique si se realizaron cambios. Las imágenes u otro material de terceros en este artículo están incluidos en la licencia Creative Commons del artículo, a menos que se indique lo contrario en una línea de crédito al material. Si el material no está incluido en la licencia Creative Commons del artículo y su uso previsto no está permitido por la normativa legal o excede el uso permitido, deberá obtener permiso directamente del titular de los derechos de autor. Para ver una copia de esta licencia, visite http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Reimpresiones y permisos

Birkett, BA, Obrist-Farner, J., Rice, PM et al. Degradación ambiental preclásica del lago Petén Itzá, Guatemala, por los primeros mayas de Nixtun-Ch'ich'. Entorno Terrestre Comunitario 4, 59 (2023). https://doi.org/10.1038/s43247-023-00726-4

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Recibido: 24 de junio de 2022

Aceptado: 22 de febrero de 2023

Publicado: 04 de marzo de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s43247-023-00726-4

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