113 Francesc Burjachs, Errikarta-Imanol Yll Paleoambiente paleobotánico Monografies del MAC 2, Barcelona 2018, ISBN: 978-84-393-9811-0 (PÀG. 113-120) INTRODUCCIÓN Dos son las fuentes de datos para la aproximación paleoambiental desde el punto de vista regional y de la paleovegetación: los yacimientos arqueológicos y los depósitos naturales. A parte, disponemos de las curvas paleoambientales de aproximaciones globa- les (δ 18 O, alquenonas, CO 2 , metano, etc.), obtenidas a través de depósitos de hielos perpetuos o de los fondos marinos. En cuanto a yacimientos, disponemos de la informa- ción proporcionada por la palinología, antracología y carpología de los niveles del neolítico antiguo car- dial/pericardial de la Balma de la Margineda (Krauss-Marguet/Vernet 1983; Heinz 1991; Leroyer/ Heinz 1992; Leroyer 1995; Heinz/Vernet 1995). También, del epicardial/pre-Chasey de la tumba de Segudet (Yañez et al. 2002; Turu et al. 2011) y del neolítico medio de la Feixa del Moro - Camp del Colomer en Juberri (Llovera 1986; Ros 1996; Piqué 2011; Yll et al. 2011; Remolins et al. 2011; Turu et al. 2011; Antolín 2013). Estos yacimientos nos infor- man del paleoambiente de fondo y/o a media altura de los valles andorranos (fig. 2). Por otra parte, los depósitos naturales de turberas y lagos se ubican a más altura, en la alta montaña (fig. 2). En este caso disponemos de los depósitos de Riu dels Orris (Euba 2008, 2009; Ejarque 2010; Ejar- que et al. 2010), Bosc dels Estanyons (Miras et al. 2007; Euba 2008, 2009; Ejarque et al. 2010), Estany Forcat (Ejarque 2010) y Planells de Perafita (Ejarque 2010; Miras et al. 2010). EL PALEOAMBIENTE EN LOS VALLES La ocupación de la Balma de la Margineda se produ- ce a inicios del período climático atlántico, coincidien- do con un importante aumento de temperatura e inmediatamente después del evento 8,2 ka cal BP (Turney/Brown 2007; Berger/Guilaine 2009; Rasmus- sen et al. 2014) o Bond 5 (Bond et al. 1997), último episodio frío importante del último ciclo glacial (fig. 1). Durante esta ocupación (ca. 7721-7521 años cal BP, fig. 2) el bosque de pinos (Pinus sylvestris, P. uncinata) y enebros (Juniperus), con escasos abetos (Abies) y abedules (Betula), dominante hasta este PALEOAMBIENTE PALEOBOTÁNICO Francesc Burjachs* Errikarta-Imanol Yll** * ICREA. Pg. Lluís Companys, 23, 08010 Barcelona (Catalonia, Spain). francesc.burjachs@icrea.cat. IPHES, Institut Català de Paleoecologia Humana i Evolució Social. Campus Sescelades URV, edificio W3, 43007 Tarragona (Catalonia, Spain). URV, Universitat Rovira i Virgili, Àrea de Prehistòria. Av. de Catalunya, 35, 43002 Tarragona (Catalonia, Spain). ** Camí Antic de Sant Cugat, 145, 08193, Bellaterra (Catalonia, Spain). rikeryll@gmail.com Fig. 1. Variación de la curva isotópica del δ 18 O según el depósito de hielo de Groenlandia, GISP-2 (Stuiver 1995; Grootes/Stuiver 1997; Rasmussen 2014). Se marcan las franjas cronológicas (calibradas) de los yacimientos arqueológicos citados en el texto. Obsérvese la coinciden- cia de los asentamientos con picos isotópicos positivos (aumentos de temperatura).