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Evidencia de cambio climático: cambios en el paisaje

 

Ma. Socorro Lozano García*

 

Las temperaturas medias globales se han incrementado durante el último milenio al igual que la concentración de los gases de invernadero. Tales cambios son consecuencia de la actividad humana pero éstos están superpuestos o subyacentes a las variaciones naturales. ¿Cómo podemos discernir entre lo natural y lo inducido? (PAGE, 2000)

 

ANTECEDENTES

 

AÑO CON AÑO observamos fluctuaciones en el clima; así, un invierno se presenta más frío que el precedente. Estas alteraciones climáticas pueden ser más o menos dramáticas, como ocurre durante el fenómeno de El Niño (ver el capítulo Consecuencias presentes y futuras de la variabilidad climática y el cambio climático en México, de V. Magaña et al., en la sección III). El registro instrumental de dichas variaciones climáticas nos permite tener datos sobre cambios en temperatura y precipitación durante periodos variables. Así, en México, por ejemplo, se tienen datos de los últimos 100 años, mientras que en otras regiones, como en Europa, los registros escritos acerca de los cambios en el clima abarcan periodos más amplios (ver el capítulo La variabilidad climática en los registros instrumentales de México, de E. Jáuregui, en la sección III). Un conjunto de documentos que ofrece datos sobre las cosechas de uvas en Francia, provee de información sobre el clima desde el siglo XVI. Se han comparado estos registros con los datos sobre cosechas de cereales para los mismos años y se ha obtenido un patrón general.

Cuando la cosecha de uvas era tardía y la de cereales muy pobre, los veranos eran húmedos y fríos; una buena cosecha de uvas correspondía a veranos secos y cálidos. Durante la llamada pequeña edad de hielo, de ca. ( del latín circa, que significa aproximadamente) 1400 a ca. 1800, las condiciones climáticas fluctuantes en Europa afectaron a la población, causando inundaciones, sequías, hambruna y epidemias, y matando a gran número de personas (Fagan 2000). Contrasta este periodo de climas fríos e impredecibles con el precedente, denominado el periodo cálido medieval, durante el cual los vikingos migraron a Islandia y Groenlandia y realizaron viajes a la costa de Norteamérica. Esta variación o cambio climático natural en ocasiones está superpuesto al cambio climático inducido por las actividades humanas; a veces exacerbando la respuesta del sistema o atenuándola (ver el capítulo ¿Qué es el efecto invernadero?, de R. Garduño, en esta sección).

El análisis de estos registros instrumentales e históricos muestra la variabilidad constante del clima, periodos cálidos y húmedos que pueden durar décadas o centurias son seguidos de climas fríos y secos. La historia del cambio climático en periodos más amplios está escrita en otro tipo de archivos, como son los núcleos de hielo (ver el capítulo Investigaciones de los glaciares y del hielo de los polos, de L. Vázquez, en esta sección), los sedimentos oceánicos y lacustres, corales y anillos de árboles (Alley 2000). Estos archivos naturales guardan información sobre los cambios ambientales pasados de los diferentes componentes del sistema Tierra: atmósfera, criosfera, océano y biosfera (Bradley 1999). El estudio de los “paleo” registros abre posibilidades para comprender cómo funciona el sistema climático terrestre, cuáles son los mecanismos que disparan los cambios y cuáles son los procesos de retroalimentación positiva y negativa. La información contenida en estos archivos se descifra y los datos cuantitativos se traducen en términos de parámetros ambientales y así se emprende la tarea de reconstruir los ambientes pasados. La perspectiva paleo del cambio climático permite obtener información que es traducida y empleada para calibrar los modelos de predicción climática; estos modelos son probados para verificar si son capaces de reproducir los climas del pasado.

El clima varía en diferentes escalas temporales, desde fluctuaciones interanuales hasta variaciones en escalas de millones de años. Existe un conjunto de mecanismos generadores de cambio climático que se divide en internos y externos, los cuales operan en distintas frecuencias y afectan de manera directa al sistema climático terrestre (Bradley 1999). El clima en la Tierra ha variado de forma cíclica, de acuerdo con la investigación realizada en una amplia gama de paleorregistros estudiados en diferentes zonas del planeta. En general, los climas glaciales o fríos han sido los dominantes durante el último millón de años y los climas interglaciales o cálidos han sido más escasos y de corta duración. Cambios en la órbita terrestre alrededor del Sol modifican la distribución estacional de la energía radiante (mecanismo externo) que llega a nuestro planeta. Las fluctuaciones en los parámetros orbitales de la Tierra, como excentricidad, oblicuidad y precesión conducen al sistema climático a entrar y salir de condiciones glaciares de manera relativamente predecible.

A partir de las técnicas isotópicas desarrolladas para estimar temperaturas y el análisis de núcleos del fondo oceánico, se han obtenido importantes datos sobre las variaciones en temperatura. El análisis de éstos ha permitido tener información e inferir las variaciones en el volumen de hielo que ha existido sobre la Tierra durante lo últimos 450,000 años. La modelación de los ciclos orbitales y su comparación con los valores de temperatura obtenidos de estos núcleos oceánicos, mostraron la existencia de una correlación alta con los ciclos de excentricidad de 100,000 años, de oblicuidad de 43,000, y de precesión de 23,000. No sólo la acumulación de hielo, sino también otros paleoindicadores de cambio climático, como la concentración de metano y CO2 de las burbujas atrapadas durante la acumulación de hielo en los casquetes polares, responden a estas periodicidades de las variaciones de la intensidad de la radiación solar.

Otro conjunto de factores modeladores del clima que se ha documentado son los mecanismos internos, como el efecto de la actividad volcánica, los cambios en la circulación oceánica y las variaciones en la actividad solar. Estos factores naturales producen variabilidad climática, pero en periodos más cortos.

La producción de millones de toneladas de gases y cenizas a la estratosfera como consecuencia de erupciones volcánicas, tiene efecto en el albedo, con la consecuente alteración del clima. La erupción del volcán El Chichón, el 4 de abril de 1982, produjo millones de toneladas de dióxido de sulfuro y en mayor cantidad la erupción del Monte Pinatubo en Filipinas en 1992. El efecto inmediato de las erupciones es un enfriamiento que se produce por la presencia de aerosoles en la atmósfera, aunque es de corto periodo, de dos a tres años. Los cambios en la composición de la atmósfera alteran el clima terrestre. La presencia de grandes cantidades de CH4, CO2, N2O (gases de invernadero) en la atmósfera, modifica el balance energético de la Tierra, reduciendo la pérdida de calor.

Los océanos juegan un papel fundamental en el clima de la Tierra; cambios en la circulación oceánica alteran la circulación de las masas de aire. En los últimos años se han estudiado con detalle los núcleos de los océanos, descubriéndose una serie de cambios cíclicos en la circulación oceánica en escalas de tiempo de milenios, frecuentemente rápidos y abruptos. Los más notables son los denominados eventos Heinrich y los Dansgaard-Oeschger (D/O). Al final de la última glaciación, cuando se inició el calentamiento, alrededor de 14,000 años aP (antes del presente), el casquete polar se desintegraba, pero repentinamente hubo un enfriamiento en el clima del Atlántico del norte, Groenlandia y Europa. Condiciones frías, secas y ventosas retornaron al norte de Europa, donde la distribución de la vegetación cambió. Los bosques, que habían colonizado las áreas expuestas por la retirada de los hielos, fueron reemplazados por comunidades árticas y, en particular, se detecta en numerosos depósitos de esta edad el polen de una planta, Dryas ocotopetala, indicadora de condiciones muy frías. Este enfriamiento fue rápido y abrupto, estimándose una disminución de 60C, y se le denomina evento Henricho o Younger Dyras. La terminación fue igual de rápida, ocurriendo un calentamiento de 70C en sólo 50 años.

En los núcleos de hielo de Groenlandia, donde está “escrita” la historia climática de los últimos miles de años, se han detectado periodos de calentamiento rápido, con una duración de 1,500 años, a los que se ha dado el nombre de ciclos Dansgaard-Oeschger (D/O). Las evidencias indican que el mecanismo generador de estas fluctuaciones son los cambios en la circulación oceánica del Atlántico del Norte, debido a la descarga masiva de agua dulce procedente del casquete polar cuando hay un incremento en la temperatura, alterando la circulación profunda.

La correspondencia entre los cambios de los parámetros orbitales y formación de hielo, glaciares de montaña, distribución de las plantas, acumulación de polvo y concentración de gases de invernadero, muestra la interrelación del sistema Tierra (PAGES 2000). El conjunto de paleorregistros ofrece una perspectiva más amplia del cambio climático. Estos datos revelan que el clima en la Tierra no ha sido estable; cambia de un estado glacial a interglacial, dependiendo de factores tanto externos como internos. Los trabajos de investigación en paleoclimatología están dirigidos a descifrar los indicadores de cambio climático.

Un aspecto fundamental para la historia climática es el contar con una escala temporal, o cronología precisa, para situar en el tiempo los eventos que se documentan. Al analizar un cierto fósil, no sólo es necesario conocer las condiciones ambientales en las que se desarrolló, por ejemplo temperatura, sino que es también fundamental determinar la edad de dicho organismo. Un marco cronológico adecuado permite establecer el momento en el que ocurren los eventos. También permite la comparación de estos eventos en áreas distantes, con otros archivos provenientes de ambientes distintos, como son el marino y el terrestre, lo que lleva a determinar si la señal climática es o no sincrónica.

El conjunto de métodos para fechamiento se divide en cuatro categorías: (1) radioisotópicos: se basan en medir la tasa de desintegración atómica de los isótopos radioactivos (14C, 40K/40Ar, series de Uranio, termoluminiscencia, trazas de fisión); (2) paleomagnético: donde se estudió los efectos del campo magnético de la Tierra en una muestra; (3) químicos: se analizan los cambios químicos en lapsos en las muestras; y (4) biológicos: estos métodos consisten en estimar el tamaño o crecimiento de una planta como índice de la edad de la misma.

El método de fechamiento más ampliamente usado es el 14C, ya que se encuentra en una variedad de muestras como son los huesos, turbas, conchas, paleosuelos, sedimentos lacustres, materia orgánica como semillas y polen, agua marina y dulce, y en el CO2 atrapado en los hielos.

La tasa de decaimiento de un isótopo es constante independientemente de las condiciones físicas y/o químicas. El tiempo que le toma a un isótopo radioactivo decaer hasta la mitad de la cantidad inicial se denomina vida media, y para el 14C es de 5730 años. La fuente natural de 14C es el bombardeo del N2 atmosférico por los rayos cósmicos. Una vez que se forma el 14C, éste es asimilado por los organismos a la misma velocidad que los otros isótopos del carbono, que son el 12C y 13C. Cuando, por ejemplo, la planta muere y deja de realizar la fotosíntesis y la respiración, parando el intercambio y consumo de carbono, en ese momento la planta tiene la misma proporción de 14C que la atmósfera. Al morir, se inicia el funcionamiento del reloj radioactivo con el decaimiento de 14C, que consiste en la emisión de una partícula beta (un electrón); por lo que la proporción de 14C en una muestra dependerá del tiempo.

 

REGISTROS TERRESTRES

 

En los continentes, aparte de la información sobre temperaturas que ofrecen los glaciares de montaña, la mayor parte de datos paleoclimáticos proviene de los restos de plantas. La vegetación está en sintonía con su entorno, y cambios en la humedad y/o temperatura actuarán modificando la composición y la distribución de las comunidades vegetales. Para los ambientes terrestres, los sedimentos que se depositan en los fondos de los lagos son una valiosa fuente de información paleoclimática y paleoecológica. Dichos sedimentos lacustres poseen un conjunto de datos o líneas de evidencia sobre el cambio climático. Mediante su estudio es posible estimar paleotemperaturas con el empleo de métodos isotópicos, tasas de erosión, información sobre composición y variación de los componentes de los ecosistemas acuáticos y terrestres, y cambios en los niveles lacustres que se interpretan en términos de cambios en la precipitación.

El polen es un indicador de cambio climático ampliamente usado en las investigaciones sobre la historia de la vegetación de los últimos miles de años. Estos microfósiles abundan en los sedimentos lacustres y están presentes en secuencias estratigráficas donde registran los cambios de la vegetación de manera continua durante largos periodos. La palinología es la disciplina que estudia la distribución y composición de estos microfósiles, aportando información paleoecológica valiosa.

La vegetación de un sitio produce granos de polen y esporas, los cuales son liberados al aire o a la tierra, para posteriormente ser transportados a un sitio de depósito, donde son preservados, archivándose el registro de la vegetación. La composición de los conjuntos polínicos o lluvia de polen variará dependiendo de la comunidad vegetal que los produzca (figura 1). Existen diferencias en la producción y dispersión de polen entre las plantas, por lo que su representación en los depósitos puede variar. Para resolver este problema se analizan las lluvias de polen de la vegetación productora y se establecen las relaciones entre los datos polínicos y la frecuencia de las plantas por medio de métodos estadísticos. Los conjuntos polínicos son un reflejo de la vegetación productora, y ésta se desarrolla bajo ciertas condiciones climáticas. Estos datos polínicos, que son porcentajes de polen, son entonces utilizados para calibrar las lluvias de polen fósiles que se recuperan de los depósitos, posibilitando por lo tanto hacer inferencias sobre los climas pasados.

Con base en los datos palinológicos se ha reconstruido la vegetación de vastas zonas del planeta, en periodos clave para comprender el funcionamiento del sistema climático.

Hace 18,000 años, durante el máximo glacial, el casquete polar alcanzó su máximo desarrollo; en Norteamérica el hielo se extendió al sur, cubriendo la zona de los grandes lagos; el nivel del mar descendió 100 metros respecto al nivel actual. Se establecieron condiciones extremadamente frías; la composición de la atmósfera se modificó, reduciéndose la concentración de CO2 y metano; para las latitudes medias, hay evidencia de abundante polvo, el cual fue transportado por intensos vientos, hay registro de este polvo tanto en los núcleos de hielo como en los sedimentos oceánicos.

La distribución de la vegetación cambió, debido a las condiciones climáticas, y la composición de los biomas se modificó. Como resultado del enfriamiento, los glaciares de montaña aumentan y los elementos de la vegetación descienden aproximadamente 1000 m. Se estima una disminución en la temperatura para las latitudes medias y bajas de 50C, acompañada de reducción en la precipitación. Las zonas desérticas del norte de México y sudoeste de Estados Unidos soportan comunidades templadas, dada la migración al sur de los vientos del oeste. Los conjuntos de polen fósil en las tierras bajas en el Amazonas muestran la sustitución de la selva tropical por comunidades de sabana en amplias zonas.

Algunas regiones de México han sido estudiadas desde el punto de vista de la historia de la vegetación, relacionándose ésta con el cambio climático global y regional.

 

 

Figura 1. (A) Espectro palinológico de una comunidad donde dominan los pinos obtenido de sedimentos superficiales del lago. (B) Reconstrucción de la vegetación con base en el análisis palinológico, que considera las proporciones relativas de los granos de polen y esporas depositados en el pasado en el lago.

 

Zona centro de México. La existencia de lagos en el centro del país ofrece amplias posibilidades para las investigaciones sobre cambio climático natural. Estudios palinológicos y paleolimnológicos realizados en el sector centro-oriental de la Faja Volcánica Transmexicana (FVT) (lagos de Chalco, Texcoco, Tecocomulco de la cuenca de México), muestran la evolución de las comunidades vegetales y los niveles lacustres en sintonía con el cambio climático (Lozano-García et al. 1993, Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998 y Caballero-Miranda et al. 1999). Respecto all máximo glacial (18,000 años aP) es evidente el desarrollo de comunidades boscosas abiertas con presencia importante de pastos y arbustos (figura 2). Polen de plantas de climas fríos, como Picea y Podocarpus, está presente en las secuencias de polen de Chalco y Texcoco. También se encontró en la zona de Chalco, polen de Mimosa biuncifera; esta planta actualmente se desarrolla en la porción norte de la cuenca, donde la precipitación media anual es de 600 mm. Los niveles lacustres en los lagos son bajos. El conjunto de paleoindicadores apoya la hipótesis de una disminución relevante de la precipitación.

En la región centro-occidental de la FVT, la señal climática para el mismo periodo es mixta, con bosques abiertos para el área de Cuitzeo; mientras que en Pátzcuaro dominan los bosques de Pino. Durante periodos cortos, la sedimentación se ve interrumpida en algunas de las secuencias palinológicas (Lerma, Tecocomulco, Texcoco, Pátzcuaro y Zacapu), evidenciando la supuesta reducción en la precipitación (Grimm et al. 2001).

Zona noroeste de México. El paisaje desértico del norte de México, en particular el de la región occidental del desierto sonorense, no caracterizaba a esta zona durante el Pleistoceno tardío. La Laguna Seca de San Felipe, en Baja California norte, localizada en la zona más árida de Norteamérica, definiéndose como el núcleo del desierto, ofrece información paleoclimática. El registro de polen de la Laguna Seca permite reconstruir un paisaje completamente diferente para el periodo entre los 44,000 a 13,000 años aP; la zona estaba cubierta de bosques de pino piñonero y chaparrales (Ortega-Guerrero et al. 1999). Este paisaje corresponde a condiciones de humedad mayores que las actuales.

Los modelos generales de circulación atmosférica se han desarrollado para estimar la tasa de cambio climático de la Tierra. Para el máximo glacial, los vientos Alisios, el sistema que aporta lluvia a México durante el verano, se desplazaron al sur, reduciendo el aporte de precipitación hacia la zona central de México. Por otra parte, los vientos del oeste, que actualmente producen lluvias de invierno en el extremo noroccidental del país, también migraron al sur debido al desarrollo del casquete. Se plantea una hipótesis, la cual supone un incremento en las lluvias de invierno en el norte y centro de México para el máximo glacial (Bradbury 1997). La reconstrucción del paisaje en San Felipe indiscutiblemente apoya dicha hipótesis; sin embargo, los datos palinológicos para los lagos de FVT no sustentan este escenario. Excluyendo solamente el lago de Pátzcuaro, el cual indica ambientes húmedos para ese tiempo, el resto de los sitios apunta hacia climas fríos y secos.

Condiciones ambientales variables caracterizan el Holoceno o época posglacial (últimos 10,000 años), el periodo de climas templados y cálidos en el que se encuentra nuestro planeta actualmente. El calentamiento global y la desintegración del casquete de hielo Laurentido en el hemisferio norte conllevan cambios en la circulación oceánica, y en la distribución de flora y fauna. Las asociaciones planta-suelo responden rápidamente al calentamiento, modificando su distribución y extensión (Roberts 1998). En Europa, los bosques boreales se desplazan al norte, Escandinavia y el norte de Rusia; la tundra y la estepa desaparecen.

 

 

Figura 2. Registros palinológicos de la Cuenca de México. (A) Diagrama de polen del lago de Chalco abarcando los últimos ca. 25,000 años. (B) Diagrama de polen de los últimos 10,000 años del sitio “El Marrano” en la vertiente NO del volcán Iztacchíuatl. Se observa la colonización del sitio por el zacatonal alpino y en los últimos 4000 años se establece el bosque de Pinus hartwegii. (C) Diagrama palinológico de Texcoco de los últimos 28,000 años, donde se observa las fluctuaciones en la cubierta arbórea.

 

Para Norteamérica, la transición glacial a interglacial permitió que las especies de bosques templados migraran al norte, debido al retraimiento del casquete de hielo Laurentido. La selva amazónica reducida y fragmentada durante la época glacial, expande sus rangos hasta alcanzar su distribución actual. Los bosques templados y tropicales migran altitudinalmente en las zonas montañosas, debido al calentamiento y la retracción de los glaciares de montaña.

Una señal climática en varias secuencias de la FVT es la reducción de bosques de juníperos, indicadores de ambientes secos, y el aumento en los bosques de encinos. En la cuenca de México, el Holoceno está bien representado en dos secuencias palinológicas: una en el lago de Chalco a 2,200 m de altitud, y la otra (Valle Agua el Marrano) en la vertiente oeste del Iztaccíhuatl, a 3,850 m de altitud (véase la figura 2). Ambas secuencias muestran cambios en el paisaje. En el Holoceno temprano (10,000 a 7,000 años aP), en Chalco hay desarrollo de bosques mixtos de pino y encino. Entre los 10,000 y 8,000 años, polen abundante de oyamel en Chalco caracteriza esta parte de la secuencia, sugiriendo climas húmedos y templados. En el Iztaccíhuatl hay evidencias de un avance glaciar Milpuco-1, y al retroceder el glaciar se inicia la colonización por el zacatonal alpino. Un breve periodo frío se registra a los 7,400 años (Mipulco-2); posteriormente un calentamiento rápido y abrupto, permitiendo la colonización del sitio por el bosque de pino. Este evento también está presente en Chalco. Para el centro de México, en todas las localidades analizadas hay un incremento en la humedad que se manifiesta con niveles lacustres altos y amplias comunidades boscosas. La actividad humana impacta la vegetación en varias de las cuencas lacustres y los diagramas de polen se ven alterados, aumentando significativamente el polen de plantas asociadas a agricultura y disturbio. Estas variaciones en el aporte de la humedad para el centro de México durante el Holoceno se asocian con el desplazamiento a la posición más norteña de la zona intertropical de Convergencia y con celda de alta presión Bermuda-Azores.

Los análisis isotópicos en conchas de gasterópodos, geoquímica, polen y susceptibilidad magnética de sedimentos de lagos en la península de Yucatán, en combinación con datos arqueológicos, muestran el efecto del cambio climático en la sociedad Maya (Grimm et al. 2001). Una intensa sequía ocurre en la zona Maya cerca de 800 a 1,000 años a.C., y coincide con el colapso Maya (PAGES 2000). Para otras zonas como el altiplano andino y África, hay evidencias de sequías durante la misma época, lo que sugiere sincronismo con el cambio climático (PAGES 2000).

Un aspecto fundamental del sistema climático es que hay interconexiones entre partes del mismo. Así, cuando ocurre el evento de El Niño del océano Pacifico tropical, tiene impacto en otras áreas lejanas como Alaska (ver el capítulo Consecuencias presentes y futuras de la variabilidad climática y el cambio climático en México, de V. Magaña et al., en la sección III). Para evaluar estas teleconexiones, es necesario analizar en diferentes escalas temporales y espaciales los diferentes paleoindicadores. Los registros paleoambientales abren amplias posibilidades para el estudio de las variaciones naturales del clima y permiten entender el funcionamiento del sistema climático terrestre.

 

AGRADECIMIENTOS

 

La elaboración de las figuras fue realizada por Susana Sosa y la revisión del texto estuvo a cargo de Magdalena Alcayde.

 

BIBLIOGRAFÍA

 

Alley, R. B. 2000. The Two-Mile Time Machine. Princeton: Princeton University Press. Bradbury, J. P. 1997. Sources of Glacial Moisture in Mesoamerica. Quaternary International 43/44: 97-116.

Bradley, R.S. 1999. Paleoclimatology. Reconstructing Climates of the Quaternary. Harcourt Academic Press.

Caballero, M., M. S. Lozano-García, B. Ortega-Guerreo, J. Urrutia y J. L. Macias. 1999. Environmental characteristics of Lake Tecocomulco northern Basin of Mexico, for the last ca. 50,000. Palaeolimnology 22 (4): 399-411.

Fagan, B.M. 2000. The Little Ice Age. How the Climate Made History 1300-1850. Basic Books.

Grimm, E.C., M.S. Lozano-García, H. Behling y V. Markgraf. 2001. Holocene Vegetation and Climate in the Americas. En: V. Markgraf (ed.) Interhemispheric Climate Linkages. San Diego: Academic Press.

Lozano-García, M.S., B. Ortega-Guerrero, M. Caballero-Miranda y J. Urrutia- Fucugauchi. 1993. Late Pleistocene/Holocene Paleoenvironments of Chalco Lake, Central México. Quaternary Research 40: 332-342.

——— y B. Ortega-Guerrero. 1998. Late Quaternary environmental changes of the central part of the basin of Mexico; correlation between Texcoco and Chalco basins. Review of Palaeobotany and Palynology 99: 77-93.

Ortega-Guerrero, B., M. Caballero-Miranda, M.S. Lozano García y M. De la O. 1999. Late Quaternary palaeoenvironmental studies in San Felipe Basin, Sonora Desert, Mexico. Geofísica Internacional 38 (3): 153-163.

PAGES. 2000. Environmental Variability and Climate Change. IGBP Science Series 3: 34 p. Roberts, N. 1998. The Holocene. An Environmental History. Blackwell Publishers.

 

Notas

* Instituto de Geografía, UNAM.

 

 

Periférico 5000, Col. Insurgentes Cuicuilco, C.P. 04530, Delegación Coyoacán, México D.F.
Última Actualización: 15/11/2007