MA-Plataforma maya, CH-Plataforma Chorti, CA-Arco volcánico centroamericano, GA-Arco volcánico de las grandes Antillas, BP-Plataforma Bahamas.
La Península de Yucatán es una región que como todas ha sufrido una serie de cambios climáticos a largo plazo desde su origen. Esta se originó geológicamente como parte de la plataforma de la placa Norteamérica a partir de sedimentos del Cretácico - Paleógeno en una amplia zona denominada “terreno maya”. En mapas tectónicos se ha podido detectar el origen de la península desde el Cretácico medio, ya como tierras emergidas. El origen de la península coincide con sucesos planetarios marcados por un enfriamiento sucesivo, debido a la pérdida casi continua de CO2 atmosférico, de 2000 ppm prevalecientes desde finales del Paleozoico a por debajo de las 300 ppm durante el último millón de años.
El clima muy cálido del principio del CENOZOICO
Uriarte 2003
Paleoceno
El Paleoceno (65 Ma- 54 Ma), transcurrió en un clima semejante al de algunas épocas muy cálidas del Cretácico. Por lo que en general en el planeta no había casquetes polares con nieves perpetuas.
Las corrientes oceánicas y la circulación termohalina eran también diferentes
El ártico con aguas someras, más dulces y mucho más cálidas.
El plancton subtropical del Atlántico llegaba unos 150 de latitud más al norte que en la actualidad.
Los corales ocupaban una banda tropical más ancha que la actual
Cocodrilos y tortugas habitaban latitudes árticas.
La vegetación tropical llegaba a latitudes tan al norte como la península de Kamchatka.
Máximo Térmico del Paleoceno Final (LPTM o PETM) Hace 55 Millones de años.
Las temperaturas continentales se elevaron entre 5oC y 7oC. En el ártico se llegaron a alcanzar los 24oC. Este hecho coincidió con una importante extinción de fauna, tanto en los continentes como en los océanos. La flora se adaptó respondiendo con cambios en la fisonomía de sus hojas y con migraciones hacia latitudes más altas.
El clima en la Península de Yucatán, con la extensión territorial que tenía era muy cálido y muy húmedo, como puede verse en el mapa correspondiente.
Optimo Climático del Eoceno Inicial
Después del Paleoceno la temperatura disminuyó, aunque se mantuvo elevada durante toda la primera parte del Eoceno, hasta hace unos 40 Ma.
El ártico, permaneció libre de hielo, con inviernos mucho menos fríos que los actuales con microfósiles de temperaturas semicálidas. Las posibles causas:
una circulación atmosférica más zonal
alta concentración de dióxido de carbono y de metano
más nubes estratosféricas
Los elementos florísticos predominantemente tropicales migraron hacia esta región durante las condiciones cálidas del Eoceno, hacia Centroamérica, las Antillas y Sur de México incluyendo la península (Begoniaceae, Bromeliaceae, Cyclanthaceae, Fabaceae, Maranthaceae, Myrsinaceae).
La edad relativamente joven de la península, sugiere que las áreas contiguas hayan sido las fuentes más significativas de aportación biológica en esta región.
Eoceno medio y terminal
Durante el Eoceno, en casi toda Europa y Asia, el clima pasó a ser más frío y seco. Empezó a fraguarse un período glacial. La capa de hielo permanece en ambos polos y la temperatura del fondo del mar, 60C al final del Eoceno, hace unos 35 millones de años (en la actualidad apenas supera los 20C).
Para ese entonces la extensión territorial de la península había aumentado considerable-mente. El clima se conservó cálido y subhúmedo con características muy parecidas a las actuales.
Oligoceno: El hielo recubre la Antártida
Al inicio del Oligoceno, hace unos 34 Ma, se abate la temperatura global del planeta. Desde entonces hay hielo permanente en alguno de los dos polos.
La temperatura del agua del fondo del mar descendió por debajo de los 30C. Se profundiza el nivel oceánico de disolución oceánica de las calizas (CCD), lo cual indica también una abrupta variación en el ciclo del carbono, ligada a la acumulación de hielo en los continentes. Esto hace que la lisoclina, o nivel de disolución de las calizas, quede mil metros más abajo, tal y como muestran análisis geológicos del fondo de los mares. Al bajar el nivel del mar disminuyó la sedimentación de carbonatos en los mares someros costeros, cuyos fondos han quedado emergidos y aumenta la masa de carbonatos que descienden hacia las profundidades en los océanos abiertos.
Como consecuencia del frío se produjo una fuerte extinción de especies marinas. En los continentes, el bosque boreal se transformó en tundra y más al sur, los paisajes boscosos pasan a ser paisajes esteparios. Los restos paleontológicos euroasiáticos señalan grandes cambios faunísticos, con migraciones de animales y extinciones en masa.
En áfrica se inició una gran actividad volcánica, que arrojó grandes cantidades de SO2 a la atmósfera y coincide con un recrudecimiento del frío, el avance de la glaciación de la Antártida, la mayor bajada del nivel del mar durante el Cenozoico y la extinción de numerosas especies.
Se presenta un calentamiento final, hace 25 millones de años, que conllevó probablemente un cierto deshielo y un ascenso del nivel del mar con transgresiones marinas asociadas.
En ese entonces en la extensión que comprendía la península, se presentó una amplia zona árida y subhúmedas en el centro y sur. Es posible que la zona árida del norte haya estado interconectada con las zonas áridas del resto del país a través de las zonas más costeras hacia el Golfo de México.
El clima cambiante del Mioceno
La primera parte del Mioceno conservó altas temperaturas. La transición del Oligoceno al Mioceno llamado Mi-1, fue de intensa erosión en los continentes y ocurrió hace 23.7 millones de años a escala general del planeta.
El enfriamiento y aumento de la capa de hielo en la Antártida provocó una brusca disminución del nivel del mar, dejando las plataformas costeras secas y expuestas a la erosión. Todavía no existían mantos de hielo permanentes en el hemisferio norte.
Optimo climático del Mioceno medio
Las altas temperaturas se recuperaron y se mantuvieron superiores que las del Oligoceno. El volumen de los hielos de la Antártida disminuyó y el nivel del mar se elevó de nuevo. Las latitudes altas del hemisferio norte se calentaron gradualmente y el paisaje de tundra de nuevo fue sustituido por un paisaje de coníferas. El nuevo máximo de calor se alcanzó en el Mioceno medio, entre hace 17 Ma y 14,5 Ma. Los fósiles oceánicos y continentales indican que las temperaturas en las latitudes medias eran entonces 60C superiores a las actuales.
Mioceno final
Las temperaturas disminuyen, el hielo continental aumenta en la Antártida, atribuible a períodos de baja inclinación del eje terrestre con menor intensidad en la insolación estival y aumentó el gradiente entre los polos y los trópicos.
Al final del Mioceno, entre hace unos 7 Ma y 5 Ma, se presenta glaciación en ambos polos. El estudio de la relación Mg/Ca de foraminíferos planctónicos en el suroeste del Pacífico indica un enfriamiento brusco de 60C a 70C entre hace 14.2 y 13.8 Ma.
Se produjo también una disminución de las concentraciones de CO2 planetario (relación 12C/13C de sedimentos marinos). Otro hecho climático importante, que acompañó este enfriamiento final, fue el aumento de la aridez en amplias regiones de Asia y áfrica. Se cerró el mar Mediterráneo y quedó como un gran mar interior, muy seco y que por evaporación acumuló grandes sedimentos de sal (evaporitas).
El clima cálido del Plioceno y la transición al Cuaternario
El Plioceno transcurre entre hace 5.4 y 2.5 millones de años. El clima del Plioceno fue en su mayor parte mucho más cálido que el actual. Así lo indican tanto los estudios de foraminíferos, polen y de fósiles de animales terrestres.
Al inicio del Plioceno, hace 5 Ma y 4 Ma, se frenó el enfriamiento que había venido ocurriendo en la segunda parte del Mioceno. Se invirtió la tendencia térmica y ya en el Plioceno Medio, durante el intervalo comprendido entre hace 4 Ma y 3 Ma, la temperatura global media era solamente 30C superior a la actual.
Se ha denominado "Optimo Climático del Plioceno Medio" al intervalo específico de 300 000 años que va desde hace 3.3 a 3 millones de años.
El nivel de los mares se elevaba entonces unos treinta metros por encima de la cota actual, debido al menor volumen de hielo acumulado en la Antártida y en Groenlandia. Los bosques de coníferas se distribuían hasta la costa norte de Groenlandia, en donde se han encontrado restos fósiles.
El clima en el Mar Mediterráneo era más cálido, con 50C de temperatura invernal por encima de la actual, y con precipitación media anual superior entre 400 y 1000 mm respecto a la actual.
Enfriamiento final y transición hacia el Cuaternario
Durante cortos y sucesivos períodos fríos empezó a acumularse hielo invernal en el norte de América, incluyendo la Península de Yucatán y de Europa. Para la formación de los mantos de hielo sobre Norteamérica y Eurasia se necesitaba que las nieves que caían durante el invierno fuesen muy intensas. La corriente del Golfo, reforzada por el cierre del istmo de Panamá contribuyó a que esta condición se agudizara. El calor de las aguas incrementó la evaporación invernal y la humedad atmosférica necesaria para que las precipitaciones de nieve fuesen abundantes a altas latitudes. Se presentó el cierre total de la comunicación que existía entre el Atlántico y el Pacífico por América Central. Fue un proceso gradual que terminó hace 4 millones de años y permitió la emigración de floras y faunas. El cierre tuvo una inmediata repercusión oceánica y modificó probablemente el clima del Atlántico Norte, reforzando la Corriente del Golfo.
Existe la hipótesis que plantea que las aguas cálidas transportadas por la Corriente del Golfo ayudaron a la iniciación de las glaciaciones en las altas latitudes del hemisferio norte.
Además, en invierno, en el norte del Atlántico, el contraste de temperatura entre la masa de aire atlántica cálida por la corriente del Golfo y la masa de aire muy frío que salía del continente intensificó los frentes polares.
Los intensos temporales producían fuertes nevadas a partir de los 600 de latitud. La abundante acumulación de nieve resistía el deshielo estival y cuando las condiciones astronómicas eran favorables crecían y avanzaban los mantos glaciales. El enfriamiento de las aguas profundas de todos los océanos estaría determinado a su vez por una mayor producción de agua fría profunda en el Atlántico Norte, acelerada por una circulación termohalina más intensa.
El frío fue ya suficiente para que en las latitudes altas comenzasen a ser abundantes las precipitaciones de nieve, acumulándose en el norte de América y de Europa espesos mantos de hielo. Desde entonces, el clima de la Tierra ha estado marcado por una sucesión continua de glaciaciones y períodos interglaciales.
Antes de la primera glaciación del que marcó el límite entre el Plioceno y Pleistoceno, la porción norte de la península era subhúmeda y semicálida en transición con el templado.
Cambios climáticos durante el Pleistoceno
Debido a la cercanía en el tiempo, la gran cantidad de cambios climáticos que sucedieron durante el Pleistoceno se puede constatar por una gran cantidad de evidencias.
Los cambios climáticos registrados durante el Cuaternario nos pueden dar una visión sobre el impacto climático hacia el futuro.
El Pleistoceno se caracterizó por haber tenido una serie de glaciaciones:
Antigüedad
Norteamérica
Europa
Condición Climática
2 500 000
BIBER
GLACIAL
2 000 000
B-D
INTERGLACIAL
1 800 000
DONAU
GLACIAL
1 000 000
D-G
INTERGLACIAL
1 100 000
NEBRASKA
GÜNZ
GLACIAL
750 000
AFTONIANO
G-M
INTERGLACIAL
580 000
KANSAS
MINDEL
GLACIAL
390 000
YARMOUTH
M-R
INTERGLACIAL
200 000
ILLINOIS
RISS
GLACIAL
140 000
SANGAMON
R-W
INTERGLACIAL
80 000
WISCONSIN
WÜRN
GLACIAL
Durante el Pleistoceno Terminal en el último glacial (Wisconsin) la Península de Yucatán tuvo un clima mucho más seco con vegetación de tipos estepa o sabana con matorrales de enebro (Juniperus) entre otros tipos de vegetación secas.
Registros de polen y sedimentos en los los lagos Quexil y Salpetén del El Petén en Guatemala, indican niveles bajos de agua durante el último máximo glacial, con agua solo en cierta estación del año.
Las condiciones extremadamente frías duraron hasta el inicio del Holoceno En las fases más frías la temperatura anual fue aproximadamente 6.5°C más fría que la actual.
La aridez durante el Pleistoceno y las bajas temperaturas se presentaron en muchas regiones del neotrópico. Es así como hubo un importante desplazamiento de los tipos de vegetación boreal, al sur, habiéndose presentado bosques templados en el trópico tal y como actualmente quedan evidencias por sitios de endemismo, refugio y relictos.
El clima peninsular era más seco y más frío que el actual.
El clima del Holoceno
El final de la última gran glaciación marca el límite entre el Pleistoceno y el Reciente u Holoceno.
A partir de entonces el clima ha sido aproximadamente el mismo, con algunas fluctuaciones. Hace 12 500 años en Europa y Asia se presentó el inicio de una posible nueva glaciación. A este periodo se le denomina Younger Dryas y que no estuvo registrado para la Península de Yucatán.
La vegetación del Holoceno temprano para la península incluyó pinos, encinos y olmos con mezcla de géneros de afinidad tropical. Un relicto del avance de la vegetación templada y fría son los pinares del área Caribe.
Hubo a partir de entonces el aumento de los niveles de agua de lagunas, incremento de precipitación, aumento en los niveles del mar. Por ejemplo el Lago Chichancanab, que está en los límites entre Yucatán y Quintana Roo hace 8000 se estableció el nivel de agua tal y como está en la actualidad.
Las fluctuaciones climáticas durante el Pleistoceno y el Holoceno, así como la estabilidad climática de la zona norte en la península, ha contribuido al aislamiento y con ello la especiación de elementos que conforman las selvas bajas caducifolias, principalmente de aquellas altamente afines a ambientes áridos.
La distribución actual de especies que forman parte de las selvas bajas caducifolias, tales como Beaucarnea pliabilis, Coccoloba cozumelensis, Neomillspaughia emarginata, Erytroxylon bequaertii, Guettarda gaumeri, Machaonia lindeniana, Caesalpinia yucatanensis, Diospyros anisandra, etc. en localidades mucho más al sur y bajo condiciones climáticas de gran humedad, sugieren que la selva decidua presentó una extensión territorial mucho más amplia que ahora.
El confinamiento de especies con alta afinidad a ambientes secos y cálidos, tales como Mammillaria gaumeri, Pterocereus gaumeri, Nopalea gaumeri, Nopalea inaperta y Pereskiopsis scandens, en el área más seca del norte de la península, las cuales tienen a sus parientes más cercanos distribuidos en las zonas secas de Chiapas y Guatemala, parece apoyar la idea de que las selvas secas estuvieron más ampliamente distribuidas.
Información generada por: Dr. Roger Orellana Lanza, Centro de Investigación Científica de Yucatán, A.C. (CICY)
