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.
