1.1. Explosiones volcánicas y cambio climático

En los últimos años, se ha investigado la relación entre las grandes erupciones volcánicas y sus efectos climáticos más conocidos como “Inviernos Volcánicos”. En especial se buscan aquellas variables en los registros geológicos que se puedan relacionar con estas grandes erupciones volcánicas tropicales, con Índice de Explosividad Volcánica (VEI), iguales o superiores a 5, que han afectado todo el planeta y que cargan la atmósfera de aerosoles sulfurados e impactan el clima global (^{Robock, 1981}; Gillilandia y Schneider, 1984; ^{Crowley, 2000}; ^{Ammann et al., 2003}; Wigley et al., 2005; ^{Wang et al., 2022}).

A nivel del cambio climático, el último milenio tiene un interés particular porque se han registrado eventos tan notables como el Calentamiento Medieval (800-1300 d.C.); la Pequeña Edad de Hielo (LIA, ~1450-1850), y el Calentamiento Moderno. En 1965, el climatólogo británico Hubert H. Lamb (1995), uno de los más cualificados historiadores del clima, acuñó el concepto de Período Cálido Medieval (también llamado Anomalía Climática Medieval u Óptimo Climático Medieval) para referirse al lapso en el que el clima del hemisferio Norte experimentó un significativo calentamiento que duro desde el siglo X hasta el siglo XIV. Lamb (1995), citado por Frey (2016), indico la ocurrencia de un clima sensiblemente más cálido en el intervalo 1000-1200, que contrastó con una bajada de las temperaturas medias entre 1500 y 1700. Ambos fenómenos quedaron demostrados al cuantificar los cambios de temperatura y el régimen de precipitaciones en Inglaterra en horquillas temporales de entre 50 y 150 años, tomando como referencia los registros de los cien años anteriores a él. Así, se encontró que las temperaturas medias pudieron haber oscilado extremadamente hasta ~1,3ºC mientras las precipitaciones se incrementaron globalmente un 10%.

La Pequeña Edad de Hielo (~1450-1850, LIA) (^{Ruddiman, 2008}; Luterbacher et al., 2001, y Viñas, 2012), consistió, en la sucesión de 150 años de inviernos largos y muy fríos y veranos cortos y frescos, entre 1550 a 1700 como los más fríos. Entre 1565 y 1665, predominaron paisajes invernales. Las posibles causas detonantes de ese frío fueron dos: 1) la actividad solar, durante 1645 y 1715 no es muy fuerte, ya que el Sol apenas produce manchas en su superficie. Este fenómeno es conocido como “Mínimo de Mounder”, el cual coincide con los años de temperaturas más bajas de toda la LIA; 2). La actividad volcánica era mucho más intensa que la actual, la cual envío a la estratosfera enormes cantidades de partículas procedentes de erupciones explosivas, como la del Tambora en 1815, o la del volcán islandés Laki, en 1783, que le permitió a Benjamín Franklin (1706-1790) establecer una relación entre los volcanes y clima.

El Calentamiento Moderno (IPCC, 2022), se ha manifestado desde 1963 hasta 1990, con un incremento de la temperatura media del planeta de 0,5°C y entre 1850-1900 de 1°C. Esto ha provocado fuertes cambios en los sistemas naturales y en las poblaciones humanas, tales como inundaciones, incendios, perdidas de cosechas y una considerable disminución en los niveles de los humedales y en los caudales de los ríos tropicales.

A los fenómenos climáticos también se les atribuye el colapso Maya en Centroamérica (^{Hodell, Curtis & Brenner, 1995}; Leyden, Brenner & Dahlin, 1998), Tiwanaku en Bolivia (^{Orlove, 2005}), y probablemente, también de la cultura Zenú en Colombia (^{Plazas et al., 1993}). La civilización Maya, nacida en torno al año 2.000 a.C., alrededor de la península de Yucatán, alcanzó su máximo esplendor durante los siglos III y VIII d.C, pero la inestabilidad política llevó a qué en el siglo IX, los mayas sufrieran un auténtico colapso. Además, Evans et al, (2018) han confirmado que una dura sequía, alrededor de un milenio, sacudió a los mayas en el mismo momento en que su poder se estaba declinando. Por medio del análisis de isótopos de oxígeno en los depósitos de yeso de antiguos lagos en la península de Yucatán sugiere que fue el escenario de largos y extremos periodos de sequía. Es decir que el clima pudo tener un importante impacto económico y social sobre los mayas al golpear la producción de maíz, un cultivo que era clave para ellos.

En cuanto a la actividad volcánica, se indica que las grandes erupciones volcánicas en algunas ocasiones han generado severos inviernos o inviernos volcánicos. Inicialmente estos fenómenos se atribuyeron a la caída de grandes meteoritos, pero en 1783, Benjamín Franklin presenció la explosión del volcán islandés Laki (Lakagigar) y dedujo la relación entre la inusual niebla que cubrió Francia y la reducción de radiación solar con la erupción del volcán islandés. Pérez (2021) indica que la primera conexión científica entre las erupciones volcánicas y las variaciones en el clima de la tierra la estableció el estudio, ya clásico, de la Comisión Krakatoa, que con un cierto aire poético el informe de la comisión describía así los efectos observados a consecuencia de la erupción del volcán en 1883, así: “…atenuación y desenfoque de los objetos celestes, color azul o verde inusual del Sol y la Luna, amaneceres y atardeceres realzados con resplandores de color lavanda que aparecen por encima del horizonte, anillos solares (un halo completo alrededor del Sol) y también eclipses lunares muy oscuros…” Históricamente algunos de los volcanes que han causado tal efecto que se encuentran ubicados en el trópico son:

En 1595, el volcán Nevado del Ruíz en Colombia. Este episodio consistió en tres erupciones plinianas que llegaron a oírse a más de 100 km de la cima y una gran cantidad de ceniza fue expulsada, lo que oscureció el área circundante por tres días y no se vio el sol. Durante las otras erupciones, el volcán también expulsó lapilli y bombas volcánicas. En total, la erupción produjo 0,16 km³ de tefra. La erupción estuvo precedida por un gran terremoto, tres días antes y la erupción precursora causó lahares, que viajaron por los valles de los ríos Gualí y Lagunillas, obstruyendo el flujo de agua, matando los peces y destruyendo la vegetación, 636 personas murieron a causa del lahar.

En 1600, el volcán Huaynaputina en el Perú, presentó la mayor erupción volcánica en la historia de Suramérica, cuya columna de piroclastos fue mayor de 30 km de altura y expulsó unos 14 km³ de material volcánico que sepultó al menos diez pueblos cercanos y causó la muerte de unas 1.500 personas. Sus efectos globales llegaron hasta Canadá e incluso afectaron al clima y la agricultura de Rusia y Alemania, puesto que afectó los cultivos, produjo hambrunas entre 1601 y 1603 e impacto los bosques de Canadá. Esto hizo que las temperaturas a nivel global disminuyeron hasta dos a tres grados en algunas zonas.

En 1805, el volcán Nevado del Ruíz en Colombia. Tuvo una erupción de tipo pliniana, la cual dio origen a rápidas tortugas de gas caliente y roca denominadas flujos piroclásticos. Estas erupciones masivas a menudo generan lahares (flujos de lodo y escombros), que suponen una amenaza para la vida humana y el medio ambiente.

En 1815, el volcán Tambora en Indonesia. La erupción lanzó a la atmósfera grandes cantidades de dióxido de azufre, lo que provocó que el año 1816 fuese conocido como "el año sin verano", ya que las temperaturas promedio cayeron de 1 a 2,5°C por debajo de lo normal en toda Nueva Inglaterra y Europa Occidental. En Inglaterra, el verano fue incipiente, con la temperatura media de junio más baja registrada de 12,9°C. En Francia hacía tanto frío que la cosecha de vino fue más tardía que en cualquier otro momento. En Alemania, las cosechas fracasaron, una situación exacerbada por la guerra con Napoleón y la hambruna. La inflación de precios se generalizó; las condiciones se volvieron intolerables y se dio la gran migración desde el Norte de Europa hacia el Este hasta Rusia y hacia el Oeste hasta América.

En 1866, el volcán Galeras en Colombia. Cenizas expulsadas violentamente.

En 1883, el volcán Krakatoa en Indonesia. La mayor de las explosiones desató una energía de 350 Megatones, 23.000 veces más poderosa que la bomba atómica de Hiroshima. La onda explosiva fue percibida en un 10% del planeta, viajando hasta la isla de Madagascar y Australia (una distancia aproximada entre ambas es de 7600 km). Los tsunamis posteriores a la explosión alcanzaron los 40 m de altura y destruyeron 163 aldeas a lo largo de la costa de Java y Sumatra, matando a un total de 36.417 personas. Del faro Fourthfour Point, solo quedó la base. La ceniza de la explosión alcanzó los 80 km de altitud y viajó por la superficie del mar. Tres años después, observadores de todo el mundo describían los tenues colores que podían verse durante el crepúsculo y el alba, ocasionados por la refracción de los rayos solares en las partículas en suspensión. También se sintieron efectos adicionales significativos en todo el mundo en los días y semanas posteriores a la erupción del volcán. La explosión también creó condiciones similares a las de un invierno volcánico. Los cuatro años siguientes a la explosión fueron inusualmente fríos, y el invierno de 1888 fue la primera vez que nevó en esa parte del mundo

En 1936, el volcán Galeras en Colombia. Fue la erupción más importante de los últimos 500 años. Se sintió a más de 15 km del volcán y arrojó bloques a más de 3 km, seguidos de un flujo piroclástico que bajó por la ladera Norte.

En 1985, el volcán Nevado del Ruíz en Colombia. El volcán empezó a lanzar grandes cantidades de gases ricos en azufre, principalmente anhídrido sulfuroso. El contenido de agua de las fumarolas se redujo, y las fuentes de agua cercanas se enriquecieron en magnesio, calcio y potasio lixiviados del magma. Se produjo una erupción explosiva que desencadenó un enorme lahar que enterró la cabecera urbana de Armero lo que se conoció como la tragedia de Armero, en la que según se calcula, ocurrieron aproximadamente 25 mil muertes, por lo que se le considera como la segunda erupción volcánica más devastadora del siglo XX tras la erupción del Monte Pelee de la Isla Martinica.

En 1991, el volcán Pinatubo en Filipinas envío a la atmósfera 30 Tera gramos de sulfato, además de dióxido de azufre. Con su explosión se ocasionó una catástrofe climática diseminada. La tierra se enfrió 0.5°C durante tres años, además, se rompió el ciclo monzónico en Asia. La gran cantidad de partículas liberadas a la atmósfera frenó la radiación solar y enfrió temporalmente el planeta. Además, el nivel del mar descendió.

1.2. Localización del área

El humedal La Bramadora se ubica en las coordenadas N6°28'17.83¨ W75°47´43.15 (1141824,99 Este y 1207536,7 Norte), de la Vereda La Puerta, Municipio de Sopetrán, Antioquia, Fig. 1. La Zona de Vida del sitio es Bosque Seco Tropical (Bs-T), de acuerdo con ^{Espinal (1992)} se caracteriza por contar con promedios de temperatura superiores a 24 ºC con una precipitación total anual de entre 800 y 2.000 mm y relaciones de evapotranspiración potencial entre 0,8 y 2,0 (Consultoría Colombiana S.A., 2017). El humedal se encuentra en la parte baja de la cuenca fluvial, la cual se halla desarrollada sobre rocas sedimentarias de la Formación Amaga, Miembro Superior, en el Flanco Oeste del Sinclinal de Ahuyamal. Donde dominan, areniscas y arcillolitas de colores pardo a pardo rojizo, y espesos bancos de conglomerados con cantos redondeados, heterométricos y heterogéneos soportados por una matriz areno limosa de color pardo rojizo. Existen zonas con regolitos de alteración de pocos metros de espesor desarrollados a partir de esas rocas sedimentarias.

Figura 1 Localización del humedal La Bramadora, Vereda La Puerta, Municipio de Sopetrán, Departamento de Antioquia, Colombia. 

Geomorfológicamente, toda la cuenca está sometida a un régimen de torrencialidad y al coluviamiento de materiales finos arrastrados por arroyadas difusas en las laderas o concentrada en los cauces como los fenómenos dominantes. Este régimen, se expresa como pequeños abanicos torrenciales depositados en las desembocaduras de los cauces y láminas de sedimentos finos depositados al pie de las laderas, dando al conjunto de las partes bajas de las quebradas principales el aspecto de valles coluviales con un perfil transversal cóncavo característico. El humedal la Bramadora se ubica justo en la parte distal de este valle coluvial y recibe tanto los flujos de agua subterráneos como los superficiales intermitentes que recorren estos valles de la cuenca. La lámina de agua dentro del humedal alcanza un espesor de unos pocos centímetros y su duración varía entre horas y días, dependiendo de las precipitaciones registradas en el área, que, por lo general, son escasas pero fuertes y muy erosivas.

El valle coluvial que alberga el humedal La Bramadora se encuentra desconectado del sistema de la quebrada seca mediante un conjunto de tres terrazas torrenciales ubicadas en su extremo Sur (Fig. 1), la más alta de ellas alcanza los 20 m respecto a la llanura torrencial actual y sobre la cual se halla el caserío La Puerta. En su extremo Occidental el humedal está confinado mediante un dique en parte de concreto y el resto en tierra, pero estas estructuras son de alturas insuficientes para mantener un cuerpo de aguas libres dentro del humedal. Hoy en día, el humedal se alimenta de la red fluvial de la cuenca, de la cual recibe agua y sedimentos, pero los caudales son estacionales y deficitarios para mantener una lámina de agua permanente, de manera que gran parte del año es un humedal de suelo saturado. La materia orgánica que acumula el humedal proviene de las comunidades vegetales (Fig. 2) de las cuales se reconocen las siguientes: 1) Pantano de hierbas, especialmente de gramíneas y juncos con un substrato mineral y ausencia de plantas leñosas; 2) Pantano de helechos (Acrostichum danaeifolium) que alcanza dimensiones arbustivas; 3) Pantano de arbustos, dominado por una fabáceae, y 4) Pantano arbóreo, dominado por árboles anfibios principalmente árboles de búcaro (Erithtina fusca), trompillo (Guarea guidonia) e higuerón (Ficus sp), que presentan raíces tabulares (bambas) y gran cantidad de raíces gruesas superficiales que les ayudan a sostenerse en el suelo inestable y turboso. Es común en toda el área la presencia de plantas epifitas en los árboles como las orquídeas y las bromelias, los bejucos y los cactus trepadores.

Figura 2 Sucesión ecológica natural de las comunidades vegetales del humedal La Bramadora 

El humedal ha sufrido diversas acciones antrópicas desfavorables, como la construcción de estanques piscícolas, la deforestación para establecer cultivos y los pastizales para la ganadería. Quebrada abajo del muro de contención, el fondo del valle se aprovecha para viviendas y cultivos. Muestras de los sedimentos actuales de las diversas comunidades vegetales del humedal fueron tomadas para su análisis mediante XRF. En el resto de la cuenca se presenta la vegetación típica de bosque seco tropical, con árboles como el Algarrobo (Hymenaea courbaril), el Annon (Annona reticulata), la Ceiba (Ceiba pentandra), el Cedro amarillo (Albizzia guachapele), el Guacimo (Guazuma ulmifolia) el Higuerón (Ficus sp), limonacho (Achatocarpus nigricans), el Piñón de oreja (Enterolobium cyclocarpum), el Cedro macho (Trichilia hirta), el Velero (Cassia spectabilis) y arbustos como el Dorancé (Senna reticulata), la Uña de Gato (Zanthoxylum fagara), el Cordoncillo (Piper sp), entre otros.

2.1. Trabajo de campo

2.2. Trabajo de laboratorio

3.1 Lito y pedoestratigrafia de los sedimentos del humedal

En los núcleos de sedimentos recuperados en el Humedal La Bramadora, los primeros 450 cm Fig. 3 son el rango de interés para este artículo, se encontró una secuencia de capas de arcillas y limos que se intercalan con capas turbosas en la parte superior, microtefras y paleosuelos. Se destaca el segmento de entre 375 y 383 cm de profundidad, donde se halló un paleosuelo muy fibroso y oxidado que marca una discordancia, muy definida en el techo, con un alto porcentaje en oro (11.626%) y de otros elementos determinados por XRF.

Figura 3 Lito y pedo estratigrafía de los primeros 450 cm de sedimentos del Humedal La Bramadora, Municipio de Sopetrán, Departamento de Antioquia. 

Una descripción general de toda la secuencia lito-pedo-estratigráfica, desde el techo hasta los 450 cm de profundidad es la siguiente: Se inicia con el suelo actual de 8 cm, los primeros 3 cm de color 7.5Y4/2, pardo y los otros 5 cm 5Y7/2 gris claro, ambos presentan abundantes fibras, es ligeramente limoso y con estructura tendiente a bloques finos y débiles, el ambiente es de pantano. A este segmento le sigue otro de 10 cm, turboso de color entre 5Y6/2 gris oliva claro y 5Y7/2 gris claro en la base, tiene una laminación muy fina de 4 mm y entre ellas se alinean minúsculos trozos de carbón, el ambiente es de pantano herbáceo en el techo y de arbóreo en la base. Entre 18 y 30 cm hay un paleosuelo de color 2.5Y3/2 pardo grisáceo muy oscuro, textura arcillo arenosa (ArA), estructura migajosa, abundante materia orgánica (MO), aún reconocibles.

Continúa una capa de turbas de 20 cm de espesor muy similar a la descrita anteriormente, pero esta contiene una microtefra de 2 cm de espesor. Las microtefras, por lo común, están caracterizadas por la presencia de fragmentos de matriz con abundantes inclusiones como agujas de minerales opacos que puden ser magnetitas o piroxenos demasiado pequeños para poder ser identificados, esquirlas de vidrio, algunos con vesículas y estructura lamelar otros con inclusiones opacas y fragmentos líticos. Se observan además hiperstena, augita y hornblenda verde o parda con menos frecuencia. Luego de esta, se encuentra un paleosuelo de 4 cm, luego unos limos de 3 cm, sin laminación, y otro paleosuelo de 25 cm que contiene una microtefra de 2 cm cerca de la base. Este paleosuelo presenta características muy similares al anterior, al que le subyace una capa de turbas de 17 cm sin laminación, de color G6/10Y, gris verdoso, típico de pantano arbóreo. Por debajo de esta, hay un paleosuelo de 45 cm de espesor, con una laminación difusa, el cual, en los primeros 8 cm es de color 2.5Y4/2 pardo grisáceo oscuro, con estructura migajosa, de textura limo arenosa (LA). En la parte media la textura se vuelve ArA, el color cambia ligeramente a 2.5Y5/1, gris verdoso y la estructura es en bloques finos. En la base, la textura es arcillosa (Ar), su color 5Y6/2 gris oliva claro y la estructura es en bloques redondeados finos. En todo el segmento se observa abundante MO, fibras gruesas en la parte superior aun reconocibles y fibras más delgadas en la parte central y la base de este. Al interior hay restos de carbón oxidados, bien conservados, más finos en el techo, medianos (1.24 cm) en el centro y de más de 3 cm en la base. A este paleosuelo le sigue una capa de arcillas de 10 cm de color G/5G6/1 gris verdosa, micro laminada. Luego sigue otro paleosuelo de 20 cm de espesor, color 2.5Y4/1 gris oscuro, con estructura en bloques subangulares (Bsa), finos, fuertes, textura ArA en el techo y en la base Ar y se vuelve 2.5Y5/1 gris, bandeado irregular, muy fino menor de 2 mm, MO altamente descompuestas y muchas fibras delgadas y oxidadas; en la parte media y en la base fragmentos de carbón de entre 2 y 10 cm.

Desde la superficie hasta los 144 cm, se registra bien el inicio del clima contrastado y estacionalmente deficitario en agua que impera hoy día en el humedal, marcado por fuerte acumulación de materia orgánica, valores altos de Azufre (S) y desarrollo de suelo, mientras que a profundidades mayores los sedimentos son más minerales y de facies más húmedas.

Debajo del paleosuelo se encuentran varias capas de arcillas, secas y ligeramente duras, con bandas de entre 2 mm y 5 cm, algunas fibras delgadas transparente y que se alternan entre “arcillas gris verdosas” con colores entre 2.5Y5/1 gris y G/5G6/1 gris verdoso, “arcillas chocolate” con tonos entre 2.5Y5/1 gris y 2.5Y4/1 gris oscuro, y “arcillas gris azulosas” con colores entre G/5G6/1 gris verdoso y G7/5G.2 gris pálido. Todas ellas demarcan un ambiente inundado de llanura fluvial y su secuencia es como sigue: 20 cm de arcillas gris verdosas en el último cm, es decir, a los 189 cm de profundidad de todo el núcleo se incrementan los porcentajes de algunos elementos y en especial un pico extremo de Au (60.822%), igualmente se observan carboncitos de hasta 1 mm alineados a la banda; le siguen 2 cm de una microtefra y luego 8 cm de la arcilla gris verdosa. Luego 16 cm de arcillas chocolate, a las que continúan una alternancia de arcillas de 100 cm de espesor que alternan entre verdosas y azulosas, con bandas finas de hasta 2 mm y gruesas de 5 cm, estas corresponderían a un ambiente estacional.

Separando este set de arcillas se encuentra un paleosuelo de 2 cm, con abundante MO oxidada, luego 8 cm de arcillas chocolate, después 40 cm de arcillas gris verdosas con fibras delgadas en el techo, carboncito milimétrico en la parte media y arena gruesa en la base, en esta parte se vuelve ligeramente 2.5Y4/1 gris oscuro. Subyaciendo esta arcilla, se encuentra una capa de arcillas chocolate de 20 cm de espesor, y en toda la base, a los 368 y 378 cm del núcleo, se registra Au (7.583 % y 11.626 %, respectivamente), en estas arcillas se observa una pedogénesis incipiente y el ambiente corresponde a una llanura de inundación. Le sigue a esta capa una de arcillas azulosas 7 cm, en cuya base se encuentra una discordancia a los 375 cm de profundidad, la cual es seguida por un paleosuelo de 8 cm, bandeado, con abundante MO altamente oxidada. A este, le sigue una capa de 17 cm de arcillas que alternan entre gris verdosas y gris azulosas muy compactas y secas, ambiente de lago. Luego, un paleosuelo de 3 cm, muy fibroso y oxidado, luego, otra capa de arcillas verdosas microbandeada (5 mm), de ambiente de pantano con hierbas; después un paleosuelo de 11 cm, arcilloso, sin estructura y con abundante MO muy alterada. Los últimos 23 cm son una arcilla verdosa con fibras delgadas en el techo, dentro de ella a los 436 y 439 cm de profundidad se detectó Au (4.881 % y 9.092 %), al igual que un incremento en los porcentajes de otros elementos.

Las curvas de Azufre (S) y Oro (Au) están mutuamente relacionadas (Fig. 3). El comportamiento porcentual promedio de S muestra una fuerte acumulación de materia orgánica y desarrollo de suelo actual, horizontes de turbas y varios paleosuelos, que evidencian sequedad estacional como se puede ver en una secuencia de altibajos, desde HB1 hasta la HB99, (0.305 %); entre HB100 y HB148 (0.675 %); entre HB149 y HB170 (0.04 %), correspondiendo con un ambiente de pantano arbóreo, su acumulación como un resultado de la pedogénesis. Entre HB171 a HB188 el valor de S promedio es de 0.154 %, en HB189, aumenta notoriamente hasta 1.989%, luego, decae entre las muestras HB190 y HB204, siendo de 0.301 %, y a partir de la muestra HB205 hasta HB450, sigue su descenso con un promedio de 0.079 %, en este último intervalo, se observaron varios puntos donde se presentó un ligero aumento respecto al promedio como fue en las muestras HB168 (0.166 %), en la HB178 (0.588 %), en la 436 (0.121 %) y en la muestra HB439 (0.269 %).

Con respecto a la curva del Au, cuando se indica su relación con el S, no es mera coincidencia, en las primeras muestras desde el techo hasta los 166 cm de profundidad donde se registran porcentajes de Au de 0.001% (HB22, 29, 47, 42, 45, 46, 63, 67, 70, 80, 117, 152, 162, 164, y 166, respectivamente); en la muestra HB189 se registra un aumento de 60.882%, al igual que en HB368 (7.583 %), en HB378 (11.626 %), en HB436 (4.881 %) y en HB439 (9.092 %), coincidiendo su presencia con escorrentía por pluviosidad, eventos Niño y Niña (desde el presente hasta el año 1822, muestra HB188), y con muy alta escorrentía a partir de la muestra HB189 hasta la HB450, marcada por eventos de precipitación relacionados con el “Mínimo Dalton”, el “LIA” y el “Mínimo Mounder”, que seguramente afectaron igualmente a Colombia.

En la Fig. 3, dentro de los eventos climáticos extremos se subrayan desde el techo a la base varios de sequía (Eventos Niño) y de precipitación (Eventos Niña). Estos últimos, de mayor frecuencia e intensidad en el siglo pasado, los cuales tienen relevancia para la formación de suelos, turbas y paleosuelos y estuvieron relacionados con eventos volcánicos, tanto en el país como en el mundo. Especialmente, los ocurridos en el trópico, tales como: entre 1991 y 1999, periodo en el cual se registró un Evento Niña en Colombia y hubo actividad volcánica principalmente en los volcanes Galeras en Colombia (1994) y Pinatubo en Filipinas (1991). El periodo entre 1973 y 1988 está enmarcado por dos eventos de la Niña, ya que ocurrió la explosión del volcán Nevado del Ruíz en Colombia (1985). A partir de 1910 hasta 1963 cuando termina el Calentamiento Global Moderno, se presentan una serie de eventos de la Niña (lluvias) y el Niño (sequias), con periodicidad media de seis años entre uno y otro y varias erupciones volcánicas que afectan el clima, entre ellas la de 1936 del volcán Galeras. Entre 1900 y 1909, se registra una larga sequía, que coincide con el “Incremento de Temperatura” en todo el planeta.

Desde 1845 hasta 1883 suceden varios eventos volcánicos como el de 1883 del Krakatoa en Indonesia; el de 1866 en Galeras y el de 1845 en el Nevado del Ruíz, durante este periodo el clima de Colombia, al menos, fue frio y lluvioso. Entre 1822 y 1825, se presenta una sequía, no continúa. En 1815, el Tambora en Indonesia, explosiona, y en 1805 lo hace el Nevado del Ruíz.

Entre 1455 y 1800, que es el año en que se tiene una excelente expresión el fenómeno climático nombrado “Mínimo Dalton”, se registran algunos eventos de importancia para el planeta, entre ellos, el de 1783, con las emisiones volcánicas de los volcanes Lakagigar y Laki; en 1720 termina la “Pequeña Edad del Hielo”, el periodo es muy lluvioso; en 1611, se registra el evento nombrado como “Mínimo Mounder”; en 1600 hace erupción el volcán Huaynaputina en el Perú; en 1595, el Nevado del Ruíz. En 1500 empieza la “Pequeña Edad del Hielo” que comienza con varios períodos fríos previos entre 1458 y 1455.

Para poder establecer una estratigrafía con una cronología calendario, fueron valiosos la alta y persistente tasa de sedimentación, y muy especialmente, dos puntos de referencia críticos (picos) marcados por las variables elementales de S y Au, leídas en el set de muestras de los 450 cm de sedimentos. El primero, corresponde con un máximo de aportes de Au y S, llevados al humedal por eventos extremos de precipitación y escorrentía locales estrechamente relacionados con excesos en la pluviosidad global en 1816, ocasionados por la explosión del volcán Tambora (Indonesia) en 1815, y sus inyecciones de S a la atmósfera. El segundo, se marca igualmente, en la curva de Au y S como valores extremos y se relacionan con la explosión del volcán Huaynaputina (Perú) en 1600.

3.2. Tasas de Sedimentación

Con base en las tres dataciones realizadas por Restrepo (2004), en el núcleo de 400 cm obtenido por ^{Parra et al., (2003)} en el Humedal La Bramadora (entre 285 a 300 cm, una edad de 280±50 BP; entre 334 a 342 cm, una edad de 390±40 BP y, entre 361 a 392 cm, una edad de 289±70 BP), se calculó la tasa de sedimentación para el humedal. Esto cual incluye por correlación los primeros 450 cm del núcleo de Florez et al., (2022), obteniendo tres tasas de sedimentación para el rango de profundidad entre HB1 y HB142, una Tasa Sed ≈ 0,81 cm/año, que corresponde a 177 años, equivalente en años calendario, entre 1845 y 2022. Para el tramo entre HB143 y HB188, la Tasa Sed ≈ 0,7 cm/año, que corresponde a 30 años, equivalente en años calendario entre 1815 y 1845, y para el tramo entre HB189 y HB450, la Tasa Sed ≈ 1.01 cm/año, que corresponde a 360 años, equivalente en años calendario entre 1455 y 1815 años calendario. Como puede verse en los 450 cm de sedimentos en el humedal, la tasa de sedimentación fue levemente variable, y muy cercana a 1 cm/año y representa un periodo de acumulación por erosión pluvial, entre 1455 y 2022 en años calendario. En la parte media, se registra la más baja tasa de sedimentación coincidiendo con la ocurrencia de varios eventos de sequía largas e intermitentes que dieron paso a la formación de paleosuelos que se intercalan con bancos de arcillas laminadas, con una marcada ciclicidad, todo ello registrado entre 1822 y 1825.

3.3. Geoquímica de los materiales de la cuenca y del humedal

Con el interés de determinar la procedencia de los aportes de iones al humedal, se determinó, por XRF, la composición porcentual de elementos en las rocas sedimentarias, sus saprolitos y del primer cm de sedimentos en las diversas partes del humedal. Los saprolitos de la arcillolita (SAP), contiene cinco horizontes de meteorización nombrados desde el piso como SAP1S1; SAP2S2, SAP3S3, SAP4S4, y SAP5S5, su composición porcentual de elementos es, en promedio, y por orden de abundancia: Si (10,82%), Fe (4.58%), Al (1.95%) y Ca (1.04%). Los conglomerados (CONG) dada la presencia y tamaño de clastos y la matriz arenosa o limosa dominante, se diferenciados en tres, CONG1C1, CONG2C2, y CONG3C3, su composición porcentual de elementos es, en promedio y por orden de abundancia, Si (12.51%), Fe (7.53%), Al (5.47%) y K (1.31%). Estos materiales también contienen otros elementos como Mg, Ti, Au, P, S, Cl, Mn, V, Cu, Cr, Zn, Ni, Rb, Sr, Zr, Sn, Eu, Yb, Re, Pb, en menor proporción Na₂, Ga, As, Ir, Nd e Y (Tabla 1).

Tabla 1 Composición porcentual de elementos presentes en la arcillolita y los conglomerados del Miembro Superior del Terciario Carbonífero de Antioquia que afloran en el sitio de interés. 

La composición geoquímica elemental en los 450 cm de sedimentos recuperados consta, básicamente, por orden de magnitud porcentual de: Si, Fe, Al, Ca, K, Mg, Ti, Au, P, S, Cl, Mn, V, Cu, Cr, Zn, Ni, Rb, Sr, Zr, Sn, Eu, Yb, Re, Pb, en menor proporción Na, Ga, As, Ir, Te, Pt, Lu, Sm, Br, Os, Ta, B, Y. En la Fig. 4, se puede ver la distribución de los nueve elementos más abundantes y que coinciden con picos que evidencian eventos de precipitación versus erosión dados en la cuenca del humedal en una temporalidad entre 2022 y 1455 años calendario.

Figura 4 Composición porcentual de los elementos más abundantes en los 450 cm de sedimentos en el Humedal La Bramadora, Sopetrán, Antioquia. 

3.4 Microcomponentes en los paleosuelos y sedimentos del humedal

Desde el techo a la base se destacan, seis zonas en las cuales dichos elementos presentan variaciones, tendencias y “cierta ciclicidad”. En la primera zona (Zona 1), entre HB1 y HB25, se diferencia bien lo que se considera el suelo actual, limos turbosos y un paleosuelo, en el techo la composición geoquímica es alta comparada con lo observado hacia la base del segmento en la que decaen casi todos, siendo bajos los valores del S, pero constantes. Hay oro en la muestra HB22. En la segunda zona (Zona 2), entre HB26 y HB71, aumentan ligeramente los contenidos de elementos, en promedio casi iguales, pero con ligeros incrementos del Si y del Fe, que tienen que ver con una microtefra de 2 cm de espesor que separa 2 paleosuelos, en este rango de muestras se encontró oro en las muestras HB22, HB29, HB41, HB42, HB45, HB46, HB63, HB67, HB70. La tercera zona (Zona 3), entre las muestras HB72 y HB167, una secuencia de paleosuelos, en cuyo techo la textura es ligeramente arenosa y con turbas. Este comparado con las dos zonas anteriores los contenidos de elementos aumentan notoriamente y se presenta una seudo ciclicidad en ellos, se destaca el aumento de S y la disminución de todos ellos al final de esta, en este rango hay oro en las muestras HB80, HB117, HB152, HB162, HB164, HB166. La cuarta zona (Zona 4), entre HB168 y HB215, caracterizada por arcillas laminadas y cíclicas, en la muestra HB189, se registra un aumento de S (1.989 %) y Au (60.882 %) que coinciden, además, con incrementos en Si (19.285 %), Al (7.932 %), P (0.668 %), Zn (0.233 %).

La quinta zona (Zona 5), arcillosa y cíclica entre las muestras HB216 y HB265, casi todos los elementos aumentan y se mantiene constante y de bajos valores el contenido de S. La sexta zona (Zona 6) entre las muestras HB266 y HB450, arcillosa, laminada y cíclica, la mayoría de los elementos se incrementan y son relativamente constantes, aunque aumentan notoriamente en el intervalo HB368, los elementos de S (0.166 %) y Au (7.583 %) que coinciden además, con incrementos en Na (8.680 %), Si (31.796 %), Al (8.117 %), Mg (1.553 %), P (0.361%), K (1.895 %), Ca (14.786 %), Ti (1.707 %), Fe (22.862 %), Zn (0.051 %), y Sr (0.051 %); en el intervalo HB378, los elementos de S (0.588 %) y Au (11.626 %) que coinciden además, con incrementos en Na (17.968 %), Si (31.612 %), Al (8.679 %), P (0.434 %), K (1.734 %), Ca (7.721 %), Ti, (1.095 %), Fe (17.058 %), Zn (0.068%), y Sr (0.051%); en el intervalo HB436 los elementos de S (0.121%) y Au (4.881%) que coinciden además, con incrementos en Si (35.005%), Al (9.288 %), Mg (1.861 %), P (0.447 %), K (1.874 %), Ca (14.717 %), Ti, (1.901 %), Fe (29.139%), Mg (0.653%), Zn (0.059 %), y Sr (0.058 %); en el intervalos HB439 los elementos de S (0.269 %) y Au (9.092 %) que coinciden además, con incrementos en Si (35.298 %), Al (9.740 %), Mg (2.178 %), P (0.416 %), K (2.076 %), Ca (13.612 %), Ti, (1.892 %), Fe₃ (22.862 %) y Zn (0.066 %).

Al relacionar las dos curvas de S y Au, se puede inferir que, en la parte superior del núcleo el S (de origen posiblemente pedogenético) está muy relacionado con la formación de suelos y paleosuelos y la presencia de turbas, lo cual estaría indicando no solo un fortalecimiento del contraste estacional sino la presencia de S como producto de la mayor presencia de materia orgánica, es decir, un S pedogenético.

En cuanto a la curva de Au, los valores encontrados en esta zona son alrededor de 0.001 %, estarían indicando erosión hídrica (procesos laminares), relativamente baja. Estas dos situaciones cambian ostensiblemente en los tramos inferiores en donde aumentan notablemente los porcentajes elementales de Si, Fe, Al, Ca, K, Mg, Ti, Au, y S, lo cual, estaría corroborando la presencia de una mayor erosión hídrica, muy alta lo que podría interpretarse como “eventos extremos de precipitación y sequia alternos y cíclicos, con erosión, sedimentación y pequeños momentos de mejoramiento climático que permitieron la formación de paleosuelos”.

En los 450 cm estudiados se revisaron de modo cualitativo los puntos que presentaron coincidencias en cuanto a valores altos porcentuales de Si, Fe, Al, Ca, K, Mg, Ti, Au, y S, que coincidían en algunos casos, con episodios volcánicos tanto globales como locales que quedaron reflejados en el sedimento. De todos estos puntos se revisó la muestra y las otras seis aledañas, tres hacia arriba y tres hacia abajo, tales como: HB22, HB29, HB41, HB42, HB45, HB46, HB63, HB67, HB70, HB72, HB167, HB80, HB117, HB152, HB162, HB164, HB166, HB168, HB189, HB215, HB216, HB265, HB266, HB368, HB378, HB436 y HB439.

Las muestras entre HB22 a la HB168, fueron esencialmente orgánicas y el material mineral de escaso tamaño estaba ligado a lo orgánico. La materia orgánica (Fig. 5a), parcialmente descompuesta, reconocible y dominante en semillas, raíces, frutos, grumos; tejidos vegetales, animales y fúngicos; esporas, polén, tecamebas y algunas diatomeas, especialmente de los géneros Eunotia y Pinularia. Se observaron fitolitos y almidones.

Figura 5a Materia orgánica: En su orden, tejidos vegetales e hifas; tejidos animales y esporas; tecamebas; partes de diatomeas. 

Los minerales (Fig. 5b), más frecuentes fueron las magnetitas; en algunas muestras los feldespatos y las plagioclasas, y en otras, los piroxenos y anfiboles, principalmente. En las muestras HB25 (explosión V. Pinatubo en 1991), HB27, HB31, HB35, HB77-HB78, (explosión del V. Quizapu en 1932), HB188-HB189 (explosión del V. Tambora en 1815), tal vez relacionados con las muestras HB190, HB191 y HB192; HB199 (explosión del V.N Ruíz en 1805), HB373 (explosión del Huaynaputina en 1600), HB377 (explosión del V. N. del Ruíz en 1595), se observaron fragmentos de matriz con abundantes inclusiones de magnetita, fragmentos líticos y vidrios volcánicos, estos últimos de diferentes tipos, algunos fluidales, vesiculares y/o con un ligero tinte rosa o ámbar, lo que indicaría diversas procedencias del material volcánico, así como su acompañamiento por magnetita, hiperstenas, hornblenda parda, clinoaugita y ortoclasa (Fig. 5c).

Figura 5b Minerales: De izquierda a derecha hiperstena, augita, hornblenda, feldespato. 

Figura 5c Fragmentos líticos; fragmentos de matriz, y vidrios volcánicos, respectivamente.