GEOLOGÍA

* Smithsonian Tropical Research Institute. Apartado 0843-03092, Balboa, Ancon, Panamá.Email: Panama, jaramilloc@si.edu

Resumen

El origen y desarrollo de los bosques bajos neotropicales es aún un misterio. Hoy en dia son dominados por angiospermas, las cuales aparecen a principios del Cretácico (∼140 Ma). Durante el Cretácico, sin embargo, los bosques tropicales eran dominados por gimnospermas y helechos, no eran multiestratificados, y poseían un bajo potencial fotosintético. La caida de un meteorito hace 65 Ma, transformó las comunidades vegetales neotropicales. Los bosques que se desarrollaron después del evento del meteorito eran multiestratificados, con un dosel dominado por angiospermas y alto potencial fotosintético. El clima tropical ha variado con calentamientos y enfriamientos pronunciados durante los últimos 60 Ma. La diversidad del bosque ha aumentado con los calentamientos, y se ha reducido con los enfriamientos. En los últimos 10 Ma se ha producido la fuerte expansión las sabanas. El registro fósil sugiere que las plantas modernas ya poseen la variabilidad genética necesaria para responder a incrementos de temperatura y CO₂ en el ambiente.

Palabras clave: diversidad, cretacico, cenozoico, bosque tropical

Abstract

The origin and development of the neotropical rainforest are still a mystery. Angiosperms, which dominate modern forests, originated during the early Cretaceous (∼140 Ma). During the Cretaceous, however, the neotropical forest was dominated by gymnosperms and ferns. It was not multi-stratal and had a low photosynthetic potential. The fall of a meteorite 65 Ma ago transformed the neotropics. Forests that evolved after the meteorite event became multistratified. The canopy was dominated by angiosperms and had high photosynthetic potential, similar to modern tropical forests. Over the past 60 m.y., the climate of the tropics has varied greatly, with pronounced global warmings and coolings. Forest diversity increased during the warmings and decreased during the coolings. In the last 10 m.y., the savannas have greatly expanded. The fossil record suggests that extant tropical plants already had the genetic variability to cope with high temperatures and CO₂ levels.

Key words: Diversity, Cenozoic, Cretaceous, Tropical forests.

Introducción

El bosque neotropical tiene la mayor cantidad de especies de plantas del planeta, con más de 90.000, y la gran mayoría de ellas (>95%) son angiospermas (Thomas 1999). Sin embargo su origen es aún un misterio. Numerosas hipótesis han sido propuestas para explicar su gran diversidad (Gaston 2000; Hoorn et al., 2010b; Jablonski 1993; Leigh et al., 2004; Leighton 2005; Moritz et al., 2000), desde considerar a los trópicos como regiones de muy bajas tasas de extinción, hasta proponer que la alta diversidad es producto de una rápida especiación durante el Cuaternario (Haffer 1969). Es aún más incierto cuando la naturaleza multiestratificada y dominada por angiospermas del bosque neotropical emergió, y que consecuencias tuvo en la dinámica hídrica, de nutrientes y carbono de los ecosistemas tropicales (Boyce & Lee 2010; Burnham & Graham 1999; Burnham & Johnson 2004). Esta serie de preguntas aún permanecen sin respuesta, a pesar de ser especialmente relevantes a la luz del cambio climático moderno.

La generación de especies ocurre en largas escalas de tiempo, por lo tanto, se requieren herramientas que preserven la información del pasado, como por ejemplo el ADN y el registro fósil, para entender los cambios en diversidad y la estructura de las comunidades terrestres a lo largo del tiempo geológico y como éstos se relacionan con cambios climáticos en el pasado. Ya que los bosques neotropicales modernos se conforman básicamente de angiospermas, un punto de partida natural para su estudio sería la época del origen de las angiospermas, a principios del Cretácico, hace 140 Ma (Sun et al., 2002). La historia del bosque neotropical es básicamente el estudio de la aparición de las angiospermas y su desarrollo y expansión hasta llegar a ser el clado dominante en los bosque modernos, un cambio en dominancia florística que transformó completamente los ecosistemas terrestres tropicales.

La historia de las comunidades terrestres neotropicales se podría dividir en dos grandes unidades, el Cretácico y el Cenozoico. Durante el Cretácico, aparecen las angiospermas y tienen una importante radiación (Crane & Lidgard 1989; Magallón & Castillo 2009) y las comunidades de vertebrados terrestres eran dominadas por Dinosauria, con altas concentraciones de CO₂ (>1000ppm) (Royer 2010) y altas temperaturas (>7°C) (Littler et al., 2011) comparadas con valores modernos. El Cenozoico, de otro lado, se caracteriza por una dominancia completa de angiospermas (Graham 2011), rápidas radiaciones de mamíferos (Gingerich 2006; Simpson 1983), y la transición de un planeta caliente durante el Paleógeno a un planeta frío durante el Neógeno (Zachos et al., 2001).

Antes de empezar un discusión sobre el bosque húmedo neotropical, es importante definirlo, ya que “bosque húmedo tropical” es usado por diferentes autores con diferentes significados (Burnham & Johnson 2004). Aquí sigo la definición de Burham & Johnson (2004) que refieren este vocablo a una combinación de cuatro parámetros: clima, composición florística, estructura del bosque y fisionomía de las plantas. Un bosque húmedo neotropical es un bosque de tierras bajas, con una precipitación media anual alta (>1.8 m/ano), temperatura media anual alta (>18°C), baja variación anual en temperatura (<7°C), dominada en diversidad y abundancia por angiospermas con las familias (de más a menos importantes) Leguminosae, Moraceae, Annonaceae, Euphorbiaceae, Lauraceae, Sapotaceae, Myristicacea and Palmae representando ∼50% de la diversidad, mientras que las familias Leguminosae, Palmae, Rubiaceae, Violaceae, Euphorbiaceae, Meliaceae, Sapotaceae y Moraceae representan ∼57% de todos los arboles/arbustos en una hectárea dada. El bosque es también multiestratificado, con un dosel cerrado, dominado por angiospermas, con lianas y epifitas, y muchas especies con grandes hojas (mesofilas, >4500 mm2), márgenes enteros y ápices largo-acuminados.

Cretácico

El registro más antiguo de angiospermas se encuentra en el Cretácico inferior (Barremiano, ∼130 Ma) con Clavatipollenites, un polen fósil distribuido casi globalmente con registros en Israel, Inglaterra, Africa ecuatorial y Argentina (Archangelsky & Taylor 1993; Brenner 1974; Doyle et al., 1977; Kemp 1968) y Walkeripollis, un polen de la familia Winteraceae hallado en Africa ecuatorial (Doyle et al., 1990). Los registros mas antiguos de megafósiles (hojas, flores, frutos) provienen del Aptiano (∼122 Ma) de China e incluyen a Archeofructus y Leefructus (Sun & Dilcher 2002; Sun et al., 2011; Sun et al., 2002). No hay un claro patrón sobre la distribución latitudinal del origen de las angiospermas, con registros que incluyen de latitudes bajas hasta altas. Las angiospermas mas basales eran pequeñas, ruderales, con flores muy reducidas, y probablemente acuáticas o viviendo cerca de cuerpos de agua (Sun et al., 2002). Un meta-análisis global de los registros paleobotánicas del Cretácico (Crane & Lidgard 1989, 1990) muestran que las angiospermas incrementan gradualmente su diversidad y abundancia a lo largo del Cretácico y ya para el Maastrichtiano superan en diversidad a otros grupos de plantas como Cycadofitas, Pteridofitas (helechos), y Coniferales. Este análisis global, sin embargo, posee una escasa densidad de datos de latitudes tropicales, con la ausencia de sitios con macrofósiles en el Cretácico para zonas tropicales, y solo unos pocos sitios con datos palinológicos, la mayoría de los cuales fueron hechos con fines bioestratigráficos asociados a la industria del petróleo, sin tener en cuenta la totalidad de la flora. Aún hay, entonces, una gran incertidumbre sobre los patrones de dominancia, diversificación y distribución del bosque en zonas tropicales durante el Cretácico.

Filogenias basadas en DNA de taxa actuales, muestran una rápida radiación de los principales ordenes de angiospermas durante el Cenomaniano (∼100-90 Ma) (Moore et al., 2010; Wang et al., 2009). Otros estudios, también basados en ADN, han mostrado incluso que muchas familias de angiospermas estaban presentes ya en el Cretácico (Bell et al., 2010; Davis et al., 2005 ). Estas filogenias, sin embargo contrastan con el registro fósil que indica un origen mucho más joven que el supuesto por los análisis moleculares. Un claro ejemplo de ello es el origen de las angiospermas, con las filogenias moleculares indicando un origen Jurásico (183 Ma) (Bell et al., 2010; Wikström et al., 2001), mientras que el registro fósil indica un origen Cretácico, mucho más joven (130 Ma) como se indicó antes. Esta disparidad en resultados es aún un gran problema sin resolver.

La disparidad entre ADN y fósiles no solo se refiere al origen de un clado en particular, también la génesis misma del bosque húmedo tropical está en disputa. Los resultados de los análisis moleculares han llevado a proponer que desde el Cenomaniano, los bosques ya eran dominados por angiospermas (Wang et al., 2009) y que inclusive, ya existía en el trópico un boque húmedo dominado por angiospermas, similar en estructura al moderno (Davis et al., 2005 ). Sin embargo, el registro fósil del Cretácico sugiere un panorama muy diferente. Variadas evidencias indican que las angiospermas no eran el elemento dominante, en términos de biomasa, en la mayoría de bosques Cretácicos. Madera fósil de angiospermas es muy escasa en el Cretácico (Wing & Boucher 1998) lo cual indica que eran escasos los arboles de angiospermas que alcanzaban el dosel. La gran mayoría de semillas de angiospermas Cretácicas tiene pequeños tamaños (Wing & Boucher 1998) indicando que no existían un dosel cerrado, a diferencia de los bosques multiestratificados modernos donde hay una gran variación en el tamaño de las semillas, producto de la competencia por la luz (Muller- Landau 2010). Los bosques tropicales modernos tiene altos valores de densidad de venas en las hojas, especialmente en las hojas del dosel, ya que la competencia por la luz es intensa, sin embargo la mayoría de angiospermas durante el Cretácico tenían densidad de venas más bajas que las actuales (Feild et al., 2011a), sugiriendo la ausencia de un bosque multiestratificado. El registro fósil de lianas, típicas de bosques multiestratificados, principalmente Menispermaceae y Bignoniacea, es casi inexistente en el Cretácico, mientras que es abundante en el Cenozoico (Burnham 2009; Doria et al., 2008; Jacques et al., 2011); las angiospermas no eran el elemento dominante en términos de biomasa ni siquiera durante el Maastrichtiano tanto en regiones neotropicales como temperadas, evidenciado tanto por el registro polínico (De la Parra et al., 2008a; De la Parra et al., 2008b) y de biomarcadores (Rangel et al., 2002), como por el registro de macrofósiles (Wing et al., 1993). La existencia de un bosque tropical estratificado dominado en el dosel por angiospermas durante el Cretácico, es pues, aún incierta.

La flora de San Felix (Hauteriviano, ∼135 Ma), en la región de Caldas, es una de las más antiguas del Cretácico tropical, ha sido estudiada preliminarmente por un par de autores (Gonzalez 1977; Lemoigne 1984), y nuestros estudios recientes no han encontrado evidencias de angiospermas, pero si una dominancia de Benettitales, helechos, Cicadales y muy pocas coníferas (Sucerquia & Jaramillo 2008). Es notoria la gran diferencia en morfología foliar entre las floras de San Felix, y las floras actuales [Figura 1. San Felix], no solo en el área de las láminas foliares, mucho más reducida en el Cretácico, sino en una muy baja densidad de venación de la floras de San Felix en comparación con bosques modernos (Feild et al., 2011a) sugiriendo una capacidad fotosintética más reducida y por ende una menor biomasa. La flora Barremiana-Aptiana de Villa de Leiva encontrada en depósitos marinos se compone principalmente por Cicadales, Coníferas (Cupressioidae y Araucariaceae principalmente), y helechos, muchos de ellos con conexiones australes (Huertas 2003; Waveren et al., 2002). Las palinofloras del Valle Superior del Magdalena y el piedemonte Llanero durante el Albiano -Aptiano estaban dominadas por una diversa flora de pteridofitas y gimnospermas (principalmente Araucariacites, Cicadas y Classopollis), y porcentajes de angiospermas menores al 5-10% (Mejia 2007; Mejia et al., 2006). La alta proporción de helechos indica alta precipitacion, indicando que al menos el occidente tropical no era seco, ya que algunos autores han interpretado amplias bandas cálidas y áridas en el trópico durante esta edad (Herngreen et al., 1996). Durante el Cenomaniano, la baja dominancia de las angiospermas continúa y un grupo de gimnospermas, las Gnetaceas, incrementan sustancialmente su abundancia y diversidad (Herngreen & Dueñas 1990; Herngreen et al., 1996), pero la alta abundancia y diversidad de helechos permanece, lo que indica que las condiciones húmedas continúan, en concordancia con algunos modelos del ciclo hidrológico del Cretácico, los cuales han inferido altas precipitaciones en las zonas tropicales (Ufnar 2002; Ufnar et al., 2004; Ufnar et al., 2008). La variabilidad morfológica en las angiospermas se incrementa, con nuevos tipos de apertura en el polen, y formas tricolpadas y tricolporadas son ya muy comunes. Este es un patrón similar al observado en Norteamérica (Doyle & Hickey 1976; Lupia et al., 1999) aunque en el trópico nunca ha sido cuantificado. Aún no se han encontrado macrofloras de esta edad en zonas tropicales, a pesar de ser una época critica en la evolución de las angiospermas. Esta composición y dominancia de las comunidades vegetales del neotrópico en el Cenomaniano, contrasta con la radiación rápida y global de las angiospermas mostrada por los datos moleculares, lo cual sugiere que la innovación morfológica de las angiospermas habría precedido por decenas de millones de años su dominancia ecológica. En otras palabras, a pesar de que las angiospermas se estaban diversificando rápidamente y aumentando su cubrimiento geográfico, aun estaban lejos de dominar en términos de biomasa la mayoría del paisaje. Este cambio ocurrió mucho tiempo después como se anota adelante.

Hacia finales del Cenomaniano y principios del Turoniano, el planeta alcanza los niveles más altos de temperatura media global en los últimos 140 Ma (Bice et al., 2006), y en el trópico superaron los 7°C comparado con valores modernos, así como altos niveles de CO₂ superando los 1000 ppm (Royer 2006). Niveles estáticos del mar se elevaron también a su máximo nivel en los últimos 140 Ma y grandes aéreas continentales fueron inundadas formando mares epicontinentales (Haq et al., 1988). En las épocas post-Cenomanianas, hay una gran reducción de los Gnetales en el neotropico, aunque es incierto que tan grande o abrupta fue esta reducción, ya que existen muy pocos estudios al respecto.

El Cretácico superior (90-65 Ma) se caracteriza por una reducción gradual y lenta de la temperatura global, así como de los niveles del CO₂. Muy poco se conoce sobre el desarrollo de la vegetación neotropical durante esta época. Durante el Maastrichtiano (70-65 Ma), el nivel del mar empezó a descender rápidamente, y grandes planos costeros emergieron (Nichols & Johnson 2008). La paleoflora Maastrichtiana de la Formación Guaduas, en el centro de Colombia, indica una co-dominancia de Angiospermas, Cicadales, Gimnospermas (Araucariaceae) y Pteridofitas (helechos), con varias familias de Angiospermas ya presentes incluyendo Palmae, Annonaceae, Lauraceae, Piperaceas, Rhamnacea, y muchos otros taxa cuyas afinidades naturales son aún desconocidas (Correa et al., 2010; García 1958; Gutierrez & Jaramillo 2007; Sarmiento 1992; Sole de Porta 1971). A nivel palinológico, el Maastrichtiano es codominado por Angiospermas y helechos, con Angiospermas representado el ∼50% de la asociación (De la Parra et al., 2008a; De la Parra et al., 2008b), lo cual es confirmado por la relación de los biomarcadores Oleanano/Opano (Rangel et al., 2002) los cuales sugieren que las Angios permas no eran el principal elemento en términos de biomasa durante el Maastrichtiano. Es también notoria la presencia de únicamente semillas pequeñas y la total ausencia de semillas grandes, así como la ausencia de Menispermaceae y Bignoniacea, las familias con más abundancia de lianas. Florísticamente Guaduas aun no corresponde a un bosque neotropical, aunque su fisionomía muestra ya altas proporciones de hojas con ápices largo-acuminados, margen entero, grandes áreas, y alta densidad de venas (Feild et al., 2011a) similares a los bosque modernos. Esta panorama del Maastrichtiano en el neotrópico, también se asemeja a depósitos del Maastrichtiano en Nebraska, donde un depósito de cenizas cubrió el paisaje preservando los mas cercanos al plano inundable (donde el potencial de fosilización es mayor), como los alejados de él (en las zonas altas, con bajo potencial de fosilización y que rara vez pueden ser estudiadas). Este mostró como las angiospermas eran el elemento dominante en los planos inundables, similares a los depósitos de la formación Guaduas, pero en la mayoría del paisaje representaban apenas el 12% de la dominancia (Wing et al., 1993). La mayoría de las Angiospermas eran además herbáceas. Esto también se correlaciona con la poca madera de Angiospermas encontrada en el Cretácico, que contrasta con la gran abundancia de maderas de angiospermas en el Cenozoico.

La multitud de elementos mencionados anteriormente sugieren que los bosques neotropicales Cretácicos eran muy diferentes a los bosques actuales, probablemente sin una estructura multiestratificada y un dosel cerrado, y por el contrario, eran bosque abiertos, probablemente con un dosel dominado por gimnospermas. Las angiospermas eran arbustos o pequeñas plantas, ruderales principalmente, dominantes en los planos inundables pero no en la mayoría del paisaje, y sin llegar a ser el elemento principal de la biomasa en el bosque maduro.

Esta composición y estructura del bosque cambió radicalmente como consecuencia del impacto de un meteorito en la península de Yucatán y todos los eventos climático que le siguieron (Nichols & Johnson 2008). En el neotrópico, usando palinología, se ha estimado una extinción del 75% de las especies de plantas presentes durante el Cretácico mas superior (De la Parra 2009), este nivel de extinción es más alto que el reportado en zonas temperadas de Norteamérica, donde ∼30% de las especies, usando polen como indicador, se extinguieron (Hotton 2002). La flora que está presente en el Paleoceno (ver siguiente sección), es ya un bosque neotropical multiestratificado similar al actual. Esto sugiere que un accidente histórico como el acaecido en Yucatán, cambió la estructura y composición del bosque neotropical permanentemente, y muestra un claro ejemplo que como el éxito ecológico de las angiospermas se retrasó ∼55 Ma en relación al origen de sus innovaciones morfológicas.

Este cambio florístico y estructural del bosque neotropical, pudo haber tenido consecuencias climáticas importantes. Hoy en día, una parte importante de la lluvia sobre la Amazonia proviene de la evaporación misma de los arboles. Las angiospermas además tienen una capacidad fotosintética más alta que las gimnospermas, debido entre otras cosas, a una más alta densidad de venas en sus hojas (Boyce & Lee 2010). La densidad de venación en las angiospermas de la mayoría del Cretácico era baja, comparable a la de las gimnospermas (Feild et al., 2011a; Feild et al., 2011b), pero a principios del Cenozoico, la densidad de venación aumentó considerablemente en las angiospermas a niveles comparables a los bosque modernos (Feild et al., 2011a). Experimentos de sensibilidad climatológica han demostrado que reemplazar un bosque de angiospermas por uno de coníferas en el Amazonas, al tener menor densidad de venas y por ende una menor capacidad fotosintética y transpiración, se generarían temperaturas medias anuales más altas (3°C), disminuiría la precipitación en un 30%, y aumentaría la extensión de la época seca en dos meses (Boyce & Lee 2010). Esto sugiere que el cambio en el paisaje de un bosque dominado por coníferas y helechos a uno con predominancia de angiospermas con alta densidad de venación, como sucedió en la transición Cretácico-Paleoceno, habría transformado el clima tropical, permitiendo que fuera más húmedo, y menos caliente y estacional.

Por qué las angiospermas fueron exitosas y radiaron durante el Cretácico en ambientes ruderables e inundables? esto es aun una pregunta sin resolver, pero una hipótesis plausible radica en el tiempo necesario para producir el tubo polínico, un paso necesario para la producción de semillas. Mientras que el tubo polínico en gimnospermas toma mucho tiempo, más de un año en muchos casos, éste en angiospermas, en contraste, se produce mucho más rápido, inclusive en menos de 2 horas en algunos casos (Williams 2008). Es claro, por consiguiente, que para las angiospermas habría sido una gran ventaja el poder producir rápidamente semillas, especialmente en sistemas inundables y ruderales, donde el paisaje cambia constantemente y las plantas tienen que producir semillas y crecer rápido antes de que el próximo evento ocurra.

Paleógeno

Las floras del Paleoceno neotropical eran ya dominadas por angiospermas (∼80% de la palinoflora) (De la Parra 2009; Jaramillo et al., 2006; Van der Hammen 1958), con biomarcadores señalando una dominancia de angiospermas (Rangel et al., 2002), una fisionomía propia de bosque tropicales (márgenes enteros, hojas grandes, abundancia de ápices largo-acuminados) (Wing et al., 2009), y una composición florística similar a los bosques neotropicales modernos incluyendo Fabaceae, Moraceae, Annonaceae, Euphorbiaceae, Lauraceae, Sapotaceae, Arecaceae, Araceae, Flacourtiaceae, Anacardaceae, Tiliaceae y Meliaceae (Carvalho et al., 2011; Doria et al., 2008; Gomez et al., 2009; Herrera et al., 2008; Jaramillo et al., 2007; Pons 1988; Wing et al., 2009). También poseían Menispermaceae en abundancia (Doria et al., 2008), una familia típica de lianas, que sumado a la alta densidad de venación (Feild et al., 2011a) y a la varianza alta en el tamaño de las semillas alcanzando inclusive los 20 cm (Gomez et al., 2009), indican ya un bosque donde la competencia por la luz es alta y un dosel cerrado, característico de los bosque multiestratificados. Es notoria además la alta abundancia de Fabacea, la familia de arboles/arbustos más abundante en los bosques tropicales modernos, la cual estaba ausente en el Cretácico. Este amplio conocimiento del Paleoceno ha sido proporcionado en gran parte por los estudios que hemos adelantado en las minas de carbón del Cerrejón, la más grande del mundo a cielo abierto. Los tajos en esta mina ofrecen la posibilidad de explorar grandes extensiones de roca con muy poca alteración. En ocasiones es posible recorrer una extensión de 25 Km² por el mismo estrato rocoso, haciendo posible explorar instantes del tiempo hace 60 Millones de años. Esto también ha permitido entender no solo la flora, sino también su fauna, clima y ambientes de depósito. Tortugas de agua dulce de gran tamaño llegando a los 2 metros y relacionadas a las charapas del Orinoco, cocodrilos de variados tipos, Dyrosauridae principalmente, algunos de ellos de 12-15 metros de envergadura, serpientes relacionadas a las boas alcanzando los 13 metros de largo y un metro de diámetro, peces pulmonados de 2 metros de largo y variados moluscos han sido encontrados en estos depósitos (Bayona et al., 2011; Cadena & Jaramillo 2006; Hasting et al., 2010; Hasting et al., 2011; Head et al., 2009a; Head et al., 2009b), indicando un ecosistema con alta productividad y una fauna de reptiles diversa. Es de anotar que mamíferos aun no han sido encontrados, sugiriendo que eran muy escasos. Los depósitos del Cerrejón representan el bosque neotropical multiestratificado más antiguo que se conoce, similar al moderno, pero con dos marcadas diferencias: La primera, estos bosque vivieron a temperaturas medias anuales ∼1.5-2 °C mas altas que los bosque modernos, casi el doble de CO₂ (∼ 400-500 ppm) (Royer 2010), y precipitaciones medias anuales de ∼3.2 metros (Wing et al., 2009). Estimados de temperatura media anual del Cerrejón y regiones cercanas indican ∼29°C, usando variadas técnicas incluyendo TEX₈₆ (Jaramillo et al., 2010b), el método del análisis del margen de las hojas (Peppen et al., 2011; Wing et al., 2009), o morfología de las serpientes (Head et al., 2009a; Head et al., 2009b). La segunda diferencia es que la diversidad era mucho más baja que los bosques actuales (Jaramillo et al., 2007; Wing et al., 2009), lo cual podría ser debido a factores edáficos de los ambientes inundables del Cerrejón, aunque esta baja diversidad del Paleoceno se observa en diversos ambientes de acumulación de Colombia y Venezuela (Jaramillo et al., 2006). Otra alternativa es que la recuperación de los niveles de diversidad después de la extinción masiva del Cretácico-Paleoceno haya tomado varios millones de años, como se ha observado en otros eventos de extinción masiva (Erwin 2008).

A principios del Eoceno ocurrió un evento que ha sido denominado PETM (Paleoceno Eocene Thermal Maximum)(McInerney & Wing 2011). Un evento de muy corta duración (∼200Ky) que comenzó a los 56.3 Ma, y durante el cual la temperatura global aumentó en 5-7°C en ∼10,000-20,000 anos (Kennett & Stott 1991; Westerhold et al., 2009; Zachos et al., 2003). Este calentamiento tan rápido y fuerte se produjo por la adición de un mínimo de 2000-3000 Gigatones de Carbono (Bowen & Zachos 2010), que equivalen a alrededor de 900 ppm de CO₂ y que fueron agregados a una atmósfera Paleocena que contenía alrededor de 400 ppm de CO₂. Esta es una de las adiciones de Carbono a la atmósfera más intensa y rápida de los últimos 120 millones de años y produjo un calentamiento producto del efecto invernadero, similar al que vivimos actualmente aunque 10 veces más lento (McInerney & Wing 2011). Se estima que para el año 2300, se habrán liberado 2000-3000 gigatones de Carbono, equivalente a 1400 ppm de CO₂, es decir en 400 años se inyectarán a la atmosfera la misma cantidad de Carbono que se liberó en los primeros 20.000 años del PETM. El PETM es pues, un buen análogo para entender las consecuencias del calentamiento moderno. Un dato para tener en cuenta, es que se requiere tiempo geológico para capturar un volumen dado de CO₂ que se añada a la atmósfera. Durante el PETM, tomó ∼180,000 años regresar a los niveles de CO₂ previos al PETM (Bowen & Zachos 2010). En modelos para el clima actual, con una inyección inicial de 1000 ppm de CO₂ (ya se han inyectado ∼100 ppm en los últimos 100 años) y asumiendo que la inyección de CO₂ a la atmósfera se detiene, requería tiempo geológico para regresar a los niveles pre-inyección (Archer et al., 2009). Después de 1.000 años, el 25 al 60 % de la inyección de CO₂ inicial aun permanecería en la atmósfera (Archer et al., 2009), ya que la forma más efectiva para secuestrar CO₂ atmosférico es la meteorización de carbonatos y silicatos en el continente, la cual opera a escalas de tiempo geológico. Esto sugiere, que aunque detengamos el flujo de CO₂ de inmediato, ya hemos alterado los niveles de CO₂ del mundo en que vivirá la humanidad en los próximos milenios.

El PETM se descubrió en corazones tomados del mar profundo por el programa del ODP (Kennett & Stott 1991; Westerhold et al., 2009; Zachos et al., 2003). En el límite Paleoceno-Eoceno, siempre se encontraba un nivel de sedimento donde el carbonato había desaparecido. Este nivel también estaba asociado a una excursión negativa de ∼4-5 per mil de D¹³C, la cual también se encontró posteriormente en zonas continentales (Wing et al., 2005). Esta disolución del carbonato y la excursión negativa en D¹³C, sólo podría ser explicada por una liberación masiva de carbón con bajos niveles de ¹³C. Varias hipótesis han sido propuestas para dilucidar el origen de este carbono, y esto es un motivo de gran controversia (McInerney & Wing 2011). Los hidratos de metano son un gran reservorio de metano en el fondo del océano, y la liberación de una gran cantidad de ellos (∼4300 gigatones) podría haber ocasionado el PETM, ya que el metano rápidamente se oxida y transforma en CO₂ (Bralower et al., 1998; Dickens 1998; Dickens et al., 1995). Sin embargo el volúmen de hidratos en el océano es un motivo de discusión. El PETM produjo grandes transformaciones en el océano, con extinciones masivas de foraminíferos bentónicos (Thomas & Shackleton 1996), y radiaciones en foraminíferos plantónico. En el continente, los cambios fueron aun más drásticos. La mayoría de órdenes de mamíferos modernos se originaron durante el PETM, incluyendo los artiodactilos (ciervos), perisodactilos (caballos), y los primates (sin incluir los plesiadapimorfes), y además se dispersaron rápidamente por Asia, Europa y Norteamérica (Clyde & Gingerich 1998). El efecto en las plantas es diverso, por ejemplo en latitudes medias como en Wyoming, occidente de Estados Unidos, es evidente una migración muy fuerte de plantas provenientes del sur, compuesta por angiospermas, que reemplazan la vegetación existente en Wyoming que era una mezcla de coníferas y angiospermas (Wing et al., 2005). Esta vegetación del PETM tiene además una intensidad de herbívora más alta que las floras del Paleoceno (Currano et al., 2008). Al culminar el evento de calentamiento, la flora pre-PETM regresa a su territorio original y desplaza a la vegetación migrante. En el proceso hay muy pocas extinciones u originaciones, y casi todos los cambios en vegetación obedecen a migraciones. En el neotrópico, en contraste, los efectos de este evento son diferentes. Datos del registro fósil que provienen de tres sitios en el nororiente de Colombia y noroccidente de Venezuela indican que la temperatura ascendió ∼3.5°C en el neotropico durante el PETM (Jaramillo et al., 2010b), similar a la temperatura determinada para el océano tropical durante este mismo evento (Zachos et al., 2003). La vegetación tuvo un rápido incremento en su diversidad, alrededor de un 30%, con un nuevo conjunto de taxa que fueron agregados a la vegetación pre-existente en el Paleoceno (Jaramillo et al., 2010b). La tasa de extinción no varió, mientras que las originaciones se duplican, con muchos taxa apareciendo por primera vez en el neotrópico, sugiriendo que estos nuevos elementos son un producto evolutivo, más que una migración de otras regiones. Esta radiación de variados clados tropicales aun se observa en la filogenia de plantas neotropicales, como en los helechos epifitos característicos de bosques neotropicales húmedos, orquídeas, y hormigas agricultoras (Ramirez et al., 2007; Schuettpelz & Pryer 2009; Schultz & Brady 2008).

Tampoco existe evidencia de un incremento en la aridez como consecuencia del calentamiento, y es evidente un aumento en la eficiencia en el uso del agua por parte de las plantas debido al aumento de CO₂, la cual se ve reflejada en la señal isotópica de D¹³C (Jaramillo et al., 2010b), que también se ha demostrado en experimentos con plantas actuales en el trópico (Cernusak et al., 2011). Estos resultados contrastan con modelos paleoclimáticos para el PETM que han predicho temperaturas medias anuales superiores a los 45°C para el neotrópico, y un colapso generalizado de la vegetación en el trópico Suramericano (Bowen & Zachos 2010; Huber 2008; Huber & Caballero 2011). Los modelos paleoclimáticos aún son incapaces de reproducir el clima durante el PETM, cuando el gradiente termal entre los polos y el ecuador se redujo bastante. Los diversos modelos propuestos emplean CO₂ para elevar la temperatura en los polos a través del efecto invernadero (Huber & Sloan 1999, 2000; Huber et al., 2003; Shellito et al., 2003; Sloan & Barron 1992; Sloan & Morrill 1998; Sloan & Rea 1995; Sloan & Thomas 1998; Sloan et al., 1995), pero cuando hacen esto, la temperatura en los trópicos se eleva demasiado. Existe pues un mecanismo aún desconocido, que hace posible que los polos se calienten mucho más rápido que los trópicos. Este mecanismo está ausente en los modelo climáticos usados actualmente, y su hallazgo representa un gran reto para la comunidad científica.

La rápida culminación del PETM es también una pregunta sin resolver. El PETM termina 10 veces más rápido de los esperado por la captura de CO₂ a través del proceso de meteorización normal (Bowen & Zachos 2010). Un hipótesis que ha sido planteada anteriormente, es que tanto el comienzo como el final del PETM fueron facilitados por el colapso de la vegetación tropical (Bowen & Zachos 2010; Huber 2008). El comienzo del PETM habría sido facilitado por la destrucción masiva en el trópico ya que el carbono de estas plantas se agregaría al reservorio atmosférico. El final del evento, por su parte, también habría sido facilitado por el resurgimiento de la vegetación que absorbería grandes cantidades de carbón atmosférico. Pero la vegetación tropical no colapsó, por el contrario aumentó su diversidad, como se mostró anteriormente. También hubo un aumento en la eficiencia en el uso del agua (WUE) por parte de las plantas tropicales durante el PETM (Jaramillo et al., 2010b) al crecer los niveles de CO₂ en la atmósfera. El WUE es la proporción de agua que usa la planta para hacer fotosíntesis y biomasa versus la proporción de agua que pierde a través de la transpiración. Se podría argumentar que el aumento en WUE podría ser debido a la combinación de un aumento en la biomasa (reflejado en el aumento de la diversidad, ya que hay una fuerte relación positiva entre biomasa y diversidad), y una disminución en el agua que la planta transpira (lo que implica que mayor cantidad de agua llega a la tabla de agua y los diversos afluentes hídricos, aumentando la capacidad de erosión y por consiguiente el consumo de CO₂ atmosférico (De Boer et al., 2011; Lammertsma et al., 2011)). Podría ser entonces, que las plantas tropicales facilitaron la terminación el PETM capturando CO₂ a través de incremento tanto en biomasa como en la capacidad de meteorización.

Desde el Eoceno (56 Ma) y hasta el Mioceno inferior (∼16 Ma) hay una larga variación en la temperatura global, con un aumento gradual de temperatura durante el Eoceno inferior hasta un nivel máximo a finales del Eoceno inferior y comienzos del medio, y luego hay un descenso lento de la temperatura durante el Eoceno superior, con un enfriamiento pronunciado en la transición Eoceno-Oligoceno, hace ∼34 Ma, que es concomitante con el inicio de la glaciación en la Antártica (Anderson et al., 2011; Liu et al., 2009; Zachos et al., 2001). Este a su vez, podría ser consecuencia de la separación entre Sur América y Antártica a finales del Eoceno, que hizo posible la existencia de una corriente circumpolar, y por consiguiente el desarrollo de hielo en casquete polar. Durante el Oligoceno la temperatura global es estable, con un leve calentamiento a finales del Oligoceno, que es interrumpido por otro enfriamiento a principios del Mioceno (Zachos et al., 2001). La diversidad del bosque neotropical sigue las mismas variaciones que la temperatura global, con un aumento durante los calentamientos globales, y un descenso durante los enfriamientos (Jaramillo et al., 2006), alcanzando durante el Eoceno medio niveles superiores a la diversidad moderna. Esto podría ser debido a un efecto combinado entre la temperatura, que al incrementar eleva la tasa de mutación molecular (Wright et al., 2006), y la expansión de las zonas tropicales, ya que hay una relación directa entre el área disponible para un bioma y su diversidad local, a mayor área, mayor diversidad local (Fine & Ree 2006; Fine et al., 2008; Rosenzweig 1995). El enfriamiento global, en contraste, provoca el efecto opuesto, una disminución en la tasa de originación, y una reducción de las zonas tropicales.

Variados autores han predicho que los ecosistemas tropicales colapsarán como consecuencia del aumento de temperatura global ya que la vegetación tropical moderna vive muy cerca de su óptimo climático (Huber 2008; Stoskopf 1981; Tewksbury et al., 2008). Varios efectos negativos en las plantas se observan cuando la temperatura se incrementa, incluyendo un aumento en la respiración que decrece la producción neta, un descenso en la fotosíntesis, un aumento en la emisión de isoprenos, un aumento en el riego de daños por luz, y un aumento en el estrés de las hojas (Bassow et al., 1994; Huber 2008, 2009; Lerdau & Throop 1999; Lewis et al., 2004; Stoskopf 1981; Tewksbury et al., 2008), aunque estudios recientes con hojas en arboles del dosel han mostrado que el límite termal superior está en 50-53°C (Krause et al., 2010). Cómo explicar entonces, que durante calentamientos en el pasado geológico, las plantas tropicales no fueron afectadas negativamente y por el contraste aumentaron su diversidad y biomasa a variadas escalas temporales? La temperatura de las hojas, que es factor esencial para las plantas, depende principalmente de tres factores, la temperatura del aire, los niveles de CO₂ atmosféricos, y la humedad del suelo. La combinación de estos tres factores, determina la respuesta de una planta al incremento de la temperatura ambiental. Las épocas de calentamiento global del Cretácico y Paleógeno están caracterizas por elevados niveles del CO₂, altas precipitaciones en el neotrópico (Jaramillo et al., 2010b; Royer 2010; Ufnar 2002; Ufnar et al., 2004; Ufnar et al., 2008; Wing et al., 2009) y bajos niveles de aridez como se evidenció en el PETM, donde los isotopos de Deuterium y la composición florística señalan que la precipitación efectiva no disminuyó (Jaramillo et al., 2010b). Estudios fisiológicos indican que las plantas son más efectivas haciendo fotosíntesis a temperaturas más altas (hasta 10°C) si se encuentran bajo niveles altos de CO₂ y con una alta humedad del suelo (Aber et al., 2001; Berry & Bjorkman 1980; Lloyd & Farquhar 2008; Niu et al., 2008). Además, la eficiencia en el uso del agua de las plantas incrementa casi en un 50% cuando los niveles de CO₂ aumentan (Cernusak et al., 2011). Las bases genéticas para hacer fotosíntesis está muy conservada dentro de la filogenia de las plantas lo que sugiere que las plantas en el Eoceno y Paleoceno usaban básicamente los mismos elementos que usan las plantas modernas para hacer fotosíntesis. Esto sugiere que las plantas modernas podrían ya poseer la variabilidad genética necesaria para responder a cambios de temperatura y CO₂ como algunos han sugerido (Lloyd & Farquhar 2008).

Neógeno

Los últimos 15 millones de años representan un capitulo diferente para la historia de los bosques neotropicales, ya que las sabanas se extienden radicalmente. Hoy en día, las sabanas ocupan el 30% del territorio global, proveen la mayor parte del alimento que consumimos y el área de habitación para un gran porción de la población humana (Jacobs et al., 1999). Los pastos de las sabanas tropical poseen <2% de las especies de plantas (Sage et al., 1999), sin embargo capturan un 20% del carbón terrestre (Lloyd & Farquhar 1994). Aunque las sabanas son tan importantes, es aún muy poco lo que sabemos sobre su origen y los factores que las controlan, especialmente en los trópicos suramericanos (Edwards et al., 2010). Todo indica que hace 15 Ma las sabanas no estaban muy extendidas (Edwards et al., 2010) y su expansión en el Neógeno representan el nacimiento de un nuevo ecosistema.

Las variaciones de temperatura media anual dentro de la zona tropical son mínimas, de 23 a 28°C, con variaciones muy bajas a lo largo del año. El factor que determina en gran medida el tipo de vegetación dentro del trópico es la precipitación. Hay una continua variación de bosque húmedo, a bosque seco, sabana y desierto en la medida que la precipitación anual disminuye, y el aumento de la duración de la época seca aumenta (Lehmann et al., 2011). Otro factor importante en los últimos 15 Ma lo constituye la disminución de CO₂ a niveles similares a los encontrados en épocas preindustriales. Esta disminución empezó a comienzo del Oligoceno (∼34 Ma), y ya para principios del Mioceno, los niveles de CO₂ alcanzaban niveles similares a los modernos (Royer 2006, 2010; Royer et al., 2011). Hay un aumento rápido pero corto durante el Mioceno medio (15-13 Ma), y otro durante el Plioceno inferior (5-3 Ma), pero los niveles base de CO₂ son similares a los modernos. Estos aumentos de CO₂ también corresponden a periodos de calentamiento global, tanto en el Mioceno medio (Zachos et al., 2001) como en el Plioceno inferior (Filippelli & Flores 2009; Ravelo et al., 2006). Durante las épocas glaciares/interglaciales de los últimos 2.7 Ma, los niveles de CO₂ oscilaron con la temperatura alcanzando ∼280 ppm durante periodos interglaciares y disminuyendo ∼80-100 ppm durante periodos interglaciares (Lüthi et al., 2008; Monnin et al., 2001; Siegenthaler et al., 2005; Tripati et al., 2009).

Hay cuatro grandes grupos de plantas que son características de estos ambientes secos, Cactaceae, Agavaceae, Poaceae y las llamadas “ice plants” de Suráfrica (Arakaki et al., 2011). Muchas de ellas tienen algunas de dos formas alternas de hacer fotosíntesis, C4 o CAM. La mayoría de arboles y en general de plantas hacen la llamada fotosíntesis C3. Por el contrario, los caminos fotosintéticos C4 y CAM son mucho más eficientes que C3 en zonas donde las temperaturas son muy elevadas y hay deficiencia de agua y/o hay niveles bajos de CO₂ (Edwards et al., 2010). Las plantas no pueden hacer fotosíntesis por la via C3 (C3), porque perderían mucha agua por transpiración al abrir los estómatas en zonas de altas temperaturas y depresión hídrica; o si los niveles de CO₂ son muy bajos tendrían que mantener abiertos los estómatas por mucho más tiempo para capturar la misma cantidad de CO₂, con la consecuente pérdida extra de agua. Las plantas que hacen fotosintesis por via C4 y CAM, en contraste, realizan la fotosíntesis utilizando procesos mas complejos pero mas efectivos cuando hay estrés hídrico o bajos niveles de CO₂. La filogenia de los cuatro grupos grandes de plantas de zonas secas mencionadas arriba, indican que se originaron a finales del Eoceno y principios del Oligoceno, probablemente asociados al descenso pronunciado en CO₂ global de finales del Eoceno, ∼34-36 Ma (Arakaki et al., 2011). No obstante su radiación ocurre muchos millones de años después, en el Mioceno superior a Plioceno, hace alrededor de 7-8 Ma (Arakaki et al., 2011; Edwards et al., 2010), lo que implica que su radiación depende de un mecanismo diferente al de su origen, ya que los niveles de CO₂ del Mioceno ya eran similares a los actuales. Esta radiación filogenética, parece coincidir con la expansión del área ocupada por sabanas deducida del registro fósil. Esta expansión de las sabanas no es coetánea a nivel global, aunque el número de registros disponibles es aún muy bajo (Edwards et al., 2010). En Kenia la expansión de las sabanas con Poacea-C4 ocurre a los 6-8 Ma, mientras que las sabanas C3 se expanden a los 9 Ma (Uno et al., 2011). En Pakistán las sabanas C4 se expanden a los 7 Millones (Morgan et al., 1994), casi al mismo tiempo que las sabanas C3 (9 Ma). En el neotrópico es muy escasa la información sobre cuando se desarrollaron las sabanas (Wijmstra & Van der Hammen 1966). Areas que hoy corresponden a bosques muy secos y sabanas como en el valle superior del Magdalena (región de Villavieja), eran bosques mucho mas húmedos hace 13 Ma (Kay et al., 1997). En Urumaco, región de Falcon al occidente de Venezuela, registros fósiles del Mioceno superior (∼9 Ma) indican la presencia de un bosque más húmedo, muy diferente a la extensa vegetación seca que se presenta hoy en la región (Aguilera 2004; Díaz de Gamero & Linares 1989; Hambalek 1993; Hambalek et al., 1994; Linares 2004; Quiroz & Jaramillo 2009; Sanchez-Villagra & Aguilera 2006). Aun no existe información sobre los Llanos Orientales aparte del Cuaternario (Wijmstra & Van der Hammen 1966), aunque las floras del Mioceno inferior indican que la región no era una sabana (Jaramillo et al., 2006). Así que el cambio y expansión de las sabanas en el norte de Suramérica tuvo que ser muy reciente, al menos en los últimos 9 Ma.

Qué factores podrían haber inducido la expansión de las sabanas en el neotrópico? La cantidad de precipitación así como su estacionalidad determinan en gran medida la presencia de sabanas (Lehmann et al., 2011). La precipitación a macroescala en Suramérica, a su vez, está controlada por la amplitud y migración de la zona de convergencia intertropical (ZCIT). Cuando ocurre el verano en el hemisferio sur, la ZCIT migra hacia el sur y se posiciona sobre el sur de Colombia, Ecuador y la cuenca Amazónica (Poveda et al., 2006), dejando grandes porciones del norte de Suramérica bajo condiciones secas. La precipitación se incrementa en la parte superior de la cuenca Amazonia, Orinoco, Guayanas, Colombia y el istmo centroamericano cuando la ZCIT migra hacia el norte durante el verano en el hemisferio norte (Poveda et al., 2006). Esto resulta en un ciclo unimodal de la precipitación sobre la costa Caribe y los llanos orientales de Colombia y Venezuela. Variaciones en la amplitud y migración de la ZCIT traería como consecuencia una variación al ciclo de precipitación sobre las sabanas neotropicales. Dos mecanismos que afectan la ZCIT han sido propuestos 1. El cierre del istmo de Panamá incrementó la intensidad de la circulación termohalina, haciendo que la ZCIT migrara hacia el sur durante el Plioceno inferior (5-3 Ma) a su posición actual (Billups et al., 1999; Chaisson 1995; Chaisson & Ravelo 1997; Haug et al., 2001; Haug & Tiedemann 1998; Hovan 1995; Keigwin 1982; Mikolajewicz et al., 1993). 2. El comienzo de la glaciación en el hemisferio norte a 2.7 Ma habría modificado la posición del ZCIT haciendo que migrara hacia el sur hasta su posición actual (Chiang & Bitz 2005; Flohn 1981; Shackleton et al., 1984).

Otro elemento adicional que pudo haber influido en la expansión de las sabanas, es el levantamiento de los Andes. Modelos de sensibilidad climática (Sepulchre et al., 2010) indican que el levantamiento de los Andes del norte a elevaciones mayores a 2000 metros, aumentó la estacionalidad en toda la región norte de Suramérica y podría haber facilitado la expansión de las sabanas neotropicales. Algo similar ocurrió en el sur de Suramérica, donde la precipitación del Pacifico se detiene en el costado occidental de los Andes incrementando la aridez en la Patagonia (Sepulchre et al., 2010). Modelos de sensibilidad climática también han mostrado que el levantamiento de los Andes centrales por encima de 2500 m pudo haber intensificado la corriente de Humboldt (Sepulchre et al., 2009). Esta corriente juega un papel importante en la regulación de la profundidad de la termoclina y de la temperatura superficial oceánica en el Pacífico oriental, retroalimentando la diferencia de temperatura superficial entre el Pacífico oriental y occidental. Cambios en la intensidad de la corriente de Humboldt y/o en la profundidad de la termoclina en el Pacífico tropical generan variaciones en la distribución e intensidad de las celdas de convección atmosféricas (circulación de Walker y Hadley), afectando la posición latitudinal e intensidad de la ZCIT sobre el Pacífico oriental (Chiang 2009; Martinez 2009; Rincón-Martínez et al., 2010).

El levantamiento de los Andes también produjo grandes modificaciones en el paisaje, mientras que la mayoría del flujo hídrico se dirigía hacia el norte durante la mayor parte del Cenozoico, el levantamiento fuerte de los Andes hace 7-4 Ma, ocasionó que la dirección del sistema hidrográfico se modificara hacia la región oriental de Suramérica, con el surgimiento de los sistemas hídricos del Amazonas y Orinoco (Figueiredo et al., 2009; Hoorn 1994a, b; Hoorn et al., 1995; Hoorn et al., 2010b; Jaramillo et al., 2010a). El levantamiento también produjo una modificación sustancial en los patrones de subsidencia en las cuencas amazónicas, donde en muchos lugares se detuvo e incluso se produjo un leve rebote isostático. Esto hizo que el sistema hídrico cambiara de extensas planicies inundables durante la mayor parte del Cenozoico, a ríos que están erodando su propio cauce y posee planos inundables muy reducidos (Latrubesse et al., 2010). Hoy en día, sólo el 20% de la región amazónica son planos inundables (Toivonen et al., 2007), pero durante el Mioceno, esta extensión fue mucho más amplia, lo que posibilitó la existencia de grandes reptiles y mamíferos como grandes tortugas de casi 3 metros de largo (Stupendemys), cocodrilos de más de 14 metros de largo (Purussaurus), y roedores (Phoberomys) de más de 1.8 metros y 700 kilos de peso (Antoine et al., 2007; Cozzuol 2006; Frailey 1986; Kay et al., 1997; Sanchez-Villagra & Aguilera 2006; Sanchez-Villagra et al., 2003; Sánchez-Villagra 2006). La desaparición de estos grandes planos inundables probablemente produjo la extinción de esta fauna y flora diversa pero dependiente de los mencionados planos.

El levantamiento de los Andes también generó una gran cantidad de hábitats de alturas que no existían antes, como los páramos y bosques de nieblas. En términos generales, la vegetación de los Andes tropicales proviene en un 50% de especies que derivaron de plantas de tierras bajas tropicales, ∼25% de plantas que migraron desde latitudes altas en Suramérica y ∼25% de plantas que migraron desde latitudes altas en Suramérica (Gentry 1982a, b). Sus laderas, además, han sido consideradas como un motor de especiación, ya que se generaron una multitud de microambientes derivados de la complejidad topográfica de los Andes (Gentry 1982a; Hoorn et al., 2010b). La historia de la vegetación de los Andes ha sido estudiada por el profesor Van der Hammen y su grupo por más de cuatro décadas (Hooghiemstra & Van der Hammen 1998; Hooghiemstra et al., 2006; Van der Hammen 1989; Van der Hammen 1995, 2003; Van der Hammen & Hooghiemstra 2000; Van der Hammen et al., 1973; Wijninga 1996).

Existe una gran controversia sobre los ambientes que dominaron las tierras bajas del neotrópico, especialmente la Amazonia occidental, durante el Mioceno/ Plioceno (Campbell et al., 2006; Campbell et al., 2000; Campbell et al., 2001; Frailey et al., 1988; Gross et al., 2011; Hoorn 1993, 1994a, b; Hoorn et al., 2010a; Hoorn et al., 2010b; Hoorn et al., 2011; Hovikoski et al., 2007a; Hovikoski et al., 2007b; Hovikoski et al., 2008; Hovikoski et al., 2005; Latrubesse et al., 1997; Latrubesse et al., 2010; Latrubesse et al., 2007; Räsänen et al., 1995; Rasanen et al., 1990; Räsänen et al., 1987; Rebata-H. et al., 2006a; Rebata-H. et al., 2006b; Roddaz et al., 2005; Roddaz et al., 2006; Roddaz et al., 2010; Silva et al., 2010; Uba et al., 2009; Uba et al., 2005; Vermeij & Wesselingh 2002; Vonhof et al., 2003; Webb 1996; Wesselingh & Salo 2006; Wesselingh 2006a, b; Westaway 2006). Algunos han propuesto que existió un extenso mar epicontinental conectando Paraná con el Caribe, otros sugieren un lago de agua dulce de extensión continental que cubrió la Amazonia durante varios millones de años y otros, por el contrario, indican que no existieron lagos o mares, sino extensos planos de inundación de múltiples ríos. Gran parte de esta controversia radica en la naturaleza extremadamente condensada del registro litológico del Neógeno en la Amazonia. Alrededor de 300 metros estratigráficos representan los últimos 20 Ma, lo cual indica una muy baja tasa de subsidencia y/o generación de espacio de acomodación, dada la gran cantidad de sedimentos que los ríos de la Amazonia pueden transportar. Ya que muy poco tiempo geológico quedó registrado en la roca, debe haber múltiples hiatos difíciles de datar, evaluar y determinar. A esto se suma la poca inclinación de los estratos en la región y la escasa disponibilidad de afloramientos, lo cual hace posible que solo los 30-50 metros estratigráficos del tope de la secuencia Neógena expuestos en las laderas de los ríos durante las épocas secas sean susceptibles de ser estudiados y donde la gran mayoría de los estudios citados anteriormente han sido realizados. La gran parte del sedimento del Neógeno en la Amazonia está en el subsuelo y sin la ayuda de núcleos de roca o pozos profundos, es imposible de ser estudiado. Una posible alternativa para resolver este dilema sería el estudio de las cuencas del borde de los Andes en Perú, Ecuador, Colombia y Venezuela, las cuales poseen un espeso registro estratigráfico del Neógeno (Bayona et al., 2008; Hungerbühler et al., 2002; Kummel 1948; Mora et al., 2010; Parra et al., 2010; Quiroz & Jaramillo 2009; Rivadeneira & Baby 1999; Stainforth 1955; Tschopp 1953), en algunos casos llegando a 9000 metros de sedimentos (Quiroz & Jaramillo 2009), donde es mucho más factible entender la dinámica de las posibles inundaciones de Suramérica durante el Neógeno.

El último gran cambio en la historia neotropical ocurrió hace 3.5 Ma (Plioceno) con la conexión terrestre constante del istmo de Panamá con Suramérica. Hoy en día, la mitad de los mamíferos de Suramérica provienen de orígenes norteamericanos. A esta gran migración de mamíferos de norte a sur América y viceversa se le ha llamado el “gran intercambio biótico americano” (MacFadden 2006; Simpson 1983; Webb 1976, 1978, 1994; Webb 1996; Webb 2006; Woodburne 2010). Existen muy pocos sitios en el neotrópico que documenten este fenómeno y la mayoría de información al respecto proviene del Plioceno de Argentina y Chile donde hay excelente exposiciones de rocas y una fuerte tradición de investigación paleontológica. En las plantas, el intercambio fue asimétrico; muchas plantas de tierras bajas migraron hacia Centroamérica, mientras que plantas de Norteamérica lo hicieron hacia las tierras altas de los Andes, como Alnus (aliso) que alcanzó los Andes hace 1 Ma y Quercus (roble) que alcanzó los Andes hace 330.000 años (Van der Hammen & Hooghiemstra 1997). La migración de las plantas empezó mucho antes que los mamíferos pues ya para el Mioceno medio (15 Ma), numerosas plantas suramericanas ya se habían establecido en la porción más occidental de Centroamérica cercana al Canal de Panamá (Cody et al., 2010; Herrera et al., 2010). La forma como estas migraciones de plantas fueron afectadas o facilitadas por los grandes cambios del paisaje y la extensión de las sabanas de los últimos 6-8 Ma mencionadas arriba es aun un tópico sin resolver.

El desarrollo de las comunidades de plantas en las zonas bajas neotropicales a lo largo del tiempo geológico ha sido afectado por una serie de accidentes históricos, cambios climáticos a escalas cortas y largas junto con procesos tectónicos que han creado montañas y unido continentes. La vegetación actual es producto de la suma de todos estos factores, los cuales necesitamos estudiar para entender por qué los trópicos son tan diversos y cómo responderán a los cambios climáticos en un futuro cercano.

Agradecimientos

Nuestros estudios han sido financiados por el Instituto Smithsonian, Instituto Colombiano del Petróleo-Ecopetrol S.A., el Fondo para la Investigación de la Ciencia y la Tecnología del Banco de la Republica, USA National Science Foundation, Carbones del Cerrejón LLC., Autoridad del Canal de Panamá, Mark Tupper, Ricardo Pérez S.A., National Geographic, Smithsonian Women's Committee, Agencia Nacional de Hidrocarburos, y la Corporación Geológica Ares. Un agradecimiento especial a M. I. Barreto por su colaboración en diversas áreas, A. Jaramillo por la revisión de este manuscrito y D. Rincón por sus sugerencias climáticas.

Referencias

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Recibido: Agosto 23 de 2011.
Aceptado para su publicación: Febrero 24 de 2012.