Parra et al.
PEDOESTRATIGRAFÍA DE LA TURBERA LLANO GRANDE, PÁRAMO DE FRONTINO L. Norberto Parra, J. Orlando Rangel-Ch. & Thomas Van der Hammen
RESUMEN Los registros de evidencias de eventos pedogenéticos de variada intensidad que se manifiestan como cambios de coloración (humificación/melanización u oxidación), el desarrollo de horizontes y/o de una estructura edáfica y capas de turbas, cuyas dataciones los sitúan en sedimentos del Tardiglacial y del Holoceno, en el depósito de Llano Grande. Otros criterios como la presencia de hiatos y de anomalías en las curvas de radiocarbono también pueden ser indicativos de la influencia de fenómenos edáficos. Las turbas en la columna estratigráfica sólo se forman y conservan en aquellos periodos de tiempo donde el nivel freático permanece la mayor parte del tiempo en un equilibrio precario con la superficie del terreno favoreciendo así la acumulación de macrorrestos y evitando la descomposición avanzada. La reducción hasta un lodo orgánico, vía descomposición, es el fenómeno dominante para la materia orgánica de los páramos. ABSTRACT Several features are good indicatives of pedogenetic activity in the cores recovered from the Llano Grande peat bog such as melanization, oxidative horizons, and development of an edaphic structure or peat layers. Other criteria such as the presence of hiatus or anomalies in the radiocarbon dates can also indicate pedogenetic activity. In páramos wetlands, peat layers can only be formed when the water level remains just at the
surface favoring the accumulation of organic matter and avoiding its decomposition. The main process in the páramos wetlands is the reduction of organic matter to organic mud via decomposition. INTRODUCCIÓN El estudio de los suelos que recubrían los paisajes en el pasado, denominados suelos fósiles o paleosuelos (Yaalon, 1971), ha tenido un fuerte impacto en las ciencias edáficas y geológicas modernas, especialmente en los estudios sobre el Cuaternario. Los paleosuelos permiten dilucidar aspectos relacionados con la interpretación de los ambientes o climas del pasado y con los tiempos de exposición a condiciones aéreas de los sustratos geológicos o de los sedimentos. Los suelos modernos de los pantanos paramunos ya han sido discutidos previamente y en cuanto a los suelos terrestres no sometidos a ciclos de anegamiento prolongados se puede consultar otros trabajos citados en Malagón et al., (1995). Los suelos fósiles que se encuentran en las columnas estratigráficas pueden ser reconocidos y descritos como tales y por lo tanto con ellos se puede construir una pedoestratigrafía. En el presente capítulo se presentan algunas dificultades y resultados encontrados como derivación del estudio de los paleosuelos del núcleo Llano Grande 2 y se hace un especial énfasis en aquellos segmentos con evidencias contundentes de la presencia de procesos edáficos.
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LOS PALEOSUELOS PÁRAMOS
DE
LOS
En los suelos terrestres de Colombia se han detectado intercalaciones de paleosuelos, que constituyen un valioso recurso por su utilidad científica y aplicada, especialmente en relación con la tefroestratigrafía (Herd, 1982; Thouret et al., 1985; Parra et al., 1991). El trabajo de Salomons (1989), con los paleosuelos terrestres del Parque los Nevados ha permitido demostrar su utilidad paleoecológica lejos de toda duda. Menos afortunado ha sido el reconocimiento de paleosuelos desarrollados sobre terrenos inundables del inmediato pasado o en aquellos ocupados por humedales en la actualidad. En un terreno actualmente colmatado del Páramo de Frontino, la presencia de paleosuelos, horizontes A y Ab, fue puesta de manifiesto por el pedólogo Daniel Jaramillo al realizar la descripción del perfil, publicado por Parra & Jaramillo, (1994); este autor destaco ya algunos de los criterios más útiles para reconocer los paleosuelos desarrollados sobre materiales orgánicos, entre los cuales cita: …”El desarrollo de una estructura edáfica debida a la organización de los peds, por ejemplo, migajosa, que no se presenta presente en los materiales parentales y los cuales son calificados como compactos o masivos en términos de estructura. La presencia de cambios significativos de coloración, especialmente la aparición de coloraciones negras y cambios en la humedad al tacto del núcleo”… CRITERIOS INDICADORES PALEOSUELOS
DE
La manera más obvia de identificar un paleosuelo está basada en reconocer aquellas propiedades morfológicas, físicas, químicas, biológicas o mineralógicas que son propias 102
de los procesos pedogenéticos, pero que no se presentan en el material parental. Algunos de estos procesos son bastante distintivos y exclusivos, especialmente a los ligados a la evolución de la materia orgánica y al desarrollo de los horizontes y de la estructura edáfica. Entre los rasgos más frecuentemente empleados para distinguir los paleosuelos en el campo, se destacan algunos indicadores considerados poco discutibles como la evidencia de desarrollo radicular, los cambios de coloración en los horizontes, la existencia de remanentes de horizontes diagnósticos y el desarrollo de la estructura de peds (Yaalon, 1971). Alternativamente, los paleosuelos también se pueden distinguir por aquellos procesos que suceden tanto en el suelo como en los materiales de partida, pero que dejan una huella diferencial en ambos tipos de materiales. Como ejemplo, la alteración química en el entorno edáfico suele producir algunos minerales de neoformación que son abundantes allí, pero poco comunes en los materiales parentales, como es el caso de la alófana y de la imogolita en los Andisoles. Algunos fenómenos geológicos como la diagénesis afectan por igual a los sedimentos y a los suelos enterrados y pueden contribuir tanto a destacar como a difuminar las diferencias entre unos y otros. El trabajo reciente de Flórez (2000), con Andisoles fósiles al microscopio, ha permitido demostrar la utilidad de algunos pedocomponentes para su reconocimiento y para descifrar la historia edafológica de estos suelos, como es el caso de la presencia de fitolitos y pedolitos o microfragmentos de suelos. Los suelos luego de su formación en condiciones aéreas se pueden ver sometidos a otros fenómenos como el enterramiento o ser recubiertos por una lámina de agua dependiendo de la dinámica del ecosistema;
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el sumergimiento de un suelo es un evento que se ha presentado en los humedales paramunos con una buena preservación de sus rasgos distintivos. Para los paleosuelos del núcleo Llano Grande 2, que han tenido como materiales parentales a sedimentos orgánicos, el reconocimiento de ellos se ha fundamentado básicamente en los cambios de coloración (melanización u oxidación), el desarrollo de los horizontes y de una estructura edáfica; otros criterios como la presencia de hiatos y de anomalías en las curvas de radiocarbono también suelen ser útiles. Algunas de estas características se documentan más ampliamente a continuación. Cambios de coloración Los colores nativos de los materiales orgánicos de los páramos son variables y los más oscuros existentes son ocres y pardos (Figura 33A), pero la pedogénesis también produce coloraciones bien diagnósticas.
debido a la oxidación rápida que sufren al ser expuestos en contacto con el aire o con aguas oxigenadas. La oxidación: los materiales orgánicos cuando se ven expuestos a condiciones aéreas son muy susceptibles a los procesos oxidados, convirtiéndose gradualmente en CO2; tal transformación equivale a una transferencia de Carbono hacia la atmósfera y se produce normalmente bajo oxigenación plena y déficit de humedad; en los paleosuelos del páramo se manifiesta como coloraciones cafés como se observa en la Figura 33C. Si la oxidación es muy persistente en el tiempo es posible que en algunas posiciones geomorfológicas se pierda completamente su cobertura de materiales orgánicos. Desarrollo de estructura
Melanización: Este proceso edáfico se refiere al desarrollo de colores negros (valor y croma de 2 o menor), ligados a la evolución y la polimerización de las sustancias húmicas en condiciones aéreas con la participación de complejos Al-humus, como sucede actualmente en los suelos terrestres altoandinos y se le ha considerado un proceso típico de acumulación in situ de sustancias orgánicas bajo condiciones frías y húmedas (Thouret, 1989; Figura 33B).
La mayoría de los sedimentos de los humedales carecen de discontinuidades físicas en muestras de mano como grietas o ranuras, por lo cual se describen como masivos; por el contrario, los suelos normalmente desarrollan una red compleja de grietas tridimensionales que obedecen al arreglo de la masa del suelo en unidades más pequeñas de formas variadas y poco regulares denominadas peds. Esta forma particular de arreglo de la masa edáfica se conoce como estructura y debido a su resistencia, tienden a ser persistentes en los paleosuelos y constituye uno de los elementos centrales de su reconocimiento.
Una primera aproximación para la posible presencia de paleosuelos es la presencia de segmentos de colores negros en los núcleos desprovistos de olores fuertes y brillos grasosos, en muchos casos, acompañados de una estructura edáfica. Este color negro cuando es edafogénetico, produce un tinte característico al ser manipulado digitalmente el matiz. Se sugiere descartar las coloraciones del techo de los núcleos
Normalmente, la sonda rusa extrae los núcleos de sedimentos por corte lateral permitiendo que la estructura original del material se preserve; por esto, algunos sectores de la perforación de Llano Grande 2, exhiben una estructura edáfica bien desarrollada; sin embargo, algunas grietas aisladas presentes en el techo o en la base de los corazones son debidas a la descompresión y no constituyen evidencia de pedogénesis (Figura 34A y B). 103
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Figura 33. Diferencia entre los colores naturales más oscuros (A) y el color negro de la pedogénesis (B). C corresponde a colores pardos típicos de un paleosuelo bien desarrollado.
Figura 34. Estructuras en los paleosuelos.
A: corresponde a la porosidad normal de una turba. B: al desarrollo de estructura. C: tiene estructura solo en los dos tercios inferiores. D: la flecha indica una discordancia encima de un horizonte humífero con estructura.
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En algunos casos la primera evidencia de edafogénesis es la aparición de esta estructura, aun sin estar acompañada de un cambio de coloración como se puede observar en la Figura 34C. Un fenómeno como el anterior sucede cuando la estructura se debe a cambios físicos, por ejemplo, ciclos de humectación y secado, en este caso, las adiciones y pérdidas son despreciables. La edafogénesis se ha observado ligada al desarrollo de discordancias como se aprecia en la Figura 34D, que atestiguan la existencia de periodos erosivos más o menos prolongados. Anomalías en las Edades Radiocarbono Debido a la naturaleza poligenética y al dinamismo de los procesos que afectan la materia orgánica contenida en los suelos, la datación de suelos y paleosuelos no ha estado exenta de dificultades (Scharpenseel, 1971); entre los problemas más citados se tienen: • El rejuvenecimiento isotópico. • La contaminación por Carbono muy antiguo, por ejemplo, proveniente de shales carbonosos o calizas. • Las adiciones de Carbono más joven, por ejemplo, a través de exudados de las raíces. • La bioturbación que produce mezcla física de materiales de distintos niveles. Por estas razones, las distintas fracciones que contienen Carbono de un suelo, suelen producir edades distintas, hasta en varios centenares e incluso milenios de años, para un mismo nivel; para minimizar estos problemas, lo usual, entonces, es datar sólo uno de los componentes, por ejemplo, carbón vegetal, macro-restos o una fracción húmica de acuerdo con los intereses de la investigación. Para la datación de paleosuelos los posibles problemas se incrementan, especialmente
para aquellos que se han desarrollado sobre sedimentos orgánicos como material parental; en este caso, el Carbono contenido en el material es claramente poligenético y la edad obtenida depende tanto de la edad original de depositación del material como de la duración del proceso de edafogénesis posterior. En el caso del núcleo Llano Grande 2 (Figura 35), existen varios comportamientos particulares en las edades radiocarbono ligadas directamente al desarrollo de los paleosuelos; claramente en los horizontes oxidados de la base del núcleo se produce un comportamiento invertido en las edades respecto a la posición estratigráfica ocasionado por la gasificación de la materia orgánica. Una marcada oscilación respecto a la tendencia general sucede en el segmento entre 370552 cm. En estos casos las mediciones no se pueden considerar anómalas, ya que están registrando fenómenos naturales ligados al funcionamiento del isótopo de Carbono, pero tampoco se pueden usar fielmente para conocer la edad de formación del material. Las mejores alternativas para obtener una cronología confiable dependen de datar por huellas de fisión las tefras y micro-tefras de este segmento del núcleo o estimar el tiempo representado por la depositación del sedimento más el tiempo necesario para formar los horizontes, pero ambos aspectos son desconocidos hasta el momento. Los estimativos de la edad por medio de un modelo de regresión (véase geocronología), dependen fuertemente de las muestras consideradas como válidas; en particular la muestra Ll-G 1121-1130 cm con 14180±470 14 C BP. tiene un fuerte efecto sobre los modelos, ya que al excluir este valor la base del núcleo tiene una edad cercana a los 13150 14C BP, pero si se acepta como última fecha válida, entonces el mismo modelo polinomial produce un estimativo de 14478 14 C BP. Esta muestra en particular tiene poco efecto pedogenético y por lo tanto, la edad más antigua parece más probable. 105
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Otras Evidencias Existen otras observaciones al estéreomicroscopio que atestiguan igualmente de buena manifestación de fenómenos pedogenéticos, como lo son la presencia de limonita, pedotúbulos limoníticos y manchas de oxidación en la matriz que están ligados a las reacciones de oxidación de los compuestos de hierro. Asimismo, la melanización de la matriz por materiales húmicos se observa inicialmente como manchas negras y posteriormente, se invade toda la matriz con una notoria disminución de la porosidad y aumento de la dureza en estado seco. Adherencias de estas sustancias húmicas a los macro-restos también constituyen una evidencia de pedogénesis. En otros segmentos la mezcla de fibras de diferentes generaciones es notoria, especialmente por la adición de raicillas nuevas. De la misma forma el polvo mineral muy fino es más común y abundante como consecuencia del desarrollo de los paleosuelos bajo condiciones aéreas. Los zooclastos también son más abundantes en los paleohorizontes. El carácter poligenético de los segmentos del núcleo con evidencias de paleosuelos
también se pone de manifiesto por asociaciones incompatibles durante la petrografía orgánica, ya que es común encontrar componentes indicativos de aguas profundas provenientes de la fase original de la depositación revueltos con aquellos formados durante la exposición aérea de la pedogénesis. Algunos comentarios nomenclatura
la
La nomenclatura para suelos orgánicos es claramente insuficiente para nombrar a los materiales depositados en los humedales paramunos, especialmente cuando se acepta que el inicio de la pedogénesis corresponde a la actividad de las raíces de las macrófitas sumergidas (véase el modelo facial); particularmente en los ambientes litorales y de charcas los materiales admiten ser clasificados como sedimentos o suelos orgánicos con evolución incipiente. En esta investigación se ha decidido hacer énfasis en las capas de turbas y en los paleosuelos más desarrollados y es por ello que los materiales de charcas y litorales aparecen descritos en la litoestratigrafía.
Figura 35. Relación entre la pedogénesis y las edades radiocarbono. 106
sobre
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Debido a la escasez de trabajos sobre paleosuelos desarrollados sobre materiales parentales orgánicos, se hace necesario anotar algunas precisiones: La nomenclatura actual para los suelos orgánicos presupone que ellos se inician a partir de masas de macro-restos que se descomponen a medida que evolucionan; los horizontes orgánicos con un alto contenido de fibras se denotan con Oi o L que corresponden a las turbas; horizontes orgánicos con mezclas de fibras y lodos orgánicos se notan como horizontes Oe o F y, por último, los horizontes orgánicos muy evolucionados con un contenido de fibras muy bajo se corresponden con los horizontes Oa o H. Obsérvese que otro tipo de materiales orgánicos no fibrosos también son susceptibles de actuar como material parental, como los lodos de fondo de lago, y para ellos será empleada la letra O en su sentido genérico de orgánico. Los paleohorizontes orgánicos bien formados se pueden diferenciar por cambios de color y/o formación de estructura que requieren de una anotación adicional no estándar; se emplea el subíndice “h” para indicar horizontes orgánicos negros por acumulación de humus (horizontes Oh) y para los horizontes con color café se designa el subíndice “l” (horizonte Ol). Para el caso en el cual el horizonte muestra desarrollo de estructura, se utiliza el subíndice “w” (horizonte Ow). Con estos horizontes así entendidos es posible describir la totalidad del núcleo, pero debido el énfasis de esta investigación sólo serán descritos los niveles con la presencia de los horizontes turbosos (Oi) por su significado especial, ya que sólo se forman cuando el nivel freático se mantiene por un tiempo prolongado en la superficie del terreno como en el suelo actual, junto con los eventos de humificación (Oh) y los paleosuelos oxidados (Ol).
SUELO FIBRICO
ACTUAL:
HISTOSOL
El núcleo de Llano Grande 2, se caracteriza por poseer un suelo orgánico actual en los primeros 38cm y a continuación se presenta su descripción. Localización: Piso actual de la Turbera de Llano Grande 2 Altitud: 3475 m.s.n.m. Posición fisiográfica: parte plana actual de la turbera permanentemente inundada Pendiente: entre 7-12% Clima: Frío, 12-16ºC Material parental: materiales orgánicos. Material subyacente: Rocas volcánicas. Drenaje: Mal drenado Condiciones de humedad del suelo: Húmedo Profundidad de la capa freática: En o muy cerca de la superficie. Evidencias de erosión: Ninguna Profundidad efectiva: Muy profundo Régimen de humedad: Acuíco Régimen de Temperatura: Isomésico Cobertura Vegetal: Poaceae, Hypericum, Espeletia y otras hierbas Espesor Total: 38 cm Clasificación: Udifolists Descripción: Tiene un espesor de 38 cm y está conformado por tres horizontes que definen el siguiente sequum: Oih-Oilh-Oil; el primer horizonte tiene un espesor de 3 cm, es de color negro; el segundo horizonte tiene un espesor de 17 cm, es pardo rojizo, en la parte central presenta una tenúe coloración oscura y agrietamiento longitudinal (Figura 34A) y, el tercer horizonte tiene un espesor de 18 cm, es de color ocre rojizo. En los tres horizontes el contenido de fibras es mayor del 40 %, éstas son gruesas y medias y, están en posición vertical; ninguno tiene desarrollo estructural y los límites entre horizontes son transicionales. La acrotelma se halla a 20 cm de profundidad y está acompañada por 107
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la formación de oxi-hidróxidos de hierro y el nivel freático oscila entre este nivel y la superficie del terreno. EVENTOS DE TURBAS La presencia de turbas en la columna estratigráfica corresponde a periodos de tiempo donde el nivel freático permanece la mayor parte del tiempo en un equilibrio precario con la superficie del terreno, favoreciendo la acumulación de macrorrestos como sucede en la actualidad en Llano Grande. En estas circunstancias se favorece la acumulación de fibras e incluso de troncos gruesos de hasta un 1 cm de diámetro debido a una descomposición lenta y, por lo tanto, la formación de humus, partículas finas de matriz y otras transformaciones es incipiente. Los espesores de tales horizontes varían entre 2 y 15 cm, siendo muy húmedos, porosos y livianos y generalmente, de colores pardo claro o pardo rojizo. A través del perfil de estos materiales se produce traslocaciones de partículas finas, entre ellas el polen (Clymo y Mackay, 1987), lo cual dificulta la interpretación de los diagramas polínicos y de otros microfósiles. El espesor acumulado de turbas (76 cm) respecto al total del núcleo representa sólo el 6% del material e incluso suelen faltar durante periodos prolongados (Figura 35); sin embargo, en ciertas secciones del núcleo se vuelven más frecuentes a modo de grupos, por ejemplo, entre las profundidades: 73-93 cm, 370-552 cm y 707-739 cm Los límites de estas capas con respecto a los demás materiales son netos y están definidos por un cambio de textura. Una descripción de estos eventos es la siguiente: Eventos entre 707-739 cm: Se caracterizan por la presencia de dos delgados horizontes de turbas en una distancia de solo 32 cm que están separados por lodos orgánicos 108
fibrosos. El horizonte basal (737-739 cm) es el primero de su tipo ya que desde esta profundidad hasta el basamento de la cuenca no se presenta nada similar y coincide con el cambio facial más drástico de toda la columna. En el horizonte superior (708-710 cm) la turba es muy porosa, lavada y con poca matriz. Eventos entre 370-552 cm: En este segmento ocurren 14 eventos turbosos repartidos en sólo 182 cm de columna con espesores individuales de turbas desde 1 cm hasta 11 cm e intercalados con lodos orgánicos fibrosos y lodos orgánicos. Estos horizontes se encuentran en las profundidades entre 547-552 cm (6 cm de espesor), en 536 cm (1 cm de espesor), 514 cm (1 cm de espesor), 512 cm (1 cm de espesor); entre 501-505 cm (5 cm de espesor), 483-480 cm (4 cm de espesor), 475-470 cm (6 cm de espesor), 453-443 cm (11 cm de espesor), 458-460 cm (3 cm de espesor), 432-430 cm (3 cm de espesor), 423-422 cm (2 cm de espesor), 399-398 cm (2 cm de espesor); en 386 cm (1 cm de espesor), 384 cm (1 cm de espesor) y, entre 371-370 cm (2 cm de espesor). El evento centrado en 549 cm es una masa de fibras muy limpias prácticamente sin matriz, rodeado de lodos fibrosos y sólo se observan algunos parches pequeños de color negro con algunas diatomeas ((Aulacoseira). Hacia la parte media, centrado en 448 cm, se presenta la concentración más importante de horizontes turbosos rodeados de lodos orgánicos fibrosos; en estos casos, fibras jóvenes coexisten con las fibras alteradas. Las turbas más someras que 399 cm están rodeadas de lodos orgánicos y poseen polvo de minerales hasta en un 5 % y diatomeas (Surirella) en un 5 %. Eventos entre 73-93 cm: En este segmento se presentan dos eventos turbosos muy particulares por el contenido de abundantes troncos de tamaño mayor al centímetro y con un diámetro de un centímetro, separados
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por un corto intervalo (31-39 cm) de lodos fibrosos. Esta concentración de troncos de plantas no identificadas es única en toda la columna. Esporádicamente aparece un delgado horizonte de un centímetro en la profundidad 274 cm. EVENTOS DE HUMIFICACIÓN Estos horizontes están desarrollados sobre lodos orgánicos y se reconocen macroscópicamente por colores negros Oah y/o Oahw debidos a la humificación, cuyos espesores varían entre 1 y 18 cm. El color negro toma tintes distintivos respecto a los colores oscuros no afectados por pedogénesis cuando se manipula el tinte digitalmente. La textura varía entre masiva y gránulos finos. La humificación también se manifiesta débilmente sin constituir horizontes diagnósticos en otros segmentos del núcleo, por ejemplo, en 1106 y 1113 cm o, por el contrario, formando un sequum o unidad genética bien clara. Estos eventos humíferos están concentrados hacia la base del núcleo entre las profundidades 872-890 cm, 1043-1066 cm, 1121-1141 cm, 11421148 cm, 1189-1199 cm y 1246-1250 cm y los límites de estos eventos con respecto a los demás horizontes son netos y están definidos por un cambio de color. Una descripción de estos horizontes en detalle es la siguiente: Evento humífero entre 872-890 cm: Tiene un espesor de 18cm y un buen desarrollo de estructura en bloques subangulares, débiles, muy finos. Aquí la humificación es muy débil y domina la estructuración del material (Figura 34c). Sequum: Oahw-Oa(h):1043-1066 cm Esta unidad genética tiene un espesor total de 16 cm y está delimitada por una discordancia nítida en el techo. El techo es un horizonte humífero y la base es un material parental orgánico. El primer horizonte Oahw, se
localiza entre 1043 y 1053 cm, es de color negro, tiene un espesor de 10cm y presenta desarrollo estructural débil. El segundo horizonte Oa(h), se localiza entre 1053 y 1066 cm, es bandeado por humificación incipiente (h), tiene un espesor de 13 cm y no presenta desarrollo estructural. El límite entre los dos horizontes es transicional. Sequum: Oah-Oa: 1121-1141 cm Al igual que el caso anterior consta de un horizonte humífero (Oah) entre 1121 y 1126 cm que se ha desarrollado sobre lodos orgánicos (Oa) entre 1127-1141 cm pero, no hay desarrollo de estructura en ninguno de ellos. Existen granos de minerales comunes y muy finos mezclados con la matriz que se incrementan hacia la base del horizonte que tiene un débil bandeo especialmente en 1135 cm. Evento humífero entre 1142-1148 cm Se trata de un horizonte Oahw de color negro con un espesor de 6 cm, desarrollado sobre el techo de un horizonte oxidado previamente preexistente y, por lo tanto, con un buen desarrollo estructural heredado. Es un segmento afectado por poligénesis edáfica. Sequum: Oah-Oa: 1189-1199 cm Este sequum se halla limitado en la base por una discordancia erosiva y en el techo por un cambio litológico entre lodos de diatomeas y lodos órgano-minerales. El horizonte superior Oah, se localiza entre 1189 y 1192 cm, es de color negro, tiene un espesor de solo cuatro centímetros y no presenta desarrollo estructural. Presenta zoodetritos, semillas y unos pocos macro-restos con halos oxidados de color pardo rojizo mezclados con macrorestos más jóvenes. El parental orgánico basal no tiene estructura y es de color pardo con manchas y bandas húmicas. 109
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Evento humífero entre 1246-1250 cm Se trata de un pequeño horizonte de color negro humífero Oahw, limitado al techo por una discordancia erosiva y con evidencias de estructuración quizás como efecto del desarrollo del horizonte suprayacente. EVENTOS DE OXIDACIÓN El proceso pedogenético más dominante en estos paleosuelos es la fuerte mineralización oxidativa que borra completamente los límites internos y ocasiona su homogeneización, acompañada de la formación de una estructura muy buena. La oxidación que sufren los paleosuelos conlleva a la conversión parcial de la materia orgánica en CO2, cambiando por completo el color del suelo original y dándole al horizonte una coloración café parda, a veces, bastante rojiza. Sólo ocurren dos de tales sucesos en la base de la columna de Llano Grande 2, una descripción de éstos, desde el techo, se hace a continuación: Primer evento oxidativo: Oalw: 1142-1188 cm Tiene un espesor de 41 cm, el color general es café pardo pero presenta manchas oscuras e incluso una pocas bandas en la base. El horizonte posee una estructura fina bien definida que desaparece gradualmente hacía la base en 1188 cm coincidiendo con un cambio litológico. El techo está marcado no sólo por la desaparición de la estructura sino también porque a partir de 1148 cm está afectado por una melanización. Segundo evento oxidativo: Oalw: 12001246 cm Este horizonte está limitado por dos discordancias siendo más notoria la de la base que está acompañada por un cambio de color y más sutil la del techo. La pedogénesis es muy evidente siendo algunos de los rasgos 110
más dominantes de esta pedogénesis la mezcla de raicillas viejas con algunas más jóvenes, la mayoría son oxidadas, la mineralización de la matriz, la existencia de moteos de humus y de manchas amarillas sobre el color general café pardo, hay pedotubulos, neominerales de hierro y zoodetritos. La estructura del horizonte Oalw, es muy buena y está acompañada de una porosidad que disminuye con la profundidad. COLUMNA PEDOESTRATIGRÁFICA De acuerdo con las descripciones previas es posible construir una columna que resume los datos pedoestratigráficos asignando cada tipo de evento significativo, como se muestra en la Figura 34, a una clase; así la clase 0, representa ausencia de pedogénesis, la clase 1, son los eventos de turbas, la clase dos, marca los niveles con humificación y la tres, los horizontes con oxidación de materia orgánica. Esta expresión de la pedogénesis como clases también obedece a una intensidad de los procesos, desde ausentes en la clase 0, hasta muy intensos en la clase tres. Es bien claro que la pedogénesis más intensa se ha presentado en la base de la perforación y estos eventos no se distribuyen homogéneamente a lo largo del tiempo sino concentrados en ciertos segmentos. INTERPRETACIÓN GICA
PALEOECOLÓ-
Casi inmediatamente después de ser liberada del hielo glaciar hace unos 14 mil años B. P., y cuando aún otros macizos montañosos colombianos estaban cubiertos de hielo, se depositan en el fondo de la cubeta Llano Grande, varias capas laminadas de sedimentos lacustres, de naturaleza arcillosa y con un espesor combinado no mayor de 1,5 m. Este lago se seca rápidamente como la atestigua una delgada capa orgánica (cerca de 4 cm. de lodos orgánicos) en cuyo techo se evidencia
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una discordancia notable acompañada de pedogénesis. La pedogénesis indica que el sedimento es expuesto al aire, bajo condiciones frías y algo húmedas, que ocasionan una humificación y el desarrollo de una discordancia. Una datación radiocarbono que cubre parcialmente este intervalo produce una edad de 8930±310 yr BP, bastante más joven que otras edades más arriba en la columna estratigráfica, lo que indica un hiato significativo y una probable pérdida de sedimentos lacustres. Luego, el lago se forma nuevamente y se depositan lodos orgánicos diatomáceos de los cuales se conservan 47 cm pero, el agua se seca pronto y se inicia una pedogénesis oxidativa; esto solamente sucede cuando las condiciones son tan drásticas que el sedimento ha perdido también gran parte de su humectación y se inicia la conversión a CO2 acompañada del desarrollo de una estructura pedogénetica muy buena, que incluso llega a afectar levemente el paleosuelo inicial. Éste es sin duda un periodo seco, frío y algo del paleosuelo se ha preservado sólo por su posición en una depresión muy profunda. En las orillas de la misma turbera (perforación Llano Grande 1) no se conserva evidencia de este paleosuelo, lo cual confirma que la erosión en otras partes del páramo fue el evento dominante, por ejemplo, en la turbera de Puente Largo una discordancia se reconoce en el fondo de la turbera (Jaramillo, 1998 y Monsalve, 2004). Un breve alivio a la sequedad reconstruye el lago y deposita 12 cm de lodos orgánicos diatomáceos, pero este dura poco y se seca nuevamente formándose un horizonte humífero bajo atmósfera húmeda. Una fase con un exceso de escorrentía debe haber retornado puesto que encima de este paleosuelo se depositaron lodos órgano-minerales y luego lodos orgánicos diatomáceos que sólo se forman en las
zonas profundas de los lagos. Sin embargo, un retorno de las condiciones frías y secas vuelve a evaporar el lago, deshidratar los sedimentos y los somete a oxidación degradativa con la formación del horizonte Olw superior. El retorno de la humedad atmosférica hace que el techo de este Olw sea sometido a humificación, marcando el inicio de lo que será la condición dominante hasta el día de hoy. Las condiciones generales a partir de 1142 cm (12600 años 14 C BP) y hasta la base del núcleo (14.5 mil años 14C BP) son frías y secas, con pulsos muy cortos de exceso de escorrentía que permitían la existencia breve del lago pero debido a que se desconoce el tiempo requerido para formar este tipo de horizontes y a que existen discordancias internas, el tiempo que representa esta sección del núcleo es difícil de establecer. Con los modelos de edad polinomiales de grado 3, estas condiciones prevalen antes de 12600 años 14C BP. El periodo frío y seco marcado por los dos horizontes oxidados indica que el páramo de Frontino estuvo libre de hielo durante el final del Pleniglacial, cuando aún otros macizos elevados colombianos tenían extensas coberturas de glaciares, quizás debido a que en Frontino las áreas que exceden la cota 3800m son muy pequeñas. Sin embargo, sólo en posiciones geomorfológicas muy protegidas y profundas se preserva algo del registro sedimentario y de los paleosuelos de este periodo, en las demás situaciones se tendrá un hiato producto de la erosión que normalmente acompaña estas condiciones climáticas. Tal aseveración tiene su confirmación en la falta de registro sedimentario durante este periodo como sucede en la Sabana de Bogotá (González et al., 1965) y en la laguna de Fúquene, entre otros sitios. Condiciones tan severas y extendidas de sequía no se presentan nuevamente durante 111
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el transcurso del Tardiglacial y Holoceno en el Páramo de Frontino, pero si fases de déficit de escorrentía con atmósferas más húmedas como lo atestiguan los eventos humíferos: Los sequum 1121-1141 cm, 1044-1066 cm y el horizonte 872-890 cm son testigos de ciclos de depositación de sedimentos lacustres acompañados de su desecación y posterior inicio de los procesos de melanización. La discordancia erosiva ubicada en 1043 cm, al techo de uno de los sequum (Figura 34d), es la más notoria de núcleo y su edad estimada es de 11500 años 14 C BP. El horizonte entre 872-890 cm es bastante particular, ya que el desarrollo de una buena estructura sin una melanización apreciable implica la dominancia de los procesos físicos de humectación y secado sobre los cambios químicos. El evento se halla en medio de una larga fase de depositación de sedimentos lacustres y como tal marca un corto pero suave pulso de desecación cercano a 10100 años 14C BP. Tal suceso es el último de su tipo en el registro, ya a partir de entonces la cuenca sedimentaria no se volvió a desecar. El estado con menos agua de la cuenca corresponde a una facies especial de pantano, donde se forman las turbas, lo cual requiere mantener el nivel freático rasante y esto implica mantener un balance hídrico a favor de la escorrentía; este equilibrio precario se alcanza en lo intervalos ya descritos como eventos turbosos, pero sólo por breves periodos de tiempo. El primero de ellos en 737 cm. marca la culminación del cambio de facies más rápido de la columna entre sedimentos de lago y de pantano centrado alrededor de 9200 años 14C BP. Este cambio se habrá producido gradualmente pero tan rápido como en unos 50 años. La siguiente concentración de eventos turbosos se produce entre 7800 y 7000 años 14C BP, distribuidos en cuatro pulsos acompañados 112
de lodos fibrosos. Poco antes del suelo actual se tiene un segmento con turbas de troncos, lo que es indicativo de una vegetación leñosa compatible con el nivel freático rasante y ubicada entre los 2100 y 1700 años 14C BP. DISCUSIÓN Y CONSIDERACIONES FINALES La pedoestratigrafía constituye una herramienta de primer nivel para reconstruir los ambientes del pasado, especialmente lo relacionado con las condiciones hídricas y de humedad de la atmósfera, lo que es especialmente valioso en periodos de tiempo cortos, donde las condiciones de régimen térmico no han variado significativamente; por ejemplo, a la altitud del Páramo de Frontino el régimen térmico es y ha sido frío durante los últimos 14 mil años y debido a que la biota paramuna tiene una adaptación a una oscilación térmica diaria muy amplia de hasta 30°C, no es de esperar que unos pocos grados de cambio en la temperatura tengan grandes repercusiones, excepto si está acompañado de alteraciones drásticas del balance hídrico. Por el contrario, en los páramos el factor clave es el estado hídrico expresado como escorrentía, almacenamiento de agua y humedad atmosférica; a modo de ejemplo, una alta humedad de la atmósfera es capaz de mimetizar una oscilación térmica por el alto calor latente del agua. Como se ha explicado, cuando los procesos edáficos operan en una atmósfera seca o húmeda dejan paleosuelos distintivos aún si en ambos casos se tienen déficit de escorrentía. Adicionalmente, si los paleosuelos se emplean en conjunto con la sedimentología es posible tener una buena idea de los procesos de escorrentía y almacenamiento de agua en el ecosistema. El estudio de los procesos y los productos edafológicos (Buol et al., 1997), permite separar la acumulación de materiales orgánicos por ausencia de mineralización
Parra et al.
de la materia orgánica, los procesos de transformación por oxigenación en estado húmedo o mojado, los efectos del nivel freático y/o de la condición de drenaje que presenta la cuenca e incluso la degradación gaseosa de la materia orgánica previamente depositada. LITERATURA CITADA BUOL, S.W., F.D. HOLE, R.J. MCCRAKEN & R.J. SOUTHARD. 1997. Soil Genesis and Classification. 4ª. Ed. Iowa State University Press. Iowa U. S. A. 527 p. CLYMO R.S. & D. MACKAY. 1987. Upwash and downwash of pollen and spores in the unsatured surface layer of Sphagnumdominated peat. New. Phytol. 105: 175183. FLÓREZ, M.T. 2000. Génesis de paleosuelos ándicos a partir del estudio de pedocomponentes, Universidad Nacional, Facultad de Ciencias, Tesis de Maestría, Medellín, 260 pp. GONZÁLEZ, E., T. VAN DER HAMMEN & R.F. FLINT. 1965. Late Quaternary glacial and vegetational séquense in Valle de Lagunillas, Sierra Nevada del Cucuy, Colombia. Leidse Geol. Mededel. 32: 157182. HERD, D.G. 1982. Glacial and volcanic geology of the Ruiz – Tolima volcanic complex cordillera Central, Colombia. In: Publicaciones geológicas especiales del Ingeominas 8: 1-48. JARAMILLO, A. 1998. Registro palinológico de una de las turberas del complejo lagunar de Puentelargo, Páramo de Frontino, Cordillera Occidental Colombiana, Tesis M.Sc, Universidad de Antioquia, Medellín, 354 pp. MALAGON, D., C. PULIDO, R. LLINAS & C. CHAMORRO. 1995. Suelos de Colombia: Origen, evolución, clasificación, distribución y uso. IGAC. Bogotá. 632 p. MONSALVE, C.A. 2004. Palinología del Holoceno Superior en la laguna Puente
Largo, Páramo de Frontino, Antioquia, Cordillera Occidental Colombiana, Tesis M. Sc., Universidad Nacional, Medellín, 122 p. PARRA, L.N., L.H. GONZÁLEZ & M.T. FLÓREZ. 1991. Lito y pedoestratigrafia preliminar para las tefras del Norte de la Cordillera Central Colombiana. Boletín de Ciencias de la tierra 10: 41-73. PARRA, L.N. & A. JARAMILLO. 1994. Palinología de las turbas del Páramo de Frontino. Revista ICNE 5(1): 51-61. SALOMONS, J. 1989. Paleoecology of volcanic soils in the Colombian Central Cordillera (Parque Nacional Natural de los Nevados. In: Studies on tropical andean ecosystems 3: 15-217. Berlín. SCHARPENSEEL, H.W. 1971. radiocarbon dating of soils- problems, troubles, hopes. En: D.H. Yaalon (ed.). Paleopedology: origin, nature and dating of paleosoils, Israel University Press, Jerusalen, Israel. 77-88 pp. THOURET, J.C. 1989. Geomorfología y cronoestratigrafía del Macizo Ruíz-Tolima (Cordillera Central Colombiana), Estudios de Ecosistemas Tropandinos 3: 257-291. THOURET, J.C., J.M. CANTAGREL, C. ROBIN, A. MURCIA, R. SALINAS & H. CEPEDA. 1985. Quaternary eruptive history and hazard-zone model at Nevado del Tolima and Cerro Machin volcanoes, Colombia. Journal of Volcanology And Geothermal Research 66(1-4): 397-426. YAALON, D.H. 1971. Criteria for the recognition and classification of Paleosols. 153-158. En: D.H. Yaalon (ed.). Paleopedology: origin, nature and dating of paleosoils, Israel University Press, Jerusalén, Israel.
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PedoestratigrafĂa de la turbera Llano Grande
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