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Introducción
El entendimiento de la variabilidad del clima resulta de gran relevancia en este tiempo, en el que todo indica que las acciones del ser humano han modificado en cierto grado la variación climática natural. El incremento en la concentración de bióxido de carbono y otros gases efecto invernadero, e incremento en la temperatura mínima provocada por acciones de la deforestación, quemas de combustibles fósiles y de otros cambios en el uso del suelo, ha favorecido una mayor frecuencia de eventos hidroclimáticos extremos, incendios, presencia de plagas, enfermedades, entre otros efectos negativos en el ecosistema (IPCC, 2014). Discernir entre si los cambios actuales son causa de la variación climática natural o es efecto de calentamiento global, demanda de información climática histórica, muchas veces inexistente por carecer de registros climáticos instrumentales o bien cuando existen, pueden ser poco confiables o estar incompletos, situación que hace su uso muy limitado. Esta situación tiene cierta justificación, si se considera la extensión territorial de México cercana a los dos millones de kilómetros cuadrados, su orografía, el costo que implica el mantenimiento del equipo y la toma y procesamiento de datos. La modernización continua de equipo en término de automatización y el uso de tecnología satelital ha permitido mejorar la información climatológica en la última década, situación deseable para un mejor monitoreo de la variabilidad climática (Comisión Nacional del Agua, 2012).
Ante esta situación, el uso de datos climáticos indirectos, procedentes de fuentes "proxy", constituyen una fuente de información histórica del clima (Bradley, 1999). Estudios dendrocronológicos resultan de gran relevancia para realizar reconstrucciones paleoclimáticas, ya que son de alta resolución y permiten analizar las fluctuaciones interanuales y multianuales del clima pasado (Fritts, 1976). En el norte de México, desde hace más de una década se viene desarrollando una red dendrocronológica, la cual se ha fundamentado en diversas especies de coníferas con dominancia de Pseudotsuga menziesii y de Taxodium mucronatum (Villanueva et al., 2011). Esta red, si bien está integrada por más de 150 cronologías, requiere la inclusión de nuevas especies, que permitan captar con mayor nitidez, el impacto de fenómenos climáticos, que determinan la variabilidad interanual y multianual del clima en esta región.
El Pinus durangensis es una de las coníferas de mayor distribución en la Sierra Madre Occidental, en particular en su extremo sur, que comprende los estados de Durango, Chihuahua, Zacatecas y norte de Jalisco (Farjon et al., 1997). La amplia distribución de esta especie en el estado de Durango, aunada a la formación de un fuste recto, color y suavidad de su madera, la hacen una de las más explotadas (García y González, 2003), de tal suerte, que son pocos los sitios de bosques coníferas en la Sierra Madre Occidental, en los que aún se pueden ubicar ejemplares longevos, que puedan extender la información paleoclimática en el tiempo (Lammertink et al., 1997).
La cuenca alta forestada de la cuenca Baluarte genera el agua que fluye por el cauce principal del río Baluarte y que desemboca en el área de Marismas Nacionales, un sitio de prioridad internacional para la conservación (De la Lanza et al., 2012). La presencia de rodales puros o mezclados de Pinus durangensis, convierte a esta especie en un candidato idóneo para realizar estudios dendroclimáticos. Así mismo, esta característica permite analizar su potencial en estudios de esta naturaleza. Las características mencionadas anteriormente sobre la especie y los sitios propuestos determinan la posibilidad de proyectar los siguientes objetivos.
Objetivos
a) Determinar el potencial dendrocronológico de Pinus durangensis, una especie de alta importancia maderera en los estados de Durango y Chihuahua; b) con base en las series de crecimiento de anillo total, madera temprana y tardía, determinar la variabilidad climática de los últimos tres siglos, de cuencas que integran la región hidrológica Presidio San Pedro, que drenan hacia ecosistemas importantes de conservación en el Pacífico Mexicano y c) analizar las fluctuaciones hidroclimáticas en el tiempo y determinar el impacto de ENSO en la variabilidad interanual y multianual de la precipitación en la región hidrológica Presidio San Pedro.
Materiales y métodos
Descripción del área de estudio
La presente investigación se llevó acabo en el paraje Las Minitas, Pueblo Nuevo, Durango (Fig. 1). En este lugar, se ubicó un rodal de bosque mixto con dominancia de Pinus durangensis, en las coordenadas geográficas 23° 37' 3.5" latitud Norte y 105° 25' 38.3" longitud Oeste y a 2575 m de altitud.
Figura 1 Ubicación geográfica del área de estudio, indicada por un círculo y las estaciones climáticas (triángulos) de las que se obtuvieron los datos meteorológicos para el análisis dendroclimático.
El área de estudio se ubica en la región hidrológica 11 Presidio San Pedro, dentro de la cuenca Baluarte, que drena hacia el río Baluarte y que desemboca finalmente en la porción sur del estado de Sinaloa, coordenadas 22° 49' 46.5" N, 106° 02' 5.0" O, en sus límites con el estado de Nayarit.
La geología del área está dominada por roca ígnea extrusiva tipo ácida y, morfológicamente, los suelos dominantes son del tipo Regosol eútrico, con suelos secundarios Cambisol eútrico y Feózem háplico, de textura media (Re+Be+Hh/2L). El clima es semicálido subhúmedo (A)C(w2), que se caracteriza por poseer una temperatura media anual mayor a 18 °C, temperatura del mes más caliente mayor a 22 °C; precipitación del mes más seco menor a 40 mm; lluvias de verano con índice P/T mayor a 55 y porcentaje de lluvia invernal de 5.0% a 10.2% del total anual (Inegi, 2009). El sitio de muestreo se ubica en una ladera con un grado de pendiente de 20° a 30°. La vegetación del sitio no ha sido aprovechada en el pasado y está dominada por un bosque de coníferas de Pinus durangensis, asociado a Pinus cooperi y Pinus arizonica, así como Quercus sideroxyla, Q. rugosa y Arbutus arizonica (García y González, 2003).
Muestreo y especie en estudio
Pinus durangensis es una especie presente en bosque mixto de pino o de pino-encino en el noreste de la Sierra Madre Occidental. La especie se caracteriza por poseer agujas en fascículos de 4 a 8, aunque dominan de 6 (Farjon et al., 1997). Presenta alturas entre 15 m y 40 m con diámetros de fuste a la altura del pecho de 0.5 m a 1.5 m; la copa es redonda en árboles maduros y su madera es suave, de coloración amarilla y de excelente calidad (García y González, 2003); alcanza un producción de madera en rollo hasta de 8 m3 en sitios de Chihuahua y Durango (Armendariz et al., 2003).
Se seleccionaron árboles con el menor disturbio posible en la estructura del rodal y se tomaron muestras (virutas, núcleos de crecimiento) con taladros de incremento de los árboles seleccionados. Se colectó un total de 63 árboles de Pinus durangensis. Las muestras fueron registradas y procesadas en Laboratorio de Dendrocronología del Instituto Nacional de Investigaciones Forestales, Agrícolas y Pecuarias (Inifap) en Gómez Palacio, Durango. Para el proceso de montaje, se utilizaron soportes de madera. Posteriormente, se pulieron con lijas en una secuencia de granos ascendentes de grueso a fino (120-400) hasta lograr una visualización de los elementos leñosos más relevantes. Una vez definido el límite entre anillos, se procedió al fechado y cofechado siguiendo las técnicas de Stokes y Smiley (1968).
La observación de los anillos de crecimiento se realizó a través de un estereoscopio con resolución 10X, modelo SZ2-ILSI, marca Olympus Corporation. La medición de las bandas de crecimiento, se realizó con un sistema de medición VELMEX conectado a un PC y con una precisión de 0.001 mm (Robinson y Evans, 1980). El control de calidad del fechado, se verificó mediante el programa que compara la correlación entre un conjunto de series en segmentos de 50 años, con traslapes entre secciones de 25 años (Holmes, 1983; Grissino-Mayer, 2001). Este procedimiento permitió asegurar el fechado de cada crecimiento al año exacto de su formación. Los factores no relacionados con clima, se removieron al insertar a las series de medición diversas funciones de ajuste como exponencial negativa, rectas de regresión y curvas suavizadas. Este ajuste generó series estandarizadas de índice de crecimiento (anillo total, madera temprana y tardía) con una media próxima al valor de 1.0 (Fritts, 1976; Cook, 1987).
El potencial dendrocronológico de la especie, se analizó en función de diversos parámetros derivados de los programas COFECHA y ARSTAN como son intercorrelación entre series, que mide la intensidad de la señal común entre los árboles muestreados en un sitio; sensibilidad media, que es una medida del cambio relativo en grosor de los anillos en relación con el año previo en una serie de crecimiento; autocorrelación de primer orden, que determina la influencia del crecimiento del año previo en el grosor del anillo del año actual. Otras variables consideradas fueron el número de anillos perdidos y problemas con anillos falsos o dobles (Grissino-Mayer, 2001).
Para determinar la influencia del clima sobre el crecimiento del Pinus durangensis, se ubicaron las estaciones meteorológicas más próximas al sitio de muestreo. En este caso, específicamente se utilizó ERICIII (Instituto Mexicano de Tecnología del Agua, 2006). La relación entre las cronologías y la variabilidad de la precipitación, se obtuvo mediante análisis de correlación con datos de las estaciones meteorológicas El Salto, Las Bayas, Navios y San Dimas (Tabla 1). Esta comparación se realizó empleando la sumatoria de la precipitación mensual del año corriente y previo a la formación de los anillos; de esta manera, se definió el período de mayor correlación, al cual se le atribuye como período de crecimiento previo corriente de crecimiento.
Tabla 1 Estaciones consideradas para la reconstrucción de la precipitación estacional en el periodo enero-agosto (1968-2001).
La relación entre las versiones de las cronologías con datos de precipitación, se obtuvo mediante análisis de correlación con datos acumulados de precipitación mensual previo a la formación del anillo anual y durante el año de crecimiento. De esta manera, se definió el período, en el cual estadísticamente se encontró la mayor correlación.
Para el proceso de reconstrucción, los registros de precipitación se analizaron mediante el proceso de calibración-verificación utilizando la subrutina Verify incluida en la Librería de Programas Dendrocronológicos de la Universidad de Arizona (DPL). En este proceso, la mitad de los registros disponibles se utilizó para calibración, mientras que la mitad restante para verificación, si ambos sub-períodos eran significativos en término de pasar diversas pruebas estadísticas como prueba de "t", reducción del error, prueba de signos, primera diferencia mínima y correlación, entonces se utilizó el período total de datos disponibles para generar la ecuación de regresión utilizada para la reconstrucción de los datos de precipitación estacional (Fritts, 1991).
Los datos reconstruidos se verificaron con reconstrucciones dendroclimáticas ya existentes y con archivos históricos disponibles, que registraron efectos económicos y sociales producidos por la incidencia de períodos secos en esta zona. Para analizar el impacto de la variabilidad climática detectada en la reconstrucción, los índices de madera temprana de la versión residual, se compararon con datos registrados y reconstruidos del Índice de Oscilación del Sur (SOI, por sus siglas en inglés), ya que este fenómeno tiene un alto impacto en la variabilidad de la precipitación invernal en el norte de México (Stahle et al., 1998; Díaz et al., 2002; Cleaveland et al., 2003; Magaña, 2004).
Resultados y discusión
De una población de 63 árboles muestreados y 103 núcleos de crecimiento disponibles, se fecharon 88 radios (85% de la muestra total). El restante 15% fue descartado por presentar problemas de crecimiento. Algunos parámetros dendrocronológicos derivados de los programas COFECHA y ARSTAN indicaron que los árboles de esta especie tiene alto potencial dendrocronológico, como lo indica la intercorrelación entre series de 0.463, sensibilidad media de 0.309, autocorrelación de primer orden (0.41) y relación señal-ruido de 5.24 (Fritts, 1976; Grissino-Mayer, 2001). Los valores de estos parámetros, no son menores a los generados para diversas especies de coníferas presentes en la Sierra Madre Occidental y en consecuencia no limitan la reconstrucción potencial de variables climáticas (Grissino-Mayer, 2001; Villanueva et al., 2008; Constante et al., 2010).
La serie dendrocronológica de anillo total se extendió de 1780 a 2012 (233 años de longitud) y, acorde con el número de muestras que intervinieron en el cálculo del valor del índice de cada año, el período más apropiado con fines de reconstrucción paleoclimática se extiende de 1840 a 2013, donde se presentan más de 5 radios y que se incrementa a más de 70 en los últimos 50 años de la cronología (Fig. 2). Este período fue determinado por el parámetro SSS (Subsample Signal Strenght, por sus siglas en ingles), que compara una cronología con un tamaño de muestra infinita, en relación con el comportamiento de la misma cronología con una muestra finita (Cook, 1987).
Figura 2 Serie dendrocronológica estándar de anillo total y tamaño de muestra empleado para generar la cronología con extensión de 1785-2012 (232 años).
La desviación estándar del período de 1785 a 1840 (0.0186) y de 1841 a 2013 (0.019) indicó similitud en su variación interanual; adicionalmente, la presencia de series dendrocronológicas y estudios dendroclimáticos desarrollados previamente en cuencas vecinas de los estados de Chihuahua y Durango, permitió que se utilizara el período total de la cronología desarrollada con fines de reconstrucción, ya que de esta manera, se pudo verificar la variabilidad hidroclimática del período soportado con un tamaño de muestra menor.
Función de Respuesta
Los análisis de correlación entre la cronología y los datos climáticos de la región durante el intervalo de 1968 a 2001, indicaron que solo cuatro de las estaciones meteorológicas (El Salto, Las Bayas, Navíos y San Dimas) tuvieron una asociación positiva. Específicamente, la serie residual de madera temprana presentó una correlación significativa con los meses de enero a agosto del año corriente de crecimiento (Tabla 1).
Para definir la respuesta del crecimiento a las condiciones climáticas, se correlacionó la serie residual de madera temprana (EWI) con los registros de precipitación total del período 1968-2001; no obstante, la mejor correlación se obtuvo para el período 1968-1998 entre el EWI y la precipitación acumulada enero-agosto (r = 0.72, p<0.01). Diferentes períodos estacionales de precipitación mostraron correlaciones positivas con el crecimiento de madera temprana; es decir, enero-abril (r=0.657, p<0.01), enero-mayo (r= 0.654, p<0.01) y enero-agosto (r= 0.72, p<0.01); este último y por tener mayor correlación e incluir un mayor número de meses, se utilizó en la reconstrucción de precipitación (Fig. 3).
Reconstrucción de la precipitación
La relación entre la cronología residual de madera temprana y la precipitación enero-agosto período 1968-1998, produjo una correlación de 0.72 (p<0.01), lo cual implica que los crecimientos de la madera temprana, explican 52% de la variación en la precipitación que ocurre en dicho período (Fig. 4).
Figura 4 Relación entre el índice de madera temprana y la precipitación acumulada enero-agosto con registros de las estaciones meteorológicas El Salto, Las Bayas, Navios y San Dimas, período 1968-1998.
Del programa Verify, se determinó que la prueba de calibración, realizada en la mitad de los registros de precipitación disponible (1968-1998), mostró una asociación significativa con la versión residual de la cronología EWI (r =0.70, p<0.004, n=15, 1984-1998); una situación similar ocurrió con el período 1968-1983, utilizado con fines de verificación, donde la correlación también fue significativa (r= 0.80, p<0.0006, n= 15). Los estándares estadísticos involucrados en el análisis soportan su validez, por lo que se utilizó el período de 1968 a1998 para generar la ecuación de regresión con fines de reconstrucción (Tabla 2). La ecuación de regresión lineal fue la siguiente:
Yi= -39.513636383+648.65563Xi
Donde:
Yi = Valor reconstruido de precipitación estacional para un año determinado
Xi = Índice de madera temprana de la cronología resi dual (EWI)
Tabla 2 Estadísticos derivados de las pruebas de calibración, verificación entre la cronología EWI y precipitación estacional eneroagosto.
1Medida de la relación entre dos variables aleatorias cuantitativas y es independiente de la escala en las que estén medidas; 2Primera diferencia de los datos observados y reconstruidos (t - t-1), la transformación remueve tendencias que pueden afectar el coeficiente de correlación (Fritts, 1976); 3Valores de la prueba de "t" entre las medias de los valores observados y reconstruidos; 4Valores de salida de la media de cada serie (Fritts, 1976); 5Cualquier valor positivo indica que la reconstrucción contribuye únicamente con información paleoclimática.
* significativo, p<0.05.
El período reconstruido de la precipitación se extendió de 1780 a 2012 (Fig. 5), en este tiempo se observan sequías recurrentes, intensas y prolongadas; así en el siglo XVIII la más severa se presentó en la década de 1790, aunque fueron más frecuentes en los siglos XIX (1800, 1820, 1840, 1860, 1860, 1890) y XX (1900, 1920, 1950, 1970, 1990, 2000). Los períodos húmedos fueron menos frecuentes, de menor extensión y los años extremadamente húmedos ocurrieron en 1793, 1814, 1827, 1884, 1968, 1985 y 1997 (Fig. 5).
Figura 5 Precipitación reconstruida estacional enero-agosto para la parte alta de la región hidrológica Presidio San Pedro. La reconstrucción se extiende de 1785 a 2012. La línea gris son los valores de precipitación enero-agosto y la línea oscura, representa una línea flexible suavizada (spline) para resaltar eventos de baja frecuencia a nivel década.
Las reconstrucciones dendroclimáticas fundamentadas en modelos de regresión generalmente tienden a minimizar los períodos e intensidad de eventos secos y húmedos, ya que los modelos explican menos de 100% de la varianza observada en los datos climáticos instrumentales (Cleaveland et al., 2003). Sin embargo, las reconstrucciones dendroclimáticas y datos procedentes de archivos históricos en la región, señalan la presencia de sequías en gran parte de los períodos detectados en esta reconstrucción, caso específico las sequías de las décadas de 1790, 1860, 1890, 1900, 1920, 1950 y 1990 (Díaz et al., 2002; Cleaveland et al., 20003; González-Elizondo et al., 2005; Villanueva et al., 2005); así por ejemplo, los años de 1785 y 1786 se conocen como "El Año del Hambre" por la sequía intensa y presencia de heladas tempranas que mermaron la producción de maíz en el Valle de México (Florescano, 1980). Esta sequía no solo afectó el centro de México, si no que se extendió hasta gran parte del norte de México, como lo indican diversas reconstrucciones dendroclimáticas desarrolladas para los estados de Durango y Chihuahua (Villanueva et al., 2009) y archivos históricos de la Cd. de Chihuahua (Endfield y Fernández, 2004; Contreras, 2005).
Las sequías registradas en 1801-1805, 1819-1824 y 1893-1898 son consistentes con las estimadas en reconstrucciones de precipitación invierno-primavera y reconstrucciones de flujo en la cuenca del río Nazas, Durango (Villanueva et al., 2005; Cerano et al., 2012). Los eventos extremos no solo afectaron a los ecosistemas, también tuvieron una gran repercusión en la población humana; por ejemplo, en la década de 1950 se registró una de las peores sequías del siglo XX. Este evento provocó el inicio del proceso masivo de migración de las áreas rurales hacia el extranjero, a países como los Estados Unidos para emplearse como "braceros" para trabajos agrícolas (Florescano et al., 1995; Cleaveland et al., 2003; Sánchez et al., 2012). Las sequías de las últimas décadas como las ocurridas en las décadas de 1970, 1980, 1990 y de 2007 a 2013 documentadas con registros climáticos, hidrométricos y con datos de producción de alimentos (Inegi, 2013); también son registradas por la red dendroclimática disponible para el norte de México, que clasifica a estos años como muy secos. A su vez, esta red también identifica secos a los años 2011 y 2012, donde la sequía magnificó su efecto cubriendo varios estados del norte de México, lo que ocasionó reducción en la producción de alimentos e incrementó la mortandad de ganado (Giner et al, 2011).
Los períodos húmedos fueron menos frecuentes en esta reconstrucción, generalmente no se expresan con la intensidad que se presentaron históricamente, ya que el mayor énfasis está dado por períodos críticos de sequías severas y los períodos de bonanza pueden pasar desapercibidos. Por otra parte, eventos muy lluviosos no son detectados detalladamente por los anillos de los árboles ya que, algunas veces, estos se presentan después de que el anillo de crecimiento se ha formado completamente, aunque mucha de esta humedad queda almacenada en el suelo favoreciendo el crecimiento del anillo en el año siguiente (Fritts, 1976). No obstante, la reconstrucción indicó la presencia de períodos húmedos, como la década de 1830, registrándose también en gran parte de los EUA (Fye et al., 2003). Este período también se ha caracterizado por presentar una baja frecuencia de incendios forestales (Yocom et al., 2010). Algunos años con escurrimientos extraordinarios detectados en esta reconstrucción, se han observado en reconstrucciones de flujo para cuencas en la Sierra Madre Occidental que drenan tanto hacia la Altiplanicie del Desierto Chihuahuense como hacia la Costa del Pacífico (Cerano et al., 2009; Villanueva et al., 2005, Villanueva et al., 2014).
El comportamiento de la variabilidad climática en esta región, está determinado por diversos fenómenos atmosféricos circulatorios y uno de los más importantes es ENSO, en particular, durante su fase cálida, que se caracteriza por un incremento en la precipitación invernal (Stahle et al., 1998; Stahle et al., 2011). Por el contrario, durante la fase fría se presentan sequías, en ocasiones con varios años de duración (Magaña et al., 2004; Seager et al., 2009). Un comportamiento totalmente opuesto ocurre en el centro de México, donde en años de El Niño se presentan sequías severas, mientras que en años de La Niña, la lluvia está por encima del promedio histórico. Se ha indicado que el dipolo entre condiciones húmedas y secas es justamente el Trópico de Cáncer (Therrell et al., 2002; Yocom et al., 2010). Si bien parece que este zona geográfica no ha sido estática y ha cambiado de latitud a través del tiempo, además de que no siempre esta dipolaridad tiene el mismo patrón de comportamiento (Stahle et al., 2011).
Al comparar la cronología regional EWI e índices del SOI, como los generados por Allan et al. (1996), National Climatic Data Center (NOAA, 2014), Índice de Lluvia Tropical (TRI) (Wright, 1979), Índice Multivariado de ENSO (MEI) (NOAA, 2014) y los reconstruidos para el norte de México (Stahle et al., 1998), se encontró una asociación significativa entre ambas variables, que no superó r = -0.52 (p<0.01) (Tabla 3). Esta correlación fue menor a la observada en cronologías regionales, las cuales captan una mayor variabilidad del impacto de este fenómeno a nivel región hidrológica (Cleaveland et al., 2003). La relación entre los índices EWI y SOI para el período invernal fue inversa, indicando un efecto negativo durante la fase cálida de El Niño. Sin embargo, la asociación fue positiva con los índices TRI y MEI, ya que el primero considera la cantidad de lluvia en milímetros y el índice MEI tiene invertidos los signos con valores positivos durante la fase de El Niño y negativos durante La Niña, no obstante que, el fenómeno que se analiza es el mismo (Wolter y Timlin, 2011).
Tabla 3 Relación ente la cronología de madera temprana del sitio las Minitas, Pueblo Nuevo, Durango y los índices estacionales promedio SOI del período invierno-primavera.
1SOI reconstruido (Dic-Feb): índices SOI reconstruidos de una red dendrocronológica de Norte América (Stahle et al., 1998); 2Allan SOI (Dic-Feb): índices de SOI derivados de la diferencia de presión de la temperatura de agua del mar entre las islas de Tahiti y Darwin (Allan et al., 1996). 3TRI: Índice de Lluvia Tropical, estimación de la variabilidad de ENSO al involucrar anomalías de precipitación en el Pacífico central (Wright, 1979); 4MEI: Índice Multivariado de ENSO, involucra presión al nivel del mar, velocidad del viento, temperatura del agua y del aire y nubosidad en el Pacífico central (Wolter y Timlin, 2011). 5SOI Enero-Abril, índice que considera diferencia de presión en el Pacífico central. Valores negativos por debajo de -8 indican episodios El Niño (NOAA, 2014).
El fenómeno del Monzón de Norteamérica (NAMS) es el que más influye en la precipitación de verano en esta región, pero su variabilidad interanual es menor (Douglas et al., 1993). En este estudio no se encontró una relación significativa entre la serie dendrocronológica de madera tardía y la precipitación de verano.
Conclusiones
Los parámetros dendrocronológicos de Pinus durangensis derivados de los programas COFECHA y ARSTAN constatan el alto potencial de la especie para generar series de anillo total, madera temprana y tardía, climáticamente sensitivas, como lo indican valores adecuados de inter-correlación entre series (0.463), sensibilidad media (0.309), autocorrelación de primer orden (0.41) y relación señal-ruido (5.24); valores que son similares a otras especies de uso común en estudios dendrocronológicos para el norte y centro de México.
La extensión de las series dendrocronológicas fue de 232 años (1785-2012), esto implica que la longevidad de la especie al menos puede alcanzar más de dos siglos, lo que la hace de alto valor científico para extender la información climática en el tiempo.
La serie de madera temprana respondió significativamente a la precipitación acumulada enero-agosto, precipitación que representa entre 65 y 75% de la precipitación total anual en esta región y que alimenta el sistema hidrológico Baluarte, uno de los ríos del que depende el ecosistema de estuarios de Marismas Nacionales en los estados de Sinaloa y de Nayarit.
Los períodos de secos y húmedos reconstruidos en el presente estudio han sido observados en otras reconstrucciones regionales, lo que es de gran valía paleoclimática, ya que corrobora que estos fenómenos se extendieron en grandes superficies incluyendo la parte alta de la región hidrológica Presidio San Pedro.
La variación interanual de la precipitación inviernoprimavera observada en esta reconstrucción tiene alta influencia de ENSO y el entendimiento de su comportamiento, es de gran relevancia con fines de la planeación y manejo de los recursos hídricos, los cuales son esenciales con fines agropecuarios y para conservación de ecosistemas con alta biodiversidad como lo es Marismas Nacionales.
La falta de asociación significativa entre la precipitación de verano, donde ocurre más de 70% de la precipitación anual, y la serie dendrocronológica de madera tardía es un indicativo de la escasa variabilidad hidroclimática que se presenta durante esta estación del año.
