Evolución glaciar en los Andes Centrales
(Cordillera Blanca, Junín, Cordillera Oeste de Bolivia y Cordillera Real)
Adrián Fernández Sánchez
Trabajo de Fin de Grado de Geografía y Ordenación del Territorio
Universidad Complutense de Madrid
Huayna Potosí. Cordillera Real, Bolivia.
Tutor: Dr. David Palacios Estremera
Departamento de Análisis Geográfico Regional y Geografía Física (UCM).
Junio de 2014. Madrid.
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Pero ¿dónde están las nieves de antaño?
François Villon (1431-1485).
Evolución glaciar en los Andes Centrales
Adrián Fernández Sánchez
Trabajo de Fin de Grado
Geografía y O.T.
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Agradecimientos
En primer lugar agradecer al Dr. David Palacios, tutor del Trabajo de Fin de Grado, la dirección
y los consejos ofrecidos, sin los cuales no habría sido posible desarrollar correctamente este
estudio. Agradecerle también, el haber proporcionado la gran mayoría de la información, sin
olvidar la aportada por el Dr. Antoine Rabatel, la cual ha sido muy útil para la elaboración del
trabajo.
Mis agradecimientos van también dirigidos a mis padres Carlos y Mar y a mi hermana Eva Lara,
por la paciencia mostrada durante el largo proceso de la elaboración del trabajo de fin de
grado. Agradecer a África Quílez su apoyo y confianza. También he de dar las gracias a amigos
y compañeros por sus ánimos.
De forma especial dedico mi agradecimiento a Laurenth Montero, quien de su mano me dio a
conocer los lugares que motivaron este estudio.
Por último agradezco a Medardo Chávez su disponibilidad para conseguir material de
información que pudiese completar el trabajo.
Gracias a todos vosotros.
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Índice
1. Introducción ............................................................................................................. 5
1.1. Resumen ................................................................................................................................. 5
1.2. Justificación ............................................................................................................................ 5
1.3. Objetivos ................................................................................................................................. 6
2. Encuadre territorial .................................................................................................. 7
2.1. Localización de los Andes Centrales ........................................................................................ 7
2.2. Marco Macroclimático............................................................................................................ 8
2.3. Litología y Geología ................................................................................................................ 8
2.4. Características Climáticas .................................................................................................... 10
2.5. Estructura y Geomorfología ................................................................................................. 12
2.6. Características Hidrológicas ................................................................................................. 13
3. Metodología .......................................................................................................... 15
4. Resultados ............................................................................................................. 21
4.1. Cordillera Blanca, Perú ......................................................................................................... 21
4.2. Cordilleras de Junín y Huaytapallana, Perú .......................................................................... 28
4.3. Zona Volcánica Central de Bolivia......................................................................................... 34
4.4. Cordillera Real de Bolivia ..................................................................................................... 41
5. Discusión ................................................................................................................ 48
5.1. Forzamientos a escala milenaria .......................................................................................... 48
5.2. Forzamientos a escala centenaria ........................................................................................ 52
5.3. Forzamientos a escala decadal e interanual......................................................................... 54
6. Conclusiones ........................................................................................................... 56
Referencias bibliográficas ............................................................................................... 62
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1. Introducción
1.1. Resumen
Como es sabido, los glaciares responden a los cambios climáticos con cambios en su superficie. A lo largo
de las épocas pasadas, los glaciares de los Andes Centrales han evolucionado de forma distinta
dependiendo de su ubicación en latitud y según su situación en la Cordillera Oeste o en la Cordillera Este.
Los últimos máximos glaciales (Last Glacial Maximum) ocurrieron de forma sincrónica hace 34 ka en
Cordillera Blanca (Perú), Cordillera Real (Bolivia) y Junín (Perú) y son anteriores a los máximos mundiales.
Tan solo en la Zona Volcánica Central de Bolivia los glaciares avanzaron consistentes con el máximo
glacial global, hace 25 ka. Las causas de estas diferencias son debido a la distinta intensidad de
fenómenos como el Monzón Sudamericano y a la magnitud del desplazamiento en latitud de la Zona de
Convergencia Intertropical, factores controlados por los cambios de insolación debidos a forzamientos
astronómicos. Los avances recientes ocurrieron durante la Pequeña Edad de Hielo (Little Ice Age), en
torno al Siglo XVII, en todas las cordilleras del ámbito de estudio de las que se tienen datos. Además
fueron sincrónicos con el resto de máximos LIA mundiales. Para los máximos LIA los factores que se han
establecido como consecuencias de las condiciones que dieron lugar a los avances son la variabilidad de
las temeperaturas de la superficie marina (Sea Surface Temperature) y la variabilidad de los episodios
ENSO (El Niño y La Niña). En este trabajo se pone de manifiesto las diferencias en la evolución glaciar
según la ubicación en latitud y en diferentes cordilleras, las cuales llevaron a la incidencia de condiciones
climáticas distintas.
1.2. Justificación
Excluyendo el agua subterránea, los glaciares son el 80% de las reservas de agua dulce en el
planeta. El 99% de esta agua en estado sólido se encuentra en la Antártida y Groenlandia,
mientras que el resto se reparte en las regiones templadas, subtropicales y tropicales (Kaser y
Osmaston, 2002).
De los glaciares tropicales, el 99% se encuentran situados en la región de los Andes Centrales
de Sudamérica, mientras el resto están en montañas tropicales de África, Asia y Nueva
Zelanda. La distribución de estos glaciares en los Andes Centrales es simple: el 70% se sitúa en
Perú, el 20% en Bolivia y el 10% restante en el Norte de Chile y Argentina. Sin embargo estas
cifras representan el 5% de los glaciares a escala planetaria (Kaser y Osmaston, 2002).
Los glaciares son importantes como recursos hidrológicos y como indicadores del cambio
climático. En la región de los Andes Centrales abastecen con agua dulce a los habitantes de
capitales como La Paz (Bolivia) y Lima (Perú) o las regiones áridas de Chile y Argentina, en
donde llegan a permitir aprovechamientos agrarios del suelo donde sin las aguas de fundido
glaciar sería imposible. También son recursos valiosos para la generación de energía
hidroeléctrica con ejemplos de poblaciones como Huaraz, en Perú o Sauce Andes, Chile
(Hambrey y Alean, 1992).
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Los glaciares responden con cambios de balances de masa en sus superficies a las
fluctuaciones climáticas de larga y corta duración, bien sean fluctuaciones locales, regionales o
globales. La respuesta es la diferencia entre la acumulación y la ablación. Los situados en áreas
tropicales son altamente sensibles a los cambios en las características climáticas locales y
regionales. Por lo tanto la evolución de los glaciares tropicales servirá como indicador de los
patrones climáticos pasados, llegando a reflejar variaciones en temperatura y precipitación a
escalas de variación milenaria, anual, interanual e incluso diurna.
Conocer la evolución glaciar a nivel regional en los Andes Centrales permite interpretar la
recurrencia a escala milenaria de fenómenos como El Niño Sourthern Oscillation (al igual que
fenómenos La Niña), variaciones en la temperatura de la superficie marina, desplazamientos
en la Zona de Convergencia Intertropical, variaciones en la intensidad de la insolación y de
manera más especial la respuesta a la producción de gases de efecto invernadero (Gutiérrez
Elorza, 2001).
El futuro climático de nuestro planeta puede predecirse a través de la observación de la
respuesta glaciar pasada a las variaciones climáticas. La introducción de estos patrones en
programas de modelización permite conocer la respuesta a futuro de los glaciares y también
las posibilidades de recurrencia de los fenómenos que han llevado a determinadas condiciones
para el mantenimiento, el avance o el retroceso glaciar.
A su vez la evolución glaciar en los Andes Centrales permite establecer los rebotes isostáticos
producidos en los últimos miles de años, los que se siguen produciendo y los que se
producirían en caso de que los glaciares retrocediesen más aún.
1.3. Objetivos
El presente trabajo tiene como objetivo principal sintetizar la evolución glaciar en los Andes
Centrales de Sudamérica, así como correlacionar los cambios en la extensión glaciar de
diferentes áreas de los Andes Centrales, explicando los eventos que hayan podido motivar
dichos cambios.
El conocimiento de la evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia es el tema de
estudio principal de este trabajo. El mismo se centrará en la obtención de datos relativos a las
fluctuaciones de las líneas de contorno glaciar durante los principales eventos climáticos
conocidos en el periodo Cuaternario.
Para el análisis de la evolución glaciar se han elegido cuatro cordilleras que cubrirían las dos
principales divisiones fisiográficas de los Andes Centrales (Cordillera Oeste y Cordillera Este) y
los glaciares situados tanto en las latitudes tropicales cercanas al Ecuador y las más alejadas.
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2. Encuadre territorial
2.1. Localización de los Andes Centrales
Los Andes es una cordillera sudamericana de 8.500 kilómetros de longitud, ubicada entre 12o N
y 56o S de latitud. Posee una anchura variable de entre 250 kilómetros en su zona más
estrecha y 750 kilómetros en la más ancha.
La complejidad de la colisión continental y sus características tectónicas dan la división de la
cordillera en tres complejos: los Andes del Norte, los Andes Centrales y las secciones del Sur.
Los Andes Centrales tienen una longitud de 5.200 Km y comprenden una parte de los Andes. A
su vez los Andes Centrales se dividen en Andes Centrales del Norte y Andes Centrales del Sur.
Los primeros poseen una tendencia de alineaciones montañosas de NW-SE y discurren desde
Huancabamba (5o S) hasta Arica (18o S), mientras que los Andes Centrales del Sur tienen una
tendencia de alineaciones N-S y se prolongan desde Arica hasta una latitud aproximada de
30oS. El Anexo II.I y la Figura 2.1.1. muestran la localización de las altitudes superiores a 4000
metros sobre el nivel del mar, que se pueden considerar como los Andes Centrales.
Es posible afirmar, por tanto, que los Andes Centrales tienen una posición Tropical y que las
dinámicas climáticas quedarán influidas por esta posición.
Figura 2.1.1. Extracto del Anexo II.I. donde se muestran las altitudes superiores a 4000 m. Elaboración propia a partir del
mapa de localización de Mark et al. 2004.
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2.2. Marco Macroclimático
Según la clasificación Köppen el dominio en los Andes Centrales sería un Clima de Alta
Montaña, con la fórmula “H” correspondiente a la clasificación establecida en 1936. En
ocasiones este clima se le denomina, Clima de Puna, siendo propio del área central de la
Cordillera Andina (Cuadrat y Pita, 2011).
El clima de Puna está basado fuertemente en la altitud y la posición latitudinal. Es una región
de baja presión atmosférica, escasas precipitaciones y una temperatura media variable de 6oC
hasta los -7oC (Cuadrat y Pita, 2011).
2.3. Litología y Geología
La litología de los Andes Centrales1 es muy heterogénea y de difícil aproximación. Para
comentarla se ha tratado de resumir los diferentes tipos de rocas, agrupándose en
formaciones que compartan génesis y litología. En el Anexo II.II. se puede observar las
principales formaciones litológicas de los Andes Centrales.
Los materiales que componen los Andes Centrales son principalmente sedimentarios y en gran
medida volcánicos. También se encuentran rocas ígneas que intruyen metasedimentos o que
forman batolitos. Principalmente son sedimentos de la era Paleozoico que han quedado
elevados por las tectónicas compresivas y extensivas.
Andes Centrales del Norte
Los Andes Centrales del Norte poseen litologías sedimentarias e ígneas.
Las formaciones sedimentarias son principalmente de un ambiente marino somero. Se trata de
litologías de Conglomerados, Areniscas, lutitas, Margas y Calizas. Constituyen el componente
principal de los rebordes del Noreste (los Subandes) y el Noroeste. Su cronología se
corresponde con los periodos Cretácico y Triásico. También existen algunos materiales de
origen vulcanosedimentario, como piroclastos y cenizas volcánicas.
El interior de los Andes Centrales del Norte se compone de formaciones ígneas, que forman
plutones y batolitos. Se extienden hasta más al Sur de la llanura de Junín (de relleno lacustre,
formación “Juaya”) y se componen de Granitos, Granodioritas (de la era Paleozoico) y plutones
1 Este apartado se compone de unidades geológicas sintetizadas a partir de los datos de los visores de cartografía
geológica del servicio INGEMMET (www.ingemmet.gob.pe) del Estado del Perú, del servicio Sernageomin
(www.sernageomin.cl) del Estado de Chile y del Visor de Infraestructura de Datos Espaciales Geobolivia
(http://geo.gob.bo/) del Estado Plurinacional de Bolivia.
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de origen Precámbrico y tardihercínico (probablemente de cronología correspondiente al
periodo Mesozoico). Las granodioritas a su vez aparecen en los rebordes Este y Oeste.
Andes Centrales del Sur
En el lugar donde las alineaciones comienzan a girar de N-S a NE-SW aparecen los
metasedimentos de geología correspondiente al periodo Ordovícico, aunque en ocasiones son
Silúricos. Algunos de estos metasedimenentos han sido intruidos por los plutones
tardihercínicos ya comentados. El interior de estos Andes Centrales “medios” está compuesto
de unidades de sedimentos volcánicos de cronología entre miocena y pliocena-holocena. Estos
se asientan sobre sedimentos marinos profundos (cuya litología está compuesta de Limolitas,
Areniscas, Lavas almohadilladas y Cuarcitas) correspondientes a diferentes periodos como el
Ordovícico y el Cretácico. Estos sedimentos afloran al Norte de los sedimentos volcánicos.
Al Norte y Sur del Lago Titicaca comienzan los sedimentos continentales (de origen
endorreico) aluviales y fluviales correspondientes al periodo Cuaternario fundamentalmente.
Estos se asientan sobre materiales marinos de litología de Conglomerados, Areniscas, Yesos y
Margas, que afloran al Sur del lago Titicaca. En el Suroeste de Bolivia y también en Chile se
encuentran extensos depósitos salinos del periodo Cuaternario que constituyen salares como
los de Coipasa, Uyuni o Atacama.
La Cordillera Este (Cordillera Real) está formada por una serie de plegamientos sinclinales y
anticlinales de los depósitos generados durante diferentes eras geológicas. En su mayor parte
los plegamientos se corresponden con sedimentos marinos profundos ya comentados y
correspondientes al periodo Ordovícico. Hacia el centro de la Cordillera se encuentran las
formaciones del periodo Silúrico, con una litología de Lutitas, Cuarcitas y Diamictitas. Los
materiales Devónicos han quedado en alineaciones del exterior Este de la cordillera, y están
compuestos por Areniscas, Lutitas y Limolitas formando unidades de origen marino somero.
Hacia el centro de la cordillera existen formaciones del periodo Cretácico compuestas de
Calizas, Areniscas, Margas y Basaltos intercalados (diques) quedando en alineaciones N-S en
anticlinal.
La Cordillera Occidental está compuesta de coladas de lavas básicas que forman
estratovolcanes o llanuras volcánicas. Entre ellos se han depositado sedimentos aluviales
(Conglomerados, Areniscas, Limolitas) de cronología Pliocena-pleistocena y sedimentos
lacustres (Limos y Arcillas) de idéntica referencia temporal. También hay grandes extensiones
de rocas vulcanosedimentarias, especialmente en territorio chileno. En cualquier caso, la
mayor parte son flujos de lavas solidificadas y tobas soldadas, especialmente en la frontera
entre Chile y Bolivia. Algunos lugares de Chile tienen una cronología correspondiente a la
época Mioceno, estando asociadas a calderas de colapso y conos piroclásticos.
El área Este de los Andes Centrales del Sur, ya en el Noroeste de Argentina, sigue teniendo una
estructura de formaciones volcánicas con litologías correspondientes a lavas basálticas.
Además hay extensiones importantes de depósitos lacustres y aluviales de cronología
Cuaternaria, que parecen asentarse sobre sedimentos marinos someros.
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2.4. Características Climáticas 2
Puesto que los Andes son montañas de gran altitud, muchos de los cambios físicos ambientales
que ocurren en ellos están asociados con la elevación. Los diferentes cinturones de elevación
tienen temperaturas medias constantes y una pronunciada estacionalidad en la precipitación.
Estas condiciones son debido a los efectos del aumento en latitud de la Zona de Convergencia
Intertropical y a los vientos de transporte de humedad.
Las laderas orientadas al amazonas son húmedas o perhúmedas (Figura 2.4.1.). Los rangos de
precipitación van de 1000 a 3500 milímetros. La temperatura media típica a 1000 metros de
altitud es de 21oC, enfriándose en la noche debido a los vientos de bajada de las laderas. A
3000 metros desciende la temperatura media hasta los 11oC y a 4000 metros queda a 5oC. La
isoterma 0oC anual se sitúa por tendencia a 5200 metros de altitud.
Figura 2.4.1. Medias de precipitación mensual, Agosto y Diciembre. Fuente: Atlas Climatique de l’ Amerique du Sud.
Las laderas al abrigo de las masas húmedas frecuentes son secas. La humedad relativa es
menor, aunque las nieblas son importantes ocurriendo estas durante la estación lluviosa. Los
ratios de temperatura son similares (0.5oC/100 m) así como las temperaturas medias anuales
respecto a las laderas húmedas. Los valles intermontanos tienen más estaciones secas.
El Altiplano experimenta temperaturas subheladas durante la noche de las estaciones secas.
2 Este apartado es una síntesis extraída del libro “The physical Geography of South America” Veblen T.T., K.R.
Young y A.R. Orme, 2007.
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Situación Sinóptica
Los Andes Centrales están influidos principalmente por la topografía y los movimientos de la
Zona de Convergencia Intertropical, en su interacción con los vientos alisios.
La precipitación en el centro del continente es alta por la profunda convección (Figura 2.4.1.) a
diferencia de las latitudes medias, donde los sistemas frontales son los que generan la mayoría
de las precipitaciones.
Durante los momentos de máxima altura solar en el Hemisferio Norte, (Junio a Agosto), la ZCIT
se posiciona en Sudamérica y Centroamérica (Figura 2.4.3.). Los vientos alisios mueven la
humedad desde el Océano Atlántico con componente Noreste. Allí donde se encuentran con la
cordillera (que actúa como barrera a los flujos troposféricos en esta zona central) empapan las
laderas con lluvia y nubes debido al efecto orográfico. De manera diferente se comportan los
valles intermontanos y las laderas orientadas de forma contraria a los vientos alisios. En estas
localizaciones los climas son estacionales o secos permanentemente.
Figura 2.4.2. Esquema de Temperatura Media sobre los Andes Centrales. Fuente: Rabatel et al. 2013.
Figura 2.4.3. Esquema de los principales elementos controladores del clima: ZCIT, SACZ, Vientos alisios. Fuente: Informe del
Programa de las Naciones Unidas para el Desarrollo “Tras la huella del cambio climático en Bolivia”.
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La altitud de los Andes influye de forma que exacerba los patrones comentados por la
producción de masas de aire estables. Las aguas frías corren a través de las costas de Chile y
Perú ayudando a la subsidencia del aire. Los vientos ecuatoriales de niveles bajos promueven
el Upwelling costero de aguas frías dando una lengua costera de baja temperatura de
superficie marina, que se extiende hacia el Oeste de Ecuador. El aire calentado
adiabáticamente y la temperatura fría de la superficie marina resultan en un límite marino frío
y húmedo de 500 a 1000 metros de espesor, limitado en altura por una inversión de
temperatura en el pacifico Sureste, formándose sobre ello unos estratocúmulos no
precipitantes que reducen la radiación solar que llega a la superficie oceánica y que enfría la
troposfera baja por la emisión de infrarrojos en el borde superior de las nubes.
En el verano Austral se establece la circulación anticiclónica conocida como Alta Boliviana,
acompañada de una circulación ciclónica de bajo flujo sobre la costa Norte de Brasil. La Alta
responde a condiciones dinámicas del calentamiento de la troposfera superior generada por la
convección de los cúmulos en la Cuenca Amazónica. El calentamiento diabático sobre el
Altiplano no parece esencial para la formación de la Alta Boliviana, aunque los Andes juegan
un rol en la organización del nivel bajo del flujo convectivo en el centro del continente. La
presencia de la Alta es esencial para la precipitación veraniega en el Altiplano.
En la temporada de lluvias hay preferencia por la tarde como máxima convección siendo muy
pronunciada en los Andes Centrales. La convección tiende a tener un pico en la noche y la
mañana temprana en las laderas Este de los Andes Centrales.
2.5. Estructura y Geomorfología 3
Al Sur de Amotape (Perú) la alineación estructural de los Andes Centrales gira de N-S hacia NW
-SE. Este segmento de placa de los Andes Centrales es una sección discreta de la Placa de
Nazca situada entre las crestas de Carnegie y Nazca. Las tectónicas compresivas dominan por
el descenso del segmento bajo Sudamérica en un ángulo superficial muy reducido. Este hecho
crea muchas crestas y bloques levantados sobre fallas principales, así como plegamientos en
anticlinal.
La intersección de la cresta de Nazca, donde los Andes Centrales giran en alineación de NW-SE
a NNE-SSW, se ha ligado a un elemento estructural denominado la Oroclina Boliviana. Se trata
de una zona donde la corteza tiene gran espesor. Coincide con el comienzo del Altiplano-Puna,
con múltiples centros volcánicos. La Oroclina Boliviana y el Altiplano parecen haber sido
formados durante el Mioceno como resultado de un acortamiento cortical de gran magnitud
en la litosfera baja.
3 Los datos para la realización de este apartado han sido extraídos del libro “Quaternary Geology and
Geomorphology of South America” Clapperton, C., 1993.
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Los adelgazamientos termales reblandecieron la corteza posiblemente por un ángulo de
subducción que se volvió más superficial comparado con los segmentos del Sur y del Norte,
permitiendo el levantamiento de bloques en una estructura oroclinal muy grande que contenía
las altas plataformas del Altiplano y la Puna.
El vulcanismo ha estado ausente desde el Plioceno, correspondiéndose con un momento en el
que el bajo ángulo de subducción se inició más por la llegada de la cresta de Nazca Litosférica
a la zona de la fosa de Perú (en superficie). El vulcanismo se asocia a una fracturación
extensiva y profunda de la litosfera.
Ha habido distintas fases tectónicas en los Andes bolivianos y peruanos durante los periodos
Neógeno y Cuaternario. La primera es una compresión que produce flexiones, fallas inversas y
fallas transformantes. Para la segunda fase (Cuaternario medio hasta el Holoceno), hay
compresión y extensión (de carácter N-S y E-W). La compresión afecta a la región subandina y
a las cuencas intramontañosas, mientras que la extensión N-S afecta a las cordilleras Oeste.
Debido a los movimientos corticales, el centro del Perú subside entre el medio y final del
Cuaternario, mientras que el Sur y el Norte se elevan.
Durante el Cenozoico tardío los acortamientos corticales acompañados de los sistemas de
fallas preexistentes generan elevaciones muy altas en una gran extensión, resultando así el
Altiplano-Puna. Existen elevaciones de bloques montañosos de más de 2000 metros de altura
sobre la base del Altiplano: Macizos de Cordillera Blanca, Huaytapallana, Vilcabamba,
Ausangate, Apolobamba y Real. Forman los límites y bordes del Altiplano.
2.6. Características Hidrológicas
Tres son las cuencas principales en Sudamérica: Orinoco, Amazonas y Paraná (Dune and Kerry,
2007 citados en Veblen et al., 2007). El drenaje en los Andes Centrales se divide en tres
sistemas principales4: Las Cuencas Endorreicas internas, el Sistema Hidrográfico del Pacífico y
el Sistema Hidrográfico Atlántico (correspondiente a la Cuenca del Amazonas).
Varios elementos son estructurantes para el comportamiento de los ríos y para su forma, entre
ellos la propia Cordillera de los Andes es el elemento más importante. En los Andes Centrales
existe un marcado control estructural sobre los ríos de la cuenca.
El régimen de los sistemas fluviales es pluvionival, mientras que algunos de ellos tienen gran
relación con los aportes del fundido glaciar.
4 Los datos para la realización de este apartado provienen de la web: útil.peru.com
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Cuencas Endorreicas
La meseta del Altiplano es un conjunto de cuencas endorreicas entre las que destacan dos: El
Sistema Endorreico Titicaca-Desaguadero-Poopó-Salar de Coipasa y la cuenca del Salar de
Uyuni. Hacia el Sur del Altiplano destacan varias cuencas endorreicas de lagunas o salares
menores.
El Sistema Titicaca-Desaguadero-Poopó-Salar de Coipasa está constituido por ríos de corta
longitud pero torrentosos, de régimen irregular y que registran inundaciones en las áreas
próximas al Lago Titicaca. Los ríos más importantes son: Desaguadero, Huancané, Ramis, Coata
y el Llave. El Río Desaguadero traslada aguas del Lago Titicaca hacia el Lago Poopó.
Las principales lagunas al Sur de Uyuni son: Laguna Colla, Laguna Verde y Laguna Blanca.
El Sistema Hidrográfico del Pacífico:
Está constituido por los ríos que desaguan al Océano Pacífico. Estos están caracterizados por
crecidas temporales, generalmente en el verano Austral. Son ríos de corto recorrido que
tienen sus nacientes en la región andina.
Los ríos Saña, Ica, Piura, La Leche, Chincha y Mala tienen un régimen irregular y algunos años
llegan a secarse antes de llegar al Pacífico.
El Río Santa se constituye como el río más caudaloso, con un recorrido de 370 km. y con un
aporte anual de entre tres y cinco millones de metros cúbicos de agua.
El Sistema Hidrográfico del Atlántico:
Lo forman ríos muy caudalosos (por la precipitación de los llanos amazónicos) que aportan sus
aguas al océano Atlántico a través del Río Amazonas por los territorios de Bolivia, Perú y Brasil.
Son ríos de largo recorrido cuyo comienzo está en la ladera Este de los Andes Centrales.
El Río Marañón, con 1,800 km. de longitud, es uno de los más importantes. El Ucayali se forma
de la confluencia del Río Tambo y el Urubamba con una longitud de 3,000 km.
15
3. Metodología
Para realizar el presente trabajo se ha sintetizado la documentación bibliográfica relativa a la
evolución glaciar en los Andes Centrales y a proxis de condiciones paleoclimáticas. Se ha
tratado de recurrir a la bibliografía más actualizada, con una variabilidad temporal de las
publicaciones de entre 1977 y 2013.
Los resultados de este trabajo han sido sintetizados a partir de los estudios de diferentes
autores, referidos todos ellos en el apartado de “Referencias bibliográficas”. Estos autores han
utilizado diversos métodos para la obtención de los datos de la evolución glaciar y la
paleoclimatología de los Andes Centrales. Las técnicas realizadas han sido muy variadas, desde
la Geoquímica, hasta los análisis por Teledetección, pasando por la Liquenometría o la
implementación de Modelos numéricos.
Todos estos métodos tienen asociados ciertos errores que en su mayoría son asumibles, pero
no deben ser olvidados a la hora de realizar conclusiones.
Para el análisis de la evolución glaciar se han elegido cuatro cordilleras: Cordillera Real
(Bolivia), Cordillera Oeste de Junín (Perú), Zona Volcánica Central de Bolivia y Cordillera Blanca
(Perú).
La elección de estas cuatro cordilleras viene a representar las principales zonas de diferentes
características climáticas, basándose en las dos principales divisiones de los Andes Centrales, la
Cordillera Este (a la cual pertenecerían las dos primeras cordilleras) y la Cordillera Oeste
(perteneciendo a esta las dos últimas cordilleras).
A su vez se ha elegido entre cordilleras situadas en las áreas tropicales de baja latitud
(Cordillera Oeste de Junín y Cordillera Blanca) y las áreas tropicales de latitud superior (Zona
Volcánica Central de Bolivia y Cordillera Real) con el fin de representar las diferencias en los
forzamientos a los que están sometidos los glaciares en ambas regiones del trópico.
Técnicas de análisis
Para la evolución glacial pleistocena y holocena la técnica más utilizada en la obtención de
edades glaciales ha sido la datación por radiocarbono (14C).
Esta técnica se ha empleado en diez ocasiones, siendo en todas ellas el método principal de
conocimiento de edades máximas y mínimas para los avances, retrocesos y ocupaciones
glaciares. Ha sido utilizada sobre todo en las publicaciones anteriores al auge de las técnicas
de Exposición Cosmogénica y por tanto en estudios anteriores a la década de 1990. El principal
problema del empleo de este método ha sido el condicionamiento a la presencia de materia
orgánica en los depósitos glaciales, aunque se ha empleado eficazmente en los análisis de
testigos de sondeos lacustres y en hielo.
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Esta técnica ha ido normalmente acompañada de otras técnicas complementarias sobre todo
cuando se realizaba en el análisis de sondeos. Las técnicas complementarias han sido los
análisis palinológicos y de sedimentos eólicos, así como los análisis de los ritmos
deposicionales lacustres.
Los métodos de datación por exposición cosmogénica (SED en inglés) han sido utilizados en
trece ocasiones.
Los elementos químicos analizados en la exposición cosmogénica han sido: en primer lugar 10Be en ocho ocasiones (tres veces en Cordillera Blanca, dos veces en la Zona Volcánica Central
de Bolivia, otras dos veces en Cordillera Real y una vez en la zona de Junín), 3He en dos
ocasiones (todas ellas en la ZVC de Bolivia), 36Cl en otras dos ocasiones (ambas en la ZVC de
Bolivia) y 26Al en una ocasión (en la zona de Junín).
El siguiente método más utilizado ha sido el análisis de variabilidad de isótopos de oxígeno 18O
en testigos de sondeos en hielo y espeleotemas de cuevas. Este método ha sido utilizado en
ocho ocasiones en las principales capas de hielo de los Andes Centrales y en dos cuevas. Los
testigos han sido recogidos en Huascarán (Cordillera Blanca, dos ocasiones), Nevado Sajama
(ZVC de Bolivia, tres ocasiones), Nevado Illimani (Cordillera Real, una ocasión) y en cuevas
cercanas a Junín (Pacupahuaín y Huagapo, dos ocasiones).
Las técnicas de estimación de ELA y SLA (Equilibrium Line Altitude y Snow Line Altitude) han
sido utilizadas hasta en nueve ocasiones, pero no han sido siempre los objetivos principales de
estudio. En su mayor parte han sido utilizadas como técnicas complementarias a la datación de
morrenas (estimación de paleoELAs). Los estudios que han tenido la estimación de ELAs como
objetivo principal han sido siempre referidos a la Pequeña Edad de Hielo (LIA) y a las
condiciones actuales de los glaciares. Las estimaciones de ELAs han sido establecidas a partir
de los métodos AAR, AABR y THAR.
La siguiente metodología más usada ha sido la Cartografía Geomorfológica o el análisis de
formas glaciales. Esta técnica se ha utilizado en seis ocasiones (dos en Cordillera Blanca, tres
en la ZVC de Bolivia y dos en Cordillera Real). En su mayor parte también han sido técnicas
utilizadas de forma complementaria al uso de otros métodos, a excepción de dos estudios en
los que se ha tratado de analizar los productos de meteorización y en otro en que se analizaron
diferentes elementos glaciales.
El uso de modelos de simulación ha sido empleado en otras seis ocasiones (tres en Cordillera
Blanca, dos en Cordillera Real y una en Junín), aunque siempre complementando a otros
estudios. Se ha utilizado bien para la reconstrucción paleoclimática a partir de los retrocesos y
avances glaciares o bien como indicador de las condiciones climáticas que podrían haber
llevado a diferentes evoluciones glaciares.
La liquenometría ha sido empleada en cinco ocasiones, todas ellas como método principal de
estudio. En Cordillera Blanca se ha empleado en dos ocasiones, en la ZVC de Bolivia en una
ocasión y en Cordillera Real en otras dos. Todas ellas han sido utilizadas para establecer la
evolución glaciar durante la LIA debido a las limitaciones temporales de esta técnica.
17
El análisis de sedimentos lacustres ha sido utilizado en seis ocasiones a partir de sondeos
realizados en Cordillera Blanca (dos ocasiones), Junín (una vez) y en la ZVC de Bolivia (tres
veces). Para el análisis de los testigos producidos en los sondeos se han utilizado técnicas de
Susceptibilidad Magnética (dos estudios en Cordillera Blanca y la ZVC de Bolivia), palinología
(en Cordillera Blanca y Junín) y análisis de sedimentos eólicos (método que también se ha
usado en testigos de hielo).
La teledetección no ha sido una técnica demasiado recurrida, pues apenas se ha empleado en
tres ocasiones (dos en Cordillera Blanca y otra en Junín). Siempre ha sido referida a la
evolución actual de los glaciares. Los productos satélite que se han preferido para los estudios
han sido en las tres ocasiones imágenes Landsat Temathic Mapper.
Las dataciones con elementos U-Th han sido utilizadas en tres ocasiones (dos en Cordillera
Blanca y una en Junín), allí donde la mineralogía lo ha permitido y siempre de forma auxiliar.
Por último se debe destacar una amplia gama de técnicas diversas que han sido utilizadas
tanto de forma complementaria a otros estudios como de forma independiente, siendo estas
la monitorización del glaciar por GPS (Global Positioning System, en Cordillera Blanca), el uso
del inventario glaciar World Glacier Inventory (Cordillera Blanca), las dataciones por 39Ar/40Ar
(Cordillera Blanca), técnicas de Simulación de Luminiscencia Óptica (Optically Simulated
Luminiscence, Cordillera Blanca), estimación de balances de energía glaciar (Cordillera Real) y
análisis estratigráficos de sedimentos (Cordillera Real).
Error de las técnicas de análisis5
Las técnicas antes descritas llevan asociadas errores de diferente magnitud que pueden llevar
a una mala interpretación de los datos obtenidos. En la mayoría de los casos los errores son
asumibles y sólo tienen un orden de unos miles de años. Sin embargo, en ocasiones el uso de
diferentes métodos dentro de la misma técnica, puede llevar a sobreestimaciones o
subestimaciones de los datos.
Datación por radiocarbono
En las dataciones por radiocarbono las fuentes de error más comunes son:
Contaminación: La adición de material con contenido más joven que el resto de la
muestra a través de raíces o ácidos húmicos. También puede ocurrir durante la
estancia en laboratorio o en la recogida de muestras en el campo. Si se añade un 1%
de carbono, se incrementa en 80 años la edad de una muestra dada. La contaminación
es muy común en los análisis de sedimentos lacustres donde se lava materia orgánica
más antigua a partir de su captura aguas arriba.
5 Este apartado se basa en los errores propuestos en el libro “Quaternary dating methods”, Walker, M.
(2005) y en la metodología referida en cada artículo utilizado para la elaboración del trabajo.
18
Fraccionamiento isotópico: En laboratorio las muestras son corregidas para evitar los
efectos del fraccionamiento. En esta corrección se asume que los isótopos más
pesados, los de 14C, están el doble de enriquecidos que los de 13C. Sin una corrección
eficiente, las muestras de 14C pueden corresponderse con 83 Cal. years más.
Variaciones de larga duración en la producción de 14C: La variación en la actividad
atmosférica de 14C es una causa de discrepancia entre las edades estimadas por
radiocarbono y las edades reales. La actividad de 14C ha variado no aleatoriamente, si
no de forma casi periódica desde 208 Cal. a 2300 Cal. years. Es particularmente
problemática la datación en el rango de edades de hace 30-50 14C Kyr. También la
actividad ha sido influida por las actividades humanas industriales, que diluyen los
niveles de 14C.
Datación por núcleos de exposición cosmogénica
En la datación cosmogénica se deben asumir ciertos principios:
La superficie a datar no debe haber sufrido “herencia” de isotopos cosmogénicos de
eventos previos de exposición. El reloj de exposición debe haber sido puesto a “cero”.
Debe asegurarse que la superficie no ha sido erosionada o meteorizada desde el
momento inicial de exposición, ya que la exhumación de rocas frescas puede llevar a la
subestimación de edades. La subestimación de edades puede venir además por el
escudamiento, respecto a la radiación cósmica, por cobertura nival o edáfica.
La pérdida de núcleos o contaminación por otros es un factor de error.
Debe asegurarse que la superficie de exposición ha sido expuesta durante un largo
periodo de tiempo para medir cuantitativamente los núcleos cosmogénicos.
Presencia natural de núcleos no cosmogénicos, como el 36Cl, que puede ser producido
por algunas rocas terrestres a partir del decaimiento de isótpos de Uranio y Torio.
Errores analíticos en las medidas de los AMS (Acelerator Mass Spectrometer).
La incertidumbre generada por los problemas comentados varía entre un 10 y un 20%.
Los ratios de producción cosmogénica pueden ser establecidos con un grado de precisión
razonable, pero la producción varía con la altitud, latitud, acorazamiento respecto a los rayos
cósmicos y la profundidad respecto a la superficie. Los cambios en los flujos de radiación
cósmica deben tenerse en cuenta.
Cronología de Sondeos en Hielo
Los errores en la interpretación de los testigos de hielo vienen por las imperfecciones en las
porciones de hielo extraídas, las variaciones en la calidad del testigo o errores humanos al
interpretar las secuencias.
Las capas de hielo pueden estar afectadas por el viento en el momento de la deposición y a
veces incluso pueden haber sido eliminadas completamente.
19
Los errores por la cuantificación de las capas de hielo pueden alcanzar el 1-2% con estructuras
de cronología superior a 12 Kyr, el 5% en estructuras de 40 Kyr y llegar hasta el 10% cuando se
trata de estructuras de 55 Kyr.
Espeleotemas
Los principales errores son debidos al mal conteo de las láminas individuales. Los datos deben
ser calibrados.
Datación por luminiscencia
Las dificultades se centran en la puesta a “cero” del reloj de luminiscencia. Cuanto más joven
sea la muestra, mayor precisión en la puesta a “cero” será necesaria.
En el caso de la luminiscencia óptica no son un problema los residuos generados, como en la
luminiscencia térmica. Sin embargo algunos minerales sí dan una variación grande en la
luminiscencia respecto a otros que no. Por ejemplo con Feldespatos donde el blanqueamiento
es menos rápido que en Cuarzos. Algunas muestras pueden tener cantidades de OSL residual,
pero tras unos minutos de exposición se reducen los niveles suficientemente. Bajo condiciones
de baja luminosidad, como en días nublados, los procesos de puesta a “cero” serían más
efectivos.
El ambiente de deposición crea dificultades. La re-erosión de los sedimentos y su constante
exposición a la luz del Sol son fuentes de error en la datación de sedimentos.
Anexos del presente trabajo
Todos los Anexos del presente trabajo son de elaboración propia.
Los Anexos II.I y II.II han sido realizados mediante la introducción de los datos (referidos a su
ubicación espacial) en un Sistema de Información Geográfica, para la obtención de productos
cartográficos.
El Anexo II.I se ha realizado a partir de los datos de Mark et al. (2004). Se introdujo la imagen
(.JPG) de las líneas de altitud de los Andes Centrales en un SIG (Sistema de Información
Geográfica) para posteriormente ser georreferenciada y digitalizada en forma de polígono. Se
establecieron posteriormente las coordenadas UTM y se modificaron las imágenes producidas
para realizar la presentación cartográfica con escalas gráficas, leyenda, Norteado y títulos.
Para realizar el Anexo II.II fueron sintetizados los datos geológicos de diferentes visores de
cartografía geológica (servicio INGEMMET del Estado del Perú, servicio Sernageomin del
Estado de Chile y Visor de Infraestructura de Datos Espaciales Geobolivia del Estado
Plurinacional de Bolivia) hasta formar unidades de litología y génesis homogéneas.
20
Una vez decididas las unidades geológicas, estas fueron digitalizadas en un SIG sobre un
mosaico de imágenes de los visores comentados. Posteriormente se introdujeron las
coordenadas UTM en una malla Grid, así como el Norteado, la leyenda y la escala gráfica. La
imagen producida fue modificada para componer la presentación cartográfica con títulos y
numeración de las diferentes unidades geológicas.
Los Anexos IV.I, IV.II, IV.III y IV.IV de tablas y gráficos de avances glaciares fueron elaborados a
partir de los datos obtenidos en los resultados. Estos datos se plasmaron con la escala
temporal en el eje de abscisas y las diferentes cordilleras en el eje de ordenadas. A su vez estos
datos se integraron con diferentes datos proxi que reflejasen al menos las estimaciones de
temperatura y precipitación en las áreas más cercanas a los ámbitos del trabajo.
Los datos proxi elegidos para integrarse en las tablas de avance y retroceso glaciar han sido:
isótopos de 18O (en hielo y espeleotemas), estimaciones de la SST (Sea Surface Temperature),
ratios de cambio palinológico, Insolación, etc. El fin de la introducción de estos datos es la
correlación de los avances y retrocesos con eventos paleoclimáticos confirmados en los
registros proxi.
21
4. Resultados
4.1. Cordillera Blanca, Perú
Evolución glacial en la época Pleistoceno
Las morrenas en Cordillera Blanca no pueden ser más antiguas que el comienzo del
Pleistoceno, puesto que los Andes no estaban tan elevados como para contener glaciares
(Clapperton, 1993).
Ya durante el Pleistoceno medio los glaciares en Cordillera Blanca tenían un espesor
excepcional. Las huellas glaciares en el Valle Llanganuco, en Parón o en Santa Cruz confirman
esos espesores. En el Valle del Santa se presuponen altitudes muy bajas para algunos glaciares,
durante el Pleistoceno. La evidencia más baja de glaciares en los trópicos se da en la Quebrada
Coronguillo, donde se encuentra Till a una altitud de 1300 m (Ames y Francou, 1995).
En los piedemontes de Huaraz se han datado morrenas con edades de 440 ka, 225 ka, 125 ka y
75 ka (Farber et al., 2005). Estos grupos pueden ser avances repetidos hasta un límite similar,
dejando morrenas laterales compuestas (Rodbell et al, 2011).
Hace 38 ka comienzan a incrementarse las precipitaciones y decaen las temperaturas, por
tanto a 34 ka se da una expansión glaciar. Se considera que desde entonces hasta 21 ka es el
Último Máximo Glacial (Last Glacial Maximum) en Cordillera Blanca, siendo sincrónico con
algunos lugares de los Andes Centrales (Rodbell et al., 2000). Dentro de esta tendencia general
otros autores determinan entre 34 y 32 Kyr Cal. una fase de deglaciación en Cordillera Blanca,
interrumpida por un episodio frío sin sedimentación, correspondiente con las condiciones
regionales frías en los Andes Tropicales propuestas por varios autores (Weng et al., 2006 y
Ames y Francou, 1995). La LLGM (Local Last Glacial Maximum) se encuentra restringida y
comenzó un poco antes que en el resto del globo.
Las estimaciones de un estadio frío en Cordillera Blanca son propuestas también por otros
autores mediante datos palinológicos (Weng et al., 2006) confirmándose un paisaje de
ocupación glaciar entre 32 y 15 Kyr Cal.
Dentro de la LGM en los valles de Tuco y Jeullesh otros autores estiman avances en torno a 29
ka. También se datan avances en la Cordillera Blanca durante 23 ka, siendo consistente con el
evento Heinrich II. Este se trata de un evento glacial rápido, casi al final del Último Máximo
Glacial (LGM) (Rodbell et al., 2000).
Las dataciones muestran que el último glacial en los Andes tropicales se encuentra fuera de
fase con el cambio climático en el Atlántico Norte.
Hace 21 ka se considera el final de la LGM, siguiéndose de retrocesos y reavances confirmados
por caída en niveles de 18O (Thompson et al., 1995) y en testigos polares, además de reducirse
la deposición de polvo. A partir de 20.5 Ka se estima un retroceso general en Cordillera Blanca.
22
El incremento estimado de la ELA tras la LGM para Cordillera Blanca y los Andes Centrales,
puede observarse en la Figura 4.1.1.
Figura 4.1.1. Ratio de incremento ELA según la orientación de los glaciares en Cordillera Blanca y Los Andes Centrales.
Fuente: Mark, 2004.
Algunos modelos dan condiciones muy secas para haber glaciaciones entre 22 y 18 ka (Glasser
et al., 2009).
Existen ciertos avances datados a 16.5 ka en regiones del Oeste (Glasser et al., 2009). Otros
autores asocian estos avances con el evento rápido global del Heinrich I. Estos avances son
seguidos por una deglaciación a 16.2 ka y retrocesos rápidos a partir de 16 ka (Rodbell et al.,
2000). Los avances pueden ser debido a los incrementos en precipitación supuestos entre 16 y
12 ka (Glasser et al., 2009).
La deposición de hielo es contemporánea a la LGS (late glacial stage) en Groenlandia
(Thompson et al., 1995). Los registros en hielo evidencian eventos fríos hace 14.5 ka, siendo la
bajada de temperatura atmosférica la causa de algunos avances contemporáneos más que por
aumentos en precipitación (Glasser et al., 2009).
A 15 ka algunos autores definen que es el fin del LGS para Groenlandia (comenzando el evento
Bolling Alleröd) encontrándose los mismos patrones en Huascarán. Según (Weng et al., 2006)
entre 14.9 y 12.9 ka se encuentran sedimentos eólicos de alta susceptibilidad magnética,
confirmándose la etapa cálida correspondiente con una deglaciación.
En Cordillera Blanca, específicamente en los valles de Tuco y Jeullesh, el retroceso desde la
LGM se dio con 4 mantenimientos glaciares o reavances entre 12.5 y 7.6 ka. Abarcan el evento
Younger Dryas y el evento frío de 8.2 ka identificado en registros de hielo de Groenlandia y
otros lugares mundiales. Se datan morrenas en los valles de Tuco y Jeullesh a 12.4 y 12.5 ka
respectivamente. Son avances. Las morrenas laterales externas se emplazan a la vez en ambos
valles (Glasser et al., 2009). Los estudios palinológicos confirman de nuevo esta fase fría
(Weng et al., 2006) con baja susceptibilidad magnética de sedimentos y polen asociado a
23
condiciones glaciales (concentración superior a un 20% de Polylepis sp.). A 12.25 Kyr decaen
los niveles de 18O correlacionándose con el evento Younger Dryas (Thompson et al., 1995).
Dentro de las morrenas comentadas hay sistemas más pequeños (Figura 4.1.2.). En Tuco es de
11.3 ka con una recesión hasta 10.99 ka. El límite exterior de dos morrenas laterales arroja
10.8 ka en Jeullesh y 10.7 en la Laguna Aguascocha (Valle de Tuco). En el valle de Jeullesh las
morrenas interiores más jóvenes son datadas en 9.7 ka, mientras que cerca del glaciar actual
se encuentran morrenas de 7.6 ka. En Tuco hay un retroceso de 5 km hasta hace 7.3 ka
(Glasser et al., 2009).
Se cree que hay fluctuaciones rápidas en otros lugares de la cordillera (Glasser et al., 2009).
Figura 4.1.2. Mapa geomorfológico mostrando las principales crestas de morrenas. Se muestran a su vez las medias de las
dataciones por el método de 10Be. Fuente: Glasser et al., 2009.
Los glaciares en Cordillera Blanca avanzan y retroceden en fila india respecto al Noroeste del
casquete de hielo de Quelccaya. El retroceso de los paleoglaciares peruanos a 10.9 14C (12.8 ka
calibrado) es sincrónico con los circos a 5500 metros de altitud en Cordillera Real de Bolivia,
producido a 10.79 14C (12.68 ka calibrado). Esto se da durante el máximo del evento Younger
Dryas. Pero a pesar de todas las correlaciones los Andes Tropicales se muestran asincrónicos
con el evento Younger Dryas por respuesta no lineal a su consecuente declinamiento en la
estacionalidad de la radiación solar durante el último glacial. También son asincrónicos por
cambios en el balance de humedad (Glasser et al., 2009).
24
Evolución glacial durante el Holoceno
El óptimo térmico se adopta en el Holoceno temprano, yendo de 11 a 5.5 ka calibrado.
Los registros palinológicos (Weng et al., 2006) muestran una sequía en el Altiplano entre 9.5 y
7 Kyr calibrado, con fases de Polylepis, asociado a condiciones secas y más cálidas a principios
del Holoceno. Este evento tiene su máximo a 8.5 Kyr calibrado, coincidiendo con las máximas
de susceptibilidad magnética. En este periodo los glaciares se retiran a las zonas de captación.
Entre 10 y 7 Kyr dominan especies que se encontraban a menor altitud, habiendo subido
ladera arriba en respuesta a las condiciones cálidas y húmedas (Thompson et al., 1995). A 7.5
Kyr Cal. las entradas glaciares son insignificantes, estimándose una superficie libre de hielo.
La precipitación no varía demasiado, aunque sí muestra una tendencia general hacia
condiciones más secas a 5 Kyr. Además, según Weng et al. (2006), hay un evento frío a 5.5 kyr
Cal., aumentando el polen durante 1 Kyr más. Otros autores confirman el evento frío por
registros palinológicos, reflejándose también en isótopos de oxígeno de Huascarán (Thompson
et al., 1995) pero por lo general prevalecen las condiciones cálidas de la época Holoceno entre
8.4 y 5.2 Kyr, habiendo un máximo a 6.5 Kyr.
La deglaciación se interrumpe por algunos reavances datados a 4 ka. Se muestra también una
oscilación mas húmeda hace 2.6 Kyr. Es un patrón de precipitación inverso al crecimiento de
los lagos de la Cordillera Oriental en la misma latitud, sugiriendo un control sobre todo el
Pacifico. No existen más registros hasta la Pequeña Edad de Hielo (Thompson et al., 1995).
Evolución glacial reciente y Pequeña Edad de Hielo (LIA)
A partir del año 900 de nuestra era se constata una ocupación glaciar en ciertos lugares de
Cordillera Blanca (Jomelli et al., 2008). Entre el año 1000 y el año 1500 no existen morrenas
datadas, coincidiendo con valores negativos en Quelccaya Ice Cap y en Titicaca que apuntan a
condiciones secas (Solomina et al., 2007).
Hay otras ocupaciones glaciares en el año 1350, por ejemplo en el Valle Llaca los avances
terminaron en 1330, pero en otros valles esta etapa no se registra. Es un avance temprano de
la LIA, que se solapa con otros avances más tarde. Que esta etapa se dé sólo en el 8% de los
glaciares y que las máximas alturas de las morrenas no se correspondan con esta época,
confirma que el Siglo XIV no es el máximo de la Pequeña Edad de Hielo (Jomelli et al., 2008).
Todos los glaciares de Cordillera Blanca registran etapas morrénicas entre finales del Siglo XVI
y principios del Siglo XVII siendo este el máximo para la (LIA) Pequeña edad de hielo (Jomelli et
al., 2008). En este máximo se produce la formación de morrenas laterales y terminales sobre
todo en las laderas orientadas hacia el Pacífico (en ella hay hasta 15 morrenas). Coincidente
con una acumulación máxima en Quelccaya Ice Cap, se define como la fase más fría durante el
Holoceno temprano en los Andes tropicales. Esta fase dura hasta 1720 con algunos avances en
el año 1700. Se producen menos avances entre 1780 y 1880 (siendo 11 las morrenas formadas
25
en las laderas del Pacífico para este periodo). También son de menor extensión (Solomina et
al., 2007).
Es posible afirmar que entre los Siglos XVII (a finales) y XIX existe una tendencia al retroceso, la
cual se traduce en un retroceso de hasta 1000 metros. Este se explica por la disminución en la
precipitación, evidenciado por la caída de 18O en zonas polares desde finales del Siglo XVI hasta
el Siglo XIX, lo cual es consistente con esa tendencia en Cordillera Blanca (Jomelli et al., 2008).
Figura 4.1.3. Edades de las morrenas LIA. Representadas con un triángulo las morrenas de Chacraraju y con un cuadrado
las de Artesonraju. Fuente: Jomelli et al., 2008.
Estos datos de la LIA concuerdan con el Hemisferio Norte, y con Patagonia donde los máximos
avances se dan entre el año 1600 y 1700.
Se registran dos picos principales de avance en la cordillera: el pico del máximo LIA, entre 1590
y 1720 (siendo un periodo de acumulación y enfriamiento consistente con datos de Huascarán
y Quelccaya) y una segunda fase de avances jóvenes menos extensos entre 1780 y 1880.
Según Kaser et al. (1999), en Cordillera Blanca se da una retirada general desde el Siglo XIX tras
el máximo LIA. Aún así hay ciertos avances en 1920 y 1970, para después encontrarse retiradas
a tasas más aceleradas debido a que los glaciares no estaban adaptados aún a las
temperaturas cálidas y se encontraban en desequilibrio con el clima actual.
Raimondi (referido por Ames, 1995) comenta que el retroceso de la LIA se produce a partir de
1862. Mediante fotografías aéreas de 1866 y 1942 se estima un retroceso de 930 metros.
Ya en el Siglo XX se produce un crecimiento de los líquenes en las laderas orientadas hacia el
Pacífico (Solomina et al., 2007).
Los avances en Atlante entre 1923 y 1924 producen la morrena terminal de Cancara.Se
observa un decrecimiento de la ocupación glaciar entre 1927 y 1932. Para 1932, Kinzl y otros
26
autores (referidos por Ames y Francou, 1995) miden el retroceso en 8 metros/año. En 1939 se
retira el glaciar de Cancara hasta 100 metros. (Solomina et al., 2007). Se estima el retroceso en
Cordillera Blanca a 2 metros /año entre 1957 y 1964.
También se datan avances en 1970 para después comenzar retrocesos acelerados entre 1980 y
1993. El retroceso de 1982 se estima 3 veces mayor que entre 1948 y 1981 (Ames y Francou,
1995) pudiéndose correlacionar con Quelccaya Ice Cap (Perú) y con Chacaltaya (Bolivia). Los
balances de masa son negativos debido a la elevación de temperatura y a los episodios ENSO
(El Niño Sourthern Oscillation) los cuales disminuyen la acumulación y aumentan la ablación.
Según el inventario de glaciares de 1970 y las imágenes del satélite SPOT 5, se clasifican 485
glaciares en Cordillera Blanca con una superficie de 516 Km2, con tamaños de entre 16.17 km2
y 0.006 Km2 (sólo 5 de ellos son inferiores a 0.01 km2). Los glaciares inferiores a 1 km2 son
más comunes que los superiores a 10 km2, el 73% son menores de 1 km2.
Los glaciares en el lado oriental de la cordillera son más grandes y se extienden a zonas bajas
mientras que los pequeños a las zonas superiores. En 33 años hay pérdidas del 22.4% de la
superficie glaciar. Disminuye el tamaño medio en 0.4 km2. El número de glaciares aumenta de
445 a 485 debido a la desintegración de cuerpos de hielo (Solomina et al., 2007).
En 367 glaciares las pérdidas variaron entre un 90.9% y un 1.3%, siendo el promedio 22.1%. No
hay pérdida significativa entre los glaciares del lado Oeste y los del Este (22.2 y 21.9%). Los
pequeños tuvieron mayores pérdidas, pero presentaban una alta variabilidad de 2% a 90% de
pérdida de superficie, lo cual se explica por diferencias de elevación máxima (en relación a sus
ELAs), por la elevación de su ubicación y por su rango altitudinal (Solomina et al., 2007).
Los glaciares de pequeño tamaño perdieron más área comparado con los de gran tamaño,
debido a que el cambio en el clima local eleva sus ELAs por encima d su máxima altitud. Los
glaciares grandes con un amplio rango altitudinal tienen su ELA por abajo de la cota máxima.
Se estiman 113 metros de aumento de elevación promedio. Un 38% más en el lado oriental
(137m) que en el occidental (99m). Las pérdidas medias aumentan 66 metros, 10% más al Este
(69m) que en el Oeste (63m). Los glaciares en la ladera oriental se extienden más bajos por
mayor humedad debido a la convección. Poseen unas Snow Line Altitude (SLA) menores. El
mayor aumento en elevación sugiere que estos son más sensibles a los cambios climáticos.
La tasa de variación de -0.68% a 1% es consistente con glaciares tropicales localizados en
Coropuna, Qori Kallis y Kenia. Las tasas de pérdida son menores en latitudes medias (Weng et
al., 2006). Para el año 1993 los glaciares están bajo acumulación a muy baja altura.
Las líneas de equilibrio glaciar (Equilibrium Line Altitud) han sufrido un lento incremento en su
altitud entre los siglos XVII y XIX, seguido de un incremento significante durante el Siglo XX. Las
superficies glaciares se redujeron un 0.15% entre el máximo LIA y el final del Siglo XIX (Jomelli
et al., 2008).
27
Conclusiones de Cordillera Blanca
Los glaciares en Cordillera Blanca responden a cambios en temperatura y en menor medida a
cambios en precipitación.
La LLGM en Cordillera Blanca se presupone que ocurrió debido a un descenso en temperatura.
Las morrenas de la LLGM concuerdan con un mayor enfriamiento y los avances se muestran
asincrónicos con respecto al resto del globo. En el Anexo IV.I. no pueden observarse estos
cambios en los datos proxi, por no superar los 20 ka de registro temporal.
La deglaciación observada a partir de 21 ka tampoco se refleja en los registros proxi del Anexo
IV.I. En este Anexo se aprecia la caída de los niveles de 18O, la tendencia al descenso de las
temperaturas de la superficie marina (SST) del pacífico tropical Este y la subida de la
precipitación en el Norte del Perú. Estos registros están lejos de confirmar el establecimiento
de condiciones secas y cálidas en regiones cercanas a Cordillera Blanca, que habrían producido
la deglaciación.
Sin embargo es hace 17 ka cuando comienza la subida de los niveles de 18O que indicarían un
progresivo ascenso de temperatura hasta el comienzo del periodo Holoceno. A partir de 17 ka,
las precipitaciones comienzan a frenar su tendencia ascendente, pero es la subida de las
temperaturas la que parece ser decisiva en la deglaciación, respondiendo los glaciares a
cambios en temperatura, antes que a los cambios en la precipitación.
Tras la deglaciación se registran ciertos avances a 16.5 ka al Oeste de Cordillera Blanca, los
cuales responden también a cambios en precipitación y temperatura. Los registros proxi
muestran una clara correlación con estos avances. Se observa una caída considerable de la
SST, una fuerte subida en la precipitación en el Norte del Perú y un ligero descenso en los
valores de 18O dentro de una tendencia general de aumento.
Entre 12.4 y 10.9 ka se advierten avances en Tuco y Jeullesh que no se correlacionan con los
registros de precipitación, que reflejan una tendencia al descenso (aunque contienen rápidos
aumentos), ni con las temperaturas (ya que la SST registra un mantenimiento de la
temperatura con alguna pequeña disminución), ni con los valores de isótopos de oxígeno, los
cuales aumentan de forma general.
Los siguientes dos avances ocurridos a 9.7 y 7.6 ka sí tienen cierta correlación con los registros
proxi, puesto que la precipitación en el Norte del Perú comienza a ascender y los valores de 18O descienden progresivamente. Así mismo la temperatura de la superficie marina del pacífico
tropical Este desciende de forma abrupta durante el primer avance. Para el avance a 7.6 ka no
existen registros de la SST que puedan atestiguar esta variabilidad.
Así estos avances responden principalmente al descenso de temperatura, más que a los
cambios en precipitación.
El último avance datado en Cordillera Blanca a 4 ka, se correlaciona con la tendencia a la caída
de valores de 18O, y por tanto de temperatura, dentro de una tendencia de precipitación
creciente.
28
4.2. Cordilleras de Junín y Huaytapallana, Perú
Evolución glacial durante las épocas Pleistoceno y Holoceno
Las evidencias más antiguas de glaciaciones en la Cordillera Central de Perú se dan en los valles
de la cordillera al Oeste del lago Junín. Se trata de una morrena lateral datada con 1.4 millones
de años en el valle Alcacocha (Smith et al., 2005 a). Es muy anterior al Último Máximo Glacial
local (LLGM) y se trata de una morrena compuesta de varios ciclos de deposición de la época
Pleistoceno medio. En esa misma morrena otros cantos se han datado con edades mucho más
jóvenes correspondiéndose con remanentes de deposición posteriores y con exhumación por
erosión de los mismos cantos, quedando expuestos a los rayos cósmicos mucho después que
los de mayor antigüedad.
Hace 47 ka se registran valores altos de 18O en la cueva Pacupahuaín, en Junín. Son eventos
rápidos. A la vez (48 ka) en Groenlandia se observan reversos de 18O que duran hasta 38.75 ka
y se correlacionan con estadios de glaciación. Mientras, se registran más periodos de valores
altos en la misma cueva hace 37 y 38 ka. Estos incrementos pueden relacionarse con periodos
cálidos debido a la decreciente intensidad del South American Summer Monsoon (Kanner et
al., 2013). De forma contemporánea Smith et al., (2005 a) datan morrenas con una edad de 42
cal. 14C Kyr, evidenciándose así glaciaciones consistentes con Groenlandia y con las
condiciones locales, a pesar de haber eventos rápidos cálidos. Wright (1983) también data un
till glacial por el método de radiocarbono, interpretándolo como perteneciente a la fase Río
Blanco, que ocurrió hace 42 Cal. 14C Kyr.
Smith et al., (2005 c) estiman que el Último Ciclo Glacial Local (LLGM) ocurrió a partir de 34
ka, retrayéndose hace 21 ka. Este patrón es consistente con otros valles e inconsistente con la
Cordillera Real (Bolivia).
Figura 4.2.1. Edades de exposición cosmogénica en morrenas de los valles de Junín, basadas en datación con 10Be. Se
observan los diferentes grupos A-B-C-D. Las líneas de color indican morrenas datadas. Los valles están numerados de la
siguiente manera: 1) Valle Alcacocha 2) Valle Antacocha 3) Valle Calcalcocha 4) Valle Collpa. Smith et al., 2005 c.
29
La estimación de la LLGM se realiza en base a cuatro valles en Junín (Valle Alcacocha, Valle
Antacocha, Valle Calcalcocha y Valle Collpa) y dos valles en Bolivia mediante técnicas de
datación por exposición cosmogénica. Estos valores de la máxima extensión de hielo son
previos a los volúmenes globales de hielo datados a 21 ka (Limbrie, 1984). Los resultados se
pueden observar en la Figura 4.2.1.
En estos valles se datan las morrenas terminales del grupo “C” con edades correspondientes a
32 y 21 ka. Para los paleoglaciares que dejaron dichas morrenas se estima una ELA
(Equilibrium Line Altitude) de 4360 a 4568 metros, en el Este del Valle Collpa. Su ELA se
corresponde con unos valores de entre -232 y -547 metros. Al Oeste del Valle Collpa la ELA es
de 4300 metros (Ramage et al., 2005).
Los grupos “C” y “B” se correlacionan bien con las morrenas datadas en Laguna Baja y Rurec
(Perú), lo cual evidencia una LLGM sincrónica (Smith et al., 2005).
Es durante este Último Ciclo Glacial Local (LLGM) cuando se determina una caída de la línea de
nieve (Snow Line Altitude) de entre 600 y 300 metros, pudiendo inferirse una disminución de
temperatura de hasta 2 y 4o C menos que en la actualidad.
Los registros en la cueva Pacupahuaín atestiguan una declinación graduada (ocurre en
periodos de pocos siglos a pocos milenios) de los valores de 18O entre 30.3 Kyr y 28.8 Kyr
(Kanner et al., 2013 a) siendo consistente con la LLGM propuesta.
De nuevo Smith et al., (2005 b) datan las morrenas del grupo definido como “B” con edades de
entre 20 y 15 ka en los valles que bordean Junín. Se trata de avances y mantenimientos
glaciares posteriores a la LLGM. En el propio lago Junín, Smith et al. (2005) datan la
deglaciación similar a la de Titicaca, entre 22.5 y 19.5 ka, miles de años antes que el evento
cálido Bølling-Allerød. Hasta 16 ka, quedan condiciones frías. Estas dataciones entrarían dentro
de la Fase Punrun entre 24-12 Kyr (Wright, 1983) que continúa la Fase Río Blanco, aunque
siendo menos extensa. Los paleoglaciares que formaron el grupo “B” de morrenas tenían una
ELA estimada de entre 4406 y 4570 m y una ELA de -230 a -440.
El límite de 15 ka comentado, coincide con otros registros como la retirada de la ocupación
glacial que forma la Laguna Chochos (Cordillera Oriental) y que evidencia la deglaciación a 17
ka en este valle. Es reemplazado por un bosque de nubes a 15.5 ka (Bush et al., 2005).También
se registran valores altos (y de rápida incidencia) de 18O en la cueva Pacupahuain, hace 16 ka
(Kanner et al., 2013 a).
Entre 16 y 10 ka comienza el estadio Waning del Último Máximo Glacial Local, LLGM (Smith et
al., 2005 b) con un periodo de sequía para Junín. Este estadio es contemporáneo a los
incrementos en la cobertura vegetal a 15 Kyr y a 11 Kyr cal. en Junín y Titicaca (Bush et al.,
2005; Paduano, 2003; Hansen et al., 1984). La deglaciación en este periodo responde a un
calentamiento y un decrecimiento en las precipitaciones, que hacen que la deglaciación sea
rápida (Smith et al., 2005 b).
30
Durante el evento frío Younger Dryas (hace entre 12.6 y 11.5 Kyr), no hay evidencias de
reavances, pareciendo ser un episodio cálido y seco en Junín (Bush et al., 2005). Otros autores
(Hansen et al., 1995) apuntan a oscilaciones climáticas en los Andes durante ese evento. En
Laguna Chochos (Cordillera Oriental de Perú), para el final del Younger Dryas, parece haber un
cambio significativo de clima a 11.5 ka, ya que hay indicios de la llegada de un bosque de
nubes correlacionado con una deglaciación de valles en circo adyacentes (Rodbell et al., 1993).
Es hace 12 ka cuando termina también la glaciación Punrun y por tanto es consistente esta
deglaciación con las condiciones de incremento de temperatura. Otros autores (Seltzer et al.,
2000) sitúan la Fase Punrun entre 27 y 18 ka y observan un mínimo para la recesión a 11.9 ka.
En los valles adyacentes a Junín se deposita el grupo de morrenas denominado como “A”, con
edades datadas por exposición cosmogénica de entre 14 y 12 ka. Las morrenas de este grupo
descansan en la parte alta de los valles de Alcacocha, Antacocha, Calcalcocha y Collpa.
Wright (1984) vuelve a datar avances en el Cerro Chuchpanga, al Oeste de Junín, definiéndolos
como pertenecientes a la Fase Taptapa. Su edad es de 12 ka. En el Valle Huatacocha existen
morrenas internas de edad 10.05 ka, que sugieren ciertos reavances menores después de la
deglaciación a 12 ka.
Durante el Pleistoceno tardío en Cordillera Huaytapallana, las evidencias geomorfológicas
muestran que una capa de hielo se extendía hacia el Oeste. Las primeras evidencias datadas
sugieren una recesión de esa capa que comienza a 11 Ka. Se fundamentan en dataciones
basales de radiocarbono que dan 9.82 y 10.96 cal. Kyr en lagos formados tras el último glacial
(Seltzer et al., 1987).
En los valles del Norte de Huaytapallana, cerca del frente de hielo moderno, se encuentran
tres morrenas pertenecientes a los clasificados como Stage II, Stage III y Stage IV. Estas
morrenas tienen turba que ha sido datada de 8.4 y 8.1 cal. Kyr, indicando una antigüedad
mayor a 8 ka y por tanto se sugiere que los valles de Huaytapallana han quedado liberados de
hielo a partir de esta época (Seltzer et al., 1987).
Hace 6 ka, durante la época Holoceno medio, decrece de forma gradual en un 2%o los valores
de 18O en la cueva Huagapo, Junín, evidenciándose un calentamiento. Se registra a su vez un
incremento de 1.5%o de 18O a 1.5 ka (contemplándose simétricamente esta variación en otras
excursiones durante 2000 años), dos incrementos rápidos a 2.6 ka, y otro rápido hace 250 años
siendo ya parte de la LIA esta última (Broecker, 2006).
Entre 3 y 2 ka existen variaciones del fenómeno ENSO (El Niño Southern Oscillation) en el
ecuador que incluyen fluctuaciones de 18O parecidas a las anteriores.
Para esos decrecimientos de 2%o es necesario un aumento de temperatura de 8oC, que
durante el Holoceno no puede darse. Por tanto no puede ser el cambio de temperatura el
único factor a escala centenaria (Broecker, 2006).
La intensidad del SASM (South American Summer Monsoon) sí influye en la cantidad de 18O, así
como los fenómenos ENSO. Los fenómenos La Niña evidencian isótopos de 18O ligeros,
31
mientras El Niño proporciona valores pesados durante las fases cálidas. Queda demostrado así
la influencia del Monzón Sudamericano (SASM) en estos cambios isotópicos (Kanner et al.,
2013 b). Esta intensificación pudo haber sido acompañada de un aumento de la precipitación
local en la Cordillera Central de los Andes peruanos. El aumento de la precipitación de los
episodios SASM se debe a que la insolación local en verano es incrementada por las escalas
temporales de cambio orbital.
En Chuchpanga el Till encontrado a 100 metros bajo el hielo moderno contiene turba con una
edad de entre 1.1 Kyr y 430 yr (Wright, 1984). De esto se deduce que no hay avances en el
Holoceno tardío. La depresión de la Snow Line se estima de unos 100 metros antes de 1.1 Kyr.
Evolución glacial reciente y Pequeña Edad de Hielo (LIA)
Los primeros datos de evolución glaciar aparecen durante la MCA (Medieval Climate
Anomaly), donde se registran valores ligeros de isótopos de 18O. Esto ocurrió en el año 1500 de
nuestro calendario (Kanner et al., 2013 a).
En el año 1750 se registra un incremento rápido en los valores de 18O, ya comentado y que
responde al ciclo de intensificación del Monzón sudamericano (Kanner et al., 2013 a).
No existen datos del evento de la Pequeña Edad de Hielo, aunque se ha estimado un
decrecimiento de los glaciares desde la PEH, en 1850 (Georges, 2004), con una aceleración
durante el Siglo XX, retrayéndose un 20% (Bury et al., 2011). Como causa posible se ha
indicado el incremento en temperatura (Kaser y Osmaston, 2002; Vuille et al., 2000).
Sí se conocen en cambio los retrocesos y avances recientes en la cordillera Huaytapallana (al
Sur de la Cordillera Central).
En el periodo entre 1984 y 2011 se evidencia un decrecimiento en la superficie glaciar de un
56%, pasando de 50.2 Km2en 1984 a 22.05 Km2 en el año 2011. La línea de nieve (Snow Line
Altitude) asciende en altura entre 93 y 157 metros. Estos cambios indican un incremento en
temperatura (López-Moreno, informe GLOPLACHA D-13-00169).
Los glaciares en las áreas más bajas como Pitita, Marairazo y Azulcocha desaparecen
completamente o queda una ocupación glaciar de menos de 1 Km2. En Chapico y Hutcohuarco
los glaciares solo ocupan 3.45 y 2.9 Km2 para el año 2011.
Los situados por encima de 5000 metros sobre el nivel del mar pierden cobertura, pues de seis
glaciares las elevaciones más altas decrecen en 56 metros mientras que las más bajas lo hacen
entre 115 y 366 metros (GLOPLACHA D-13-00169).
La zona principal, cuyo glaciar recibe el nombre de Huaytapallana, tiene 14.9 Km2 de cobertura
durante el año 2011. Es el 42% de la medida para el año 1984. Su elevación más baja se
incrementa en 115 metros, mientras que la elevación superior se mantiene constante.
32
El 80% del hielo perdido en la cordillera ocurre en altitudes por debajo de 5100 m.s.n.m.
siendo superiores los ratios de pérdida en las laderas de mayor radiación solar. Al Norte, en la
zona de deshielo rápido, se forman hasta 11 nuevos pequeños lagos.
La mayor parte de la fase de pérdida ocurre entre los años 1984 y 1997, siendo la reducción
media de 31.6 Km2 (44% de pérdida de superficie). Las pérdidas varían en según qué glaciares
entre 55.6 y 24.8 Km2. Estos periodos coinciden con una alta frecuencia de los eventos de El
Niño, mientras que tan sólo ocurre un evento de La Niña, seguido de un aumento glaciar ligero
en 1989. De 1997 a 2011 la disminución se hace más lenta, coincidiendo con hasta cuatro
episodios de La Niña, seguidos de aumentos ligeros, y tan sólo dos eventos El Niño.
La línea de nieve (SLA) también cambia en Huaytapallana, Chapico y Hutcohuarco. Hay un
notable incremento. En Huaytapallana la media es de 4983 m.s.n.m para 1988, pasando hasta
5075m en el año 2010. En Chapico pasa de 4728 a 4895 m, mientras que en Hutcohuarco
asciende desde 4797 hasta 4890 m, ambos en 2010 también (GLOPLACHA D-13-00169).
Estos cambios son consistentes con la elevación interanual de las temperaturas máximas y
mínimas registradas en el periodo de 1965-2011. En la estación seca las mínimas disminuyen
mientras que en las estaciones húmedas aumentan menos. La evolución de las temperaturas
mínimas entre 1984 y 2011 es similar. Las máximas aumentan significativamente en las
estaciones húmedas y secas. La tasa de calentamiento es de 0.22oC de 1965 a 1984 y algo
inferiores a partir del 1984 hasta 2011, siendo 0.17oC (Figura 4.2.2.).
En la precipitación se observan anomalías negativas hasta 1995 y anomalías positivas hasta el
año 2011. El 75% de los años con el fenómeno El Niño poseen anomalías positivas de
temperatura, mientras que los que poseen más fenómenos de La Niña, contienen anomalías
negativas (Figura 4.2.2.). Los demás periodos son intermedios (López-Moreno, informe
GLOPLACHA D-13-00169).
Figura 4.2.2. Evolución temporal de las temperaturas mínimas (panel superior) y máximas (panel inferior, durante las
estaciones húmedas (líneas negras) y secas (línea gris discontinua), para el periodo 1984-2011. Los eventos El Niño y La
Niña están indicados con “O” y “A” respectivamente. Fuente: López-Moreno, informe GLOPACHA D-13-00169.
33
Conclusiones Cordillera Oeste de Junín y Huaytapallana.
La zona de Junín y Huaytapallana pertenece a la Cordillera Este de los Andes Centrales y por
tanto las dinámicas a las que responden los glaciares son fundamentalmente de cambios de
temperatura, puesto que la Cordillera Este es más húmeda que la Cordillera Oeste (debido a su
cercanía a la cuenca del Amazonas, la cual es la fuente principal de humedad en los Andes
Centrales) suponiéndose que la precipitación ha sido más estable temporalmente.
El Anexo IV.II. muestra ciertas correlaciones entre los avances y retrocesos en Junín y las
variaciones en temperatura. En primer lugar los registros de isótopos de oxígeno de la cueva
Pacupahuaín muestran descensos en los valores de 18O que son consistentes con los avances
datados hace 42 ka.
Para la LLGM los mismos registros de 18O muestran fluctuaciones importantes con una
tendencia al descenso, para después bajar abruptamente en torno a 30 ka, siendo
correlacionable con el comienzo de la LLGM. Por tanto los avances de este periodo serían
debidos a los descensos en temperatura.
Los avances hace 20 ka en los valles de la Cordillera Oeste de Junín quedan bajo un
mantenimiento de los niveles de 18O en Pacupahuaín, pero se muestran niveles bajos de
isótopos de oxígeno en el Lago Junín hace 17 ka. Estos niveles bajos y los avances, pueden ser
debidos al comienzo de la bajada de insolación a partir de 20 ka. Por tanto en este caso los
glaciares vuelven a responder a cambios en temperatura.
Las morrenas datadas en Huaytapallana a 8.6 ka y en Junín a 10.0 ka no se correlacionan con
los registros de 18O en el Lago Junín, que muestran un aumento en los valores de isótopos de
oxígeno, pero sí se correlacionan bien con el descenso de la Insolación a 20oS de latitud. Por
tanto de nuevo las variaciones son debidas a temperatura. Los ratios de cambio de Polen,
indican también mayor actividad de cambio durante estos periodos.
La caída de los valores de isótpos de oxígeno a partir de 5 ka lleva asociado un último avance
hace 1.1 ka, que también respondería a los cambios de temperatura.
Little Ice Age
A pesar de no existir datos, el máximo LIA debió ocurrir de forma consistente a un descenso de 18O junto al periodo de intensificación del Monzón Sudamericano que había comenzado a
mediados del Siglo XVIII. Por tanto los glaciares seguramente continuaron respondiendo a
cambios en temperatura, pero esta vez se ayudados por los aumentos en la precipitación.
La fase posterior de retroceso pudo deberse a los incrementos en temperatura sufridos en
Junín y Huaytapallana. La aceleración del retroceso glaciar a partir del Siglo XX puede deberse
a la variabilidad de los fenómenos ENSO. Este hecho queda comprobado a partir de la década
de 1980, cuando las pérdidas de hielo son mayores cuanto más frecuentes son los fenómenos
El Niño. También influyen las anomalías en temperatura y precipitación entre 1965 y 2011. Así
los glaciares responden tanto a variaciones de precipitación como de temperatura.
34
4.3. Zona Volcánica Central de Bolivia
Evolución glacial durante el Pleistoceno y Holoceno
Son pocos los estudios sobre la evolución glacial en la Zona Volcánica Central (CVZ) de Bolivia y
por tanto es notable la carencia de ciertos datos sobre todo más allá del Último Máximo
Glacial, donde apenas existen dataciones de morrenas y los avances y retrocesos deben ser
inferidos a partir de proxis que indiquen la evolución de precipitación y temperatura. Estos
proxis son las fluctuaciones del nivel de los paleolagos del Altiplano (hasta diez expansiones de
paleolagos), isótopos de oxígeno (18O), partículas de polvo en el hielo, etc.
Las primeras evidencias cuaternarias de aparición de lagos en el Altiplano provienen de líneas
de costa datadas a 120 ka, correspondiéndose con la fase Ouki (Zech et al., 2008). Esta fase
paleolacustre se establece hasta 98 ka según Zech et al. (2008) o en otros casos hasta 80 ka
según autores como Placzek et al. (2013). Se reconocen hasta seis periodos de mayor nivel del
paleolago de la fase Ouki (Placzek et al., 2013) que se deben a un incremento de un 50-100%
de precipitación en el Altiplano de Bolivia (Figura 4.3.1). También se han ligado a los ciclos de
menor insolación cada 23 ka y con evidencias de temperaturas frías. La fase Ouki se
correspondería con un profundo mínimo de insolación local en verano (C-24) hace 105 ka.
Figura 4.3.1. Máxima extensión de las fases lacustres principales de Tauca, Ouki, Coipasa y Sajsi en el Altiplano de Bolivia.
Fuente: Placzek et al., 2013.
Debido a que los estadios lacustres son por descensos de temperatura y aumentos de
transporte de humedad (Placzek et al., 2013) puede sugerirse cierta expansión glaciar durante
la fase Ouki, que no queda corroborada por ningún autor con dataciones o evidencias de
elementos glaciales (Till, morrenas, etc). Por ello se presupone que estos avances, en caso de
haberse producido, no habrían superado la extensión de la LGM posterior.
35
Entre 60 y 30 ka se reconocen transiciones rápidas de condiciones cálidas-frías en sondeos
lacustres en el lago Titicaca. Se reconocen estadios e interestadios a partir de la sucesión de
láminas de Arcillas masivas y otras láminas con carbonatos que sugieren expansiones y
retrocesos glaciales, sin embargo no existen dataciones de morrenas que puedan atestiguar
esta evolución. En los periodos cálidos retroceden los glaciares, decreciendo la deposición de
terrígenos en Titicaca, mientras que se observan facies sedimentarias depositadas en
ambientes glaciales globales. Estas sugieren un alto ratio de precipitación con un balance
hidrológico positivo en el Lago Titicaca y expansiones glaciares (Fritz et al., 2010).
Entre esos estadios e interestadios se identifican niveles máximos en el lago Titicaca a 47.6 ka
(Sánchez y Fariña, 2013) y el subestadio del paleolago Inca Huasi entre 47-46 ka (Placzek et al.,
2013) que indicarían un pequeño incremento de precipitación sobre el Altiplano coincidente
con el evento Heinrich-V del Hemisferio Norte. Por tanto las condiciones de expansión glacial
por aumentos en la precipitación (que es el principal factor de variación en la Zona Volcánica
Central de Bolivia) durante estos periodos podrían ser inferidas.
No solo se observan aumentos en precipitación durante ese periodo si no que también se
registran enfriamientos en la Temperatura de la Superficie Marina (SST) a 38 ka (Smith et al.,
2005 a) junto con una expansión de hielo en ese periodo. En ocasiones se ha relacionado las
condiciones húmedas en el Altiplano por el enfriamiento de la SST en el Atlántico ecuatorial
Norte (Baker, referenciado en Smith et al., 2008).
Algunos autores (Smith et al., 2008) han sugerido una LLGM que podría haber precedido a las
principales fases de paleolagos en el Altiplano y ser contemporánea al evento Heinrich-III del
Hemisferio Norte, pero ellos mismos comentan que no está claro que así sea, mientras que
otros colocan el ultimo máximo glacial tiempo después.
La fase Minchin del paleolago del Altiplano de Bolivia, es datada por Servant y Fontes (1978)
entre 32 y 30 Kyr Cal. Otros autores como Lavenu (referido en Seltzer et al., 1990) lo sitúan
entre 27 y 22 Kyr, más durante la LGM, mientras que estudios recientes no corroboran una
fase húmeda durante Minchin (Placzek, 2006, referenciado en Zech et al., 2008).
Situar la fase Minchin en torno a 27-22 Kyr sería lo más acertado si se tiene en cuenta la
propuesta de Zech et al. (2007 y 2008) que recalculando con el método “Lifton” las edades de
los máximos glaciares entre 31-25 ka en Sajama propuestas por Smith et al. (2005 a), indican
que la LGM en la Zona Volcánica Central de Bolivia ocurrió hace 25-20 ka. Así sería incoherente
que los glaciares en la Cordillera Occidental de Bolivia mostrasen su máxima extensión de
forma previa al volumen global de hielo de la LGM global (MIS-2 de 26-18 Kyr) y por el
contrario se podría correlacionar la fase húmeda Minchin con la LGM.
Existen además evidencias de una caída de temperatura de 5oC respecto a la temperatura
actual entre 27.5 y 21 ka (Smith et al., 2005 b). Los registros en la capa de hielo del Nevado
Sajama muestran condiciones húmedas en el Altiplano entre 25 y 22 ka evidenciándose por la
caída en los niveles de isótopos de 18O (Thompson et al., 1998). Esta fase húmeda es
coincidente con la fase Minchin y con el enfriamiento propuesto por Smith et al. (2005). El
36
Lago Titicaca durante este estadio glacial era profundo y contenía agua fresca con flujos
externos, como lo evidencian los testigos sedimentarios (Baker et al., 2001). Tuvo otro nivel
máximo a 22.7 ka (Sánchez y Fariña, 2013).
Figura 4.3.2. Gráfico de Temperaturas, precipitación en el Altiplano e Isótopos de oxígeno en la cuenca del Amazonas
desde la época Pleistoceno hasta la actualidad. Fuente: Plazcek et al., 2013.
La LGM en la Zona Volcánica Central de Bolivia se debe, por tanto, a una bajada de
temperatura y un aumento en la humedad.
Es en 21 ka cuando comienza la vuelta a las condiciones cálidas considerándose como un
periodo de transición a un interglacial (Smith et al., 2005 b). Se considera el fin de la LGM. Este
hecho de nuevo se puede observar en los testigos del Lago Titicaca con una transición de alta a
baja susceptibilidad magnética (Magnetic Susceptibility, MS) (Baker et al., 2001). Por el
contrario Seltzer (citado en Smith et al., 2005 c) encuentra una caída de la misma MS entre 24
y 19 Kyr que también identifica como transición hacia condiciones interglaciares.
Es también al comienzo de esta deglaciación cuando diferentes autores marcan el final de la
fase Minchin/Sajsi. Unos autores dan el final a 20.5 ka (Placzek et al., 2013) asumiendo
también el fin del pequeño incremento de precipitación que crea la etapa Sajsi, mientras que
otros marcan el final de la fase Minchin a 22 ka, por lo tanto de forma previa al fin de la LGM,
infiriéndose que podría ser una de las causas del final de la misma (Seltzer et al., 1990).
A partir de 16 ka se encuentran evidencias de avances glaciares cerca de la Zona Volcánica
Central de Bolivia, en el Valle Encierro, Chile (Zech et al., 2008). Estos avances encajan bien con
el comienzo de la fase del paleolago Tauca a 16.4 ka. Los modelos realizados por Kull (2002)
señalan que para el avance del Valle Enicerro se necesita una depresión de temperatura de
5.5oC y un aumento de precipitación de 150 mm/año más que en la actualidad. Por tanto se
37
corrobora que al menos en Chile los aumentos de precipitación motivaron el avance glacial,
siendo este hecho de posible extrapolación a la Cordillera Oeste de Bolivia.
Los avances en la Cordillera Oeste de Bolivia se evidencian también en el Valle Calchala del
Volcán Tunupa (Blard et al., 2013) y en el Cerro Azanaques, cerca del mismo volcán, a 16.7 ka
(Clapperton, 1997 referido en Rodbell et al., 2009). En el Valle Patokho, en Sajama, se datan
Ground Morraines como la GM 1, con una edad de entre 16.9 y 11.8 ka (Smith et al., 2009).
Todos estos avances se correlacionan con el comienzo de la fase Tauca a 16.4 ka (Figura
4.3.3.), lo que lleva a pensar que el aumento de la humedad en el Altiplano es el componente
principal del avance, ya que los glaciares en la Cordillera Oeste de Bolivia son más sensibles a
los cambios de precipitación que de temperatura.
Figura 4.3.3. Extensión de la fase Tauca (Azul turquesa) y cuenca hidrográfica del lago Tauca (Naranja) en el Altiplano
central de Bolivia. Fuente: Blard et al., 2013.
La fase Tauca finaliza a 15 ka comenzando así un periodo seco entre 15 y 13 Cal. Kyr que es
consistente con el evento cálido BØlling-AllerØd (Baker et al., 2001). Las evidencias que indican
el final de la fase Tauca son el comienzo de la deposición de sal en el Salar de Uyuni y ciertos
sedimentos en sus márgenes, debido a la caída del Lago Titicaca por debajo de su nivel
exterior, momento en el que cesarían los aportes externos.
38
Es a partir de 14.5 ka cuando comienzan a retroceder los avances comentados en el Valle
Calchala, aunque los errores impiden saber si hay sincronicidad con la desaparición de los lagos
(Blard et al., 2013). Las concentraciones de aerosoles en los testigos de hielo de Sajama indican
que las cuencas retienen agua hasta 15.5 ka. Después de ese momento se instalan condiciones
secas y cálidas (culminantes a 14.3 ka) registradas en testigos de hielo de Sajama (Thompson,
et al., 1998). Estas condiciones pudieron potenciar los retrocesos. Es el calentamiento más alto
del último estadio glacial. El polvo atrapado en el hielo en este intervalo sugiere que existen a
su vez condiciones de aridez, que concuerdan con la desecación de los lagos. Se trata de un
interestadio.
Smith et al. (2009) datan un Ground Morraine (GM1) en Huaqui Jihuata, en Sajama, con
edades entre 14.0 y 10.2 ka. Se datan ciertos avances correspondientes a este periodo de
condiciones relativamente húmedas. Se observan de nuevo avances en el Valle Calchala,
Tunupa. En el Cerro Azanaques, las máximas edades de turba en algunas morrenas sugieren
avances a 13.9 y 13 Cal. Kyr.
Estos avances son concordantes con el Reverso de deglaciación (DCR) que ocurre a partir de 14
ka hasta 11.5 ka. Está ligado al enfriamiento Noratlántico durante el estadio Younger Dryas.
Los registros de hielo de Sajama muestran un decrecimiento de valores de 18O en ese
momento (Thompson et al., 1998).
Algunos autores (Rigsby et al., 2005) comentan la vuelta a la sedimentación lacustre entre 14 y
12 Cal. Kyr de forma contemporánea al periodo Younger Dryas y sugieren un Lago Titicaca
profundo y de agua fresca hasta 11.5 ka. Por lo tanto se trata este periodo de otro momento
húmedo. Otros autores incluyen este momento húmedo como la fase Coipasa, que es el
paleolago que ocupa el Altiplano central entre 13 y 11.5 ka (Baker et al., 2001).
Por tanto los avances ocurridos a 14 ka son consecuencia del DCR y el aumento de
precipitación en el Altiplano andino.
Entre 11.5 y 10 ka se detecta un periodo seco en el Altiplano marcado por el reemplazamiento
de plancton de agua fresca por Bentonitas y por un incremento en la salinidad de los testigos
lacustres recogidos en Titicaca (Baker et al., 2001). Esto lleva a pensar que los glaciares
sufrieron algún tipo de recesión, aunque no existen dataciones de morrenas que evidencien
este hecho.
Entre 9 ka y 3.4 ka existen condiciones cálidas y secas (siendo extremas entre 6.0 y 5.0 ka)
atestiguadas por los incrementos de polvo en los testigos de sondeos lacustres (Smith et al.,
2008) y por los bajos niveles del Lago Titicaca (Baker et al., 2001). Las condiciones al final de
esta fase cálida vuelven a ser húmedas, con extrusiones del Lago Titicaca entre 4.6 y 3.9 ka que
forman pequeños lagos y un paleolago más grande a 3.6 ka (Rigsby et al., 2005).
Entre este periodo cálido se datan dos elementos de origen glacial en Sajama, un Ground
Morraine (GM2) de edad comprendida entre 7 y 4.4 ka y un Plateau Ground en el valle
Pathoko con una edad de entre 7 y 6.5 ka (Smith et al., 2009).
39
Evolución glaciar durante la Pequeña Edad de Hielo (LIA)
Al término del presente trabajo no se encuentran más evidencias glaciales hasta el periodo de
la Pequeña Edad de Hielo (LIA por sus siglas en inglés), lo cual significa que de haber habido
avances estos no superarían en extensión los avances de la LIA que después borrarían las
huellas de sus precedentes.
Los primeros indicios de cambios de temperatura se encuentran descritos por Thompson
(1998, citado por Rabatel et al., 2013) en testigos de hielo en Sajama, con un incremento de 18O en el Siglo XVI y apariciones de especies diferentes de polen, considerándose estos hechos
como aumentos de precipitación de 20-30%. Estos indicios son similares en el mismo testigo
para el Siglo XIX.
Los máximos avances en el Sur de Bolivia se establecen durante el Siglo XVII (Rabatel et al.,
2005 y 2008). Algunos autores emplazan este máximo LIA específicamente entre los años 1657
hasta el 1686 de nuestra era (Rabatel et al., 2013). El máximo resulta ser homogéneo en las
latitudes superiores e inferiores de los Andes Centrales (Jomelli, 2009 referido en Rabatel et
al., 2013).
Tras un breve avance en el año 1730 de nuestra era (Rabatel et al., 2013) que es sincrónico en
las cordilleras de latitud superior (Jomelli et al., 2009), se produce una pequeña retirada
durante el Siglo XVIII, entre los años 1740 y 1750 (Rabatel et al., 2013) para después volver a
avanzar en el año 1800 (Rabatel et al., 2008).
Tras esto, en los años 1870 comienza a perderse hielo a un ratio de 0.1 m/año para hacerse
más pronunciada la pérdida hacia el fin del Siglo XIX hasta principios del XX, con un ratio de 0.4
m/año. En Bolivia se retiran entre 950 y 1400 metros los glaciares, siendo un 15% la pérdida de
área cubierta por hielo (Jomelli et al., 2009).
Es en el Siglo XIX cuando Thompson (1998, referido por Rabatel et al., 2013) vuelve a sugerir
un incremento de isótopos de oxígeno en hielo de Sajama, confirmando las condiciones
necesarias para la retirada comentada.
Entre 1910-1983 existe una retirada menos pronunciada que se produce a un ratio de unos
0.25 m /año (Jomelli et al., 2009).
Desde 1980 hasta 1990 los glaciares en el Sur de Bolivia toman un carácter de fuerte retroceso,
a pesar de que entre 1950 y 1995 se evidencian incrementos en la humedad relativa (Salzsman
et al., 2012, referido en Rabatel et al., 2013).
40
Conclusiones Zona Volcánica Central de Bolivia
Los glaciares situados en la Cordillera Occidental de Bolivia responden fundamentalmente a los
cambios en precipitación, puesto que esta zona de los Andes Centrales recibe una menor
cantidad de humedad que la zona Este. Algunos autores (Kaser y Osmaston, 2002) consideran
que la parte Sur de esta cordillera queda bajo el árido clima Subtropical, por encontrarse fuera
del dominio de la Zona de Convergencia Intertropical.
Como puede observarse en el Anexo IV.III. la evolución glaciar en la ZVC de Bolivia se ha visto
totalmente influida por la variabilidad de las precipitaciones.
Únicamente durante la LGM las temperaturas registradas en los testigos de hielo del Nevado
Sajama se encontraban en un mantenimiento de valores bajos, al igual que los isótopos de
oxígeno de la cueva Botuverá de Brasil, que muestran valores bajos. Estos valores indican la
permanencia de condiciones frías, las cuales junto a los aumentos de precipitación
constatados por la fase del paleolago Minchin del Altiplano Central, produjeron los avances
máximos correspondientes a la LGM. En este caso los glaciares responden fundamentalmente
al aumento en precipitación y a los bajos valores de temperatura.
Los avances posteriores ocurridos a 16.8 ka en el Nevado Sajama y 16.7 ka en Tunupa y el
Cerro Azanaques son sincrónicos con los aumentos de precipitación de la fase Tauca a pesar de
que estos avances se dan durante un aumento en los valores de 18O, tanto en Sajama como en
Botuverá, que indicarían condiciones algo más cálidas. Este ejemplo demuestra como los
glaciares responden al cambio en los valores de precipitación a pesar de haber condiciones de
temperatura desfavorables para el avance.
Posteriormente, en Tunupa y Cerro Azanaques, se datan avances a 13.9 ka que también son
sincrónicos con la fase Coipasa, mientras se registran ascensos 6 de 18O en Sajama y Botuverá.
Por tanto los glaciares responden de nuevo a los aumentos de precipitación.
Así, a pesar de no haber morrenas datadas que sean anteriores a la LGM, puede inferirse
avances correspondientes a la Fase Ouki y Salinas y otros momentos de precipitación elevada.
Little Ice Age
Durante el Siglo XVII ocurre el máximo LIA en la ZVC de Bolivia de forma sincrónica a otros
lugares de los Andes Centrales. No hay registros que evidencien los aumentos de precipitación
en esta época, pero los mismos se presuponen al haber ocurrido los propios avances LIA.
La tendencia posterior es al retroceso con algunos avances en los Siglos XVIII y XIX. Autores
como Thompson (1998) sugieren aumentos en los niveles de 18O durante el Siglo XIX
fundamentalmente, lo cual puede indicar que el retroceso posterior a la LIA es debido a una
respuesta a los cambios de temperatura. A finales del Siglo XX hay evidencias de incrementos
de humedad que no invierten la tendencia de fuerte retroceso por la subida de temperatura.
6 El registro de isótopos de oxígeno de Botuverá en el Anexo IV.III. está invertido respecto al de Nevado Sajama, por
lo que puede llevar a error en la interpretación de los incrementos y descensos de los valores de 18
O.
41
4.4. Cordillera Real de Bolivia
Evolución glacial en las épocas Pleistoceno y Holoceno
Las primeras evidencias de glaciaciones en la Cordillera Real de Bolivia se encuentran en el
Valle Calvario, cerca de la ciudad de La Paz. Estas han sido datadas entre 2.2 y 2.84 millones de
años (Clapperton, 1993), por tanto excederían el Último Ciclo Glacial y podrían sobrepasar la
época Pleistoceno. A pesar de ser las primeras evidencias datadas, Servant (referido en Seltzer
et al., 1990) identifica hasta tres glaciaciones anteriores: Glaciación Kaluyo, Glaciación Sorata y
Choqueyapu I.
Dentro del Último Ciclo Glacial la glaciación más vieja se corresponde con una edad de entre
81.0 hasta 70.6 ka datado en las morrenas HL-62 del Valle Huara Loma (May et al., 2011).
También se datan algunos avances entre 70 y 65 ka de edad (Clapperton, 1993) que no
estarían en fase a un evento sincrónico global.
De nuevo en el Valle Huara Loma se advierte una glaciación de edad entre 39.6 y 36.1 ka (May
et al., 2011), estos coinciden con un enfriamiento de la SST (Temperatura de la Superficie
Marina) en el Pacífico ecuatorial que provoca la expansión de hielo (Lea et al., 2000
referenciado en Smith et al., 2005 b). A su vez existe un Till glacial en Huara Loma (T2) que
demuestra por radiocarbono una glaciación existente entre 36.0 y 29.2 Cal. ka (May et al.,
2011).
Varios avances son datados entre 34 y 28 ka en la Cordillera Real. En Valle Kaluyo se data la
materia orgánica contenida en una morrena arrojando una edad de entre 33.2 y 32.7 ka (Van
der Meer, 2011). En el Valle San Francisco, en Illampu, Argollo (1980) indica edades entre 34 y
33 ka, al igual que en el Valle del Río Kollpaña con edades entre 31 y 20 Cal. ka (Servant, 1981
referido en Zech et al., 2008).
Lauer y Raqipoof (referidos por Mark et al., 2004) indican la existencia de turba con una edad
datada de entre 36.6 y 32.5 Kyr pudiéndose inferir un avance en Cordillera Real entre 35 y 28
ka. En Milluni las dataciones por núcleos de exposición de 10Be dan entre 34 y 23 ka en otra
morrena (Smith et al., 2005 b).
Todas estas evidencias llevan a considerar la existencia de una LGM previa a la máxima
extensión de hielo global que se retrae después a 21 ka (Seltzer et al., 2002 y Smith et al., 2005
c). Por el contrario, Zech et al. (2007 y 2008) recalculan las edades propuestas por Smith et al.
(2005 c) englobándolas en 25-20 ka y por tanto suponiendo una LGM sincrónica con el
máximo global.
En caso de aceptar una LGM local podría considerarse consecuente con el descenso de
temperatura de 5oC registrado en la cuenca amazónica (Paduano et al., 2003) y el cambio de la
SST a 2.8oC menos que en la actualidad (Stute et al., 1995).
42
En Huara Loma se observan dos glaciaciones principales dentro de la LGM evidenciadas por
dos fases de Till glacial (T1 y T2). La LGM temprana estaría entre 29 y 24 ka (englobando las
morrenas 1-3 y el Till T1) seguida de una recesión o reavance menor entre 24 y 20 ka (que se
compone de una deposición entre el T1 y el T2 de arenas fluviales de un periodo libre de hielo)
para volver con la glaciación a 20 y 18 ka (perteneciendo a esta las morrenas M5 y M6 y el till
glacial T2). Posteriormente un avance más extenso ocurre entre 17 y 16 ka observándose por
último unos estados recesionarios entre 15 y 10 ka (May et al., 2011).
Consecuente con estas edades propuestas para la LGM se observan ciertos avances en Río
Suturi de 25 a 22 ka (May et al., 2011) y morrenas en el Valle San Francisco datadas entre 24.1
y 15.3 ka (Zech et al., 2007) que se correlacionan con las morrenas M5 del glaciar Zongo. En la
Laguna Kollpa Kkota la LGM ocurre a más de 20.14 14C Cal. Kyr (Klein et al., 1999 a).
Según Van Der Meer et al. (2011) la LGM debe presentar una temperatura inferior a la actual
de 4.8o C y sequías mayores que hoy. La ELA en esa época era de 4750-4800 metros en el
Oeste de la Cordillera Real. Los glaciares durante la LGM se extendían hasta los 4300 metros
sobre el nivel del mar en Milluni y hasta los 3000 m.s.n.m. en Zongo. La depresión
correspondiente de la ELA para este periodo fue de 300-600 m en Milluni y 800-1000 en Zongo
(Van der Meer et al., 2011). Se puede observar la depresión de diferentes ELAs de la Cordillera
Real en la Figura 4.4.1.
Figura 4.4.1. Depresiones estimadas de Snowline durante la LGM para la Cordillera Real de Bolivia. El tamaño del punto
indica la magnitud de la depresión mientras que el color indica el tiempo de retirada. Fuente: Elaboración propia adaptada
a partir de Smith et al., 2005.
43
Se observan más morrenas en Huara Loma con edades que van de 23.2 a 20.7 ka y de 21.8 a
19.4 ka (May et al., 2011) tratándose de reavances de la LGM tardía. En Kollpa Kkota se
encuentran edades mínimas de deglaciación entre 23 y 20 Kyr (Seltzer et al., 2002).
La deglaciación comienza a partir de 21 ka según algunos autores (Smith et al., 2005 b) por
cambios en precipitación y temperatura. En Milluni hay morrenas recesionales
correspondientes a un periodo de entre 20 y 15 ka (a 17.14 ka), que sería consistente con esta
deglaciación (Van der Meer et al., 2011). La deglaciación sería consistente con un
calentamiento registrado en Illimani a partir de 20 ka y especialmente entre 17 y 15 ka
(Ramírez et al., 2003 referido en Smith et al. 2008).
A pesar de este calentamiento, se datan de forma recalculada cuatro morrenas en Zongo y
Milluni con una formación correspondiente a 18 ka, que se correlacionan con las morrenas M4
y M5 de Illampu (Van Der Meer et al., 2011). Según Ramírez et al. (2003) en los registros de
Illimani aún perduran las condiciones glaciales plenas a 18 ka, por lo que no está claro si el
retroceso glacial a 21 ka fue súbito.
A partir de 18 ka hasta 12 ka es cuando hay muy bajos niveles de polvo en suspensión en los
registros de Illimani, hasta 2.5 veces menos que durante el Holoceno temprano, indicando que
son momentos húmedos y glaciales (Ramírez et al., 2003). A pesar de este hecho, el mismo
autor comenta los cambios en isótopos de oxígeno entre 17 y 15 ka pasando de valores
glaciales a valores de enriquecimiento de 18O y por tanto condiciones secas.
A 16 ka se advierten algunos avances y reavances como es el ejemplo del avance Choqueyapu
II datado por Seltzer et al. (1990) y los datados por Zech (2007) en el glacial tardío los cuales
parecen ser sincrónicos con las fluctuaciones en los valles del Altiplano. A 15 ka existen
también avances en Cordillera Cochabamba (parte de la Cordillera Real) así como en Perú
(Zech et al., 2008).
Un grupo de reavances se da entre 14 ka y 12 ka en varios lugares de la Cordillera Real. En el
Valle Wara wara se data la morrena WW1 con edades entre 14.2 y 13.6 ka y una morrena
lateral de edad 11.8 ka (Zech et al., 2008).
Algunas morrenas en Milluni investigadas por Seltzer (referido en Smith et al., 2005 b) dan una
edad estimada de 13 cal. Kyr, quedando englobadas bajo este ciclo de avances. Así quedan
también los avances en Laguna Kkota entre 13 y 10 ka y Viscachani entre 15 y 11 ka (Smith et
al., 2005 b). En Milluni y Palcoco, Seltzer (referido en Rodbell et al., 1992), para una turba en el
interior de una morrena, da un mínimo de 10.9 a 12.8 Cal. Kyr.
Las morrenas del denominado Grupo B (Figura 4.4.2.) van de 16.1 ka hasta 10.4 ka, pudiendo
ser correlacionadas con el ciclo de avances comentado (Rodbell et al., 1992).
44
Figura 4.4.2. Grupos de morrenas terminales C, B y A1 en el Valle Pasto Grande, relacionadas con registros de isótopos de
oxígeno de Huascarán (Thompson et al., 1995) representado por la línea sólida y de Sajama (Thompson et al., 1998) línea
discontinua. Fuente: Smith et al., 2011.
En el Valle de San Francisco se observan dos sets de morrenas algo más jóvenes que el ciclo
anterior, siendo datadas entre 11.0 y 11.6 ka, mientras en Zongo se data otra morrena muy
próxima a esta última edad, 11.2 ka (Rodbell et al., 1992).
Hasta varios milenios después no se sugieren más avances en Cordillera Real. Es para 8.6 y 7.3
ka cuando se ha datado la edad de la morrena WW5 del valle Wara wara, situadas valle arriba
de las ya mencionadas WW1. Son consideradas como un avance en el glacial tardío (Zech et
al., 2007). Este avance podría terminar por las condiciones de calidez que comienzan a
registrarse, a partir del polen en sondeos sedimentarios, entre 7.5 y 5.5 ka, siendo el periodo
más cálido del ciclo postglacial, para después pasar a ser condiciones más húmedas (Seltzer et
al., 1990). Hace 2 ka (como máximo hace 3.5 ka) se observa el retroceso de las morrenas del
Grupo C del Valle Pastogrande (Chile), consistente con ese periodo de calidez (Smith et al.,
2011).
Esas condiciones húmedas y cálidas terminan con un enfriamiento en los últimos 1.5 ka
(Seltzer et al., 1990).
Evolución glacial durante la Pequeña Edad de Hielo.
Las primeras evidencias de fluctuaciones glaciares recientes en la Cordillera Real son
anteriores al máximo LIA (Little Ice Age). Datan de hace entre 630 y 870 Cal. Kyr en Palcoco
(Smith et al., 2005 b). Se advierten avances en el año 1350 de nuestra era (Jomelli et al., 2009).
Es la primera fase neoglacial identificada, pero no se encuentra presente en todos los valles,
aunque sí en algunos valles del Perú.
El máximo LIA se da en el Siglo XVII. En Cordillera Real ocurre en el año 1657 de nuestra era
(Jomelli et al., 2009). La morrena M1 se corresponde con el máximo LIA cuya paleoELA está a
4965 m y tiene un máximo hasta el año 1686 (Rabatel et al., 2008). Las morrenas
correspondientes con los máximos LIA en Huayna Potosí (Cordillera Real) pueden ser
observados en la Figura 4.4.3.
45
Figura 4.4.3. Morrenas durante la fase LIA en Huayna Potosí, diferenciándose los grupos comentados en el texto de las
morrenas M1, M3, M6, M8 y M9 y el límite glacial a 1983. Rabatel et al., 2008.
El máximo LIA puede correlacionarse con un decrecimiento de los valores de isótopos de
oxígeno 18O entre 1650 y 1780 (Vimeux et al, 2009a). Se estima un incremento de precipitación
que sería del orden de 20-30% y un descenso de temperatura de entre 1.1 y 1.2o C (Rabatel et
al., 2008). Estas anomalías se observan en la fase fría de La Niña (Wagnon et al., 2001) por lo
que se determina que el aumento de precipitación pudo ser debido a la falta de periodos ENSO
en contraposición al aumento del número de fases de La Niña (Hastenrath, 2004).
Después de este máximo, el patrón es la retirada glacial con dos periodos de aceleración del
retroceso y algunos avances o mantenimientos entre medias. Entre la mitad del Siglo XVII y el
final del Siglo XIX se estima una retirada de hasta mil metros (Rodbell et al., 2013).
En el Siglo XVIII termina la considerada como segunda fluctuación (Jomelli et al., 2009) se trata
de una fase de deglaciación regional. La morrena M2 marca un mantenimiento glaciar que
ocurre entre los años 1700 y 1706. Posteriormente ocurren avances entre 1732 y 1740, siendo
la morrena M3 parte de los mismos (Rabatel et al., 2008).
Para la segunda mitad del Siglo XVIII se producen mantenimientos que se reflejan en las
morrenas M4-M5 (Rabatel et al., 2008). Tras esto ocurre una retirada acelerada y constante
hasta el avance de 1783 que deposita la morrena M6. Esta retirada puede no ser debido a
incrementos de temperatura sino más bien a condiciones secas donde los modelos dan hasta
20% de decrecimiento de la precipitación (Thompson et al., 1985).
Este último avance de M6 es consistente con el mínimo Dalton, que es un evento frío que
interrumpe el retroceso general (Rabatel et al., 2008) y pertenece al comienzo de un ciclo de
avances que dura hasta la mitad del Siglo XIX y que forman las morrenas M7, M8 y M9
(Rabatel et al., 2008) datados a los años 1800, 1850 y 1860-1870 (Jomelli et al., 2009).
A finales del Siglo XIX el retroceso se hace acelerado de forma consistente con el aumento de
temperatura aunque realmente no se incrementan demasiado, por ello se cree que pudo
haber un decrecimiento en la precipitación de hasta un 15-20% (Kraus, 2005 referido por
Rabatel et al., 2008). Se observa un incremento de la ELA tres veces superior al anterior
46
periodo de retroceso (Rabatel et al., 2008) lo que lleva a pensar en cambios significativos de
las condiciones climáticas. En la SST se observa un ciclo cálido después de 1864 así como
frecuentes eventos ENSO entre 1864 y 1891, lo cual crea condiciones secas.
El Siglo XX es un periodo de retrocesos generalizados. A pesar de ello entre 1910 y 1930 se
desacelera el retroceso creando un mantenimiento glacial reflejado por las morrenas M10,
datadas a 1910. Se trata del último mantenimiento glacial observado (Rabatel et al., 2008).
Desde la LIA hasta 1910, los glaciares han perdido entre un 29 y un 87% (Figura 4.4.4.) de su
superficie. A partir de 1940 hay un incremento en la recesión de los glaciares y es entonces
cuando la ELA sube unos 55 metros respecto al anterior periodo (Rabatel et al., 2008).
Para finales del siglo XX la ELA total se ha desplazado unos 285 metros desde el periodo de la
LIA (Rabatel et al., 2008) estando situada en este siglo a unos 5098 metros. Durante el periodo
comprendido entre 1991 y 2004 las ELAs calculadas en Cordillera Real con el método AAR0 dan
un aumento de unos 300 metros (Jomelli et al., 2009).
En el periodo de 1991 y 1996 existen ejemplos de balances muy negativos en Zongo y
Chacaltaya. En estos cuatro años se pierde dos veces la cantidad de agua recibida y la ELA fue
entre 200-300 metros más alta que en años con balances equilibrados (Francou et al.).
La ELA interanual del glaciar Zongo en Huayna Potosí, tuvo una variación de entre 4943 metros
y 5356, mientras que con otro método distinto estuvo entre 4993 y 5437 metros. A pesar del
uso de diferentes métodos, las variaciones interanuales fueron muy considerables teniendo en
cuenta los cambios de temperatura y precipitación que tuvieron lugar (Condom et al., 2007).
Figura 4.4.4. Cambios en la superficie de 8 glaciares en la Cordillera Real de Bolivia desde el máximo LIA, reconstruidos a
partir de estadios de morrenas y fotografía aérea (a partir de 1940). Rabatel et al.,2013.
47
Conclusiones Cordillera Real
Cordillera Real forma parte de la Cordillera Este de los Andes Centrales y por tanto recibe una
mayor cantidad de humedad por su cercanía al área fuente, la Cuenca del Amazonas. Es por
ello que los glaciares responden más a los cambios en temperatura que a los de precipitación,
pues esta se presupone constante.
En Cordillera Real, como se observa en el Anexo IV.IV., no existen registros proxi de
temperatura hasta pasada la LGM de ciertas zonas. Los registros de la Cueva Botuverá sí
coinciden con la LGM propuesta para Huayna Potosí y con los máximos avances de Illampu e
Illimani. Los Espeleotemas de Botuverá indican una tendencia al enfriamiento durante estos
periodos, que explicaría estos máximos.
A pesar de que los registros de isótopos de oxígeno en Illimani y Botuverá no cubren la LGM en
Cordillera Cochabamba y los máximos avances de Illimani e Illampu, puede inferirse una
temperatura reducida, debido a la tendencia de baja insolación que tendría lugar en torno a 30
ka debido a los ciclos de Milankovich.
Tras estos máximos los periodos establecidos como deglaciación (entre 18 y 12 ka en Illimani y
17 y 15 ka en Huayna Potosí) correlacionan bien con los incrementos de valores de 18O en
Illimani que indican condiciones cálidas. Algunos avances en Cordillera Cochabamba hace 15 ka
y 14.2 ka se ajustarían a los rápidos descensos de isótopos de oxígeno.
Ciertos avances en Illampu y Huayna Potosí a 11.6 ka y 11.2 ka respectivamente son
sincrónicos con un pequeño descenso en los registros de 18O de Illimani y de Brasil que está
dentro de una tendencia al incremento. También es sincrónico el avance entre 8.6 y 7.3 ka en
Cordillera Cochabamba con la tendencia posterior al decrecimiento de los valores de isótopos
de oxígeno en Illimani y Botuverá. Estas coincidencias demuestran las respuestas glaciares a
los cambios en temperatura, aunque no explican algunos avances en Huayna Potosí a 12.8 ka,
que es un periodo de ascenso de valores de 18O.
Little Ice Age
El máximo ocurre de forma consistente a la ZVC en el mismo momento en que se evidencia un
decrecimiento en los valores de 18O. Además pudo haber un incremento de precipitación de
entre 20 y 30%, como se ha comentado, por incrementos en fenómenos La Niña. En este caso
los glaciares responden a cambios en ambas variables, precipitación y temperatura.
Posteriormente ocurre un ciclo de deglaciación debido a condiciones secas. A pesar de la
tendencia a la deglaciación son datados algunos avances durante mínimos de temperatura
(Mínimo Dalton). A continuación ocurren retrocesos por incrementos de temperatura
acompañados de descensos en la precipitación. Al final del Siglo XX ocurre una aceleración en
el retroceso.
A escalas temporales cortas, los glaciares responden a cambios en precipitación y
temperatura.
48
5. Discusión
Los glaciares en las cordilleras estudiadas se muestran sensibles a diferentes forzamientos
climáticos según la escala temporal a la que se lleve el análisis. La respuesta de los glaciares
depende de su ubicación. Existen marcadas diferencias entre los glaciares situados en la
Cordillera Oeste de los Andes Centrales y la Cordillera Este, así como entre los glaciares
ubicados en una latitud tropical cercana al ecuador y las latitudes tropicales más alejadas.
5.1. Forzamientos a escala milenaria
La respuesta glaciar a los forzamientos a escala milenaria puede reconocerse a través de la
evolución glaciar de las épocas Pleistoceno y Holoceno temprano.
Los forzamientos a escala milenaria son los producidos por la variabilidad en los elementos del
sistema climático: Intensificación del Monzón Sudamericano (South American Summer
Monsoon), desplazamiento en latitud de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT),
variabilidad de temperaturas de la SST (Sea Surface Temperature), variaciones en el transporte
de humedad de los vientos alisios, variaciones en las fuentes de humedad, teleconexiones con
el sistema climático del Hemisferio Norte, etc.
Todos estos elementos suelen estar controlados de forma principal por la cantidad de
insolación, la cual es dependiente de los ciclos de precesión, oblicuidad y excentricidad
descritos por Milankovitch (Huybers, 2006).
Avances Pre-LGM
Las primeras evidencias de evolución glaciar que pueden ser correlacionadas con la
variabilidad del sistema climático son los avances en Junín, hace 42 Cal. 14C Kyr, de la fase Rio
Blanco (Smith et al., 2005 b). Esta fase es consistente con los bajos valores de 18O registrados
en Groenlandia hace 48 ka. La Cordillera de Junín se encuentra en una zona donde la
precipitación puede suponerse constante debido a su cercanía con la principal fuente de
humedad, la Cuenca Amazónica. Es por ello que los glaciares situados en esta zona de la
Cordillera Este de los Andes Centrales, son más sensibles a los cambios en temperatura que de
precipitación. En caso de asumir un descenso de temperatura consecuente con el de
Groenlandia, los glaciares habrían respondido de acuerdo con ese patrón general comentado.
Más tarde entre 30.3 y 28.8 ka, también en Junín, se observan ciertos decrecimientos en los
niveles de isótopos de oxígeno (Kanner et al., 2013 a), los cuales son correlacionados con la
intensificación del South American Summer Monsoon. Aunque para este periodo no existen
49
dataciones de morrenas. También parecen correlacionarse los eventos Heinrich del Hemisferio
Norte y estar muy ligados a estos ya que son las rápidas fluctuaciones en la temperatura del
Hemisferio Norte las que dan los incrementos en latitud de la ZCIT.
Último Máximo Glacial (LGM)
El Último Máximo Glacial (LGM) ocurre a la vez en tres de las cuatro cordilleras elegidas en
este estudio.
En Cordillera Blanca se establece la LGM a partir de 35 ka (Rodbell et al., 2000), mientras que
en Junín y Cordillera Real se supone la LGM en torno a 34 ka (Smith et al., 2005b y 2005a
respectivamente).
En Junín, se estima que la LGM se produce por una bajada en las temperaturas de 2.5oC
(Ramage et al., 2005), la cual sería consistente con las temperaturas estimadas de la SST en el
Pacífico Este. Este hecho demuestra que no hay control de humedad, por tanto se evidencia
que en la Cordillera Este los glaciares son más sensibles a los cambios de temperatura, debido
a que la precipitación permanece homogénea temporalmente.
En Cordillera Real las estimaciones en valles como Wara wara dan una descenso de
temperatura de 6.4oC y un aumento de precipitación de 200 mm para producir glaciaciones.
Otros escenarios implican que esta zona necesitaría entre 300 y 800 mm más de precipitación
que la Cordillera Occidental para producir avances. Los aportes de humedad se presupone que
ocurrieron a través de un reforzamiento en los vientos alisios (Kull et al., 2008). Es necesario
una humedad suficiente y unos flujos que discurran hacia el Altiplano, para producir
precipitación en la Cordillera Este. Los Alisios tropicales parecen tener conexiones con los
procesos climáticos del Hemisferio Norte (Vuille, 2000).
Como demuestran Ramírez et al. (2003), el Altiplano y el Amazonas eran un 20% más húmedos
durante la LGM que en la actualidad.
En la Cordillera Este de los Andes centrales (Junín y Cordillera Real) hay una gran disminución
en la altitud de los valores ELA, hasta 1200 metros. Por cada 1oC de enfriamiento en
condiciones húmedas, la ELA de los Andes tropicales baja 167 metros, por tanto se estima una
disminución de temperatura de entre 5-9oC (Klein et al., 1999 b).
Además, la bajada en altitud de la ELA en la Cordillera Este de los Andes Centrales parece ser
superior a la de Cordillera Oeste, lo cual reflejaría que los gradientes de humedad podrían
haber sido más pronunciados o que los glaciares hubiesen estado cubiertos por escombros que
los protegiesen de la ablación. No debe olvidarse que en ciertos lugares de los Andes Centrales
los glaciares se vieron limitados en su descenso en altitud por la elevación que suponía el
Altiplano, lo cual formó glaciares de piedemonte impidiendo la bajada en altitud de la ELA
(Rodbell et al., 1992).
50
Analizando estos datos se llega a la conclusión de que todas las estimaciones de incremento de
humedad son similares. Es posible inferir que los glaciares de Cordillera Real parecen
responder a una gran reducción de temperatura y un pequeño aumento de precipitación. Es la
gran reducción en temperatura el factor determinante para la LGM en la Cordillera Real, al
igual que en Junín.
Algunos autores (Smith et al., 2005 a) comentan que la línea de nieve en Cordillera Blanca
permanece inmóvil, sin variaciones en altitud. Este hecho lleva a pensar que las glaciaciones
fueron debidas a los cambios en temperatura principalmente.
La LGM en las tres cordilleras parece haber precedido al máximo volumen de hielo global, por
ello pueden ser denominados como máximos glaciales locales (Local Last Glacial Maximum). La
época en la que se desarrollan es contemporánea con el evento Heinrich 3, lo cual indicaría
que no son máximos locales aislados, si no que podrían responder a un patrón global que crea
diferencias regionales en precipitación y temperatura (Smith et al., 2008).
Una LLGM no está clara en todas las cordilleras. En Cordillera Real algunos autores sitúan el
máximo glacial de forma contemporánea a los máximos globales.
La ZVC de Bolivia sí parece haber sufrido una LGM de forma sincrónica al resto del globo (Zech
et al., 2007 y 2008). Como es conocido, los glaciares situados en la Cordillera Occidental de
Bolivia son sensibles a los cambios en precipitación más que a los de temperatura, pues esta
cordillera recibe una cantidad de humedad muy inferior a la Cordillera Este de los Andes
Centrales.
En esta cordillera, la mayor parte de los avances glaciales ocurren de forma sincrónica o al
menos contemporánea al emplazamiento de los grandes lagos del Altiplano central, asociados
a incrementos en las precipitaciones (Placzek et al., 2013). Esta afirmación no hace sino
demostrar la respuesta preferente de los glaciares de la ZVC de Bolivia a los cambios en
precipitación.
Esta variabilidad en la precipitación se correlaciona totalmente con estadios fríos en el
Hemisferio Norte. Estos estadios fríos acompañan un desplazamiento hacia el Sur de la ZCIT y
cierta variabilidad del Monzón sudamericano. Cada estadio frío Noratlántico está
correlacionado y es responsable de intervalos húmedos en los Andes tropicales, siendo
consistentes con los patrones de variación del SASM (Fritz et al., 2010).
Los incrementos de precipitación durante la LGM se deben al aumento en latitud Sur de la ZCIT
y a un aumento de la precipitación por la intensificación del Monzón sudamericano (SASM).
Los crecimientos del Lago Titicaca están a su vez inversamente correlacionados con la SST del
Atlántico Norecuatorial. Los crecimientos son mayores en los años de temperaturas SST por
debajo de lo normal (Baker et al., 2001).
Las fases húmedas y secas en el Altiplano están además en fase con los máximos y mínimos de
insolación en los últimos 50 Kyr. Los parámetros dominantes para el SASM son los cambios en
51
insolación, pues generan diferencias en el calentamiento y enfriamiento entre océano y tierra
(Sánchez y Fariña, 2013).
A partir de estos datos, puede correlacionarse con claridad la LGM en la Cordillera Occidental
de Bolivia con los aumentos en precipitación. Los glaciares parecen ser dependientes de la
precipitación, más que de los cambios en temperatura. Si se admitiese una LGM en Cordillera
Real para esta época, sería en respuesta a cambios en precipitación pero necesariamente
habrían ocurrido también cambios en temperatura, debido a que esta cordillera es lo
suficientemente húmeda como para provocar avances glaciares sin necesidad de un
incremento.
Por tanto se confirman los patrones de respuesta para cada cordillera de los Andes Centrales.
La Cordillera Este siempre necesita un descenso en la temperatura para provocar glaciaciones,
sin importar la ubicación en latitud. En la Cordillera Oeste existen diferencias según la
situación. En las latitudes cercanas al ecuador (Cordillera Blanca) es necesario un descenso en
las temperaturas y un aumento en la precipitación, debido a que recibe menor humedad que
la Cordillera Este. Sin embargo en las latitudes tropicales superiores (ZVC de Bolivia), debido a
la aridez por el efecto pantalla de la Cordillera Este y al hecho mismo de encontrarse a mayor
latitud, la glaciación dependerá de los incrementos en precipitación.
Como es posible inferir, que la LGM no ocurriese antes en la ZVC de Bolivia se debe
seguramente a que el desplazamiento en latitud de la ZCIT no fue suficientemente lejano como
para influir en la cantidad de precipitación recibida en la Cordillera Occidental de Bolivia.
Avances posteriores a la LGM
Existen ciertos avances posteriores a la LGM bien correlacionados con los desplazamientos e
intensificaciones del sistema climático, sobre todo en la ZVC de Bolivia.
Es en la ZVC de Bolivia donde se advierten ciertos avances generalizados en torno a 17-16 ka
(Blard et al., 2013; Rodbell et al., 2009; Smith et al., 2009). Estos avances son sincrónicos con la
fase Tauca del Altiplano central (Placzek et al., 2013).
Para estos avances son necesarios un cambio de temperatura mayor a 4oC de descenso y un
incremento de precipitación de 250 mm. Los modelos dan un enfriamiento de 5.7oC (Placzek et
al., 2013).
Los incrementos de precipitación serían debidos de nuevo a un desplazamiento Sur de la ZCIT y
un refuerzo del SASM (Smith et al., 2011). No debe olvidarse los efectos de los eventos
Heinrich sobre la posición de la ZCIT, los cuales son capaces de alterar los patrones
subtropicales de forma indirecta. La fase Tauca coincide con el evento Heinrich I y con
evidencias de upwelling en el centro del pacífico, lo cual es indicativo de una mayor
permanencia de las condiciones La Niña que traen mayor humedad al Altiplano (Placzek et al.,
2013).
52
De nuevo se puede inferir el control de la precipitación en los glaciares de la Cordillera
Occidental de Bolivia, pues a pesar de la gran reducción de temperatura, sin un aumento en la
precipitación los glaciares no habrían avanzado.
El fin de la fase Tauca coincide con un decrecimiento en precipitación y un aumento de
temperaturas en el Altiplano. Los avances en Tunupa y Cerro Azanaques terminan 500 años
antes del comienzo de este cambio de condiciones (Blard et al., 2013).
La Cordillera Real también sufre avances que concuerdan con los patrones principales de
respuesta de los glaciares. Se ven ciertos signos de correlación con la fase Tauca, pues las
morrenas del glaciar Zongo son contemporáneas a la fase Tauca (Van Der Meer, 2011).
En Wara wara, las morrenas WW1 son signo de una reducción en temperatura y
probablemente cierto incremento en las precipitaciones (Kull et al., 2008)
No existen más avances que se hayan demostrado correlativos con desplazamientos en latitud
de la ZCIT o intensificación del Monzón.
5.2. Forzamientos a escala centenaria
Los forzamientos a escala centenaria pueden observarse a partir del análisis de la evolución
glaciar desde la LIA hasta la actualidad.
Los cambios en precipitación y temperatura no están ligados tan estrechamente a los cambios
en insolación sino más bien a la variabilidad de los fenómenos El Niño y La Niña y la variación
de temperatura de la SST.
De las cuatro cordilleras estudiadas, solo tres tienen una estimación de cuando ocurrió el
máximo LIA (Junín no tiene estudios que determinen este máximo). En las tres cordilleras el
máximo LIA ocurrió de forma más o menos sincrónica durante el Siglo XVII (Jomelli et al., 2008;
Rabatel et al., 2013; Jomelli et al., 2009). Sin embargo en Cordillera Blanca, el máximo ocurrió
algunos años antes (entre finales del Siglo XVI y principios del XVII) que en Cordillera Real y la
ZVC de Bolivia. Los máximos LIA ocurren a la vez que en las regiones de latitudes medias.
El máximo en Cordillera Blanca es consistente con el mínimo Maunder, entre los años 1645 y
1715 de nuestra era (Rabatel et al., 2008), el cual está asociado a una baja irradiación con un
enfriamiento de hasta 1ºC.
Ciertos autores (Jomelli et al., 2009) estiman unas condiciones más frías y húmedas durante el
Siglo XVII en los Andes Centrales, tanto en las latitudes inferiores como en las superiores. Se
estima una reducción de entre 1.1-1.2oC de temperatura y un aumento de precipitación de un
20-30% (Rabatel et al., 2008) para la segunda mitad del Siglo XVII. Estas condiciones se
53
observan durante los periodos La Niña, por lo que se presupone que estas fases frías ENSO
ocurrieron con más asiduidad.
De estas observaciones se puede suponer que las diferencias entre latitudes podrían estar
motivadas por la incidencia diferencial de los fenómenos que producen los máximos LIA. La
baja irradiación durante el mínimo Maunder, parece haber sido de poca magnitud comparado
con otros mínimos de temperatura como el Mínimo Dalton, por lo que no habría afectado a
latitudes superiores donde se emplaza la Cordillera Real. Este mínimo además no conlleva un
cambio en las precipitaciones, por lo que no afectaría a la ZVC de Bolivia.
La reducción en temperatura y el incremento en humedad provocado por el aumento de
fenómenos La Niña sí motivan el máximo en Cordillera Real (por descender la temperatura) y
en la ZVC de Bolivia (por incrementarse las precipitaciones). Estos fenómenos también podrían
ser la causa del mantenimiento del máximo LIA en Cordillera Blanca hasta el año 1720.
Los avances datados entre los Siglos XVIII y XIX ocurren en las tres cordilleras, si bien en
Cordillera Blanca se da con cierto desfase (entre 1780 y 1880) respecto a la ZVC de Bolivia y
Cordillera Real (entre 1730 y 1800). Los glaciares avanzan dentro de una tendencia general de
retroceso (Rabatel et al., 2008 y Jomelli et al., 2009).
Los valores de 18O de Huascarán e Illimani decrecen hasta finales del siglo XVIII (Vimeux et al.,
2009 a), lo cual podría explicar el comienzo de los avances en Cordillera Real por haber un
descenso en temperatura. Junto a este descenso, la SST varía, lo cual repercute en el SASM,
intensificándose de forma en que aumentan las precipitaciones, permitiendo los avances de
los glaciares sensibles a incrementos en precipitación, es decir los situados en la ZVC de Bolivia
y en Cordillera Blanca (sensibles también al descenso de temperatura).
La tendencia al retroceso en la que estaban incluidos los avances comentados podría provenir
de condiciones secas (un 20% menos de precipitación) y de un aumento de la temperatura
regional debido a la dominancia de los fenómenos El Niño (Rabatel et al., 2008).
A finales del Siglo XIX el retroceso se acelera por una mayor sequía y un periodo SST anómalo
por su calidez. Estos hechos se correlacionan con frecuentes fenómenos El Niño entre 1864 y
1891 (Rabatel et al., 2005). Al final del Siglo XIX y entrando ya en el Siglo XX los retrocesos se
deben más a un incremento en las temperaturas medias, pues la precipitación se mantiene
baja pero no cambia (Smith et al., 2005 a).
Todos estos datos confirman la dependencia de la respuesta glaciar a los cambios de
temperatura y precipitación motivados por los fenómenos ENSO. Las variaciones en la
dominancia de los fenómenos El Niño o La Niña a escala centenaria, fueron decisivos para los
avances y retrocesos glaciales, así como lo fue también la irradiación y las temperaturas de la
superficie marina.
54
5.3. Forzamientos a escala decadal e interanual
Los forzamientos a escala decadal e interanual pueden observarse en la evolución glaciar
reciente. Desde mitad del Siglo XX hasta la actualidad las variaciones en temperatura y
precipitación han sido motivadas por las diferencias en la estacionalidad, los fenómenos ENSO,
las variaciones en la intensidad del monzón y de los sistemas de bajas presiones atmosféricas.
También es posible observar cierta consistencia con los incrementos de temperatura debido a
las actividades industriales o la influencia de gases de efecto invernadero de origen antrópico.
A principios del Siglo XX la tendencia general es de fuerte retroceso. Las pérdidas glaciares
ocurrieron como respuesta a los incrementos en temperatura y a una precipitación que se
mantuvo moderada. Las latitudes más cercanas al ecuador se mantuvieron más húmedas y
nubosas que las latitudes tropicales superiores, que tuvieron condiciones relativamente secas
(Vuille et al., 2008). La causa es la intensificación de la célula de Hadley.
A mediados de Siglo se observa cierta desaceleración de ese fuerte retroceso en al menos dos
cordilleras (ZVC de Bolivia y Cordillera Real) con algunas morrenas que indican mantenimientos
glaciares en Cordillera Real (Rabatel et al., 2008). La falta de datos impide saber si esta
desaceleración fue generalizada en todo el ámbito de estudio o si por el contrario solo afectó a
las cordilleras situadas en las latitudes superiores.
Esta desaceleración podría explicarse con un aumento en el número de fenómenos La Niña en
relación al número de fenómenos El Niño, al igual que ocurre a finales del Siglo XX donde
aumentan las precipitaciones y la nubosidad en Huaytapallana debido a una mayor ocurrencia
en los eventos La Niña (López-Moreno, informe GLOPLACHA D-13-00169). Las condiciones
derivadas de La Niña son frío y humedad que afectan a los balances estacionales de los
glaciares, decantándose más por la acumulación que por la ablación.
Como es posible inferir a partir de estos datos, las aceleraciones o desaceleraciones dentro de
la tendencia general de retroceso de los glaciares modernos responden a forzamientos como
los episodios ENSO, que modifican las condiciones estacionales y por tanto la ablación o
acumulación.
55
Posibles causas antrópicas
La fuerte tendencia al retroceso de finales del Siglo XX es consistente con las observaciones de
incrementos de temperatura derivada de las actividades antrópicas. Como es posible observar
en la Figura 5.3.1. el periodo en el que la tendencia general es al retroceso coincide con los
aumentos de temperatura debido a los forzamientos antrópicos (informe PNUD Bolivia
Gonzales, 2011). Esta afirmación es arriesgada y no siempre se ha aceptado como causa de los
incrementos de temperatura.
Figura 5.3.1. Anomalías en la temperatura superficial media mundial según observaciones (línea negra) y según
simulaciones con distintos forzamientos antropogénicos y naturales. Fuente: Informe “Tras la huella del cambio climático
en Bolivia” PNUD 2011.
56
6. Conclusiones
Como se ha podido constatar en este trabajo, los glaciares de las cordilleras situadas en las
latitudes más bajas y los situados en la Cordillera Real sufrieron avances máximos previos al
máximo global, en torno a 35 ka. La ZVC de Bolivia sí sufrió el máximo glacial de forma
consistente al máximo global, 25 ka, ya que los glaciares situados en ella son más
dependientes de los cambios de humedad y aunque las causas de una LLGM en el resto de
cordilleras incluían un incremento en la precipitación, esta solo debió incrementarse en las
latitudes cercanas al ecuador.
De forma posterior a los últimos máximos glaciales, también ocurrieron avances significativos
en los Andes Centrales, pero más dependientes a fenómenos locales.
Los máximos LIA ocurren de forma sincrónica (en ocasiones con ciertos desfases) en todas las
cordilleras en las que hay estudios realizados. Ocurren también de forma consistente con el
resto del globo. Los retrocesos posteriores a la LIA son también consistentes en todas las
cordilleras, así como los avances en ciertas zonas y la desaceleración en el retroceso. Por tanto
durante la Pequeña Edad de Hielo y las retiradas glaciares posteriores los glaciares responden
a los mismos patrones climáticos, que en el final del Siglo XX al menos correlacionan bien con
las temperaturas inducidas por los forzamientos antrópicos.
La falta de datos en algunas cordilleras y la falta de consenso entre algunos estudios han
impedido en ocasiones determinar la sincronicidad o las causas de los eventos glaciales. Se
constata la falta de dataciones anteriores y posteriores a la LGM en las cordilleras estudiadas.
También se hace notable la falta de una cronología de la LIA en las cordilleras cercanas a Junín
y la Cordillera Huaytapallana, sin la cual es imposible conocer la evolución y las conexiones de
los eventos glaciales.
La disparidad de los resultados por diferentes métodos de datación en Cordillera Real, crea
cierta confusión a cerca de en qué momento sucedió la LGM, impidiendo relacionar las causas
de la LGM con forzamientos que sean sincrónicos con el máximo global y con la ZVC de Bolivia.
Tampoco queda claro si pueden relacionarse con la LLGM de Cordillera Blanca y Junín.
La necesidad de conocer en profundidad la variabilidad de los elementos del sistema climático
en el pasado (desplazamientos en latitud de la ZCIT, intensificación del SASM, etc.) se remite al
establecimiento de las causas de las diferentes glaciaciones, avances y retrocesos, así como las
conexiones entre diferentes cordilleras y áreas del mundo. Sería necesario un mayor
conocimiento de esta variabilidad para los periodos posteriores a la LGM y durante la LIA.
Este trabajo pretende integrar el conocimiento de los distintos avances y retrocesos sucedidos
en las cuatro cordilleras elegidas, buscando una respuesta común a las causas de las
glaciaciones y observando las posibles conexiones entre cordilleras. La determinación de los
avances y retrocesos sincrónicos lleva a establecer unas causas comunes para los distintos
eventos glaciares.
57
Anexos
58
Anexo IV.I. Tabla-esquema de evolución glaciar en Cordillera Blanca. En el gráfico se muestran registros proxi de SST a partir de Mg/Ca (Mollier et al., 2013), valores de 18
O
de la capa de hielo de Huascarán (Vimeux et al., 2009 b) y estimaciones de precipitación mediante Ti/Ca en el río Guayaquil, al Norte de Perú y Ecuador (Vimeux et al.,
2009b). Los polígonos inferiores reflejan la evolución glaciar en Cordillera Blanca. El comienzo neto del polígono indica el comienzo del avance mientras que el final irregular
muestra el fin del evento. Las flechas rojas indican periodos de deglaciación. Los registros están representados entre 0 y 40 ka. Elaboración propia.
59
Anexo IV.II. Tabla-Esquema de la evolución glaciar en la Cordillera del Oeste de Junín y Huaytapallana. Se muestran los proxi de isótopos de oxígeno en el lago Junín (Vimeux
et al., 2009 b) y en la cueva Pacupahuaín (Kanner et al., 2013 a). También se muestran proxys palinológicos de Junín (Vimeux et al., 2009 b) y la Insolcación a 20º S (EPICA,
2004). Los polígonos representan la evolución glaciar de la zona de Junín. El comienzo derecho del polígono marca el comienzo mientras que la punta de la forma irregular
del polígono indica el final del evento. En rojo se indican los periodos de deglaciación. Los polígonos donde se sustituye la flecha azul (que sugiere el avance glaciar) por una
única flecha roja señalan morrenas recesionales. Los registros están representados entre 0 y 50 ka. Elaboración propia.
60
Anexo IV.III. Tabla-esquema de evolución glaciar en la Zona Volcánica Central de Bolivia. Comparación de avances glaciares en diferentes puntos de la ZVC con la
precipitación estimada en el altiplano, las variaciones de 18
O en la capa de hielo del Nevado Sajama y en Espeleotemas recogidos en el Sureste de Brasil. Los registros están
representados entre 0 y 100 ka. Los avances glaciares se representan por polígonos azul claro, con una línea recta que representa el comienzo del avance glaciar y una línea
irregular que representa el final del avance, ambas con respecto a la escala temporal situada debajo. Sobre la línea de precipitación del Altiplano se ha marcado las
diferentes fases de Paleolagos ocurridas en el Altiplano Central. Elaboración propia a partir de los datos de Thompson et al. (1998) para el registro de isótopos de Oxígeno de
Sajama, de Cruz et al. (2005) para los Isótopos de oxígeno de la cueva Botuverá en Brasil y datos de Plazcek et al. (2013) para la precipitación sobre el Altiplano.
61
Anexo IV.IV. Tabla-esquema de evolución glaciar en Cordillera Real. Se muestran datos proxi de Insolación a 13º S, de Espeleotemas en Botuverá (SE Brasil) y la capa de hielo
de Illimani para apoyar la interpretación. Elaboración propia a partir de datos de insolación de EPICA (2004), variación de 18
O en Illimani de Thompson et al. (1998) y de 18
O
en Brasil de Cruz et al. (2005). Los polígonos inferiores reflejan la evolución glaciar en Cordillera Real. El comienzo neto del polígono indica el comienzo del avance mientras
que el final irregular muestra el fin del evento. Las flechas rojas indican periodos de deglaciación. Los registros están representados entre 0 y 40 ka. Elaboración propia.
62
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Evolución glaciar en los Andes Centrales
Adrián Fernández Sánchez
Trabajo de Fin de Grado
Geografía y O.T.