Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

67
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.

description

Proyecto en el que se estudia la evolución glaciar del periodo Cuaternario en cuatro cordilleras de los Andes Centrales (Cordillera Blanca, Perú; Junín, Perú; Cordillera Real, Bolivia; Zona Volcánica Central, Bolivia). Se explican a su vez los forzamientos que pudieron llevar a situacones paleoclimáticas favorables para los avances, mantenimientos o retrocesos glaciares.

Transcript of Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

Page 1: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 2: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

2

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.

Page 3: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

3

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.

Page 4: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

4

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

Page 5: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

5

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).

Page 6: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

6

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.

Page 7: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

7

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.

Page 8: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

8

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.

Page 9: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

9

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.

Page 10: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

10

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.

Page 11: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

11

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”.

Page 12: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

12

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.

Page 13: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

13

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

Page 14: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

14

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.

Page 15: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 16: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

16

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.

Page 17: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 18: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 19: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 20: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 21: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 22: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 23: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 24: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 25: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 26: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 27: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 28: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 29: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 30: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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,

Page 31: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 32: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 33: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 34: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 35: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 36: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 37: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 38: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 39: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 40: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 41: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 42: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 43: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 44: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 45: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 46: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 47: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 48: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 49: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 50: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 51: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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).

Page 52: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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

Page 53: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 54: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 55: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 56: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 57: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

57

Anexos

Page 58: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 59: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 60: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 61: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

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.

Page 62: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

62

Referencias bibliográficas

1.- Introducción y encuadre territorial.

Clapperton, C. (1993). Quaternary Geology and Geomorphology of South America.

Elsevier.

Cuadrat, J.M., Pita, M.F. (2011). Climatología. Cátedra Geografía.

Gutiérrez, M. (2001). Geomorfolofía Climática. Omega.

Hambrey, M., Allean, J. (1992). Glaciers. Cambridge University press.

Kaser, G., Y Osmaston, H. (2002). Tropical Glaciers. International Hydrology series.

Skinner, B.J. (1999). Geology and Ore Deposits of the Central Andes. Sheridan Books,

Inc.

Veblen T.T., Young, K.R. y Orme, A.R. (2007).The physical geography of South America.

Oxford university press.

Hoffman, J. Atlas Climatologique de l’ Amerique du Sud. Organización Meteorológica

Mundial, UNESCO.

Hidrografía de los Andes Centrales. www.útil.peru.com

Visor de infraestructura de datos espaciales del estado plurinacional de Bolivia,

GeoBolivia. Obtenido el 8 de Marzo del 2014 de http://geo.gob.bo/.

Servicio INGEMMET del estado del Perú. Visor de cartografía geológica. Obtenido el 10

de Marzo de www.ingemmet.gob.pe.

Servicio Sernageomin del estado de Chile. Visor de cartografía geológica. Obtenido el

10 de Marzo del 2014 de http://www.sernageomin.cl/.

2.- Metodología

Walker, M. (2005). Quaternary dating methods. John Wiley and Sons.

3.- Resultados y Discusión

Ames, A., Y Francou, B., (1995). Cordillera Blanca, Glaciares en la historia. Institute

français du etudes andines.

Baker, P., Seltzer, G., Fritz, S., Dunbar, R., Y Grove, M. (2001). The History of South

American Tropical Precipitation for the Past 25.000 Years. Earth Science Commons.

Blard, P.H. et al. (2013). Cosmogenic 3He production rate in the high tropical Andes

(3800 m, 20oS): implications for the local last glacial maximum. Elsevier.

Broecker, W. (2006). Abrupt climate change revisited. Global And Planetary Change.

Bruy, J. et al. (2011). Glacier recession and livehood vulnerability in the Cordillera

Blanca, Perú. Climate Change.

Bush, M. et al. (2005). A 17.000 year history of Andean climate and vegetation change

from Laguna de Chochos, Perú. Journal of Quaternary Science.

Page 63: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

63

Condom, T., Coudrain, A., Sicart, J., Y Théry, S. (2007). Computation of the space and

time evolution of equilibrium-line altitudes on Andean glaciers (10oN-55oS). Global and

Planetary Change.

Cruz, F.W. et al. (2005). Insolation-driven changes in atmospheric circulation over the

past 116,000 years in subtropical Brazil. Nature.

Farber, D., Hancock, G., Finkel, R. Y Rodbell, D.T. (2005). The age and extent of alpine

glaciations in the Cordillera Blanca, Perú. Journal of Quaternary Science.

Francou, B., Y Semiond, H. (Año desconocido). Estado de la red de monitoreo existente

e impactos de los eventos ENSO sobre el balance de masa de los glaciares en Bolivia y

en el Perú. IFEA.

Fritz, S., Baker, P., Ekdahl, E., Seltzer, G., Y Stevens, L. (2010). Millenial-scale climate

variability during the Last Glacial period in the tropical Andes. Quaternary Science

Reviews.

Georges, C. (2004). 20th century glacier fluctuations in the tropical Cordillera Blanca,

Perú. Arct. Antarct. Alp.

Glasser, N., Clemmens, S., Schnabel, C., Fenton, C., Y McHargue, L. (2009). Tropical

glaciers fluctuations in the Cordillera Blanca, Perú between 12.5 and 7.6 ka from

cosmogenic 10Be dating. Quaternary Science Reviews.

Gonzales, J., Salamanca, L.A., Condori, B., Y Ontiveros, M.A. (2011). Tras la huella del

cambio climático en Bolivia. (Informe No. 93-1). Programa de las Naciones Unidas para

el Desarrollo-PNUD.

Hansen, B., Wright, H.E., Y Bradbury, J. (1984). Pollen studies in the Junín area, central

Peruvian Andes. Geological Society of America Bulletin.

Hansen, B., Y Rodbell, D. (1995). A Late glacial/Holocene pollen record from the

Eastern Andes of Northern Perú. Quaternary Research.

Hastenrath, S., Y Lamb, P. (2004). Climate dynamics of atmosphere and ocean in the

equatorial zone: A synthesis. International Journal of Climatology.

Huybers, P. (2006). Early Pleistocene Glacial Cycles and the Integrated Summer

Insolation Forcing. Science.

Jomelli, V., Grancher, D., Brunstein, D., Y Solomina, O. (2008). Recalibration of the

yellow Rhizocarpon growth curve in the Cordillera Blanca (Perú) and implications for

LIA chronology. Geomorphology.

Jomelli, V., Favier, V., Rabatel, A., Brunstein, D., Hoffman, G., Francou, B. (2009).

Fluctuations of glaciers in the tropical Andes over the last millenium and

palaeoclimatic implications: A review. Palaeogeography, Palaeoclimatology,

Palaeoecology.

Kanner, L., Burns, S., Cheng, H., Edwards, R., Y Vuille, M. (2013 a). High-resolution

variability of the South American summer monsoon over the last seven millennia:

insights from a speleothem record from the central Peruvian Andes. Quaternary

Science Reviews.

Kanner, L. et al. (2013 b). High latitude forcing of the South American Summer

Monsoon during the last glacial. Science.

Klein, A., Seltzer, G., E Isacks, B. (1999 a). Modern and last local glacial maximum

snowlines in the Central Andes of Perú, Bolivia and Northern Chile. Quaternary Science

Reviews.

Page 64: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

64

Kaser, G., Y Georges, C. (1999). On the mass balance of low latitude glaciers with

particular consideration of the Peruvian Cordillera Blanca. Geography Annals.

Kull, C., Grosjean, M., Veit, H. (2002). Modeling modern and late Pleistocene glacio-

climatological conditions in the North-chilean Andes (29-30ºS). Climate Change.

Kull, C., Imhof, S., Grosjean, M., Zech, R., Y Veit, H. (2008). Late Pleistocene glaciations

in the Central Andes: Temperature versus humidity control- A case study from the

eastern Bolivian Andes (17oS) and regional synthesis. Elsevier.

Klein, A., Seltzer, G., Isacks, B. (1999 b). ELAs Modernas y del Máximo Glacial Local en

los Andes de Perú, Bolivia y Norte de Chile. No publicado.

López, M. et al. (Año desconocido). Recent Glacier Retreat and Climate Trends in

Cordillera Huaytapallana, Perú. Informe GLOPLACHA-D-13-00169.

Mark, B., Seltzer, O., Y Rodbell, D. (2004). Late Quaternary glaciations of Ecuador,

Bolivia and Perú. Quaternary Glaciations.

May, J.H. et al., (2011). Reconstruction of a complex late Quaternary glacial landscape

in the Cordillera de Cochabamba (Bolivia) based on morphostratigraphic and multiple

dating approach. Elsevier.

Paduano, G., Bush, M., Baker, P., Fritz, S., Seltzer, G. (2003). A vegetation and Fire

History of Lake Titicaca since the Last Glacial Maximum. Earth Science Commons.

Placzek, C., Quade, J., Patchett, P.J. (2013). A 130 ka reconstruction of rainfall on the

Bolivian Altiplano. Earth Science.

Rabatel, A., Jomelli, V., Naveau, P., Francou, B., Y Grancher, D. (2005). Dating of Little

Ice Age glacier fluctuations in the tropical Andes: Charquini glaciers, Bolivia, 16oS.

Elsevier.

Rabatel, A., Francou, B., Jomelli, V., Naveau, P., Y Grancher, D. (2008). A chronology of

the Little Ice Age in the tropical Andes of Bolivia (16oS) and its implications for climate

reconstruction. Elsevier.

Rabatel, A. et al. (2013). Current state of glaciers in the tropical Andes: a multi-century

perspective on glacier evolution and climate change. The Cryosphere.

Ramage, J., Smith, J., Rodbell, D., Y Seltzer, G. (2005). Comparing reconstructed

equilibrium-line altitudes in the tropical Andes of Perú. Journal of Quaternary Science.

Ramirez, E., et al. (2003). A new Andean deep ice core from Nevado Illimani (6350 m)

Bolivia. Elsevier.

Rigsby, C., Bradbury, J., Baker, P., Rollins., Y Warren, M. (2005). Late Quaternary

paleolakes, rivers, and wetlands on the Bolivian Altiplano and their palaeoclimatic

implications. Journal of Quaternary Science.

Rodbell, D.T. (1992). Late Pleistocene equilibrium-line altitude reconstruction in the

northern Peruvian Andes. Boreas.

Rodbell, D. (1993). The timing of the last deglaciation in Cordillera Oriental, Northern

Perú, based on glacial geology and lake sedimentology. Geological Society of America.

Rodbell, D., Y Seltzer, G. (2000). Rapid Ice Margin Fluctuations during the Younger

Dryas in the Tropical Andes. Quaternary Research.

Rodbell, D., Smith, J., Y Mark, B. (2009). Glaciation in the Andes during the Lateglacial

and Holocene. Quaternary Science Reviews.

Rodbell, D., Frey, H., Manon, M., Smith, J., Y McTurk, N. (2011). Development of

unusual rock weathering features in the Cordillera Blanca, Perú. Quaternary Research.

Page 65: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

65

Sánchez-Saldías, A., Fariña, R. (2013). Paleogeographic reconstruction of Minchin

paleolake system, South America: The influence of astronomical forcing. Geoscience

frontiers.

Seltzer, G., Rodbell, D., Y Abbott, M. (1987). Andean glacial lakes and climate variability

since the last glacial maximum. Institute français de etudes andines.

Seltzer, G. (1990). Recent glacial history and palaeoclimate of the Peruvian-bolivian

Andes. Quaternary Science Reviews.

Seltzer, G., Rodbell, D.T., Y Burns, S. (2000). Isotopic evidence for late Quaternary

climatic change in tropical South America. Geology.

Seltzer, G., Rodbell, D., Baker, P., Fritz, S., Tapia, P., Rowe, H., Y Dunbar, R. (2002). Early

warming of tropical South America at the Last Glacial-Interglacial transition. Science.

Smith, J., Finkel, R., Farber, D., Rodbell, D., Y Seltzer, G. (2005 a). Moraine preservation

and boulder erosion in the tropical Andes: interpreting old surface exposure ages in

glaciated valleys. Journal of Quaternary Science.

Smith, J., Seltzer, G., Rodbell, D., Y Klein, A. (2005 b). Regional synthesis of last glacial

maximum snowlines in the tropical Andes, South America. Quaternary International.

Smith, J., Seltzer, G., Farber, D., Rodbell, D., Finkel, R. (2005 c). Early Local Last Glacial

Maximum in the tropical Andes. Science.

Smith, J., Mark, B., Rodbell, D. (2008). The timing and magnitude of mountain

glaciations in the tropical Andes. Journal Quaternary Science.

Smith, C., Lowell, T., Y Caffee, M. (2009). Lateglacial and Holocene cosmogenic surface

exposure age glacial chronology and geomorpohological evidence for the presence of

cold-based glaciers at Nevado Sajama, Bolivia. Journal of Quaternary Science.

Smith, C., Lowell, V., Owen, A., Y Caffee, W. (2011). Late Quaternary glacial chronology

on Nevado Illimani, Bolivia, and the implications for palaeoclimatic reconstructions

across the Andes. Elsevier.

Solomina, O., Jomelli, V., Kaser, G., Ames, A., Berger, B., Y Pouyaud, B. (2007).

Lichenometry in the Cordillera Blanca, Perú: Little Ice Age moraine chronology. Global

and Planetary Change.

Stute, M., Clark, J.F., Schlosser, P., Broecker, W.S., Y Bonani, G. (1995). A 30 Kyr

continental paleotemperature record derived from noble gases dissolved in ground

water from the San Juan Basin, New Mexico. Quaternary Research.

Thompson, L. et al. (1985). A- 1500 Year Record of Tropical Precipitation Recorded in

Ice Cores from the Quelccaya Ice Cap, Perú. Science.

Thompson, L., et al. (1995). Late Glacial Stage and Holocen Tropical Ice Core Records

from Huascarán, Perú. Academic Research Library.

Thompson, L., et al. (1998). A 25.000 Year Tropical Climate history from Bolivian Ice

Cores. Science.

Van Der Meer, J., Ehlers, J., Gibbard, P., Y Hughes, P. (2011). Quaternary glaciations

extent and chronology. Developments in Quaternary Science

Vimeux, F. et al. (2009 a). Climate variability during the last 1000 years inferred from

Andean Ice cores: A review of methodology and recent results. Palaeogeography,

Palaeoclimatology, Palaeoecology.

Vimeux, F., Syulvestre, F., Y Khodri, M. (2009 b). Past Climate Variability in South

America and Sourrounding Regions. Springer.

Page 66: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

66

Vuille, M., Y Bradley, R.S. (2000). Mean anual temperatura trends and their vertical

structure in the tropical Andes. Geophysical. Res. Lett.

Vuille, M. et al. (2008). Climate change and tropical Andean glaciers: Past, present and

future. Earth Science Reviews.

Wagnon, P., Ribstein, P., Francou, B., Y Sicart, J.E. (2001). Anomalous heat and mass

budget of Glacier Zongo, Bolivia during the 1997/98 El Niño year. Journal of Glaciology.

Weng, C., Bush, M., Curtis, J., Kolata, A., Dillehay, T., Y Binford, M. (2006). Deglaciation

and Holocene climate change in the western Peruvian Andes. Quaternary Research.

Wright, H.E. (1984). Late glacial and late Holocene moraines in the Cerros Chupchanga,

Central Perú. Quaternary Research.

Zech, R., Kull, Ch., Kubik, P.W., Y Veit, H. (2007). LGM and Late Glacial glacier advances

in the Cordillera Real and Cochabamba (Bolivia) deduced from 10Be surface exposure

dating. Climate of the Past.

Zech, R., May, J.H., Kull, C., Ilgner, J., Kubik, P., Veit, H. (2008). Timing of the late

Quaternary glaciations in the Andes from 15 to 40oS. Journal of Quaternary Science.

Page 67: Evolución glaciar en los Andes Centrales de Perú y Bolivia

67

Evolución glaciar en los Andes Centrales

Adrián Fernández Sánchez

Trabajo de Fin de Grado

Geografía y O.T.