Retroceso glaciar Huaytapallana calentamiento global
1. RETROCESO GLACIAR DEL NEVADO DEL HUAYTAPALLANA COMO
CONSECUENCIA DEL CALENTAMIENTO GLOBAL
Pi. Jacinto Arroyo A. (1)
jarroyox@gmail.com
(2) (3) (4) (5) (6)
CoPi: Pedro Gurmendi P. CoPi: Lourdes Artica C. CoPi: Wilfredo Buleje G. CoPi: José Cerrón R. CoPi: Helen Quevedo C.
pgurmendi@continental.edu.pe lartica_360@hotmail.com wbulege@continental.edu.pe josecin4@hotmail.com margareth_ah_52@yahoo.com
(1) (Pi) Investigador Principal / (CoPi) Investigadores colaboradores: (2) Docente de Física de la Universidad Continental de ciencias e ingeniería, (3) Docente de
Química de la Universidad Nacional Daniel Alcides Carrión (4) Director de Investigación de la Universidad Continental de ciencias e Ingeniería, (5) Docente del
Doctorado de Ciencias Ambientales de la Universidad Nacional del Centro del Perú, (6) Estudiante investigadora de la Universidad Nacional Daniel Alcides
Carrión.
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RESUMEN
El presente trabajo de investigación sobre el retroceso glaciar del nevado del Huaytapallana como
consecuencia del calentamiento global, presenta el resultado de una serie de análisis realizados in situ, en el
glaciar por varios años. La metodología empleada permite estimar el retroceso en función al balance de masa,
de la relación entre las ganancias y pérdidas del glaciar. Las pérdidas de masa en las zonas de ablación glaciar,
debido al proceso mecánico natural de deformación por acumulación y exceso de carga en las partes altas que
produce flujos de hielo hacía la parte baja. El hielo acumulado en las partes bajas es sometido a una intensa
ablación debida a la fusión sufrida en la superficie incidiendo en la desaparición por el frente del glaciar y
acelerado por el proceso de calentamiento global.
Palabras claves: Glaciar, Nevado del Huaytapallana
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ABASTRACT
The present research is about the glacier retrocession of the Nevado de Huaytapallana as a consequence of
global warming, presenting the result of a series of analysis accomplished in situ for several years. This
methodology allows estimating the backward movement in show to the balance of mass, of the relation
between the profit and loss of the glacier. The losses of mass at the zones of ablation glacier produced by the
mechanical natural process of deformation for accumulation and the excess of load in the tall parts that
produce flows of ice made by the downside. The ice accumulated in the downsides is submitted to an intense
proper ablation because of the fusion suffered on the surface falling into the disappearance for the front of the
glacier and hothead for the process of global warming.
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1. INTRODUCCIÓN
El Perú concentra el 71% de los glaciares tropicales del mundo con 20 cordilleras identificadas con
presencia de glaciares y 3044 glaciares netos distribuidos en una superficie estimada de 1958 Km2, todas ellas
se encuentran en las cumbres de la cordillera de los andes, cuyo deshielo genera cerca del 98% de los recursos
hídricos que escurren a la vertiente del Atlántico y menos 2% a la vertiente del Pacífico que son comúnmente
utilizados para el consumo humano y para las diversas actividades productivas, como la agricultura, la
generación eléctrica, minería entre otras.
Los glaciares son reserva sólida de agua dulce del Perú. Sin embargo se ha perdido el 22% de superficie glaciar
en los últimos 35 años, tomando como referencia la superficie glaciar de 1970 en el Perú equivalente a 1958
Km2 y comparado con los últimos registros del año 2006 equivalente a 1370km2 y con registros actualizados al
2010 equivalente a 1230 Km2 de superficie. Una estimación lineal indica que se perderán los glaciares por
debajo de los 5000 msnm para el 2015.
Tal como ocurre en otras regiones climáticas, los glaciares tropicales son muy diversos. Algunos están
constituidos por casquetes extendidos que cubren cumbres de montañas, como el nevado del Huascarán
(Norte del Perú) y el nevado del Huaytapallana (Centro oriental del Perú) o el complejo volcánico del Coropuna
2. en Arequipa (Sur del Perú) que se caracteriza por tener una extensión en forma de lenguas y no superan los 2‐3
Km de longitud.
La gran mayoría de los glaciares terminan en un mismo rango altitudinal: entre 4,800 y 5,000 msnm en las
cordilleras del Perú. Esta altura corresponde más o menos a la posición anual de la isoterma 0°C, es decir, la
línea que marca el área en donde la temperatura oscila alrededor del punto de congelación del agua.
En el trópico, la variación estacional de la línea isoterma no supera los 500 m durante el año. Este hecho hace
que la ablación sea fuerte durante todo el año en las zonas bajas de los glaciares, limitando la extensión de las
lenguas a baja altura. En efecto, en las zonas de ablación de los glaciares (a poca distancia del frente), la fusión
aumenta de arriba hacia abajo a una tasa de 1500 – 2000 mm equivalente en agua.
1.1 Fundamentos teóricos
Un glaciar es una masa de hielo que transforma agua sólida (nieve, granizo o escarcha) en hielo y la
restituye en forma de vapor (evaporación o sublimación) o en forma líquida (agua escurrida por el torrente
emisario). La relación entre estas ganancias y pérdidas de masa se conoce como el balance de masa de un
glaciar.
Debido a que la acumulación neta es generalmente positiva en las partes altas de un glaciar (zona de
acumulación), un exceso de carga produce flujos de hielo hacía la parte baja (zona de ablación). Este fenómeno
se produce debido a que el hielo, desde un punto de vista mecánico, se comporta como un cuerpo visco‐
plástico que se deforma bajo el efecto de su propio peso.
El hielo acumulado en las partes bajas es sometido a una intensa ablación debido a la fusión producida en la
superficie. La fusión hace que el hielo desaparezca por el frente glaciar.
Este proceso de transferencia de hielo de la zona de acumulación hacia la zona de ablación del glaciar, está
controlado por (i), el balance de masa, que representa el componente climático de la evolución de un glaciar; y
(ii), por las características topográficas del glaciar (pendiente, morfología del lecho rocoso, presencia de agua a
este nivel, etc.), que representa el componente dinámico del glaciar. Del segundo componente depende el
tiempo de respuesta del glaciar a un cambio climático, el cual puede variar entre algunos años y más de un
decenio.
Los estudios realizados por el IRD (Instituto de Investigación para el Desarrollo) de Francia, considera al glaciar
como un objeto hidrológico cuya masa cambia a corto plazo en función de las características del clima. Estos
estudios se enfocan en los siguientes aspectos:
a) El balance de masa, que representa el equivalente en agua de lo que gana y de lo que pierde un glaciar
en un tiempo determinado. Este indicador se obtiene a partir de mediciones repetidas, ya sea de
manera directa (balance glaciológico) u indirecta (balance hidrológico).
b) Los cambios de longitud, superficie y volumen ocurridos en el pasado: el desempeño de estos
indicadores proporciona información sobre la respuesta de un glaciar a los cambios de masa
acumulados. Para medir dichos cambios, se utiliza métodos geodésicos de terreno, análisis de
topografías, áreas de imágenes satelitales, y reconstrucciones hechas en base a análisis
geomorfológicos o de investigaciones históricas.
c) La sensibilidad del glaciar al clima, que consiste en identificar las correlaciones entre la evolución de un
glaciar y el clima. Estos análisis se basan en el estudio directo de los procesos ocurridos en la superficie
del glaciar a partir de un balance energético. La sensibilidad también puede ser analizada a través de
relaciones estadísticas entre balance de masa y diversas variables climatológicas medidas en
estaciones meteorológicas o estimadas a través de modelos de circulación general.
3. 1.2 Variaciones geométricas
La dinámica de un glaciar puede ser analizada estudiando el desplazamiento de las balizas que
sirven para estimar el balance y su cambio de altura a partir de un punto fijo. Un balance neto positivo, por
ejemplo, se refleja por un aumento de la velocidad y del espesor del glaciar.
La respuesta de un glaciar a un cambio de balance es variable. Esta depende de su tamaño, espesor, geometría
del lecho rocoso, pendiente promedio, de la cantidad de agua entre el hielo y el lecho, y de la temperatura del
hielo a nivel de lecho. Los glaciares que presentan una fuerte pendiente, amplias zonas de acumulación, hielo a
temperatura de fusión y una geometría regular del lecho rocoso (cercana a un cilindro perfecto) son los que
usualmente responden rápidamente a series sucesivas de balances positivos o negativos.
El movimiento del frente del glaciar en un año determinado (avance, retroceso o estabilidad) es el resultado
del efecto combinado de la ablación producida en el frente y de la dinámica del glaciar. Esta última depende, a
su vez, del efecto acumulado de los balances de los años precedentes y del espesor máximo del glaciar.
En el caso de glaciares de pequeño tamaño (inferiores a 1km2), la extensión de las zonas de acumulación y de
ablación varían cada año, por lo que es posible que durante ciertos años la superficie entera del glaciar se
convierta en una zona de ablación o en una de acumulación. Dichos glaciares tienen una dinámica poco activa
con una velocidad muy reducida.
Por otro lado, los glaciares más grandes pueden tardar entre cinco y diez años en responder a cambios del
entorno. Esto quiere decir que el movimiento del frente de un glaciar durante un año determinado depende
tanto del balance de masa en la zona de ablación durante ese mismo año, como del exceso o déficit acumulado
en toda la superficie del glaciar durante los diez años anteriores. Esto explica porqué el análisis decenal de las
variaciones en el frente de un glaciar (análisis de datos registrados durante periodos de diez años) ofrece
valiosa información sobre la tendencia de la variación del clima.
1.3 El balance de masa
El balance de masa constituye la información básica más importante para el estudio de los
glaciares: Es el cambio de masa (medido como un volumen de agua equivalente), ocurrido durante un periodo
de tiempo, normalmente la duración del año hidrológico. El balance de masa anual se denota bajo su forma
específica en mm w.e. a‐1 (milímetros de agua equivalente por año). Son dos las principales variables a medir:
la acumulación neta y la ablación.
a. La acumulación neta es la cantidad de nieve y hielo acumulada a lo largo de un año hidrológico.
Proporciona información acerca de la cantidad de precipitaciones sólidas recogidas por el
glaciar durante un año hidrológico. Esta variable se estima abriendo un pozo o realizando una
perforación en el glaciar y midiendo el espesor y la densidad del hielo. El resultado es un “perfil
de densidad”.
b. La ablación es el resultado directo del balance energético a la superficie del glaciar (la suma de
fusión y sublimación). Se mide entre meses o años a partir de balizas repartidas sobre la zona
de medición.
2. MATERIALES Y MÉTODOS
2.1 Materiales.
• Balizas,
• Piranómetro digital,
• Winchas,
• Palas,
• GPS,
4. • Sensor de Humedad
• Pluviómetro digital
• Cámara fotográfica
• pH metro.
• Medidor de CO2 y O2 del glaciar.
• Anenómetro
• Pirómetro
• Carta Nacional
• Imagen satelital
• Coordenadas impresas de GoogleEarth
• Puntos geodésicos
2.2 Métodos.
2.2.1 Método directo mediante pozos y balizas en diversos puntos del glaciar.
Se mide directamente en el terreno el cambio de masa del glaciar. Esta medición se lleva a
cabo a partir de la instalación de una red de estacas (llamadas “balizas”) en la mayor parte del glaciar. En la
sección alta, donde generalmente la acumulación supera la ablación, se excavan pozos o se hacen
perforaciones en donde se mide directamente la cantidad de nieve de hielo cumulada entre el inicio y el fin del
año hidrológico. Posteriormente esta cantidad es convertida en su equivalente en agua.
El procesamiento de datos se lleva a cabo a través de tres etapas. La primera corresponde a la división del
glaciar en rangos de altura que fluctúa generalmente entre 50 y 100 m (aunque en glaciares pequeños, los
rangos pueden ser de 25m). En la segunda etapa, se calculan los valores medidos para cada rango. En el caso
de que ninguna baliza haya sido instalada en un rango, los valores del balance son obtenidos por interpolación.
Finalmente, el balance neto específico Bn, es el valor de balance ponderado por su superficie relativa utilizando
la siguiente ecuación:
Bn = ΣBi (si/S)
5. Donde Bi corresponde al balance de un rango de altura i, si la superficie del rango de altura y S a la superficie
total del glaciar
2.2.2 Métodos topográficos de terreno
Este método consiste en realizar anualmente un levantamiento topográfico detallado del
glaciar, con el objetivo de medir su superficie y contorno. Con los resultados de dichas mediciones se construye
un “Modelo Digital de Terreno” que permite comparar las últimas mediciones con aquellas de años anteriores
y así como calcular las pérdidas de área y volumen. Las pérdidas distribuidas sobre todo el glaciar y convertidas
en equivalente agua proporcionan el balance de masa por rango de altura. Finalmente, se confecciona un mapa
calculando las líneas de igual balance de masa.
Es importante destacar que este método se adapta mejor a glaciares de tamaños pequeños o a aquellos en los
cuales se efectúan medidas una vez cada varios años.
2.2.3 Métodos de restitución aerofotogramétrica
La restitución aerofotogrametría permite estimar los cambios de superficie y de volumen de
hielo a través del análisis de pares estereoscópicos compuestos por fotografías aéreas de fechas diferentes
(generalmente varios años).
Algunas imágenes satelitales permiten llevar a cabo este tipo de análisis (ASTER, SPOT, ALOS). Sin embargo, el
uso de este método para el estudio de los glaciares de montaña ubicados en los Andes Centrales está limitado
en muchos casos por ser todavía, en vertical de más baja resolución que las fotografías aéreas.
2.2.4 Método indirecto del balance hidrológico
Este método establece una comparación anual entre la cantidad de hielo acumulado por
precipitaciones sólidas medidas o estimadas (P) y la ablación (evaporación y sublimación)medida o estimada(E).
También se considera la fusión (R) medida directamente a través de una estación limnigráfica ubicado sobre el
torrente emisario a poca distancia del glaciar. Luego, una primera aproximación del balance hidrológico (Bh) se
obtiene aplicando la siguiente ecuación:
Bh=P‐R‐E
Sin tomar en cuenta la sublimación, pero considerando el promedio de las precipitaciones colectadas por los
pluviómetros (P), la superficie del glaciar (SG), el caudal de derretimiento (D), la superficie total de la cuenca
donde se localiza (S) y el coeficiente de escurrimiento (ce), el balance hidrológico bh se puede obtener de la
siguiente manera:
Bh=P‐1/SG [D‐(S‐SG) ce P]
Cabe mencionar que estos diversos métodos para obtener el balance de masa deben ser llevados a cabo
paralelamente para poder validar y comparar los resultados.
2.2.5 Cálculo del balance de masa
La ecuación básica del balance en un punto del glaciar entre dos periodos de medición
db/dt se escribe de la siguiente manera:
db/dt = ρdh/dt + ∫dρ/dt dz
donde ρ es la densidad del hielo de espesor h, que varía según el tiempo t.
6. El primer término de la ecuación representa el cambio de la masa de hielo (con densidad constante) durante un
periodo de tiempo. El segundo término es el cambio de densidad de la columna de espesor z sobre el periodo
de tiempo t.
Para extender el balance a todo el glaciar, se utilizan diversos puntos de medición (balizas, pozos, sondeos)
distribuidos de acuerdo a una red bien definida. El principio básico consiste en ponderar el balance medido por
el área del rango relativo del glaciar, según la siguiente expresión:
Bn = (1/S) [Σ(bn1S1+bn2S2+…..+bnjSj)]
Donde Bn corresponde al balance neto específico del glaciar; S a su superficie total; bn1 bn2 bnj al balance
ponderado por el área Sj dentro de los rangos de altura (j) generalmente de 20, 50 o 100 m, según la amplitud
altimétrica del glaciar.
2.2.6 El modelo del sólido deformable aplicado al glaciar
La materia no es continua. Si empleamos un microscopio de suficiente resolución
podremos apreciar como ésta se compone de multitud de átomos separados entre sí, los cuales a su vez están
formados por un núcleo diminuto y nubes de electrones lejanos a estos. Esta observación es válida para
cualquier tipo de cuerpo: solido, líquido o gaseoso.
En cualquier rama de la ciencia, e ingeniería en particular, se formulan modelos matemáticos de la realidad
para poder explicar su comportamiento y poder predecir su comportamiento futuro. Todos los modelos son
inexactos, pues asumen simplificaciones de la materia para que las ecuaciones resultantes puedan ser
manejables y se puedan resolver al menos en algunos casos. Hay en cualquier caso una cierta jerarquía de
modelos de la realidad física, desde los más sencillos e inexactos, hasta los más complejos y precisos.
En mecánica de sólidos, que es la disciplina que nos concierne, existe el modelo de “partícula” que Galileo y
Newton, entre otros, introdujeron. Según este modelo, la dinámica de sólidos puede estudiarse considerando
que estos son puntos dotados de masa. Un modelo de complejidad mayor es el de “solido rígido”, que
incorpora detalles sobre la distribución de la masa y la orientación de los cuerpos.
Los dos modelos indicados no describen ni la deformabilidad de los cuerpos, ni la posibilidad de rotura o falla,
ni las diferencias entre distintos materiales, ni los efectos de la temperatura sobre los cuerpos. Para incorporar
todos estos aspectos se formula un modelo más complejo, llamado el modelo de “solido deformable”, que
sigue siendo imperfecto e inexacto, pero cuya precisión a la hora de reproducir lo que ocurre con los sólidos
reales es mucho mayor que la de la partícula o el sólido rígido.
El modelo de “solido deformable” para formados por materiales:
• Continuos, por lo tanto ignorando la estructura atómica de la materia.
• Homogéneos, es decir indistinguibles punto a punto.
• Elásticos, o sea cuya deformación desaparece de forma instantánea cuando las cargas se retiran.
• Isótropos, que indica que las propiedades son las mismas en todas las direcciones del espacio.
Aún con estas limitaciones, el modelo matemático resultante es muy complejo, las que incorporamos una
restricción más, que no tiene que ver con el material sino con el tipo de problema que vamos a estudiar y es
que solo consideramos problemas en los que las deformaciones y sus gradientes son muy pequeñas.
Fuerzas que actúan sobre los sólidos Deformables
Como la mecánica trata de las fuerzas y su efecto sobre los cuerpos, el primer paso para describir en qué
consiste el sólido deformable consiste en delimitar que fuerzas vamos a considerar y cuáles no.
En el caso de la partícula, las únicas fuerzas que se admiten son las fuerzas puntuales. En el modelo del solido
rígido, además de las primeras, se admiten pares de fuerzas. En el modelo de solido deformable no se admite
ninguna de las dos anteriores y sin embargo se permiten dos nuevos tipos de fuerzas llamadas fuerzas
volumétricas y fuerzas de superficie.
7. a. Fuerzas volumétricas
Las fuerzas volumétricas son fuerzas que actúan sobre cada diferencial de volumen del cuerpo, o
equivalentemente, sobre cada diferencial de masa.
Fuerzas volumétricas que actúan sobre un cuerpo es: Rv = ∫ Ω
f v ( P )dv O en componentes en una base
cartesiana B = {i, j , k } .
⎧ Rvx ⎫ ⎧ f vx ( P) ⎫
⎪ ⎪ ⎪ ⎪
⎨ Rvy ⎬ = ∫Ω ⎨ f vy ( P) ⎬dv
⎪R ⎪ ⎪ f ( P) ⎪
⎩ vz ⎭ ⎩ vz ⎭
b. Fuerzas de superficie o de contacto
Las fuerzas de superficie, también llamadas fuerzas de contacto, son fuerzas aplicadas sobre el cuerpo a
través de su contorno.
Rs = ∫ f s ( P )dA
Γ
⎧ Rsx ⎫ ⎧ f sx ( P ) ⎫
⎪ ⎪ ⎪ ⎪
O en componentes en una base cartesiana: ⎨ Rsy ⎬ = ∫ ⎨ f sy ( P ) ⎬dA
Γ
⎪ ⎪ ⎪ ⎪
⎩ Rsz ⎭ ⎩ f sz ( P ) ⎭
En mecánica, se denomina tensión a la fuerza aplicada sobre la unidad de área. A diferencia de la presión, la
tensión tiene dirección y sentido.
Observaciones:
i. Los sólidos deformables no admiten fuerzas ni pares puntuales.
ii. Las fuerzas volumétricas tienen dimensiones de F/L3 y las de superficie, de F/L2.
iii. Las fuerzas de superficie se pueden descomponer en su componente normal y tangencial a la superficie del
cuerpo.
Fuerzas internas en un cuerpo deformable
El concepto de fuerza interna es central para el estudio de cuerpos deformables y es nuevo, en el sentido de
que no existe en los modelos de partículas con masa o en el de cuerpos rígidos.
Cuando se estudia un cuerpo deformable sometido a fuerzas externas se deduce que, aunque no se puedan
medir, deben de existir fuerzas en el interior del mismo.
El modelo de cuerpo deformable
9. 3. RESULTADOS Y DISCUSIONES
El nevado del Huaytapallana se encuentra ubicado en la Cordillera Oriental de los Andes Centrales del
Perú, con un ramal de 60 km, de longitud, entre las latitudes 11° 35´S y 11°58´S, longitud 74°48´y 75°17´W, con
una altura comprendida entre los 4500 msnm y los 5768 msnm. Políticamente comprende desde la provincia
de Jauja en la región Junín y se extiende hasta el sureste de la provincia de Tayacaja de la región de
Huancavelica. Abastece de agua dulce a la ciudad de Huancayo.
Figura Nro. 1 Ubicación del nevado del Huaytapallana
Fuente: Elaboración propia
La zona se caracteriza por sus cinco lagunas: Chuspicocha, Lazohuntay, Azulcocha, Carhuacocha y Cochagrande.
De estas lagunas nacen tres ríos. El río Shullcas, que va a la ciudad de Huancayo, se origina de la unión de las
lagunas Chuspicocha y Lasuntay. El Yaracyacu, que va hacia Pariahuanca, se forma en las lagunas Cochagrande
y Carhuacocha. Y el río Chiapuquio, que baja por Concepción, surge de la laguna Putcacocha.
La morfología de los paisajes alrededor de la alta cordillera, así como en las otras grandes cordilleras del Perú,
muestran la fuerte actividad de los glaciares en el Cuaternario, los poderosos valles glaciares de la cordillera
blanca brinda el más perfecto ejemplo de este tipo y prueban el excepcional alcanzado por los glaciares del
Pleistoceno al interior de la cordillera. Las morrenas antiguas son espectaculares por la masa de detritos que
representa a la salida de las principales quebradas.
Varios autores escribieron sobre el número de oscilaciones glaciares identificables a partir de la presencia de
cordones morrénicos. Oppenheim (1945). Las morrenas más antiguas están relacionadas al Pleistoceno
superior, la más reciente, a la Pequeña Edad de Hielo. En 1972, Clapperton pensaba que los Andes no eran
bastante elevadas antes del final del Pleistoceno para considerarse como base para varias glaciaciones, por lo
que atribuyó las morrenas más antiguas al final del Pleistoceno.
Se conoce ahora que los Andes centrales pasaron por una serie de glaciaciones, la primera antes del
Pleistoceno, hace 3.3 a 2.2Ma (Clapperton, 1979). Thouveny & Servant, 1989), época que la altura promedio de
los Andes ya era comparable al actual. El último máximo glaciar se ha fechado entre los 14 y 15 Ka (Mercer &
10. Palacios 1977). Después de un crecimiento contemporáneo del Dryas Reciente (11 – 10Ka). La deglaciación es
muy rápida después de 10 Ka BP y el nivel alcanzado por los glaciares en uno o dos milenios fue muy alto,
comparable o más alto que el actual. Esta disminución marcada fue interrumpida por una serie de reavanzadas
neoglaciares después de 4 Ka BP (Rothlisberger, 1987), gracias a un enfriamiento climático, considerando a la
Pequeña Edad de Hielo la última fecha del milenio pasado.
Las glaciaciones actuales se pueden observar en la siguiente figura Nro. 2, donde muestra el balance de masa
en mm de agua equivalente por año.
Figura Nro. 2 Estimación del balance de masa promedio del glaciar del nevado del Huaytapallana.
Fuente: Análisis propio
La figura Nro. 3 y Nro. 4 muestran el comportamiento de la temperatura mensual y multianual
registrado en los glaciares del Nevado del Huaytapallana.
Figura Nro. 3 Distribución mensual de la temperatura Figura Nro. 4 Distribución Multianual de temperatura
del Nevado del Huaytapallana del nevado del Huaytapallana.
Fuente: Análisis propio
12. La figura Nro. 8 correlaciona el retroceso glaciar y la la temperatura y la figura Nro. 9 muestra el
retroceso observado por quinquenio.
Figura Nro. 8 Correlación observada entre el retroceso Figura Nro. 9 Retroceso observado en el nevado por
glaciar y el aumento de temperatura. quinquenio.
Fuente: Análisis propio
La figura Nro. 10, muestra la precipitación total sólida en forma de nieve durante años y la figura Nro.
11, muestra la tendencia general de la precipitación sólida en forma de nieve en el nevado.
Figura Nro. 10 Precipitaciones en forma de sólida Figura Nro. 11 Tendencia observada de la precipitación
equivalente en mm de agua. sólida en forma de nieve por años.
Fuente: Análisis propio
La figura Nro. 12 y 13 muestran las correlaciones entre el retroceso y precipitación con la
temperatura.
Figura Nro. 12 Retroceso glaciar en función de la Precipitación. Figura Nro. 13 Precipitación en Función de la temperatura.
Fuente: Análisis propio
13. La figura Nro. 14 muestran las anomalías de temperatura a diferentes niveles de la tropósfera y la
figura Nro. 15 muestra a partir de los modelos de circulación general el aumento de temperatura.
Figura 14. Variaciones de temperatura (reanálisis Figura 15. Estimación del incremento de temperatura en el
NCEP/NCAR) en las partes media y alta de la tropósfera en caso que la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera
la latitud/longitud del glaciar 1960‐2001 se duplique.
Fuente: NCEP/NCAR 2001 Fuente: Mountain Research Iniciative (2004)
La figura Nro. 16, muestra las oscilaciones de baja frecuencia que afecta el océano y la atmósfera
que afectan a los glaciares.
Figura Nro. 16 Índice Multivariado del ENSO entre 1950 y 2005
Fuente: Klaus Wolter, NOAA/CIRES
La figura Nro. 17 y 18 muestran las imágenes satelitales observados por el Satelite geoestacional
Topexs/Poseidon en los años 1985 y 2005
Figura Nro. 17 Imagen satelital 1985 Figura Nro.18 Imagen satelital 2005
Fuente: IGP
17. CONCLUSIONES
• El nevado del Huaytapallana es un glaciar que se encuentra en los andes centrales del Perú, por su
ubicación y exposición a los cambios de temperatura, muestra un alto grado de sensibilidad a los
cambios del clima.
• Los análisis de masa indican que el periodo de los años 2000 – 2005, muestra el más alto grado de
sensibilidad a la pérdida de masa glaciar.
• Un análisis radial y de tendencia muestra que la temperatura observada en el glaciar se está
incrementando a partir de los años 90.
• Se encuentra una relación directa entre el retroceso glaciar y el aumento de temperatura.
• La pérdida de masa glaciar también está asociado a una disminución significativa de la precipitación en
forma líquida.
• La disminución de la precipitación en forma sólida (nieve), está asociado a un aumento de la
temperatura.
• Los modelos globales de temperatura, permiten estimar un incremento, por lo que los glaciares
tendrán un acelerado proceso de rtroceso.
• El nevado del Huaytapallana perderá el 90% de su masa glaciar por debajo del los 5000 msnm en 20
años.
AGRADECIMIENTOS
Nuestro más sinceros agradecimiento a la Escuela de Post – Grado de la Universidad Nacional del Centro del
Perú, unidad de post‐grado de Forestales y al Doctorado en Ciencias Ambientales por hacer posible su
publicación y a todos los estudiantes de las diferentes universidades.
LITERATURA CITADA
• Ames Marquez, A. y Bernard Francou, “Cordillera Blanca Glaciares en la Historia”, Bull. Inst.
fr, études andines, 1995.
• Bórquez G. R. “Glaciares Chilenos: Reservas estratégicas de agua dulce para la sociedad, los
ecosistemas y la economía”, Boletín científico, 2006
• Chancos Pillaca, Jorge. “Retroceso Glaciar e impacto ambiental en los montes andinos del
Perú”, Artículo científico, 1999.
• Ekkehard J. “Glaciares tropicales como fuente de agua dulce y su significado para la dotación
del agua en la Región Andina”, Heinrich‐Heine‐Universität Dϋsseldorf, 2008.
• Portocarrero, C. “Retroceso de Glaciares en el Perú: Consecuencias sobre los Recursos
Hídricos y los riesgos geodinámicos”, Bull, Inst. études andines. 1995
