Causas del cambio climático

Las emisiones antrópicas acumuladas de gases de efecto invernadero (GEI) desde la era preindustrial han experimentado grandes aumentos en las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono (CO₂), metano (CH₄) y óxido nitroso (N₂O). Entre 1750 y 2011, las emisiones antrópicas de CO₂ a la atmósfera acumuladas fueron de 2 040 ± 310 Gt CO₂ (^{Butze, 2004}).

Alrededor de 40% de esas emisiones ha permanecido en la atmósfera (880 ± 35 Gt CO₂) y el resto fue removida de la atmósfera y almacenada en la tierra (en plantas y suelos), y en el océano. Los océanos han absorbido alrededor de 30% del CO₂ antrópico emitido, provocando su acidificación. Alrededor de la mitad de estas emisiones acumuladas entre 1750 y 2011 se han producido en los últimos 40 años (nivel de confianza alto).

Las emisiones antrópicas totales de GEI han seguido aumentando entre 1970 y 2010, con mayores incrementos absolutos entre 2000 y 2010, a pesar del creciente número de políticas de mitigación del cambio climático. Las emisiones antrópicas de GEI en 2010 alcanzaron la cifra de 49 ± 4.5 Gt CO₂-eq/año. Las emisiones de CO₂ procedente de la combustión de combustibles fósiles y los procesos industriales contribuyeron en torno al 78% del aumento total de emisiones de GEI de 1970 a 2010, con una contribución porcentual similar para el aumento experimentado de 2000 a 2010 (nivel de confianza alto). En el mundo, el crecimiento económico y demográfico continuaron siendo los motores más importantes de los aumentos en las emisiones de CO₂ derivadas de la quema de combustibles fósiles.

Desde el Cuarto Informe de Evaluación (^{Panel Intergubernamental del Cambio Climático, 2007}) ha aumentado la evidencia de la influencia humana en el sistema climático. Es sumamente probable que más de la mitad del aumento observado en la temperatura media global en superficie de 1951 a 2010 haya sido causado por la combinación del incremento de las concentraciones de gases de efecto invernadero y de otros forzamientos antrópicos.

De acuerdo con las mejores estimaciones, la contribución de la actividad humana al calentamiento es similar al calentamiento observado durante el mencionado periodo. Es probable que los forzamientos antrópicos hayan contribuido de modo considerable a los aumentos de la temperatura en superficie desde mediados del siglo XX en todas las regiones continentales, excepto la Antártida.

Es probable que la influencia antrópica haya afectado al ciclo global del agua desde 1960 y haya contribuido al retroceso de los glaciares desde la década de 1960, así como al aumento del deshielo del manto de hielo de Groenlandia desde 1993. Es muy probable que la influencia antrópica haya contribuido a la pérdida de hielo marino en el Ártico desde 1979 y que haya contribuido de forma significativa a incrementos en el contenido global de calor en la capa superior del océano (0-700 m), así como a la elevación del nivel medio global del mar observado desde la década de 1970 (^{Panel Intergubernamental de Cambio Climático, 2014}).

Temperatura y retroceso glaciar

Los glaciares pasan por un deshielo global desde hace más de cien años. Michael Zemp, líder del Servicio de Monitoreo Mundial de Glaciares (WGMS), sostiene que los glaciares observados pierden hoy entre medio metro y un metro de espesor de hielo cada año, caso que representa dos o tres veces más que el promedio del siglo pasado (^{Gubin, 2015}). El manto de nieve en primavera en el hemisferio norte sigue reduciéndose. Existe un nivel de confianza alto en cuanto a que las temperaturas del permafrost han aumentado en la mayoría de las regiones desde principios de la década de 1980, en respuesta a la subida de la temperatura en superficie y a la alteración del manto de nieve.

En el Ártico, es muy probable que la superficie media anual del hielo marino haya disminuido de 1979 a 2012, en un rango de 3.5 a 4.1% por decenio. La extensión del hielo marino en la zona ha disminuido en cada estación y en cada decenio sucesivo desde 1979, y es en verano cuando se ha registrado el mayor ritmo de disminución en la extensión media decenal.

En la Antártida, es muy probable que la extensión media anual del hielo marino haya aumentado en un rango de entre 1.2 y 1.8% por decenio entre 1979 y 2012; sin embargo, existe un nivel de confianza alto respecto a que existen marcadas diferencias regionales en este continente, con un aumento de la extensión en algunas regiones y una disminución en otras. De 1901 a 2010, el nivel medio global del mar se elevó 0.19 m (de 0.17 a 0.21 m). Desde mediados del siglo XIX, el ritmo de la elevación del nivel del mar ha sido superior a la media de los dos milenios anteriores (^{Panel Intergubernamental de Cambio Climático, 2014}).

El retroceso de la masa glaciar en las montañas chinas, por ejemplo, está identificado como muy vulnerable al cambio climático, sobre todo en el oeste de China. De 1961 a 2007, un 92% de las zonas de glaciares tenía una vulnerabilidad leve; hoy, 41.2% de tales áreas está en los niveles fuerte y muy fuerte de vulnerabilidad.

En general, la vulnerabilidad de los glaciares muestra una tendencia decreciente entre 2030 y el 2050; pero los glaciares en Altai, Tianshan, Kunlun, las zonas central y occidental de la montaña Qilian, zona central y zona oriental del Himalaya, y el sureste del Tíbet seguirán siendo clasificadas en los niveles fuerte y muy fuertes de vulnerabilidad.

Los glaciares de China eran relativamente muy vulnerables en el periodo 1961-2007, y se considera que la topografía y la alta sensibilidad de los glaciares al cambio climático son las razones de tal situación. Además de los factores topográficos, se considera que las variaciones en las precipitaciones podrían convertirse en un factor crucial que afecta la vulnerabilidad de los glaciares en los años 2030 y 2050 (^{Jian-Ping, Yong-Jian, Shi-Yin, & Chun-Ping, 2015}).

En la morfología de los ecosistemas de las altas montañas están registrándose los impactos negativos a los glaciares tropicales, denominado retroceso glaciar, y aparición de nuevas lagunas en las concavidades dejadas por la masa de hielo. Los cambios de las variaciones de las coberturas de glaciares y lagunas se evidencian en las 19 cordilleras nevadas del Perú, divididas en tres sectores: Norte, Centro y Sur, mostrando un total de 2 679 glaciares, con una superficie de 1 298.59 km².

Las cordilleras de mayor extensión son las siguientes: la Cordillera Blanca (Andes del Norte), Vilcanota y Vilcabamba (Andes del Centro), con 755, 374 y 355 glaciares y superficies de 527.62; 279.40 y 129.15 km², respectivamente. En general, la altitud mínima de los glaciares inventariados se encuentra sobre los 4 000 msnm. Las cordilleras nevadas del Perú en los últimos 40 años han registrado una pérdida en superficie de 42.64%, con respecto a los resultados obtenidos en el inventario del año 1970. Los glaciares pequeños son los más susceptibles a los cambios de superficie; en el último inventario realizado se identificó un total de 2 341 glaciares (87.38%) con superficie ≤ 1 km² y 338 glaciares (12.62%) con superficie > 1 km². Los resultados obtenidos del inventario de lagunas de origen glaciar suman un total de 8 355 lagunas, que se ubican en el ámbito de las 19 cordilleras nevadas del país, y cubren una superficie de 916.64 km² (^{Autoridad Nacional del Agua, 2014}).

Entre 2003 y 2011, las mediciones de balance de masa realizadas en los glaciares Yanamarey y Artesonraju en la Cordillera Blanca, en Huaraz, mostraron en el caso del Yanamarey pérdidas de área en el frente y en los bordes laterales hasta la parte alta del glaciar. A pesar de la desaceleración del aumento de la temperatura y un aumento en la precipitación, la retirada de los glaciares ha continuado a un ritmo elevado en los últimos treinta años.

La precipitación y la temperatura pueden afectar el proceso de acumulación. El aumento de la precipitación observada durante las estaciones húmedas conduciría a un aumento de la precipitación sólida en el área de acumulación y, por tanto, un balance de masas más positivo anual en caso de precipitación que caiga en forma de nieve (^{Vuille, Kaser, & Juen, 2008}); por ejemplo, se encontró que en escalas de tiempo interanuales, la variabilidad de la precipitación parece ser el principal motor de las fluctuaciones de la masa glaciar en la Cordillera Blanca. Por otro lado, el aumento de temperaturas de aire durante los episodios de precipitaciones conduce también a un aumento de la línea de nieve. Sin embargo, el incremento de la temperatura del aire en los últimos treinta años es particularmente dominante en la temporada de junio a noviembre, relativamente seca, en la que las precipitaciones son más bien escasas.

Las precipitaciones en la Cordillera Blanca han aumentado de modo significativo entre 1980 y 2012, lo que llevaría a un balance de masa más positivo si la precipitación cae en forma de nieve, condición que evidencia que los glaciares han continuado retrocediendo desde la década de 1980. La disminución de la superficie glaciar es particularmente alta para los glaciares de baja altitud y glaciares aislados, como el Yanamarey y Pastoruri.

Hay estudios que informan de los diferentes escenarios de retiro para los pequeños glaciares con elevaciones máximas debajo de 5 400 msnm y los grandes glaciares con la máxima elevación por encima de tal altitud. Los cambios de temperatura y precipitación desde el decenio de 1980 probablemente no explican por completo el fuerte retroceso de los glaciares durante los últimos treinta años. Por ello es posible que el reciente retroceso de los glaciares aún puede ocurrir en respuesta a la fuerte subida de temperatura de más de 0.3 °C por década antes de 1980, sobre todo en el decenio de 1970.

En general, los glaciares con bajo espesor del hielo en la línea de equilibrio y grande ablación anual en la lengua del glaciar tienen tiempos de respuesta menores a perturbaciones climáticas que los grandes glaciares. Existen mediciones y estimaciones de espesor de hielo y tasas de ablación anuales para algunos glaciares en la Cordillera Blanca (p. ej., Artesonraju) y permiten estimar un tiempo de respuesta del orden de 10 a 40 años.

El fuerte retroceso de los glaciares observado durante las últimas tres décadas puede incluir una señal del aumento de la temperatura antes de la década de 1980, en función del glaciar. La subida de temperatura moderada durante los últimos treinta años puede haber inducido un forzamiento adicional.

Sin embargo, la interpretación de las respuestas de los glaciares de forzamiento climático es un reto, pues algunas fluctuaciones climáticas ocurren en escalas de tiempo más corto que los tiempos de reacción y, en consecuencia, la respuesta observada de un glaciar puede ser una reacción a un gran número de causas superpuestas (^{Schauwecker et al., 2014}).

El retroceso glaciar en la cordillera Huaytapallana

En el caso de la cordillera Huaytapallana, ^{Arroyo (2013)}), y ^{Arroyo, Gurmendi y Machuca (2015)} comunican que: “se reporta en los estudios de Zubieta y Lagos (15), que hubo una pérdida neta superior al 50% con respecto a 1956. Las anomalías negativas producto del fenómeno de El Niño aceleran la disminución de los glaciares y que tiene como consecuencia el enfriamiento del sistema que ocasiona anomalías positivas y genera un aumento de la masa glaciar temporal”; asimismo, ^{Zubieta y Lagos (2010)} mencionan que “entre 1976 y 2006, la superficie glaciar de la Cordillera Huaytapallana se redujo de 35.6 a 14.5 km², esto representa una pérdida del 59.4%, a su vez la dinámica espacial del retiro de glaciares ―ocurrido en los circos del Huaytapallana― también está sujeta a la morfología y dirección de sus masas glaciares, por ello, la marcada diferencia en la distribución del retiro en los glaciares de circo” (^{IGP, 2012}, p. 85).

La tendencia de decrecimiento de la superficie glaciar también es mencionado por ^{López-Moreno et al. (2014)} al puntualizar que el retroceso glaciar sería de 55% en los últimos 28 años, y que sus impactos podrían ser significativos respecto a los recursos hídricos y la ecología del área.

La ^{Autoridad Nacional del Agua (2014}, p. 17) reporta que la Cordillera Huaytapallana ―cuya máxima elevación es el nevado del mismo nombre― ha perdido 58.4% de su masa glaciar, según el Inventario de Glaciares y Lagunas presentado en el mismo año; a la vez, las 19 cordilleras nevadas del Perú, identificadas en el mencionado informe, han perdido, en conjunto, 42.6% de su superficie glaciar; el caso de la laguna Lazuntay sería un ejemplo de esta tendencia en la Cordillera Huaytapallana. Al existir carencia de otros estudios relevantes con mediciones anuales, los medios de comunicación también han difundido información de las fuentes antes mencionadas, tal es el caso de ^{La República (2014)}, que menciona datos del informe de la Autoridad Nacional del Agua del Perú.

Planteamiento del estudio

El estudio se ha desarrollado basado en la pregunta de investigación ¿cómo influye el cambio de temperatura ambiental como manifestación del cambio climático en el retroceso glaciar de la Cordillera Huaytapallana, Perú? Se han planteado como objetivos describir el efecto de la temperatura ambiental en los últimos treinta años y su relación con el retroceso de la superficie glaciar de la Cordillera Huaytapallana.

Este estudio se justifica en atención a los compromisos asumidos por los países firmantes del Protocolo de Kioto, establecido en el Convenio Marco sobre el Cambio Climático, y que entre otros asuntos plantea la necesidad de cooperar en investigaciones para reducir las incertidumbres relacionadas con el cambio climático, así como facilitar el conocimiento y el acceso público a la información sobre el cambio climático (^{ONU, 1997}). En este contexto, nuestro país ratificó el Protocolo de Kioto en 2002, y remitió de forma oportuna su ofrecimiento para la mitigación global a través de su “Contribución Prevista y Determinada a Nivel Nacional” (INDC, por sus siglas en inglés) en septiembre de 2015, y participó en los esfuerzos para alcanzar el Acuerdo de París en diciembre de 2015 (^{Ministerio del Ambiente del Perú, 2016}).

Descripción del área de estudio

El departamento de Junín tiene una población de 1 331 253 personas. La provincia de Huancayo es la capital, con una población de 499 432 personas, tiene 28 distritos, y el distrito de Huancayo tenía una población estimada de 116 930 habitantes al 2013 (^{INEI, 2015}; ^{Banco Central de Reserva del Perú, 2011}). Asimismo, la superficie de la provincia es de 3 558.1 km²; está ubicada a 11° latitud sur y 77° longitud oeste, a una altura de 3 194 msnm (^{Wikipedia, 2016}).

Las mediciones de la superficie glaciar fueron realizadas en la Cordillera Huaytapallana, ubicada en la provincia de Huancayo, entre las coordenadas 11° 35’-11° 58’ de latitud sur y 74° 48’ -75° 17’ de longitud oeste; presentaba 105 glaciares, y una superficie de 14.3 km² al año 2011 (^{IGP, 2012}).

Aspectos metodológicos

El tipo de investigación es básica, porque genera conocimiento; de enfoque cuantitativo, al haber planteado hipótesis, realizado mediciones y analizado de manera cuantitativa las variables de estudio (^{Hernández-Sampieri, Fernández-Collado, & Baptista-Lucio, 2014}). El método general de investigación fue analítico-sintético; de alcance descriptivo-correlacional, con un diseño no experimental, porque no se manipuló variable alguna, y transversal por haber recolectado datos en un solo momento (^{Hernández-Sampieri et al., 2014}).

Los datos de temperatura mínima ―como manifestación del cambio climático― y superficie glaciar se obtuvieron a partir de informes oficiales del Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología (^{Senamhi, 2016}) y del Observatorio de Huancayo, perteneciente al Instituto Geofísico del Perú (^{IGP, 2016}). Los datos de temperatura mínima están expresadas en °C y los datos de superficie glaciar en km². Los datos de temperatura pertenecen al Observatorio de Huancayo, ubicado en latitud 12° 02' S, longitud 75° 19' W, altitud 3 313 msnm; en el distrito de Huachac, provincia de Chupaca, departamento de Junín, Perú. Los datos de superficie glaciar se tomaron de estudios de la Cordillera Huaytapallana, por ser la más cercana de los glaciares a la zona de estudio.

Para la estimación de los datos faltantes de las variables de estudio en determinados años se exploró la dispersión de los datos de las variables temperatura mínima y superficie glaciar, consideradas como variables dependientes con respecto al año como variable independiente; luego se seleccionaron modelos de regresión sobre la base de la significancia de los parámetros y el coeficiente de determinación (R ²); el modelo lineal se escogió para las variables temperatura mínima y superficie glaciar.

El modelo matemático aplicado se formula como: Y = β₀ + β₁ X + ε, donde Y es la variable dependiente (superficie glaciar); X, la variable independiente (temperatura mínima); β₀, el intercepto; β₁, la pendiente de la regresión, y ε es el error o residuo.

Los datos no disponibles entre 1986-2016 se interpolaron sobre la base de modelos de regresión lineal. Para determinar la normalidad de las variables dependientes se utilizó la prueba de Shapiro-Wilk, luego la relación de las variables independientes y dependientes se realizó con la prueba r de Pearson. Para la validación de los modelos de regresión lineal se utilizó el análisis de varianza y prueba de Durbin Watson.