Rutas hidrológicas : recordando a un colega por los senderos de la hidrología

M C P HEE ET AL . C ONTRIBUCIÓN HÍDRICA DE GLACIARES ANDINOS R UTAS H IDROLÓGICAS 85 nacional chileno (Barcaza et al., 2017) (descrito en la siguiente sección), los sitios glaciares más altos se encuentran en las subcuencas de Olivares y Colorado, con elevaciones medias entre 4200 y 4500 m.s.n.m., y algunos glaciares que alcanzan elevaciones superiores a 5500 m.s.n.m. (Figura 1c). La subcuenca del Maipo Superior, por otro lado, tiene los glaciares más bajos, con elevaciones medias que varían entre 3500 y 4000 m s.n.m., y varios glaciares que alcanzan elevaciones inferiores a 3000 m s.n.m. (Figura 1c). Las zonas glaciares varían desde 40 km 2 en la subcuenca del Volcán hasta 99 km 2 en Colorado. El Maipo Superior tiene el mayor número de glaciares individuales (348), y la mayoría de ellos corresponden a glaciares de baja elevación, rocosos o cubiertos de escombros (Figura 1d). En general, el tamaño de los glaciares tiende a disminuir hacia el sur, y los glaciares más grandes se encuentran en Olivares (glaciares Juncal Sur, Olivares Gama y Olivares Beta), y en las laderas de los volcanes Tupungatito y Marmolejo (glaciares del Volcán Tupungatito, Azufre y Marmolejo) en la subcuenca del Colorado. Otra serie de glaciares relativamente grandes corresponde a los cubiertos por escombros, como los glaciares Pirámide, Loma Larga y Cerro Castillo. M ÉTODOS Modelo hidroglaciológico TOPKAPI-ETH es un modelo glacio-hidrológico de orientación física, totalmente distribuido, que se adaptó a partir de un modelo de precipitación-escorrentía (Ciarapica y Todini, 2002) para simular la evolución estacional de la cubierta de nieve, el balance hídrico de cuencas montaña, y el equilibrio de masa de glaciares, entre otros procesos (Fatichi et al., 2014). El modelo se ha utilizado con éxito en los Andes semiáridos (Ragettli et al., 2014; Ayala et al., 2016), los Alpes (Fatichi et al., 2014, 2015) y el Himalaya (Ragettli et al., 2013, 2015), puede ejecutarse en diferentes resoluciones espaciales y pasos temporales (típicamente cada hora o cada día), y puede ser usado en simulaciones de largo plazo, por ej. varias décadas (Ragettli et al., 2016). TOPKAPI-ETH requiere como datos de entrada series temporales de precipitación, temperatura del aire y transmisividad de la radiación solar por parte de la cobertura nubosa. En cada celda de la cuadrícula, el modelo simula la nevada cuando se produce la precipitación y la temperatura del aire está por debajo de un parámetro de umbral. Cuando la acumulación de nieve excede un cierto umbral (profundidad de retención de la nieve, S hd ) que depende de la pendiente local (SLP), el exceso de nieve se desplaza a una celda de la cuadrícula inferior basada en el modelo de transporte gravitatorio SnowSlide (Bernhardt y Schulz, 2010): ℎ = × e SGR a × donde SGRC (m) y SGRa son parámetros empíricos. El derretimiento de la nieve y el hielo se calcula con el modelo del Índice de Temperatura Mejorado (ETI) (Pellicciotti et al., 2005), dependiendo de la radiación solar neta y la temperatura del aire cercano a la superficie: = { × (1 − ) + × , > 0, ≤ } donde M es el derretimiento (mm h -1 ), SRF es el factor de radiación de onda corta (mm m 2 h -1 W -1 ), S in es la radiación de onda corta entrante (W m -2 ), es el albedo de superficie, TF es el factor de temperatura (mm h -1 °C -1 ), T a es la temperatura del aire (°C), y T T es el parámetro de umbral de temperatura del aire para el inicio del derretimiento (°C). Para calcular el derretimiento del hielo bajo los detritos supraglaciales también se utilizó el modelo ETI pero con factores de derretimiento reducidos. Una vez que la acumulación de nieve y el deshielo se integran para calcular el balance de masa superficial anual del glaciar, TOPKAPI-ETH lo traduce a cambios de elevación al final de cada año hidrológico (de abril a marzo) mediante el enfoque Δh (Huss et al., 2010). Esto se hace utilizando los parámetros originalmente propuestos, dependientes del tamaño del glaciar (ver Fig 3b en Huss et al. (2010)). A finales de marzo, si el balance de masa anual es negativo, el modelo realiza una reducción de la superficie del glaciar, pero no se prescribe ningún aumento de superficie debido a balances de masa positivos. Implementación para la cuenca del Maipo y sus glaciares Para cuantificar las contribuciones hídricas en la cuenca del Maipo provenientes de la lluvia y nieve en áreas no- glaciarizadas, se implementó una instancia del modelo TOPAKPI-ETH que no considera los glaciares. Los glaciares son simulados de forma individual en otras instancias del modelo (ver siguiente párrafo). La implementación del modelo para la cuenca del Maipo se ejecutó a una resolución espacial de 1 km y a un paso de tiempo diario. Las series diarias de precipitación fueron extraídas de la precipitación media estimada por el producto CR2-MET entregado en la plataforma CAMELS-CL (Álvarez-Garretón et al., 2018) y fueron distribuidas mediante mapas promedio anuales derivados también de CR2-MET. Las series diarias de temperatura del aire fueron extraídas de la estación El Yeso y distribuidas mediante un gradiente de temperatura estándar de -6.5 °C km -1 . Las series de transmisividad de la radiación solar fueron derivadas de la base de datos de radiación solar ( (http://www.minenergia.cl/exploradorsolar/) . Los periodos sin información en temperatura del aire fueron rellenados mediante correlaciones anuales entre la estación El Yeso y la estación Quinta Normal. Mientras