SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Proyecto 12BPC Bienes Públicos

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1 CORFO INNOVA SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Proyecto 12BPC Bienes Públicos Informe Final 25 de Enero de 2015 Centro de Agricultura y Medio Ambiente AGRIMED Universidad de Chile

2 INDICE 1. INTRODUCCIÓN EVAPOTRANSPIRACIÓN DE REFERENCIA (ET O ) Conceptos Evapotranspiración de Referencia (ETo) Evapotranspiración máxima (ETmax) Evapotranspiración real (ETr) Evapotranspiracion de los cultivos (ETc) Evapotranspiración de referencia según el método de Penman-Monteith Presión atmosférica (P) Calor latente de vaporización ( ) Constante Psicrométrica (γ) Déficit de saturación Presión de vapor de saturación media diaria del aire (es) Presión real de vapor (e a ) derivada de datos de humedad relativa Datos disponibles de Humedad Relativa media diaria (HRmedia) Disponibilidad de HRmax y HRmin Pendiente de la curva de presión de saturación de vapor ( ) Radiación Solar Flujo de calor del suelo (G) Variabilidad temporal de la ET o Variabilidad Interanual de la evapotranspiración de referencia Probabilidades de excedencia de la ETo máxima anual Cambios latitudinales de la ETo Preparación de la cartografía de ET o Compilación y preparación de la información climatológica Preparación de la base climática de temperatura, precipitación, humedad relativa y radiación solar Ajuste de la velocidad del viento para este proyecto BALANCE HÍDRICO DEL SUELO

3 4. ANÁLISIS DE LAS DEMANDAS DE AGUA POR CUENCA INTEGRACIÓN DE LA CARTOGRAFÍA DE ET O A UN SERVIDOR DE MAPAS WEB PARA EL ACCESO PÚBLICO CONSIDERACIONES FINALES REFERENCIAS ANEXOS Mapas de Evapotranspiración de Referencia Tablas de Evapotranspiración de Referencia en Localidades Seleccionadas Información Climatológica de Temperatura Media en Estaciones Seleccionadas Información Climatológica de Humedad Relativa Media Estaciones Seleccionadas (%) Información Climatológica de Radiación Solar Estaciones Seleccionadas (Cal/Cm2 Dia) Información Climatológica de Velocidad Media del Viento Estaciones Seleccionadas (M/S) Valores K Actividades de Difusión del Proyecto Módulos de Aprendizaje

4 1. INTRODUCCIÓN En este siglo, los recursos hídricos jugarán en Chile un rol esencial en el desarrollo económico social, por cuanto de este recurso dependen numerosas actividades económicas, así como la sustentabilidad misma de la sociedad. Este recurso viene dando claros signos de saturación en la oferta, como consecuencia del aumento del consumo y de las tendencias decrecientes del régimen pluviométrico en un sector importante del territorio, especialmente de Aconcagua al norte y en toda la costa hasta la región de Los Lagos. Las proyecciones de los modelos de cambio climático disponibles, indican que esta tendencia, que ha estado territorialmente focalizada mayormente en la costa, podría generalizarse a la mayor parte del territorio, reduciendo la disponibilidad de agua en importantes zonas agrícolas. Siendo la agricultura la actividad más consumidora de agua (más del 70% del consumo total), la mayor responsabilidad en el uso eficiente del recurso recaerá sobre esta actividad, de modo de garantizar la disponibilidad del agua para la población, la industria, la generación de energía y la minería, donde el impacto social de la escasez hídrica podría ser aún más dramática. Este ha sido un esfuerzo de compilación, validación y procesamiento de la información climática que permitió realizar una detallada evaluación de las demandas actuales y futuras de agua para la agricultura en cada cuenca del país. Para esto se usaron métodos modernos de cálculo y cartografía de la evapotranspiración de referencia, así como plataformas operables por Internet para dar acceso público a la información. La primera meta fue la de actualizar los promedios climatológicos a un periodo reciente de modo de proporcionar a los usuarios una evaluación actualizada de las demandas de agua por parte de las superficies cultivadas. La segunda meta consistió en crear un diagnostico con alta resolución espacial de las demandas de agua de referencia, para con ello implementar modelos de cuencas que contribuyan a facilitar una gestión hídrica eficiente. Adicionalmente se evaluó la variabilidad temporal de las variables climáticas que determinan en mayor grado las demandas de agua por la agricultura. A partir de esto se pudo establecer las tendencias de largo plazo del clima, así como las variaciones interanuales que influyen en las demandas de agua en cada cuenca. Para lograr una evaluación de las variaciones espaciales de la demanda de agua de referencia, se desarrollaron metodologías cartográficas de alta resolución espacial aplicable a la compleja topografía del territorio chileno. Los resultados de esta iniciativa, ponen a disposición de los hacedores de política pública, así como de los inversionistas y asesores técnicos, un conjunto de herramientas actualizadas para iniciar una nueva etapa hacia una gestión eficiente y con base científica de los recursos hídricos del país.

5 2. EVAPOTRANSPIRACIÓN DE REFERENCIA (ET O ) 2.1 Conceptos Se conoce como evapotranspiración (ET) la combinación de dos procesos separados por los que el agua se pierde a través de la superficie del suelo por evaporación (E) y por otra parte mediante transpiración (T) de las plantas (FAO 56). La evapotranspiración es un proceso dinámico que combina tres procesos en serie: 1. El suelo, que cumple una capacidad aportadora de agua. Esta capacidad depende de su profundidad, la textura y el contenido de materia orgánica. Un suelo almacena más agua mientras su profundidad sea mayor, su textura más fina y más elevado su contenido de materia orgánica. 2. La planta que cumple una capacidad conductora y evaporadora del agua. Es tarea de la planta tomar el agua del suelo, conducirla hasta las hojas, sitio donde se evapora, es decir cambia de estado gracias a la energía que captan las hojas desde el ambiente. Esta capacidad depende mayormente de la superficie foliar desplegada y de la longitud del sistema radical absorbente. 3. La atmósfera aporta una capacidad receptora del vapor de agua. En terminos de la fisiología de las plantas, la atmosfera crea una demanda de agua o fuerza evaporativa, la cual tiende a ser satisfecha por la planta. Figura 1. Componentes de la evapotranspiración 5

6 Los tres componentes anteriores se conjugan para determinar las variaciones de la evapotranspiración en la diversidad de condiciones de clima, suelos y vegetación que se dan en la naturaleza. La textura del suelo regula la evapotranspiración de manera distinta si esta es fina (arcillosa) o gruesa (arenosa). Las texturas finas almacenan mas agua, pero la retienen con mayor fuerza. El largo de las raices igualmente influye en la regulación de la evapotranspiración. Mientras mas raices, mas lento es el decaimiento de la evapotranspiración cuando se seca el suelo. La demanada atmosférica influye considerablemente sobre el decaimiento de la evapotranspiración cuando el suelo se seca. Altas demandas atmosféricas generan mayores dificultades para que las plantas satisfagan las demandas evaporativas, sufriendo con mayor rigor el defcit de agua en el suelo, en comparacion con ambientes de baja demanda Evapotranspiración de Referencia (ETo) La evapotranspiración de referencia es la transferencia total de agua desde el suelo a la atmósfera, que ocurre en una cubierta vegetal baja, tipo pasto, que cubre por completo el suelo, el cual no tiene restricción de agua, es decir, se encuentra a la capacidad de campo (Figura 2). Corresponde aproximadamente a la evapotranspiración de un prado contínuo. Corresponde por lo tanto a una demanda evaporativa de agua de una superficie vegetal estandar, válida para cualquiera region del mundo. Coma la superficie vegetal es continua y con cobertura total, y el agua del suelo es no limitante, entonces la evapotranspiracion de referencia depende de las condiciones climáticas imperantes en cada lugar. Figura 2: Pradera continua sin limitaciones de agua en el suelo Evapotranspiración máxima (ETmax) La evapotranspiración máxima, es la transferencia total de agua desde cualquier superficie vegetal, con cualquier estado de cobertura del suelo, pero sin restricción de agua en el suelo. (Figura 3). Corresponde a la máxima evapotranspiración para un determinado estado de desarrollo de un cultivo. Este concepto supone que las plantas no están sometidas a ningún deficit de agua, razón por la cual es este el valor de referencia para determinar las necesidades de riego en la agricultura. 6

7 Figura 3: Condiciones concurrentes para que se produzca la evapotranspiracion máxima :Superficie vegetal en un determinado estado de desarrollo, sin limitaciones de agua en el suelo Evapotranspiración real (ETr) La evapotranspiración real es la transferancia total de agua desde una cubierta vegetal a la atmósfera, en cualquier estado de desarrollo y con cualquiera humedad en el suelo (Figura 4). Es decir este es al concepto más general, que incluye a los anteriores. En el caso de un cultivo, el riego busca garantizar que la ETr en todo momento sea igual a la ETmax. Figura 4: Superficie vegetal para un determinado estado de desarrollo, con cualquier contenido de agua en el suelo Donde: ETo >= ETmax >= ETR Como en el caso de la evapotranspiración de referencia se han estandarizado las condiciones, entonces este concepto pasa a tener un significado climático. Su vapor depende de las condiciones del clima, razón por la que se ha llamada demanda climática. En la figura 5 se presenta la variación mensual de la evapotranspiración de referencia en tres localidades de Chile. Puede apreciarse que mientras más árido es el clima, mayor es la demanda climática de agua, es decir, los cultivos tendrán mayor exigencia o consumo de agua. Los valores típicos de la demanda, en el Valle Central, varían entre 1 milímetro por día en invierno y hasta 8 milímetros por día en verano en climas áridos. Esto representa una evaporación de entre 10 y 80 metros cúbicos de agua por hectárea y día. 7

8 J A S O N D E F M A M J mm/dia SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA ETo 7,0 6,0 5,0 4,0 3,0 2,0 1,0 0,0 Santiago Temuco Pto. Montt Figura 5: Evapotrasnpiracion de referencia mensual periodo ( ) Evapotranspiracion de los cultivos (ETc) Los requerimientos de agua de un cultivo o evapotranspiracion de cultivo (ETc), se determinan estableciendo la comparacion entre la ETmax y la ETo en cada estado de desarrollo del cultivo. El cuociente entre ambos valores (ETmax/ETo) tiende a ser una constante, independiente del clima y es llamado coeficiente de cultivo, Kc. Sus valores se han determinado experimentalmente y se encuantran tabulados por cultivo y fase de desarrollo (Tabla 6 de anexos). Lo anterior permite determinar la evapotranspiración del cultivo (ETc), la que es igual a la evapotranspiración máxima del cultivo (ETmax), conociendo su fase de desarrollo y el valor de la evapotranspiración de referencia, dependiente del clima y época del año. El Kc del estado inicial de los cultivos, cuando el suelo está prácticamente desnudo, es de 0,3 a 0,4, lo que corresponde a la fracción que evalora el suelo humedo, en relacion con la evaporacion de un prado. En la medida que el cultivo se desarrolla, este cuociente crece, pudiendo superar la unidad, es decir, la evapotranspiración máxima puede superar a la de referencia en determinados casos, especialmente en el caso de los cultivos altos (máiz, frutales). La figura 7 muestra los valores de Kc para la uva de mesa durante distintos estados de desarrollo fenológico. Kc = Etmax/ETo Como la ETmax corresponde a la evapotranspiracion de los cultivos sin deficit hidrico en el suelo (ETc=ETmax), entonces: ETc = ETo * Kc 8

9 Kc SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Etmax f1 Etmax f2 Etmax f3 Figura 6. El concepto de evapotranspiracion máxima se refiere a que, en cualquiera fase o estado de desarrollo (f1, f2 o f3) una especie tiende a evopatranspirar a la máxima tasa que le permite su follaje (area foliar) en la medida de que el contenido de agua del suelo no sea limitante. Kc Uva de mesa 0,90 0,80 0,70 0,60 0,50 0,40 0,30 Figura 7: Valores de Kc para distintos estados de desarrollo fenológico en uva de mesa. Fuente: FAO 56 9

10 2.2 Evapotranspiración de referencia según el método de Penman-Monteith ETo = evapotranspiración de referencia (mm día -1 ) Rn = radiación neta en la superficie del cultivo (MJ m-2 día -1 ) Ra = radiación extraterrestre (mm día -1 ) G = flujo del calor de suelo (MJ m-2 día -1 ) T = temperatura media del aire a 2 m de altura ( C) u2 = velocidad del viento a 2 m de altura (m s -1 ) es = presión de vapor de saturación (kpa) ea = presión real de vapor (kpa) (es ea) =déficit de saturación del aire (kpa) = pendiente de la curva de presión de vapor de saturación vs temperatura (kpa C -1 ) γ = constante psicrométrica (kpa C -1 ) Para el cálculo de la ETo a nivel diario, semanal o mensual, esta fórmula requiere datos de temperatura del aire, humedad atmosférica, radiación solar y velocidad del viento. Adicionalmente se requiere de la localización para determinar la altitud y la latitud del lugar. A continuación se presenta la metodología para la estimación de los parámetros de la ecuación Penman-Monteith Presión atmosférica (P) La presión atmosférica, P, es la presión ejercida por el peso de la atmosfera sobre la superficie terrestre. La evaporación tiende a ser más rápida cuando la presión atmosférica es baja, lo que tiende a ocurrir en altitudes elevadas. En ausencia de datos de presión atmosférica, caso muy frecuente, puede emplearse una simplificación de la ley de los gases ideales, a una temperatura atmosférica estándar de 20 C: Dónde: P es la presión atmosférica [kpa] Z es la altitud (m] 10

11 2.2.2 Calor latente de vaporización ( ) El calor latente de vaporización,, expresa la energía requerida para cambiar una unidad de masa de agua desde el estado líquido al estado de vapor. El valor del calor latente de vaporización varía en función de la temperatura del agua. Cuanto más elevada sea la temperatura, menos energía será requerida en su evaporación. Como varia levemente dentro de rangos de temperaturas normales, se considera un valor constante de 2,45 MJ kg -1 para la simplificación de la ecuación de FAO Penman-Monteith. Este valor corresponde al calor latente de vaporización a una temperatura del aire de alrededor de 20 C Constante Psicrométrica (γ) La constante psicométrica γ, representa a la variación de la presión de vapor del aire por cada grado de diferencia entre la temperatura seca y húmeda del aire. Se calcula según la ecuación siguiente: Donde γ =0.665 * 10-3 kpa C -1 es el valor típico de la constante para condiciones atmosféricas estándar P = presión atmosférica [ kpa], = calor latente de vaporización, 2,45 [ MJ kg -1 ], c p = calor especifico a presión constante, 1,013 x 10-3 [ MJ kg -1 C -1 ], = cociente del peso molecular de vapor de agua /aire seco = 0, Déficit de saturación El déficit de saturación es la diferencia entre la presión de vapor de saturación es(t) del aire correspondiente a su temperatura T, y la presión de vapor real de este ea. Déficit de saturación del aire = es - ea Presión de vapor de saturación media diaria del aire (es) La presión de saturación de vapor puede ser calculada en función de la temperatura del aire, pues depende de ella según una función exponencial Figura 8. Para fines de cálculo, a la presión de vapor de saturación instantánea le llamaremos e o y su valor medio diario es e s 11

12 Figura 8: Relación entre la presión de vapor de saturación y la temperatura. La relación entre ambas variables se expresa como: = presión de saturación de vapor a la temperatura del aire, T [kpa] T = temperatura del aire [ C] e o Debido a la no linealidad de la ecuación anterior, es recomendable calcular la presión media de saturación de vapor (es) a escala diaria, semanal o mensual, como el promedio de la presión de saturación de vapor correspondiente a la temperatura máxima media y la presión de saturación de vapor a la temperatura mínima media del aire para ese periodo: El uso de la temperatura media del aire en lugar de las temperaturas mínima y máxima da lugar a subestimaciones de la presión media de saturación de vapor, subestimando con ello la evapotranspiración de referencia. Por lo tanto, es recomendable el cálculo de la presión media de saturación de vapor como el promedio de la presión de vapor de saturación a la temperatura máxima y a la temperatura mínima del aire, separadamente para luego promediarlas.. 12

13 La presión real diaria de vapor, (ea), puede ser derivada de la humedad relativa (%), de datos psicrométricos (temperaturas de bulbo seco y húmedo en C) o de la temperatura del punto de rocío ( C). A continuación veamos el cálculo a partir de la humedad relativa Presión real de vapor (e a ) derivada de datos de humedad relativa La humedad relativa (HR) es el cociente entre la cantidad de vapor de agua que el aire realmente contiene y la cantidad que podría contener si estuviera saturado a la temperatura en que se encuentra. La humedad relativa expresa el grado de saturación del aire como el cociente entre la presión real de vapor (ea) y la presión de saturación de vapor (e o (T)) a una determinada temperatura (T): La HR es adimensional y se expresa normalmente como porcentaje. Aunque la presión real de vapor puede ser relativamente constante a lo largo del día, la humedad relativa fluctúa entre un máximo al amanecer y un mínimo a primeras horas de la tarde debido a los cambios de temperatura que sufre el aire. La humedad relativa cambia en un sentido inverso a la temperatura. No es posible medir directamente la presión real de vapor del aire. La presión de vapor se deriva comúnmente de la humedad relativa. La humedad relativa se mide directamente con el psicrómetro o con el higrómetro. A continuación se muestran 3 métodos para estimar ea a partir de datos diarios Datos disponibles de Humedad Relativa media diaria (HRmedia) Cuando se cuenta con datos de humedad relativa media diaria, se puede utilizar la siguiente ecuación: Disponibilidad de HRmax y HRmin Opcional al cálculo anterior es hacer la estimación a partir de las humedades relativas máximas y mínimas, lo cual podría mejorar la estimación en climas templados donde la humedad relativa varía regularmente durante el día: Donde ea = presión real de vapor [kpa] 13

14 e = (Tmin) presión de saturación de vapor a la temperatura mínima diaria [kpa] e = (Tmax) presión de saturación de vapor a la temperatura máxima diaria [kpa] HRmax = humedad relativa máxima [%] HRmin = humedad relativa mínima [%] Pendiente de la curva de presión de saturación de vapor ( ) Para el cálculo de evapotranspiración, se requiere calcular la pendiente ( ) de la relación entre la presión de vapor de saturación y la temperatura del aire. La pendiente de la curva de la figura 8 a una temperatura dada esta representada por: Δ = pendiente de la curva de la presión de saturación de vapor a la temperatura del aire T [kpa C -1 ] T = temperatura del aire [ C] Radiación Solar La radiación solar recibida en la parte superior de la atmósfera terrestre sobre una superficie horizontal se conoce como radiación extraterrestre (RE). Si el sol se encuentra en el cenit, el ángulo de incidencia de los rayos solares con la normal de la superficie terrestre es cero. En dicho momento la radiación extraterrestre tiene un valor constante de 0,082 MJ m-2 min-1, conocida como la constante solar. En una esfera (Tierra) iluminada por un foco puntual (Sol) solo uno de los puntos de su superficie recibirá los rayos en una posición cenital, por lo tanto todo el resto de la esfera recibirán la radiación con algún ángulo de inclinación diferente de cero grado. A lo largo del año este ángulo es dinámico y cambia con la posición del sol (estación del año) y la latitud del lugar. La intensidad de la radiación extraterrestre es entonces una función de la latitud, la época del año y la hora del día. Radiación solar o de onda corta (Rs) Parte de la radiación solar que ingresa a la atmósfera se refleja o absorbe por los gases y las nubes presente en ella. La cantidad de radiación que llega a la superficie terrestre se conoce como radiación solar global (Rs). La radiación solar también se conoce como radiación de onda corta debido a que el sol emite ondas electromagnéticas de longitud de onda menor a 3000 nm, lo que contrasta con la radiación emitida por los cuerpos terrestres que es mayor a 8000 nm. En un día despejado, la Rs, que llega a la superficie del planeta, constituye aproximadamente el 75% de la radiación extraterrestre. En un día completamente nublado este valor disminuye llegando al 25% de la radiación extraterrestre. Esta radiación corresponde a la suma de la radiación directa de onda corta solar y de la radiación solar difusa que atraviesa a la atmosfera sufriendo un proceso de difusión (omnidireccional). 14

15 Para estimar la radiación solar total, en caso de no existir mediciones instrumentales, Angstrom propuso una fórmula donde interviene el valor de la radiación extraterrestre total incidente (valor de Angot), la heliofanía real y la heliofania potencial (Tabla 1). La heliofanía real corresponde a las horas de sol que hubo en un día y la potencial a la que le corresponde a ese día, sin la presencia de nubes, es decir, las horas que van entre la salida del sol y la puesta de sol. La heliofanía potencial al igual que el valor de Angot, es una constante para cada día y latitud, por lo que existen tablas con su valor (tabla 2). De este modo, para conocer la radiación global incidente en un lugar, necesitamos conocer su latitud, fecha y una medida de la heliofanía real, la cual se mide con el instrumento llamado heliógrafo. Rs = RE ( n / N ) Rs = Radiación solar incidente en la superficie [MJ m -2 dia -1 ] RE = Radiación extraterrestre [MJ m -2 dia -1 ] n = Heliofanía real (horas de sol medidas) N = Heliofanía potencial (horas que van desde la salida a la puesta de sol) 15

16 Tabla 1: Radiación extraterrestre (Valor de Angot), (MJ/m2 día), hemisferio sur Lat Ene. Feb. Marzo Abril Mayo Junio Julio Ago. Sep. Oct. Nov. Dic 70 41,4 28,6 15,8 4,9 0, ,2 10,7 23,5 37,3 45, ,3 16,9 6 0, ,2 11,9 24,4 37,4 44, , ,1 7,2 1,5 0,1 0,5 4,2 13,1 25,4 37,6 44, ,8 19,3 8,4 2,4 0,6 1,2 5,3 14,4 26, , ,2 31,5 20,4 9,6 3,4 1,2 2 6,4 15,5 27,2 38,3 43, ,5 32,3 21,5 10,8 4,4 2 2,9 7,6 16,7 28,1 38,7 43, , ,6 12 5,5 2,9 3,9 8,7 17,9 28,9 39, ,7 23,6 13,2 6,6 3,9 4,9 9, ,8 39,5 44, ,2 34,3 24,6 14,4 7,7 4,9 6 11,1 20,1 30,6 39,9 44, , ,6 15,6 8,8 6 7,1 12,2 21,2 31,4 40,2 44, ,7 35,6 26,6 16,7 10 7,1 8,2 13,4 22,2 32,1 40,6 44, ,9 36,2 27,5 17,9 11,1 8,2 9,3 14,6 23,3 32,8 40,9 44, ,7 28, ,3 9,3 10,4 15,7 24,3 33,5 41,1 44, ,2 37,2 29,3 20,1 13,5 10,5 11,6 16,8 25,2 34,1 41,4 44, ,3 37,7 30,1 21,2 14,6 11,6 12, ,2 34,7 41,6 44, ,4 38,1 30,9 22,3 15,8 12,8 13,9 19,1 27,1 35,3 41,8 44, ,4 38,5 31,7 23,3 16,9 13,9 15,1 20, ,8 41,9 44, ,4 38,9 32,4 24,3 18,1 15,1 16,2 21,2 28,8 36, , ,4 39, ,3 19,2 16,2 17,4 22,3 29,6 36, , ,3 39,4 33,7 26,3 20,3 17,4 18,5 23,3 30,4 37, , ,1 39,6 34,3 27,2 21,4 18,5 19,6 24,3 31,1 37, , ,8 34,8 28,1 22,5 19,7 20,7 25,3 31,8 37,8 41,9 43, ,8 39,9 35, ,5 20,8 21,8 26,3 32, ,8 43, , ,8 29,8 24,6 21,9 22,9 27,2 33,1 38,3 41,

17 22 42,2 40,1 36,2 30,6 25, ,1 33,7 38,4 41,4 42, , ,6 31,3 26,6 24, ,9 34,2 38,6 41,2 42, , ,1 27,5 25, ,8 34,7 38,7 40,9 41, ,1 39,9 37,2 32,8 28,5 26, ,6 35,2 38,7 40,6 41, ,6 39,7 37,5 33,4 29,4 27,2 27,9 31,3 35,6 38,7 40,2 40, ,1 39,6 37, ,2 28,1 28,9 32, ,6 39, ,5 39,3 37,8 34,6 31,1 29,1 29,8 32,8 36,3 38,5 39,3 39,4 8 38, ,9 35,1 31, ,7 33,4 36,6 38,4 38,8 38,7 6 38,3 38, ,6 32,7 30,9 31, ,8 38,2 38, ,6 38, ,4 31,8 32,3 34, ,6 37,2 2 36,9 37, ,4 34,1 32,6 33,1 35,2 37,1 37, ,4 0 36,2 37,5 37,9 36,8 34,8 33,4 33,9 35,7 37,2 37,4 36,3 35,6 17

18 Lat Ene. Feb. Marzo Abril Mayo Junio Julio Ago. Sep. Oct. Nov. Dic ,4 13 8,4 2, ,4 11,2 15,7 21, ,9 16,7 12,9 8,7 4,3 0 1,7 7 11,3 15,3 19, ,1 16,2 12,8 9,1 5,3 2 3,7 7,6 11, ,8 22, ,8 12,8 9,3 6,1 3,7 4,8 8 11,4 14, , ,3 15,5 12,7 9,6 6,7 4,8 5,6 8,3 11,4 14,5 17,4 19, ,6 15,2 12,6 9,8 7,2 5,6 6,3 8,7 11,5 14,3 16,9 18, ,1 14,9 12,6 9,9 7,6 6,2 6,8 8,9 11,5 14,1 16,5 17, ,7 14,7 12,5 10,1 8 6,7 7,2 9,2 11,6 13,9 16,1 17, ,3 14,5 12,5 10,2 8,3 7,2 7,6 9,4 11,6 13,8 15,8 16, ,3 12,5 10,4 8,6 7,5 8 9,6 11,6 13,7 15,5 16, ,7 14,2 12,4 10,5 8,8 7,9 8,3 9,7 11,7 13,6 15,3 16, , ,4 10,6 9 8,2 8,5 9,9 11,7 13, , ,2 13,9 12,4 10,7 9,2 8,5 8, ,7 13,3 14,8 15, ,9 13,7 12,4 10,8 9,4 8,7 9 10,2 11,7 13,3 14,6 15, ,7 13,6 12,3 10,8 9,6 9 9,2 10,3 11,7 13,2 14, ,5 13,5 12,3 10,9 9,8 9,2 9,4 10,4 11,8 13,1 14,3 14, ,4 13,4 12,3 11 9,9 9,4 9,6 10,5 11, ,1 14, ,2 13,3 12,3 11,1 10,1 9,6 9,8 10,6 11,8 12,9 13,9 14, ,2 12,2 11,1 10,2 9,7 9,9 10,7 11,8 12,9 13,8 14, ,9 13,1 12,2 11,2 10,4 9,9 10,1 10,8 11,8 12,8 13,7 14, , ,2 11,3 10,5 10,1 10,2 10,9 11,8 12,7 13,5 13, , ,2 11,3 10,6 10,2 10, ,8 12,7 13,4 13, ,5 12,9 12,2 11,4 10,7 10,4 10,5 11,1 11,9 12,6 13,3 13, ,3 12,8 12,2 11,4 10,8 10,5 10,7 11,2 11,9 12,6 13,2 13, ,2 12,7 12,1 11,5 10,9 10,7 10,8 11,2 11,9 12,5 13,1 13, ,1 12,7 12,1 11,5 11,1 10,8 10,9 11,3 11,9 12, ,2 18

19 ,6 12,1 11,6 11,2 10, ,4 11,9 12,4 12,9 13, ,9 12,5 12,1 11,6 11,3 11,1 11,1 11,5 11,9 12,4 12,8 12, ,7 12,4 12,1 11,7 11,4 11,2 11,2 11,5 11,9 12,3 12,7 12, ,6 12,4 12,1 11,7 11,4 11,3 11,4 11,6 11,9 12,3 12,6 12, ,5 12,3 12,1 11,8 11,5 11,4 11,5 11,7 11,9 12,2 12,5 12,6 8 12,4 12,3 12,1 11,8 11,6 11,5 11,6 11, ,2 12,4 12,5 6 12,3 12, ,9 11,7 11,7 11,7 11, ,1 12,3 12,3 4 12,2 12, ,9 11,8 11,8 11,8 11, ,1 12,2 12,2 2 12,1 12, ,9 11,9 11,9 11, ,1 12, Tabla 2: Duración máxima del período diario del sol N, en horas, hemisferio sur 19

20 Radiación solar absorbida por la superficie o Radiación neta solar (Rns) Una parte de la radiación solar que llega a la superficie terrestre se refleja en ella. La fracción de la radiación solar que es reflejada por la superficie se conoce como albedo (α). El albedo es muy variable de acuerdo al tipo de superficie y el ángulo de incidencia. Su valor va desde 0,95 para la nieve hasta 0,05 para un suelo obscuro, desnudo y húmedo. Una cubierta vegetal tiene un albedo que varía entre 0,20 a 0,25. Por lo tanto, la radiación neta solar, Rns, es la fracción de la radiación solar Rs que no se refleja en la superficie y queda absorbida por esta: Rns = (1-α)* Rs. Radiación neta de onda larga (Rnl) Como todo cuerpo cuya temperatura esté por sobre el 0 absoluto, emite radiación electromagnética, La Tierra emite radiación infrarroja (de onda larga) hacia el espacio. Esta radiación se perdería en el espacio de no existir una atmosfera, lo que ocurre en una cierta medida, pero la atmosfera atrapa parte de estos rayos infrarrojos y los reemite hacia la superficie terrestre (efecto invernadero). La radiación emitida por la superficie del planeta es denominada radiación terrestre de onda larga. Parte de la radiación emitida por la atmosfera se dirige nuevamente hacia la superficie terrestre. Por lo tanto, la superficie terrestre emite y recibe radiación de onda larga. El balance final es entonces lo que llamamos radiación neta de onda larga, Rnl. La intensidad de la emisión de energía de onda larga por un cuerpo cualquiera, es proporcional a la temperatura absoluta de su superficie elevada a la cuarta potencia (ley de Stefan-Boltzmann). El balance de onda larga (Rnl) queda definido por: Rnl = Radiación emitida por la superficie Radiación devuelta por la atmosfera Este balance está fuertemente influido por el estado de la atmosfera, especialmente su contenido de vapor y la cobertura de nubes, lo que determina la emisividad de esta (capacidad de emitir radiación infrarroja a una temperatura dada). Esto fue resumido por Brunt a través de la ecuación siguiente: Dónde: Rnl = Radiación neta de onda larga [MJ m -2 dia -1 ] σ = Constante de Stefan-Boltzmann [ 4,903 x 10-9 MJ K-4 m -2 dia -1 ] Tmax,K = Temperatura máxima absoluta durante un periodo de 24 horas [Kelvin], Tmin,K = Temperatura mínima absoluta durante un periodo de 24 horas [Kelvin], ea = presión de vapor real [kpa], n/n = heliofanía relativa 20

21 Calculo de la radiación neta Rn La radiación neta, Rn, corresponde a la diferencia entre la radiación entrante y saliente de longitudes de onda corta y larga en la superficie terrestre. Corresponde por lo tanto a la radiación neta solar menos el balance de onda larga, el cual representa una pérdida para la superficie terrestre (Figura 9). La Rn es normalmente positiva durante el día, por cuanto Rns domina sobre Rnl y negativa durante la noche por cuanto Rns es cero. Rn = Rns Rnl Figura 9: Componentes de la radiación solar Flujo de calor del suelo (G) El flujo del calor del suelo, es la energía que infiltra y calienta a este. Tiene valores positivos cuando el suelo se calienta (calor restado al proceso de evaporación) y negativos cuando el suelo se enfría (calor aportado por el suelo al proceso de evaporación). El flujo calórico del suelo es pequeño comparado con Rn particularmente cuando la superficie está cubierta con vegetación y los periodos de tiempo de cálculo son de 24 horas o más. En la mayor parte de los casos no se considera en el cálculo de la ET, pero teóricamente la cantidad de energía ganada o perdida por el suelo en este proceso debe restarse o agregarse a Rn para estimar la evapotranspiración. Existen algunos procedimientos simples de cálculo para periodos largos de tiempo, basado en la idea de que la temperatura del suelo tiene similar tendencia a la de la temperatura del aire Como la magnitud del flujo de calor bajo la superficie de referencia es relativamente pequeña, esta puede ser ignorada y entonces: G diario 0 21

22 2.3 Variabilidad temporal de la ET O Variabilidad Interanual de la evapotranspiración de referencia. Siendo la evapotranspiración de referencia la resultante de la combinación de la temperatura, la radiación solar, la humedad relativa y el viento, está sujeta a las variaciones en la forma como se combinan estas variables. En años con mayor dominancia de tiempo anticiclónico, los días tendrán mayor insolación, viento y probablemente aire más cálido y seco, lo que tiende a aumentar las demandas evapotranspirativas entre un 10 y 20% por sobre el promedio mensual. Contrariamente, en años con mayor frecuencia de nublados, más frescos y húmedos, las demandas pueden bajar entre un 10 y 20% por debajo del promedio mensual. A partir de series de tiempo de 60 o más años, se calcularon las demandas de ETo para 4 localidades, de modo de visualizar las variaciones de la ETo entre años (Figura 10, 11, 12 y 13). La Serena J A S O N D E F M A M J Maxima 2,5 2,7 3,2 3,9 4,6 5,2 5,3 4,9 4,1 3,4 2,8 2,6 Media 2,0 2,2 2,7 3,4 4,0 4,4 4,5 4,2 3,6 2,9 2,4 2,1 Minima 1,5 1,8 2,3 2,8 3,2 3,5 3,6 3,4 2,9 2,5 2 1,5 Figura 10. Evapotranspiración de referencia mensual La Serena, período Fuente: DMC Santiago J A S O N D E F M A M J Maxima 2,2 2,4 3,3 4,5 5,8 6,9 7,10 6,30 5,20 3,70 2,70 2,20 Media 1,6 2,1 2,9 4,1 5,4 6,2 6,38 5,76 4,59 3,30 2,26 1,71 Minima 1,2 1,6 2,3 3,4 4,4 5,1 5,20 4,80 3,80 2,70 1,70 1,30 Figura 11. Evapotranspiración de referencia mensual Santiago, período Fuente: DMC 22

23 Curicó J A S O N D E F M A M J Maxima 2,1 2,4 3,2 4, ,4 6,4 5,2 3,8 2,6 2,2 Media 1,3 1,7 2,6 3,8 5,1 6,0 6,2 5,5 4,3 3,0 2,0 1,4 Minima 0,9 1,3 2, ,6 4,8 4,3 3,6 2,6 1,6 1 Figura 12. Evapotranspiración de referencia mensual Curicó, período Fuente: DMC Chillán J A S O N D E F M A M J Maxima 2,1 2,5 3,1 4,4 5,9 7 7,1 6,3 5,1 3,7 2,8 2,4 Media 1,4 1,8 2,6 3,8 5,1 6,0 6,4 5,6 4,4 3,1 2,1 1,6 Minima 1,1 1,5 2,2 3,2 4,3 5 4,9 4,6 3,3 2,5 1,8 1,2 Figura 13. Evapotranspiración de referencia mensual Chillán, período Fuente: DMC La desviación estándar de la evapotranspiración mensual a lo largo de las series de 60 años, está asociada positivamente a la ETo media del mes. Por la razón anterior, esta tiende a crecer en verano y a disminuir en invierno. La relación que vincula ambas variables se presenta en la figura

24 Desviación estándar de la ETo SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA 0,50 0,45 0,40 0,35 0,30 0,25 0,20 0,15 0,10 0,05 0,00 y = 0,01x 2-0,0342x + 0,2246 R² = 0,7643 0,0 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 ETo media mensual, mm/día Figura 14. Desviación estándar de la ETo, período Considerando un largo periodo de años, los valores extremos de variación de la ETo mensual ocurren dentro de la franja siguiente: Dónde: ETo mensual máxima = ETo media * DS ETo mensual mínima = ETo media * DS ETo mensual máxima = ETo mensual máxima (mm/d) para el periodo ETo mensual mínima = ETo mensual mínima (mm/d) para el periodo DS = desviación estándar de la ETo media mensual (mm/d). A modo de ejemplo, la ETo del mes de enero para un lugar, donde la ETo media es de 5 mm/día, debiera variar entre * 0.3 = 5.77 y * 0.3 = Lo anterior es una aproximación puramente estadística, útil sólo cuando no hay datos históricos suficientes para calcular la ETo de cada año/mes. En términos generales, se observa una tendencia creciente de la ETo en el tiempo, si bien esta tendencia no es estadísticamente significativa, es consistente en todo el Valle Central. En Santiago la tendencia de la suma anual de ETo crece a razón de 1.19 mm/año, en Curicó a 2.3 mm/año y en Chillan a 1.06 mm/año. Considerando que la mayor parte de este crecimiento ocurre en la temporada estival, las necesidades de riego irán creciendo a una tasa cercana a los 10 m3/ha año, lo que equivale a 1 mm/año. En la costa no se aprecia un crecimiento similar, debido probablemente a que las temperaturas máximas han mostrado más bien una tendencia decreciente en la época estival, lo que junto a un probable aumento de la nubosidad, podría estar compensando el aumento global de la temperatura. Con todo, en La Serena la tendencia muestra un aumento de la ETo del orden de 0.5 mm/año. 24

25 Eto, mm/año Eto, mm/año Eto, mm/año Eto, mm/año SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA La Serena Figura 15. Evapotranspiración de referencia anual La Serena. Fuente: DMC Santiago Figura 16. Evapotranspiración de referencia anual Santiago. Fuente: DMC Curicó 1000 Figura 17. Evapotranspiración de referencia anual Curicó. Fuente: DMC 1600 Chillán Figura 18. Evapotranspiración de referencia anual Chillán. Fuente: DMC 25

26 Eto, mm/año SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA 1400 Concepción Figura 19. Evapotranspiración de referencia anual Concepción. Fuente: DMC Estructura de la demanda evaporativa La evapotranspiración de referencia es la resultante de dos componentes mayores que aportan a la evaporación del agua desde un cultivo: 1. El aporte radiativo. El cual representa al agua evaporada como consecuencia de la transformación de la energía radiante (radiación neta) en calor latente. 2. El aporte advectivo. El cual representa al agua evaporada como consecuencia del aporte energético que hacer el viento, el que promueve un mayor intercambio de energía calórica entre el aire caliente y las hojas, a la vez que reduce la resistencia aerodinámica que encuentran las moléculas de agua para evaporarse desde las hojas y el suelo. Aunque lo normal es que la componente radiativa gravite más en las tasas de evaporación, en lugares muy ventosos, este componente advectivo puede llegar a igualar al radiativo e incluso, en zonas australes y de altura, el componente advectivo puede superar largamente al radiativo. El conocimiento del peso cuantitativo que tienen ambas componentes, puede ser de gran utilidad a la hora de hacer intervenciones tecnológicas para reducir la evapotranspiración (efecto de cortavientos, mallas sombreadoras). A continuación se muestra el aporte absoluto y relativo de los componentes radiativos y advectivos a la ETo en diversas localidades de Chile. 26

27 27

28 Figura 20. Componente convectiva y radiativa de la ETo anual, periodo

29 Figura 21. Componente convectiva y radiativa de la ETo anual, periodo

30 Figura 22. Participación relativa del componente advetivo en la ETo total, período

31 31

32 Probabilidad de exdencia SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Figura 23. Participación relativa del componente advetivo en la ETo total, período Probabilidades de excedencia de la ETo máxima anual Para el diseño de sistemas de riego, en muchos casos se requiere conocer en términos probabilísticos la variación de la ETo en el momento peak, lo que determina la capacidad máxima de entrega de agua del sistema en el momento de la mayor exigencia. Para esto, hemos calculado para series de tiempo de al menos 60 años, las probabilidades de excedencia del valor peak anual, el cual se grafica en las figuras siguientes. Probabilidad de excedencia de la ETo Estación Quinta Normal. Región Metropolitana 1,0 0,8 0,6 y = -0,3618x 2 + 3,6947x - 8,3085 R² = 0,9169 0,4 0,2 0,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 ETo (mm/d) Figura 24. Curva de probabilidad de excedencia de la ETo. Quinta Normal. 32

33 Probabilidad de exdencia Probabilidad de exdencia Probabilidad de exdencia SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Probabilidad de excedencia de la ETo Estación La Serena. Región Coquimbo 1,0 0,8 0,6 y = -0,2317x 2 + 1,2657x - 0,4374 R² = 0,9499 0,4 0,2 0,0 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 ETo (mm/d) Figura 25. Curva de probabilidad de excedencia de la ETo. La Serena. 1,0 0,8 0,6 0,4 0,2 Probabilidad de excedencia de la ETo Estación Curico. Región del Maule y = -0,1068x 2 + 0,7037x + 0,2559 R² = 0,8995 0,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0 ETo (mm/d) Figura 26. Curva de probabilidad de excedencia de la ETo. Curicó. 1,0 0,8 0,6 0,4 0,2 Probabilidad de excedencia de la ETo Estación Chillán. Región del Biobio y = -0,2433x 2 + 2,3701x - 4,6914 R² = 0,962 0,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 ETo (mm/d) Figura 27. Curva de probabilidad de excedencia de la ETo. Quinta Normal. 33

34 ETo (mm/día) ETo (mm/ anual) SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Cambios latitudinales de la ETo La evapotranspiración de referencia declina casi linealmente de norte a sur en Chile. Los mayores valores superan los 2000 mm/año por año en el extremo norte, llegando a valores cercanos a los 500 mm/año en la zona austral. El efecto marino se hace sentir fuertemente, el cual atenúa la evapotranspiración en forma significativa hasta la latitud 37 S (Sur de la región del Biobío). Más al sur de este paralelo la ETo se homogeniza entre la costa y el interior, lo que sugiere una desaparición del efecto de continentalidad. El punto de desaparición de la continentalidad es una línea dinámica que se desplaza algo al norte en invierno, llegando al paralelo 34 S (Navidad). Esto mismo se hace sentir en otras variables agroclimáticas, y se origina primariamente en el hecho de que el calentamiento estival del continente, estimula la entrada de masas de aire marino hacia el interior, acentuando la regulación marítima de los climas. La figura siguiente muestra la evolución latitudinal de la ETo Perfil Latitudinal de ETo Costa e Interior Latitud Perfil Interior Perfil Costero Figura 28. Variación latitudinal de la ETo anual. Período ETo Enero Costa e Interior Interior Enero Latitud Costa Enero Figura 29. Variación latitudinal de la ETo de enero. Período

35 ETo (mm/día) SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA 6.0 ETo Julio Costa e Interior Latitud Interior Enero Costa Enero Figura 30. Variación latitudinal de la ETo. Período Preparación de la cartografía de ET O Compilación y preparación de la información climatológica Para construir la línea base climática se compiló la información de temperatura, precipitación, radiación solar y humedad relativa de estaciones de la Dirección Meteorológica de Chile, la Dirección General de Aguas y las pertenecientes a diversas instituciones públicas y privadas (Universidades, Institutos, entidades privadas). En total se compilaron series de datos de aproximadamente 600 estaciones (Figura 31). El período considerado para este efecto fue Esta información fue complementada con la información climática espacializada del Atlas Agroclimático de Chile (Santibáñez y Uribe, 1993), la que fue actualizada al período en referencia para este estudio 35

36 Figura 31: Distribución de las Estaciones meteorológicas y pluviométricas consideradas en el estudio Preparación de la base climática de temperatura, precipitación, humedad relativa y radiación solar A partir de la base de datos históricos de las estaciones, se elaboraron modelos topoclimáticos que permitieron generar una cartografía climática de alta resolución espacial (1 x 1 Km). Esta cartografía se hizo sobre la base de regresiones múltiples no lineales, que usan como variables independientes la altitud, la latitud y la distancia al mar. La modelación espacial se hizo usando un modelo de terreno de alta definición espacial (90 x 90 metros) para determinar la altitud. La distancia al mar y la latitud de cada estación, se determinaron mediante herramientas del SIG ArcGis. A modo de ejemplo, se presenta a continuación, el modelo para la temperatura máxima de enero para la región Metropolitana y Valparaíso: T XE = α + β elevación + γ latitud + δ distancia mar + ε elevación 2 + θ latitud 2 + θ distancia mar 2 36

37 Precipitación Observada SISTEMA NACIONAL DE REFERENCIA SOBRE DEMANDAS DE AGUA POR LA AGRICULTURA Una vez establecidos los modelos numéricos para cada variable, se validaron los resultados con estaciones de terreno. La figura 32 muestra una de las validaciones para la temperatura máxima de Enero. R²= 0,934 Figura 32. Temperatura máxima de enero modelada v/s temperatura observada en la Región Metropolitana y Valparaíso En el caso de la precipitación se utilizó una regresión cúbica para modelar y conseguir un buen ajuste : Precipitación = p r1 + p r2 elevación + p r3 latitud + p r4 dist mar + p r5 elevación 2 + p r6 latitud 2 + p r7 dist mar 2 + p r8 elevación 3 + p r9 latitud 3 + p r10 dist mar 3 Los puntos seleccionados para construir la regresión de precipitación igualmente presentan un buen ajuste con los datos modelados (R 2 =0,913), como se observa en la figura y = x R² = 0, Precipitación Simulada 37

38 Figura 33. Precipitación estimada v/s precipitación observada en la región Metropolitana. Aplicando los modelos numéricos anteriores, ajustados y validados para cada variable climática, se obtuvo una cartografía climática detallada a 1 km sobre todo el territorio nacional. Para los fines de cálculo de la evapotranspiración de referencia (ETo), se generó una malla de puntos que cubre el territorio con datos de temperaturas máximas y mínimas, precipitación, humedad relativa y radiación solar. La figura 34 muestra el tipo de cartografía obtenida por este procedimiento Ajuste de la velocidad del viento para este proyecto En el caso del viento se utilizaron los datos modelados de velocidad del viento del estudio Explorador de Energía Eólica 2012 realizado por el Departamento de Geofísica de la Universidad de Chile para el Ministerio de Energía. La velocidad del viento fue modelada para todos los meses del año para un periodo de 30 años a 1 Km de resolución espacial para los doce primeros niveles verticales de modelación entre los 5 y 224 metros sobre el nivel del suelo. Para el cálculo de la evapotranspiración, se requiere de la velocidad del viento medida a 2 m sobre la superficie, por lo que fue necesario ajustar los datos a la altura estándar de 2 m, utilizando la siguiente relación logarítmica: Dónde: u2 velocidad del viento a 2 m sobre la superficie [m s-1], uz velocidad del viento medida a z m sobre la superficie [m s-1], z altura de medición sobre la superficie [m]. 38

39 Figura 34: Temperatura máxima de enero ( ) obtenida por modelación numérica 39