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EROSIÓN EÓLICA: PROCESOS Y PREDICCIÓN
Introducción ...............................................................................................................La movilización de las partículas del suelo ..........................................................El transporte de las partículas del suelo ..............................................................Efectos del movimiento de partículas ..................................................................La predicción de la erosión eólica .........................................................................
La Ecuación de Erosión Eólica (Wind Erosion Equation, WEQ) ..............La Ecuación Revisada de Erosión Eólica (RIVEQ) .......................................
Bibliografía ................................................................................................................
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2. EROSIÓN EOLICA:PROCESOS Y PREDICCION
Daniel E. Buschiazzo &Silvia B. Aimar
Introducción
La erosión del suelo es un proceso geológiconormal de la evolución del paisaje que se mani-fiesta con mayor intensidad en ambientes áridos ysemiáridos. Sin embargo, su magnitud puedeincrementarse drásticamente por acción antrópica,produciendo fuertes perjuicios para elmedioambiente.
Se estima que aproximadamente el 30 % dela superficie del planeta se encuentra afectada porerosión acelerada, desencadenada por el hombre(Lal, 1991). Este tipo de erosión es 2.5 veces ma-yor que la natural o geológica y alcanza magnitu-des de 26 billones de toneladas de suelo por año.
Los suelos de las regiones áridas y semiáridas,y principalmente aquellos bajo uso agrícola tienenmas susceptibilidad a erosionarse eólicamente da-das sus características: son generalmente son pocodesarrollados, de textura gruesa y pocoestructurados. Las condiciones climáticas de éstasregiones están principalmente caracterizadas porprecipitaciones concentradas en períodos cortos detiempo, vientos de gran intensidad coincidentescon períodos secos, altas temperaturas y altas ta-sas de evapotranspiración; la escasa cobertura ve-getal y el uso de una tecnología no adecuada parala zona, aumentan la peligrosidad a la erosión. Estácomprobado que el manejo y las distintas prácti-cas de labranza pueden producir efectos diferen-ciales en la cobertura vegetal y otros factores queinfluyen en la erosión eólica (contenido de hume-dad, estabilidad de agregados, entre otros) (Black& Siddoway, 1979). Por otra parte diferentes prác-ticas realizadas sobre el mismo suelo modificaránla tasa de erosión y afectarán la distribución delsedimento en función de la altura (Zobeck et al.,1989).
Se puede definir a la erosión eólica como elevento mediante el cual se produce la remocióndel material superficial, la selección y el transportepor medio del viento. El conocer el proceso, cuan-tificarlo y realizar predicciones respecto a sus efec-tos, pueden ser los caminos para lograr un controladecuado y evitar la degradación de los suelos.
La erosión eólica provoca un efecto “in situ”y otro en regiones aledañas. El efecto in situ esta-ría relacionado con la degradación producida enel mismo suelo, o en la cobertura vegetal comocultivos o pasturas implantadas. La productividaddel suelo se verá reducida por pérdidas en la ferti-
lidad física como reducción en la profundidad efec-tiva, cambio en la granulometría, degradación dela estructura y en la fertilidad química, como dis-minución en el contenido de materia orgánica opérdida de nutrimentos (Lyles & Tatarko, 1986;Buschiazzo & Taylor, 1993; Gabel, 1993). Respec-to a la cobertura vegetal, la erosión eólica produ-ce una disminución en el rendimiento (Lyles, 1975)y reducción en la emergencia de las plántulas(Woodruff, 1965; Armbrust, 1984).
Los efectos en las regiones aledañas son aque-llos que se producen en ciudades donde la presen-cia de polvo atmosférico trae como consecuenciaenfermedades respiratorias (ya que las partículasmenores a 0.5 µm de diámetro se alojan irreversi-blemente en el sistema respiratorio), poluciónambiental e intransitabilidad de caminos, que re-sultan en pérdidas económicamente superiores alas que se producen en la zona rural. Huszar &Piper (1986) estimaron en Nueva México pérdidaspor un costo de 466 millones de U$S por año.
Casi un 75% de la superficie de Argentinaposee áreas altamente susceptibles a sufrir esteproceso de degradación, ya que gran parte de sussuelos evolucionan sobre materiales loésicos que,por su origen eólico, poseen alta susceptibilidad aser retransportados por el viento.
La erosión eólica es un proceso degrada-tivoirreversible de los suelos de la región semiáridaargentina, ya que produce pérdidas de las fraccio-nes texturales finas (Buschiazzo & Taylor, 1993)que, en gran medida, determinan los procesos dehumificación y la tasa de acumulación de la mate-ria orgánica (Buschiazzo et al., 1991).
En nuestro país se han realizado pocos estu-dios sobre este proceso. Sólo se cuenta con esti-maciones de la superficie afectada por erosióneólica y mediciones de los efectos que la misma haproducido sobre el suelo (Torres & Fernández,1996; Covas & Glave, 1988; Michelena & Irurtia,1995; Zanotti & Buschiazzo, 1997). También se hancuantificado las tasas máximas de erosión ocurri-das en dos suelos de La Pampa (Aimar et al., 1996),se ha determinado el grado de error que producela variación de la dirección del viento cuando ocu-rre durante mediciones de campo (Buschiazzo etal., 1999a) y se han llevado a cabo algunos ajustesmetodológicos relacionados con las diferentes can-tidades de material recolactado a diferentes altu-ras (Buschiazzo et al., 1999b).
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La movilización de las partículas del suelo
La erosión eólica del suelo involucra la movi-lización (o deflación), el transporte, la abrasión, laselección y la deposición de agregados o partícu-las individuales. En este capítulo se hablará de “par-tículas” en forma genérica, asumiendo que estetérmino involucra también a los agregados del suelo.
La movilización de partículas se produce so-lamente cuando las fuerzas aerodinámicas(desestabilizadoras) superan la magnitud de lasfuerzas estáticas, que mantienen a las partículasagrupadas y adheridas a la superficie del suelo.Una vez que el proceso de erosión comienza, laspartículas que permanecen en el suelo tambiénpueden ser movilizadas por la colisión de otras que,una vez puestas en movimiento, impactan sobrela superficie del suelo.
Un parámetro muy importante que determi-na la ocurrencia de la deflación es la velocidadumbral de transporte frecuentemente también de-nominada umbral de deflación. Esta es la veloci-dad mínima requerida para iniciar el proceso.
La velocidad umbral de deflación puede serestimada por medio de modelos matemáticos sim-ples. Uno de ellos fue desarrollado por Bagnold(1941), quien estableció que el movimiento del aireprovoca una fuerza de arrastre horizontal F sobrela partícula, que es proporcional a una fuerza deresistencia y a la superficie expuesta de la partícu-la. La ecuación que explica esta relación es la si-guiente:
F = β r d2 = β ρ u2 d2
donde:β es una constante.r es la fuerza de tensión producida por elmovimiento turbulento del aire.d el diámetro de la partícula, u la velocidad delviento.ρ la densidad de la partícula.
En esencia las fuerzas que definen la movili-zación de las partículas según Bagnold son las quese representan en la Figura 2.1.
Chepil (1961) agregó una fuerza vertical as-cendente al modelo de Bagnold, similar a la fuer-za de succión de Bernoulli. El modelo de Chepilestablece que la incidencia de un flujo de aire so-bre una partícula produce diferencias de presióndebajo y encima de la partícula. Como la diferen-cia de presión es mayor cerca de la superficie delsuelo, la fuerza ascendente es también mayor enesa posición. En resumen, las fuerzas actuantessobre una partícula son, según Chepil, la horizon-tal de tracción y dos fuerzas verticales opuestas:
F
g
Figura 2.1. Representación esquemática de las fuerzasactuantes sobre una partícula de suelo que determi-nan su movilización por el viento según Bagnold.
F – p = (G – L) q
L
F
G
Figura 2.2. Representación esquemática de las fuerzasactuantes sobre una partícula de suelo que determi-nan su movilización por el viento según Chepil (1961).
En la década del 70 y 80, estudios llevados acabo en la NASA con motivo de los programas deexploración de Marte y Venus, permitieron aIverson et al. (1976) mejorar los modelos deBagnold y de Chepìl, quienes habían trabajado conpartículas de tamaño arena, con diámetros de másde 200 µm y 150 µm, respectivamente. Estos inves-tigadores trabajaron con particulas de menor diá-metro y comprobaron que, además de las fuerzasdescriptas anteriormente por Bagnold y por Chepil,existe una fuerza entre partículas (Lp) que se agre-ga a las de gravedad G y se opone a la fuerza dearrastre del viento F y a la fuerza ascendente desucción L. La ecuación que describe esta relación
una descendente, la de gravedad (G) y otra ascen-dente de succión (L) (Figura 2.2). La ecuación queexplica esta relación es la siguiente:
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es la siguiente:
F p M = (G – L) q + Ip r
donde:Ip = intensidad de turbulencia del viento.
La representación gráfica de este modelo semuestra en la Figura 2.3.
q= d sin2
r = d sin2
p= d con2
MF
G
L
Ip
Figura 2.3. Fuerzas actuantes sobre una partícula enequilibrio (Iverson et al., 1976).
El transporte de las partículas del suelo
Una vez puestas en movimiento por el vien-to, las partículas son transportadas y nuevamentesedimentadas a mayor o menor distancia. De acuer-do a su diámetro pueden ser transportadas porrodadura, saltación o suspensión (Figura 2.4).
Saltación: Es el tipo inicial de transporte delas partículas luego de que las mismas han sidomovilizadas desde la superficie del suelo. Solamenteaquellas partículas que posean parte de su masaexpuesta al movimiento turbulento del aire (verCapítulo I de este libro), serán movilizadas por elviento. Estas partículas, obviamente, deberán te-ner un diámetro definido. Si son muy pequeñas seubicarán sobre la superficie del suelo pero pordebajo de la capa límite, zona que posee un movi-miento laminar del aire que no producirá su movi-lización. Si por el contrario, si son muy grandes ypesadas, las velocidades del viento no serán sufi-cientes para elevarlas y solamente se podrán mo-ver por rodadura. Por esta razón, las partículastransportadas por saltación poseen un diámetrodefinido, que oscila entre 50 y 500 µm. Debe con-
perfil del viento
Suspensión
Saltación
Rodadura
Figura 2.4. Los tres tipos de transporte eólico de partí-culas.
siderarse que, una vez en movimiento en el flujodel aire, las partículas transportadas de esta formapueden disminuir su tamaño por efectos de laabrasión y pasar a ser transportadas por suspen-sión. El movimiento de salto es regular y asimétrico(Figura 2.5).
h
s
Figura 2.5. Trayectoria del movimiento de saltación.
La fuerza ascendente de succión produce unamovilización casi vertical de la partícula que gene-ralmente recorre el espacio con un ángulo de 75 a90º. Debido al gradiente de velocidad existentecerca de la superficie del suelo, la partícula esmovilizada hasta una cierta distancia a la cual al-canza la máxima altura h. A partir de la mismacomienza a caer, describiendo un recorrido prácti-camente linear, con un ángulo de 6 a 12º, depen-diendo del tamaño del grano.
Las partículas movilizadas por saltaciónimpactan en el suelo y transfieren un momento desalto a las que se encuentran en la superficie. Engeneral, 60% del material se moviliza por salta-ción a una altura menor a 5 cm, 90% a una alturamenor a 30 cm y sólo un 1% supera el metro dealtura. La distancia recorrida varía entre 12 a 25veces la altura máxima alcanzada (Cooke et al.,1993).
El impacto de una partícula en el suelo con-sume un 60% de energía para el rebote de la mis-ma partícula, un 40% para deformar y reacomodarotras partículas y sólo 1% para movilizarlas (aproxi-madamente diez).
Saltación es por lejos la forma de transportede las partículas más importante, ya que no sólo
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provoca los movimientos de suspensión y rodadura,sino que también representa el 50 al 75% del totalde material transportado por el viento y es el prin-cipal causante del proceso de abrasión y rompi-miento de agregados del suelo.
Rodadura: Es el transporte de partículas quese realiza sin un despegue de las mismas de la su-perficie del suelo. Solamente las de un diámetromayor a 500 µm se movilizan de esta forma. Un 5a un 25% de las partículas se transportan porrodadura (Chepil, 1945).
Las partículas transportadas de esta formaaparentan formar parte de un proceso pasivo deerosión, de relativa baja magnitud, de corto reco-rrido y poca influencia destructiva. Sin embargo,estas partículas también pueden producir abrasión,corroyendo agregados del suelo u otros elemen-tos como rocas y construcciones, pueden transfor-marse en partículas o agregados más pequeños yser transportados por saltación, e incrementar deesta forma su poder destructivo.
Suspensión: Es el transporte por flotación enel aire de partículas pequeñas (< 100 µm) que segenera por el impacto de otras movilizadas porsaltación sobre la superficie del suelo. El transpor-te de las partículas movilizadas por suspensiónpuede alcanzar algunos km de altura y varios cen-tenares de km de distancia. Si la turbulencia delviento es suficientemente elevada, las partículastransportadas de esta forma pueden llegar a for-mar las tormentas de polvo. En general, aproxima-damente un 3 a un 40% de las partículas son trans-portadas en suspensión (Chepil, 1945).
Efectos del movimiento de partículas
Abrasión: La susceptibilidad a la abrasión deun material puede definirse como la masa de esematerial abrasada por unidad de masa de partícu-las que impactan sobre el mismo. Los trabajos deHagen (1984) indican que el factor de abrasión westá definido por una relación del siguiente tipo:
w = f (Va, α, d
a, S
t, S
a, ρ
a)
donde:
Va = velocidad media de las partículas impactantes.
α = ángulo de impacto de esas partículas con el planode la superficie.d
a = diámetro medio de las partículas abrasivas.
St y S
a = la estabilidad mecánica de las partículas
abrasivas y de la superficie abrasada, respectivamente.ρ
a = densidad del abrasivo.
La abrasión se manifiesta con mayor magni-tud en ambientes sedimentarios, por ejemplo enel Valle de la Luna, donde el viento ha corroído la
Figura 2.6. Efecto abrasivo del viento en el ambientesedimentario del Valle de la Luna, San Juan, Argentina.
base de restos sedimentarios, formandoseudocolumnas como las que se muestra en la Fi-gura 2.6. La abrasión también afecta al sistemasuelo, modificando la distribución del tamaño deagregados y su acomodamiento espacial.
Selección: El viento produce una remociónselectiva de partículas del suelo debido a que lasmismas se mueven de diferente forma en las dife-rentes condiciones de flujo del aire. Su magnituddepende de la variabilidad del tamaño, la forma yla densidad de las partículas del suelo. Cuanto máshomogéneas sean éstas, menor probabilidad exis-tirá de que se produzca el proceso.
Buschiazzo & Taylor (1993) comprobaron queel viento produce un transporte diferencial de par-tículas con diferente densidad en suelos de la re-gión semiárida pampeana de Argentina. Estos au-tores demostraron que la proporción entre mine-rales livianos (cuarzo) y pesados (opacos) fue ma-yor en pedones levemente erosionados que enaquellos fuertemente erosionados y que ese co-ciente fue mayor en un suelo de textura mas grue-sa que sufrió, comparativamente, mayor erosión(Figura 2.7). Estos resultado son producto de untransporte selectivo del cuarzo, más liviano, y laacumulación residual de los opacos, más pesados.
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40
60
80
100
80
100
FUERTEMENTEEROSIONADO
LEVEMENTEEROSIONADO
FRANCO-ARENOSO
FRANCO-ARENOSO
0 10 20 30 40 50
0 10 20 30 40 500
20
40
60
Q/O
Q/O
Figura 2.7. Cocientes entre los minerales cuarzo y opa-cos (Q/O) en la fracción arena muy fina (74-100 µm) depedones levemente y fuertemente erosionados de dossuelos texturalmente diferentes de la region semiáridapampeana (extraída de Buschiazzo & Taylor, 1993).
La selección es un proceso de degradaciónde suelos tan importante como la pérdida de masatotal de suelo. Esto se debe a que este procesoocasiona un cambio en la textura del suelo, al trans-portar las partículas más finas y acumularresidualmente las más gruesas en el suelo. En lossuelos de la región semiárida Argentina se ha com-probado que los suelos se vuelven más arenosos alerosionarse porque pierden las partículas y agre-gados finos que son más livianos (Buschiazzo &Taylor, 1993). Este cambio textural altera, entreotras características, a la capacidad del suelo paraacumular materia orgánica (MO) y disminuye laproporción de varios elementos que tienden a acu-mularse en las fracciones más finas, siendo el fós-foro uno de los más afectados (Buschiazzo et al.,1999a).
En la Figura 2.8 se muestra el patrón de dis-minución de los contenidos de materia orgánicade un suelo, desde su estado inicial virgen bajomonte de caldén (Prosopis caldenia Burk.). Unavez roturado y puesto en producción, el suelo co-mienza a perder MO, lo que en la Figura 2.8 estárepresentado por la flecha descendente vertical.Cuando el suelo ha perdido un contenido determi-nado de MO y llega a aproximadamente un 3%, elsuelo pierde estabilidad estructural y se torna mássusceptible a la erosión. Por debajo de este valor
límite de 3% puede producirse, además de mayo-res disminuciones de MO, el transporte de las par-tículas más finas del suelo por parte del viento.Esto produce un cambio textural en el suelo, quese torna más arenoso. De esa manera, la capaci-dad del suelo para acumular MO disminuye (fle-cha ascendente en la Figura 2.8) lo que demuestraque el proceso de selección de partículas por par-te del viento ocasiona sobre el suelo una degrada-ción irreversible.
SUELOSVIRGENES(caldenal)
SUELOSAGRICOLAS
MO (%)
LIMO + ARCILLA (%)
Figura 2.8. Esquema de pérdidas de materia orgánicade suelos de la región semiárida Pampeana en funciónde los contenidos de limo + arcilla (Buschiazzo et al.,1991).
La predicción de la erosión eólica
De acuerdo a lo expresado anteriormente, laerosión eólica puede ocasionar procesos degra-dativos irreversibles sobre el suelo y el medio am-biente en general. Es por eso que se hace necesa-ria su predicción.
La potencialidad de un suelo a sufrir erosióneólica puede ser diagnosticada utilizando mode-los de simulación. Esencialmente se describirán eneste capítulo la Ecuación de Erosión Eólica (WEQ)y su nueva versión revisada (RWEQ).
La Ecuación de Erosión Eólica (Wind ErosionEquation, WEQ)
La WEQ, desarrollada por Woodruff &Siddoway (1965), es un modelo empírico que per-mite estimar tasas anuales de pérdidas de suelopor erosión eólica, determinar la cantidad de co-bertura vegetal necesaria para lograr una pérdidatolerable de suelo, establecer un ancho de fajaadecuado para el control de la erosión o compararla eficacia de manejos alternativos para controlarel proceso.
Las relaciones matemáticas de la WEQ soncomplicadas, pero la adopción se intensificó me-diante el uso de nomogramas y programas com-putados. Este modelo, si bien ha sido muy difundi-do y mejorado (Skidmore et al., 1970; Skidmore,
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1987) cuenta con algunas limitaciones, dado quesólo es factible realizar estimaciones anuales y nopara determinadas épocas del año. Por otra parte,considera valores únicos para variables del suelomuy dinámicas, como humedad, y no tiene en cuen-ta otras, como la formación de costras superficia-les. Para efectuar cualquiera de esos cálculos esnecesario ajustar los factores que la componen,que son:
E = f (I’,K’,C’,L’,V)
donde:E = erosión potencial medida en tn/ha.año.I’= índice de erodabilidad del suelo.K’= factor de rugosidad.C’= factor climático local.L’= longitud del terreno en la dirección prevalecientede los vientos.V = el equivalente de cobertura de vegetación medidaen kg.ha-1.
El índice I, que es la máxima erosión que pue-de sufrir un suelo en base a sus características, semide en tn/ha.año y está determinado por la can-tidad de agregados menores a 0.84 mm de diáme-tro de la capa superficial del suelo.
El estado y estabilidad de las unidades es-tructurales, responsables de la erodabilidad de lossuelos, dependen a su vez de los contenidos dehumedad (Chepil, 1956) y el efecto de las gotasde lluvia, del material orgánico y de losmicroorganismos y sus productos de descomposi-ción, de cementantes inorgánicos, de la texturadel suelo y de la naturaleza de la fracción coloidal(Chepil, 1953b).
Los contenidos de CaCO3 y la descomposición
de la materia orgánica incrementan la proporciónde los agregados estables > a 0.84 mm de diáme-tro (Chepil, 1954), los que no pueden ser trans-portados por el viento (Chepil, 1945). La estabili-dad de las partículas entre 0.02 y 0.05 mm de diá-metro y entre 0.42 y 0.84 mm tienden a reducir laerodabilidad por viento. Generalmente los sueloscon texturas gruesas y muy finas son más fácilmen-te erosionables que aquellos con texturas mediasy con un mejor desarrollo de la estructura.
Un suelo con arenas finas y muy finasincrementa apreciablemente la erodabilidad delmismo; mientras que con gravas y arenas gruesasésta se reduce, dependiendo del peso relativo deestas fracciones (Chepil, 1953a).
La distribución por tamaño de agregados enseco en la superficie del suelo tiene un efecto sig-nificativo en la cantidad e intensidad de la erosión(Zobeck & Popham, 1990). Estos autores encon-traron un modelo de regresión que puede expli-car hasta el 80% de la variación de la distribución
de agregados en seco, usando la densidad apa-rente de la superficie (la cual varía según el tipode labranza) y la precipitación acumulativa comovariable independiente.
El factor K se refiere a la rugosidad natural oartificial de la superficie del suelo, expresado entérminos de alturas de las crestas. Este factor nodepende solamente de la altura de la cresta sinotambién de su naturaleza y frecuencia lateral(Chepil & Milne, 1941).
El efecto de la rugosidad respecto a laerosibilidad del viento fue estudiado en laborato-rio mediante túneles de viento y a campo (Zingg,1953, citado por Fryrear et al., 1998). Las crestasde 5.1 y 10.2 cm de altura disminuyen la eroda-bilidad del suelo por entrampamiento de las partí-culas y la disminución de la velocidad del viento(Arnbrust et al., 1964).
La rugosidad de la superficie del suelo redu-ce el movimiento de partículas por viento en un90 %, siempre que el suelo no sea de textura grue-sa o de grano simple (Fryrear, 1990).
El factor V es el equivalente de cobertura devegetación medida en kg/ha.
La erosión eólica puede ser minimizada oprevenida con cobertura de residuos en pie o resi-duos muertos. Una cobertura del 30% de residuospuede reducir las pérdidas en un 80% (Fryrear,1990), y sólo con un 4% de cobertura en el suelo,las pérdidas por erosión eólica se reducen en un15% en comparación con un suelo desnudo(Fryrear, 1995).
Mediante una ecuación matemática puededeterminarse la tasa de pérdidas de suelo (SLR:pérdida de material en el suelo protegido/pérdidade material en suelo desnudo) según el porcenta-je de cobertura:
SLR = exp (-0.0438 * psc)
donde:psc es el porcentaje de suelo cubierto por mate-
rial no erosionable.
Al tratarse de residuos en pie, la siguienteecuación explicaría el 95% de la variabilidad delSLR:
SLR = exp (-28.49 * S0.6413/ V2.423 )
donde V es la velocidad del viento y S es el produc-to de la altura del tallo, el diámetro y la densidaddel tallo (Bilbro & Fryrear, 1994).
El factor C define las condiciones del climade una localidad standard de Kansas (Garden City),y puede ser determinado para cualquier localidadteniendo en cuenta los factores climáticos veloci-dad de viento, precipitación y evapotranspiración,entre otros.
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La Ecuación Revisada de Erosión Eólica (RWEQ)
Actualmente, el Agricultural Research Service(ARS) está desarrollando un nuevo modelo parapredir la erosión eólica, la Ecuación Revisada deErosión Eólica (RWEQ), que salvará las limitacio-nes de la WEQ (predicciones anuales, baja preci-sión en función de las variables relacionadas conel manejo, particularmente cobertura con residuosy canopeo).
Las propiedades usadas en la RWEQ paracaracterizar los suelos pueden dividirse en dosamplios rangos:
a) propiedades intrínsecas: que son más omenos estáticas y que cambian muy lentamente através del tiempo (Ej: materia orgánica, propor-ción de arcillas).
b) propiedades temporales dinámicas: quecambian rápidamente en respuesta al manejo oinfluencias climáticas. (Ej: densidad aparente, dis-tribución de agregados), con la RWEQ podrían es-timarse a diario las pérdidas debidas a erosióneólica, como así también la variabilidad a campoen tiempo y espacio definidos.
Por lo tanto, las subrutinas de la RWEQ esti-marían cambios temporales de las propiedades delos suelos. Dentro del submodelo MANEJO se tie-nen en cuenta tipo de labranzas, cambios en lascondiciones superficiales del suelo y niveles de re-siduos luego de la práctica. También se evalúa eltamaño, forma y orientación del potrero, la vege-tación y las barreras.
FACTOR CARACTERISTICA
CLIMATICO Viento f(velocidad del viento)Dirección del vientoTemperaturas medias del aire T°C máx. y mín. diariasRadiación solar Valores acumulados p/período.Precipitaciones Pptac. totales por período
SUELO Fracción erodable <0.84mm, f(Text., MO, CaCO3)Factor de encostramiento f(arcilla)Humedad f(ETP, P, tiempo)RugosidadCongelamiento/derretimiento en desarrollo
TERRENO Forma rectangular o circular
IRRIGACION En desarrollo
CULTIVO Residuos planos f(cobertura y descomposición)Residuos erectos f(silueta)Canopeo f(plantas emergentes)Barreras eólicas f(densidad, altura)
Tabla 2.1. Factores de la erosión eólica considerados en la Ecuación Revisada de Erosión Eólica (RWEQ,Fryrear et al., 1994).
Dentro del modelo SUELO se tienen en cuen-ta propiedades como porcentajes de arena, limo yarcilla, carbono orgánico, carbonato de calcio ysuperficie del suelo con rocas y otros parámetroscomo la fracción erodible, costra del suelo y rugo-sidad.
Mediante el submodelo TIEMPO se conside-ra la magnitud y la dirección del viento, la densi-dad del aire, las temperaturas máximas y mínimasdel aire, la radiación solar, los días de lluvia e in-tensidad de las precipitaciones (Zobeck, 1991).
En la Tabla 2.1 se consignan los factores con-siderados en la RWEQ.
Las ecuaciones de transporte de masa hansido desarrolladas para la aplicación al movimien-to de suelos agrícolas o arenas del desierto. El trans-porte de masa a través de una superficie erodablefue medida por Bagnold (1941), Chepil (1945) yStout (1990), entre otros. La ecuación básica quedefine la distribución horizontal de la masa trans-portada es:
b(x) ((dQ(x): dx) + Q (x) – Q max
(x) + Sr(x) = 0
donde:Q (x) = máximo transporte en la distancia x, en kg/mde ancho.Q
max(x) = transporte máximo, kg/m de ancho.
Sr(x) = coeficiente de retención superficial.
x = distancia desde el borde del potrero, m.b(x) = escala de longitud del potrero, m.
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El parámetro de viento es básico en la RWEQ.Para estimar la erosión del suelo son fundamenta-les los datos exactos del viento. Bagnold (1943) yZingg (1953, citado por Fryrear et al., 1998) usa-ron el cubo de la velocidad de fricción para descri-bir la relación entre la velocidad del viento y eltransporte de masa. Para computar la velocidadde fricción, debe ser descripta la rugosidad de lasuperficie. Tanto la rugosidad del suelo, los nivelesde residuo, las barreras eólicas y la textura del sueloson altamente variables, por lo que fue usada unareferencia de la velocidad del viento sobre la su-perficie limite. Las medidas de campo son hechasdesde superficies relativamente lisas, sin embargola referencia del instrumental se toma desde unaaltura de 2 metros.
La RWEQ expresa el valor viento usando lavelocidad del viento menos la velocidad umbral.La ecuación para calcular el factor viento es:
N W = Σ U
2 ( U
2 – U
t )2
i=1donde:
W = valor del viento (m/seg)3.U
2 = velocidad del viento a 2 metros, m/seg.
Ut = velocidad umbral del viento a 2 metros (se
asume 5 m/seg).N = número de observaciones de velocidad delviento (i) en un período de tiempo de 1-15 días.
Esta ecuación ha sido seleccionada para apli-car a la RWEQ, debido a que ofrece el más ampliorango de valores de viento (W), cuando U
2 varía
desde 6 a 20 m/seg. Esto surgió luego de analizar-se distintas combinaciones entre la velocidad delviento y la velocidad umbral, utilizándose ademáslas expresiones:
U2
2 ( U2 – U
t ), U
2 ( U
2 2 – U
t 2), y ( U
2 – U
t ) U
t 2
Para obtener el factor viento (Wf) de la ecua-ción puede utilizarse el procedimiento descriptopor Skidmore & Tatarko (1990) reuniendo en laRWEQ, más de 600 archivos de datos climáticos.En estos archivos el viento es descripto con los co-eficientes k y c de Weibull, porcentaje de calma, ydistribución de la probabilidad acumulativa. Lasvelocidades de viento obtenidas a 10 metros dealtura son convertidas en velocidades a 2 m y lue-go es computado el factor viento.
El factor viento (Wf) se determina dividien-do el valor total del viento para cada período por500 y se multiplica luego por el número de díasdel período considerado.
Wf = (W/500) * Nd
donde:Wf = factor viento (m/seg)3.W = valor viento (m/seg)3.N
d = número de días en el período.
Factor Tiempo (WF)
WF = Wf (ρ/g) (SW) SDdonde:
WF = factor tiempo, kg/m.Wf = factor viento, (m/seg) 3.ρ = densidad del aire, kg/m3.g = aceleración de la gravedad, m/seg2.SW = humedad del suelo, adimensional.SD = factor cobertura.
En la WEQ el WF tuvo el mismo término comofactor climático, en cambio en la RWEQ el factorWF también contiene términos de velocidad um-bral y cobertura lisa.
La humedad de la superficie tiene influenciaen la velocidad del viento requerida para erodarel suelo. La permanencia de la humedad en la su-perficie del suelo depende de la demanda de eva-poración por parte de la atmósfera, siendo el fac-tor:
SW = ((ETp – (R + I) (R
d/N
d))/ET
p
donde:SW = factor humedad de suelo.ET
p = evapotranspiración potencial relativa, mm.
Rd
= número de días con lluvia y/o número de días con riego.R + I = lluvias e irrigación, mm.N
d = número de días (normalmente 15).
La ecuación de ETp obtenida por Samani & Pessarakli
(1986) es:
ETp = 0.0162 * (SR/58.5) (DT + 17.8)
donde:SR = radiación solar total para el períodoconsiderado, cal/cm2.DT = temperatura promedio, ºC.
La humedad del suelo incrementa la resisten-cia del mismo a la erosión. Cuando llueve o se apli-ca riego, el factor humedad es cero y por lo tantono hay erosión en ese período, caso contrario elfactor a considerar sería 1.
En el año 1990 se evaluó la influencia de lahumedad en un suelo franco arenoso fino de BigSpring. Hubo 30 eventos de lluvia que humedecie-ron la superficie del suelo y 33 eventos erosivos.
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En el período considerado se calculó mediantemediciones directas una pérdida de suelo de 18,6kg.m-2, y la estimación mediante la RWEQ arrojóvalores de 17,1 kg.m-2. Si el cálculo se hubiese efec-tuado sin las correcciones por el factor humedad,se hubiera estimado una pérdida de 20.0 kg.m-2.
Si el suelo está cubierto con nieve no hay ero-sión entonces el factor Cobertura con Nieve (SD)es cero. Si en un mes, el 50 % del tiempo el sueloestá cubierto con nieve, se considera que el SDvale 0.5.
La fracción erodable del suelo (EF) está cons-tituida por los agregados menores a 0.84 mm dediámetro, que se encuentra en los 25 mm superfi-ciales del suelo y que puede ser determinada me-diante tamiz rotativo (Chepil, 1962). La metodolo-gía consiste en tomar una muestra por mes, du-rante tres años, y tamizarla. Fryrear et al. (1994)correlacionó el valor de EF mas alto hallado en unaño, con propiedades físicas y químicas del suelo,dando como resultado:
EF = (29.09+0.31Sa+ 0.17Si+0.33Sa/Cl –2.590MO – 0.95 CaCO
3)/100
donde:Sa = contenido de arenas, % (de 5.5 a 93.6).Si = contenido de limo, % (de 0.5 a 69.5).Sa/Cl = relación entre arena y arcilla (de 1.2 a 53.0).MO = materia orgánica, % (de 0.18 a 4.79)CaCO
3 = carbonato de calcio, % (de 0.0 a 25.2).
La ecuación citada precedentemente fue ve-rificada para suelos con características físicas yquímicas citadas entre paréntesis.
El impacto de las gotas de lluvia en la super-ficie del suelo, provocan una redistribución de laspartículas y la formación de una costra superficial,la cual puede ser extremadamente dura o muy frá-gil y de esta forma decrecer o incrementar la ero-sión eólica potencial. Woodruff & Siddoway (1965)consideraban en la WEQ que, en un sueloencostrado, las pérdidas de suelo eran un sexto deaquellas de un suelo no encostrado. Esta relaciónes observada con texturas franco limosas pero nose ajusta a suelos arenosos fácilmente erodibles.
Este factor fue desarrollado en laboratorio,utilizando túnel de viento, siendo la ecuación:
SCF = 1/(1 + 0.0066 (Cl)2 + 0.021 (MO)2)
donde:Cl = contenido de arcilla, % (de 5.0 a 39.3).MO = materia orgánica, % (de 0.32 a 4.74).
La ecuación es válida con suelos con conteni-dos de arcilla y MO citados entre paréntesis.
En la RWEQ se computa el factor encostra-miento (SCF) cuando las lluvias acumuladas soniguales o superiores a 12 mm. Cuando el conteni-do de arcillas es inferior al 5 % o después de unalabranza, el SCF es uno.
La cantidad y orientación de los residuos tie-ne un significativo impacto en la erosión de suelospor el viento. Se han realizado ensayos en túnelde viento donde fueron evaluados el impacto delcrecimiento de los cultivos, la presencia de residuos,la silueta de las plantas y el canopeo de los culti-vos (Bilbro & Fryrear, 1994).
Mediante una ecuación matemática, desarro-llada a partir de estudios con túnel de viento enlaboratorio y en el campo, puede determinarse latasa de pérdidas de suelo, con el efecto de los re-siduos planos (SLR
f). En este caso es mas impor-
tante la información del porcentaje de coberturaque los test de diámetro, densidad o tipo de plan-tas (Bilbro & Fryrear, 1994).
SLRf = e-0.0438 (SC)
donde:SLR
f = coeficiente de pérdida de suelo con cobertura de
residuos planos.SC = superficie del suelo cubierta con residuos planos.
Si hay cobertura rocosa, ésta será adicionadaa la cobertura de residuos planos.
Residuos en pie (SLRs): Los residuos en pie
reducen la velocidad del viento cerca de la superfi-cie del suelo.
Al tratarse de residuos en pie, Bilbro & Fryrear(1994) desarrollaron una ecuación de pérdida desuelos cuyo coeficiente fue ajustado teniendo encuenta el número, altura y diámetro del materialen pie.
SLRS = e – 0.0344 (SA EXP (0.6413))
donde:SLR
S = tasa de pérdida de suelo teniendo en cuenta la
silueta de las plantas.SA = área de la silueta de una planta multiplicada porsu densidad referida a 1 m2, diámetro y altura (en cm).
Tanto los residuos de cultivo planos como enpie, son descompuestos con diferentes coeficien-tes. La temperatura y el número de días con lluviapueden ser computados en la descomposición deresiduos de plantas. El porcentaje de cobertura (SC)se calcula en este caso teniendo en cuenta la masade residuos planos (M
f) y el factor de conversión
de cobertura de masa (mcf).
SC = 100 (-e mcf ( Mf))
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Los coeficientes de descomposición estánajustados para diferentes cultivos.
Las emergencia de las plántulas y el subse-cuente aumento de tamaño de las plantas mejorala cobertura espacial por canopeo. Para convertirla influencia del canopeo de los cultivos en pérdi-da de suelo se utiliza la siguiente ecuación:
SLRc = e – 5.614 ( cc EXP (0.7366))
donde:SLRc = tasa de pérdida de suelo teniendo encuenta el canopeo de los cultivos en crecimiento.cc = fracción de la superficie del suelo cubiertopor el cultivo.
La estimación de la erosión del suelo requie-re de descripciones precisas de las condiciones dela rugosidad producidas por las labranzas, y de-gradadas por el tiempo.
Fryrear (1984) y Saleh & Fryrear (1997, cita-do por Fryrear et al., 1998) desarrollaron para laRWEQ ecuaciones para computar el efecto de larugosidad que dejan las labranzas.
La rugosidad del suelo debido a los agrega-dos puede ser medida utilizando un perfilómetrode agujas (Potter et al., 1990) o el método de lacadena (Saleh, 1993) y determinar así el índice derugosidad (RR). La siguiente ecuación es utilizadaen la RWEQ con el fin de convertir el RR en pulga-das, conociendo la medida de rugosidad median-te el método de la cadena (C
rr).
Crr = 17.46 RR 0.738
Zingg & Woodruff (1951), calcularon la ru-gosidad de las crestas del suelo con la siguienteecuación:
Kr = 4 ((RH)2 / (RS))
donde:Kr = rugosidad de las crestas del suelo, cm.RH = altura de la cresta, cm.RS = espaciamiento entre crestas, cm.
Degradación de la rugosidad del suelo
Saleh desarrolló ecuaciones para estimar esteparámetro usando el porcentaje de arcillas, las llu-vias acumuladas y el índice acumulado de laerosividad de las tormentas, de la siguiente forma:
ORR = e (DF(-0.025(CUMEI EXP(0.31)) – (CUMR EXP(0.567))))
donde:ORR = relación entre el Kr después de la lluviacon el Kr previo a la lluvia.CUMEI = índice acumulado de la erosividadde las tormentas, MJ-mm/ha-h.CUMR = lluvias acumuladas, mm.
siendo DF = factor de degradación, como sigue:
DF = e EXP (0.943 – 0.07Cl + 0.0011 (Cl2) –0.674 MO + 0.12 (MO2))
En la RWEQ la ecuación utilizada para la de-gradación de la rugosidad es:
RRR = e (DF (-0.0009 CUMEI – 0.0007 CUMR))
donde:RRR = relación entre el Crr antes de la lluvia y elCrr luego de la lluvia.
Se había asumido en la RWEQ que una ba-rrera eólica, (una cortina de árboles o herbácea),podía proteger una distancia igual a 10 veces sualtura. Sin embargo, posteriormente se desarrolla-ron ecuaciones que tienen en cuenta la densidadóptica, la velocidad del viento, y la distancia a so-tavento. En la RWEQ se utiliza:
PUV = 100 e EXP – (OD) 0.423 (DD) –1.098
donde:PUV = porcentaje de velocidad erosiva.OD = densidad óptica (rango de 28 a 100 %).DFD = distancia a sotavento entre barreras.
Estudios comparativos de la RWEQ y la WEQrealizados por Fryrear et al. (1999), demostraron,en suelos de 16 localidades de 7 estados en EEUU,que las tasas de erosión calculadas en ensayos concortinas de árboles, arrojaron valores inferiores conla RWEQ que aquellos estimados con la WEQ, de-bido a que en el primer caso se tienen en cuentala densidad de la cortina y las condiciones de lasuperficie del suelo en el período considerado, encambio la WEQ asume solamente que la zona pro-tegida es igual a 10 veces la altura de la cortina.
El conocimiento de la cantidad y calidad desuelo que se erosiona eólicamente, y el ajuste delos parámetros citados en la RWEQ, permitiránplantearse estrategias de manejo adecuadas a cadazona.
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