EROSIÓN EÓLICA PROCESOS Y PREDICCIÓN

Vista previa del material en texto

19
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 ................................................................................................................
21
22
23
24
25
25
27
30
20
21
2. EROSIÓN EOLICA:
PROCESOS Y PREDICCION
Daniel E. Buschiazzo &
Silvia B. Aimar
Introducción
La erosión del suelo es un proceso geológico
normal de la evolución del paisaje que se mani-
fiesta con mayor intensidad en ambientes áridos y
semiáridos. Sin embargo, su magnitud puede
incrementarse drásticamente por acción antrópica,
produciendo fuertes perjuicios para el
medioambiente.
Se estima que aproximadamente el 30 % de
la superficie del planeta se encuentra afectada por
erosión 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 tienen
mas susceptibilidad a erosionarse eólicamente da-
das sus características: son generalmente son poco
desarrollados, de textura gruesa y poco
estructurados. Las condiciones climáticas de éstas
regiones están principalmente caracterizadas por
precipitaciones concentradas en períodos cortos de
tiempo, vientos de gran intensidad coincidentes
con períodos secos, altas temperaturas y altas ta-
sas de evapotranspiración; la escasa cobertura ve-
getal y el uso de una tecnología no adecuada para
la zona, aumentan la peligrosidad a la erosión. Está
comprobado que el manejo y las distintas prácti-
cas de labranza pueden producir efectos diferen-
ciales en la cobertura vegetal y otros factores que
influyen 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 modificarán
la tasa de erosión y afectarán la distribución del
sedimento en función de la altura (Zobeck et al.,
1989).
Se puede definir a la erosión eólica como el
evento mediante el cual se produce la remoción
del material superficial, la selección y el transporte
por medio del viento. El conocer el proceso, cuan-
tificarlo y realizar predicciones respecto a sus efec-
tos, pueden ser los caminos para lograr un control
adecuado 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 en
el mismo suelo, o en la cobertura vegetal como
cultivos o pasturas implantadas. La productividad
del suelo se verá reducida por pérdidas en la ferti-
lidad física como reducción en la profundidad efec-
tiva, cambio en la granulometría, degradación de
la estructura y en la fertilidad química, como dis-
minución en el contenido de materia orgánica o
pérdida 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 consecuencia
enfermedades respiratorias (ya que las partículas
menores a 0.5 µm de diámetro se alojan irreversi-
blemente en el sistema respiratorio), polución
ambiental e intransitabilidad de caminos, que re-
sultan en pérdidas económicamente superiores a
las que se producen en la zona rural. Huszar &
Piper (1986) estimaron en Nueva México pérdidas
por un costo de 466 millones de U$S por año.
Casi un 75% de la superficie de Argentina
posee áreas altamente susceptibles a sufrir este
proceso de degradación, ya que gran parte de sus
suelos evolucionan sobre materiales loésicos que,
por su origen eólico, poseen alta susceptibilidad a
ser retransportados por el viento.
La erosión eólica es un proceso degrada-tivo
irreversible de los suelos de la región semiárida
argentina, ya que produce pérdidas de las fraccio-
nes texturales finas (Buschiazzo & Taylor, 1993)
que, en gran medida, determinan los procesos de
humificación 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 erosión
eólica y mediciones de los efectos que la misma ha
producido sobre el suelo (Torres & Fernández,
1996; Covas & Glave, 1988; Michelena & Irurtia,
1995; Zanotti & Buschiazzo, 1997). También se han
cuantificado 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 produce
la variación de la dirección del viento cuando ocu-
rre durante mediciones de campo (Buschiazzo et
al., 1999a) y se han llevado a cabo algunos ajustes
metodológicos relacionados con las diferentes can-
tidades de material recolactado a diferentes altu-
ras (Buschiazzo et al., 1999b).
22
La movilización de las partículas del suelo
La erosión eólica del suelo involucra la movi-
lización (o deflación), el transporte, la abrasión, la
selección y la deposición de agregados o partícu-
las individuales. En este capítulo se hablará de “par-
tículas” en forma genérica, asumiendo que este
término involucra también a los agregados del suelo.
La movilización de partículas se produce so-
lamente cuando las fuerzas aerodinámicas
(desestabilizadoras) superan la magnitud de las
fuerzas estáticas, que mantienen a las partículas
agrupadas y adheridas a la superficie del suelo.
Una vez que el proceso de erosión comienza, las
partículas que permanecen en el suelo también
pueden ser movilizadas por la colisión de otras que,
una vez puestas en movimiento, impactan sobre
la superficie del suelo.
Un parámetro muy importante que determi-
na la ocurrencia de la deflación es la velocidad
umbral 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 ser
estimada por medio de modelos matemáticos sim-
ples. Uno de ellos fue desarrollado por Bagnold
(1941), quien estableció que el movimiento del aire
provoca una fuerza de arrastre horizontal F sobre
la partícula, que es proporcional a una fuerza de
resistencia 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 el
movimiento turbulento del aire.
d el diámetro de la partícula, u la velocidad del
viento.
ρ la densidad de la partícula.
En esencia las fuerzas que definen la movili-
zación de las partículas según Bagnold son las que
se 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 Chepil
establece que la incidencia de un flujo de aire so-
bre una partícula produce diferencias de presión
debajo y encima de la partícula. Como la diferen-
cia de presión es mayor cerca de la superficie del
suelo, la fuerza ascendente es también mayor en
esa posición. En resumen, las fuerzas actuantes
sobre una partícula son, según Chepil, la horizon-
tal de traccióny dos fuerzas verticales opuestas:
F
g
Figura 2.1. Representación esquemática de las fuerzas
actuantes 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 fuerzas
actuantes 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 a
cabo en la NASA con motivo de los programas de
exploración de Marte y Venus, permitieron a
Iverson et al. (1976) mejorar los modelos de
Bagnold y de Chepìl, quienes habían trabajado con
partículas de tamaño arena, con diámetros de más
de 200 µm y 150 µm, respectivamente. Estos inves-
tigadores trabajaron con particulas de menor diá-
metro y comprobaron que, además de las fuerzas
descriptas 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 de
arrastre del viento F y a la fuerza ascendente de
succión 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 que
explica esta relación es la siguiente:
23
es la siguiente:
F p M = (G – L) q + Ip r
donde:
Ip = intensidad de turbulencia del viento.
La representación gráfica de este modelo se
muestra en la Figura 2.3.
q= d sin
2
r = d sin
2
p= d con
2
M
F
G
L
Ip
Figura 2.3. Fuerzas actuantes sobre una partícula en
equilibrio (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 nuevamente
sedimentadas a mayor o menor distancia. De acuer-
do a su diámetro pueden ser transportadas por
rodadura, saltación o suspensión (Figura 2.4).
Saltación: Es el tipo inicial de transporte de
las partículas luego de que las mismas han sido
movilizadas desde la superficie del suelo. Solamente
aquellas partículas que posean parte de su masa
expuesta al movimiento turbulento del aire (ver
Capítulo I de este libro), serán movilizadas por el
viento. Estas partículas, obviamente, deberán te-
ner un diámetro definido. Si son muy pequeñas se
ubicarán sobre la superficie del suelo pero por
debajo 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 y
pesadas, las velocidades del viento no serán sufi-
cientes para elevarlas y solamente se podrán mo-
ver por rodadura. Por esta razón, las partículas
transportadas por saltación poseen un diámetro
definido, 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 flujo
del aire, las partículas transportadas de esta forma
pueden disminuir su tamaño por efectos de la
abrasión 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 una
movilización casi vertical de la partícula que gene-
ralmente recorre el espacio con un ángulo de 75 a
90º. Debido al gradiente de velocidad existente
cerca de la superficie del suelo, la partícula es
movilizada hasta una cierta distancia a la cual al-
canza la máxima altura h. A partir de la misma
comienza 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 saltación
impactan en el suelo y transfieren un momento de
salto a las que se encuentran en la superficie. En
general, 60% del material se moviliza por salta-
ción a una altura menor a 5 cm, 90% a una altura
menor a 30 cm y sólo un 1% supera el metro de
altura. La distancia recorrida varía entre 12 a 25
veces 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 reacomodar
otras partículas y sólo 1% para movilizarlas (aproxi-
madamente diez).
Saltación es por lejos la forma de transporte
de las partículas más importante, ya que no sólo
24
provoca los movimientos de suspensión y rodadura,
sino que también representa el 50 al 75% del total
de 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 que
se realiza sin un despegue de las mismas de la su-
perficie del suelo. Solamente las de un diámetro
mayor a 500 µm se movilizan de esta forma. Un 5
a un 25% de las partículas se transportan por
rodadura (Chepil, 1945).
Las partículas transportadas de esta forma
aparentan formar parte de un proceso pasivo de
erosión, 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 y
ser transportados por saltación, e incrementar de
esta forma su poder destructivo.
Suspensión: Es el transporte por flotación en
el aire de partículas pequeñas (< 100 µm) que se
genera por el impacto de otras movilizadas por
saltación sobre la superficie del suelo. El transpor-
te de las partículas movilizadas por suspensión
puede alcanzar algunos km de altura y varios cen-
tenares de km de distancia. Si la turbulencia del
viento es suficientemente elevada, las partículas
transportadas 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 de
un material puede definirse como la masa de ese
material abrasada por unidad de masa de partícu-
las que impactan sobre el mismo. Los trabajos de
Hagen (1984) indican que el factor de abrasión w
está definido por una relación del siguiente tipo:
w = f (V
a
, α, d
a
, S
t
, S
a
, ρ
a
)
 donde:
V
a
 = velocidad media de las partículas impactantes.
α = ángulo de impacto de esas partículas con el plano
de la superficie.
d
a
 = diámetro medio de las partículas abrasivas.
S
t
 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 en
el Valle de la Luna, donde el viento ha corroído la
Figura 2.6. Efecto abrasivo del viento en el ambiente
sedimentario del Valle de la Luna, San Juan, Argentina.
base de restos sedimentarios, formando
seudocolumnas como las que se muestra en la Fi-
gura 2.6. La abrasión también afecta al sistema
suelo, modificando la distribución del tamaño de
agregados y su acomodamiento espacial.
Selección: El viento produce una remoción
selectiva de partículas del suelo debido a que las
mismas se mueven de diferente forma en las dife-
rentes condiciones de flujo del aire. Su magnitud
depende de la variabilidad del tamaño, la forma y
la densidad de las partículas del suelo. Cuanto más
homogéneas sean éstas, menor probabilidad exis-
tirá de que se produzca el proceso.
Buschiazzo & Taylor (1993) comprobaron que
el 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 en
aquellos 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 un
transporte selectivo del cuarzo, más liviano, y la
acumulación residual de los opacos, más pesados.
25
0
20
40
60
80100
80
100
FUERTEMENTE
EROSIONADO
LEVEMENTE
EROSIONADO
FRANCO-ARENOSO
FRANCO-ARENOSO
0 10 20 30 40 50
0 10 20 30 40 50
0
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) de
pedones levemente y fuertemente erosionados de dos
suelos texturalmente diferentes de la region semiárida
pampeana (extraída de Buschiazzo & Taylor, 1993).
La selección es un proceso de degradación
de suelos tan importante como la pérdida de masa
total de suelo. Esto se debe a que este proceso
ocasiona un cambio en la textura del suelo, al trans-
portar las partículas más finas y acumular
residualmente las más gruesas en el suelo. En los
suelos de la región semiárida Argentina se ha com-
probado que los suelos se vuelven más arenosos al
erosionarse porque pierden las partículas y agre-
gados finos que son más livianos (Buschiazzo &
Taylor, 1993). Este cambio textural altera, entre
otras características, a la capacidad del suelo para
acumular materia orgánica (MO) y disminuye la
proporción 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 orgánica
de un suelo, desde su estado inicial virgen bajo
monte de caldén (Prosopis caldenia Burk.). Una
vez roturado y puesto en producción, el suelo co-
mienza a perder MO, lo que en la Figura 2.8 está
representado por la flecha descendente vertical.
Cuando el suelo ha perdido un contenido determi-
nado de MO y llega a aproximadamente un 3%, el
suelo pierde estabilidad estructural y se torna más
susceptible 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, que
se 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 demuestra
que el proceso de selección de partículas por par-
te del viento ocasiona sobre el suelo una degrada-
ción irreversible.
SUELOS
VIRGENES
(caldenal)
SUELOS
AGRICOLAS
MO (%)
LIMO + ARCILLA (%)
Figura 2.8. Esquema de pérdidas de materia orgánica
de suelos de la región semiárida Pampeana en función
de los contenidos de limo + arcilla (Buschiazzo et al.,
1991).
La predicción de la erosión eólica
De acuerdo a lo expresado anteriormente, la
erosión 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 erosión
eólica puede ser diagnosticada utilizando mode-
los de simulación. Esencialmente se describirán en
este capítulo la Ecuación de Erosión Eólica (WEQ)
y su nueva versión revisada (RWEQ).
La Ecuación de Erosión Eólica (Wind Erosion
Equation, WEQ)
La WEQ, desarrollada por Woodruff &
Siddoway (1965), es un modelo empírico que per-
mite estimar tasas anuales de pérdidas de suelo
por erosión eólica, determinar la cantidad de co-
bertura vegetal necesaria para lograr una pérdida
tolerable de suelo, establecer un ancho de faja
adecuado para el control de la erosión o comparar
la eficacia de manejos alternativos para controlar
el proceso.
Las relaciones matemáticas de la WEQ son
complicadas, 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,
26
1987) cuenta con algunas limitaciones, dado que
sólo es factible realizar estimaciones anuales y no
para determinadas épocas del año. Por otra parte,
considera valores únicos para variables del suelo
muy dinámicas, como humedad, y no tiene en cuen-
ta otras, como la formación de costras superficia-
les. Para efectuar cualquiera de esos cálculos es
necesario 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 prevaleciente
de los vientos.
V = el equivalente de cobertura de vegetación medida
en kg.ha-1.
El índice I, que es la máxima erosión que pue-
de sufrir un suelo en base a sus características, se
mide 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 los
suelos, dependen a su vez de los contenidos de
humedad (Chepil, 1956) y el efecto de las gotas
de lluvia, del material orgánico y de los
microorganismos y sus productos de descomposi-
ción, de cementantes inorgánicos, de la textura
del suelo y de la naturaleza de la fracción coloidal
(Chepil, 1953b).
Los contenidos de CaCO
3
 y la descomposición
de la materia orgánica incrementan la proporción
de 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 la
erodabilidad por viento. Generalmente los suelos
con texturas gruesas y muy finas son más fácilmen-
te erosionables que aquellos con texturas medias
y con un mejor desarrollo de la estructura.
Un suelo con arenas finas y muy finas
incrementa apreciablemente la erodabilidad del
mismo; mientras que con gravas y arenas gruesas
ésta se reduce, dependiendo del peso relativo de
estas fracciones (Chepil, 1953a).
La distribución por tamaño de agregados en
seco 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 tipo
de labranza) y la precipitación acumulativa como
variable independiente.
El factor K se refiere a la rugosidad natural o
artificial de la superficie del suelo, expresado en
términos de alturas de las crestas. Este factor no
depende solamente de la altura de la cresta sino
también de su naturaleza y frecuencia lateral
(Chepil & Milne, 1941).
El efecto de la rugosidad respecto a la
erosibilidad del viento fue estudiado en laborato-
rio mediante túneles de viento y a campo (Zingg,
1953, citado por Fryrear et al., 1998). Las crestas
de 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 un
90 %, siempre que el suelo no sea de textura grue-
sa o de grano simple (Fryrear, 1990).
El factor V es el equivalente de cobertura de
vegetación medida en kg/ha.
La erosión eólica puede ser minimizada o
prevenida con cobertura de residuos en pie o resi-
duos muertos. Una cobertura del 30% de residuos
puede 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 un
15% en comparación con un suelo desnudo
(Fryrear, 1995).
Mediante una ecuación matemática puede
determinarse la tasa de pérdidas de suelo (SLR:
pérdida de material en el suelo protegido/pérdida
de 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 siguiente
ecuación explicaría el 95% de la variabilidad del
SLR:
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 densidad
del tallo (Bilbro & Fryrear, 1994).
El factor C define las condiciones del clima
de una localidad standard de Kansas (Garden City),
y puede ser determinado para cualquier localidad
teniendo en cuenta los factores climáticos veloci-
dad de viento, precipitación y evapotranspiración,
entre otros.
27
La Ecuación Revisada de Erosión Eólica (RWEQ)
Actualmente, el Agricultural Research Service
(ARS) está desarrollando un nuevo modelo para
predir la erosión eólica, la Ecuación Revisada de
Erosión Eólica (RWEQ), que salvará las limitacio-
nes de la WEQ (predicciones anuales, baja preci-
sión en función de las variables relacionadas con
el manejo, particularmente cobertura con residuos
y canopeo).
Las propiedades usadas en la RWEQ para
caracterizar los suelos pueden dividirse en dos
amplios rangos:
a) propiedades intrínsecas: que son más o
menos estáticas y que cambian muy lentamente a
través del tiempo (Ej: materia orgánica, propor-
ción de arcillas).
b) propiedades temporales dinámicas: que
cambian rápidamente en respuesta al manejo o
influencias climáticas. (Ej: densidad aparente, dis-
tribución de agregados), con la RWEQ podrían es-
timarse a diario las pérdidas debidas a erosión
eólica, como así también la variabilidad a campo
en tiempo y espacio definidos.
Por lo tanto, las subrutinas de la RWEQ esti-
marían cambios temporales de las propiedades de
los suelos. Dentro del submodelo MANEJO se tie-
nen en cuenta tipo de labranzas, cambios en las
condiciones superficiales del suelo y niveles de re-
siduos luego de la práctica. También se evalúa el
tamaño, forma y orientación del potrero, la vege-
tación y las barreras.
FACTOR CARACTERISTICA
CLIMATICO Viento f(velocidad del viento)
Dirección del viento
Temperaturas medias del aire T°C máx. y mín. diarias
Radiación 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)
Rugosidad
Congelamiento/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 y
arcilla, carbono orgánico, carbonato de calcio y
superficie del suelo con rocas y otros parámetros
como 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 mínimas
del 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 han
sido desarrolladas para la aplicación al movimien-
to de suelos agrícolas o arenas del desierto. El trans-
porte de masa a través de una superficie erodable
fue medida por Bagnold (1941), Chepil (1945) y
Stout (1990), entre otros. La ecuación básica que
define la distribución horizontal de la masa trans-
portada es:
b(x) ((dQ(x): dx) + Q (x) – Q 
max
(x) + S
r
(x) = 0
donde:
Q (x) = máximo transporte en la distancia x, en kg/m
de ancho.
Q 
max
(x) = transporte máximo, kg/m de ancho.
S
r
(x) = coeficiente de retención superficial.
x = distancia desde el borde del potrero, m.
b(x) = escala de longitud del potrero, m.
28
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) y
Zingg (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 el
transporte de masa. Para computar la velocidad
de fricción, debe ser descripta la rugosidad de la
superficie. Tanto la rugosidad del suelo, los niveles
de residuo, las barreras eólicas y la textura del suelo
son altamente variables, por lo que fue usada una
referencia de la velocidad del viento sobre la su-
perficie limite. Las medidas de campo son hechas
desde superficies relativamente lisas, sin embargo
la referencia del instrumental se toma desde una
altura de 2 metros.
La RWEQ expresa el valor viento usando la
velocidad 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=1
donde:
W = valor del viento (m/seg)3.
U
2
 = velocidad del viento a 2 metros, m/seg.
U
t 
= velocidad umbral del viento a 2 metros (se
asume 5 m/seg).
N = número de observaciones de velocidad del
viento (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 amplio
rango 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 del
viento y la velocidad umbral, utilizándose además
las expresiones:
U
2 
2 ( U
2
 – 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 descripto
por Skidmore & Tatarko (1990) reuniendo en la
RWEQ, 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, y
distribución de la probabilidad acumulativa. Las
velocidades de viento obtenidas a 10 metros de
altura 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 por
500 y se multiplica luego por el número de días
del período considerado.
Wf = (W/500) * N
d
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) SD
donde:
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 como
factor climático, en cambio en la RWEQ el factor
WF también contiene términos de velocidad um-
bral y cobertura lisa.
La humedad de la superficie tiene influencia
en la velocidad del viento requerida para erodar
el 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 = ((ET
p
 – (R + I) (R
d
/N
d
))/ET
p
donde:
SW = factor humedad de suelo.
ET
p 
= evapotranspiración potencial relativa, mm.
R
d 
 = número de días con lluvia y/o núme
ro de días con riego.
R + I = lluvias e irrigación, mm.
N
d 
= número de días (normalmente 15).
La ecuación de ET
p 
obtenida por Samani & Pessarakli
(1986) es:
ET
p
 = 0.0162 * (SR/58.5) (DT + 17.8)
donde:
SR = radiación solar total para el período
considerado, 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 tanto
no hay erosión en ese período, caso contrario el
factor a considerar sería 1.
En el año 1990 se evaluó la influencia de la
humedad en un suelo franco arenoso fino de Big
Spring. Hubo 30 eventos de lluvia que humedecie-
ron la superficie del suelo y 33 eventos erosivos.
29
En el período considerado se calculó mediante
mediciones directas una pérdida de suelo de 18,6
kg.m-2, y la estimación mediante la RWEQ arrojó
valores 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 suelo
está cubierto con nieve, se considera que el SD
vale 0.5.
La fracción erodable del suelo (EF) está cons-
tituida por los agregados menores a 0.84 mm de
diámetro, 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 un
año, 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 y
químicas citadas entre paréntesis.
El impacto de las gotas de lluvia en la super-
ficie del suelo, provocan una redistribución de las
partículas 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 suelo
encostrado, las pérdidas de suelo eran un sexto de
aquellas de un suelo no encostrado. Esta relación
es observada con texturas franco limosas pero no
se 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 son
iguales o superiores a 12 mm. Cuando el conteni-
do de arcillas es inferior al 5 % o después de una
labranza, el SCF es uno.
La cantidad y orientación de los residuos tie-
ne un significativo impacto en la erosión de suelos
por el viento. Se han realizado ensayos en túnel
de viento donde fueron evaluados el impacto del
crecimiento 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 en
laboratorio y en el campo, puede determinarse la
tasa 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 cobertura
que los test de diámetro, densidad o tipo de plan-
tas (Bilbro & Fryrear, 1994).
SLR
f 
= 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 adicionada
a la cobertura de residuos planos.
Residuos en pie (SLR
s
): 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 de
suelos cuyo coeficiente fue ajustado teniendo en
cuenta el número, altura y diámetro del material
en pie.
SLR
S
 = 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 por
su densidad referida a 1 m2, diámetro y altura (en cm).
Tanto los residuos de cultivo planos como en
pie, son descompuestos con diferentes coeficien-
tes. La temperatura y el número de días con lluvia
pueden ser computados en la descomposición de
residuos de plantas. El porcentaje de cobertura (SC)
se calcula en este caso teniendo en cuenta la masa
de residuos planos (M
f
) y el factor de conversión
de cobertura de masa (mcf).
SC = 100 (-e mcf ( Mf))
30
Los coeficientes de descomposición están
ajustados para diferentes cultivos.
Las emergencia de las plántulas y el subse-
cuente aumento de tamaño de las plantas mejora
la cobertura espacial por canopeo. Para convertir
la 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 en
cuenta el canopeo de los cultivos en crecimiento.
cc = fracción de la superficie del suelo cubierto
por el cultivo.
La estimación de la erosión del suelo requie-
re de descripciones precisas de las condiciones de
la 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 la
RWEQ ecuaciones para computar el efecto de la
rugosidad que dejan las labranzas.
La rugosidad del suelo debido a los agrega-
dos puede ser medida utilizando un perfilómetro
de agujas (Potter et al., 1990) o el método de la
cadena (Saleh, 1993) y determinar así el índice de
rugosidad (RR). La siguiente ecuación es utilizada
en 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
).
C
rr
 = 17.46 RR 0.738
Zingg & Woodruff (1951), calcularon la ru-
gosidad de las crestas del suelo con la siguiente
ecuación:
K
r
 = 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 este
parámetro usando el porcentaje de arcillas, las llu-
vias acumuladas y el índice acumulado de la
erosividad 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 lluvia
con el Kr previo a la lluvia.
CUMEI = índice acumulado de la erosividad
de 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 el
Crr 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 su
altura. Sin embargo, posteriormente se desarrolla-
ron ecuaciones que tienen en cuenta la densidad
óptica, 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 WEQ
realizados por Fryrear et al. (1999), demostraron,
en suelos de 16 localidades de 7 estados en EEUU,
que las tasas de erosión calculadas en ensayos con
cortinas de árboles, arrojaron valores inferiores con
la RWEQ que aquellos estimados con la WEQ, de-
bido a que en el primer caso se tienen en cuenta
la densidad de la cortina y las condiciones de la
superficie del suelo en el período considerado, en
cambio 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 de
suelo que se erosiona eólicamente, y el ajuste de
los parámetros citados en la RWEQ, permitirán
plantearse estrategias de manejo adecuadas a cada
zona.
BIBLIOGRAFÍA
AIMAR S.B.; D.E. BUSCHIAZZO & G. CASAGRANDE.
1996. Cuantificaciones de campo de la erosión eólica
en suelos de la región semiárida pampeana Central Ar-
gentina. Actas del XV Congreso Argentino de la Cien-
cia del Suelo, Santa Rosa.
31
ARMBRUST, D.V. 1984. Wind sandblast injury to field
crops: effects on plant age. Agron. J. 76:991-993.
------; W.S. CHEPIL & F.H. SIDDOWAY. 1964. Effects of
ridges on erosion of soil bywind. Soil Sci. Soc. Proc.
28:557-560.
BAGNOLD, R.A. 1941. The physics of blown sand and
desert dunes. Chapman & Hall. London.
BILBRO, J.D. & D.W. FRYREAR. 1994. Wind erosion
losses as related to plant silhouette and soil cover.
Agron. J. 86:550-553.
BLACK, A.L. & F.H. SIDDOWAY. 1979. Influence of
tillage and wheat straw residue management on soil
properties in the Great Plains. Can. J. Soil Sci. 69:835-
847.
BUSCHIAZZO, D.E.; A.R. QUIROGA & K. STAHR. 1991.
Patterns of organic matter accumulation in soils of the
Semiarid Argentinian Pampas. Z. Pflanzen Boden.
154:347-441.
------ & V. TAYLOR. 1993. Efectos de la erosión eólica
sobre algunas propiedades de suelos de la Región
Semiárida Pampeana Central. Ciencia del Suelo 10/11:46-
53.
------; T. ZOBECK & S. AIMAR. 1999A. Wind erosion in
loess soils of the Semiarid Argentinian Pampas. Soil Sci.
164:133-138.
------; S.B. AIMAR & T.M. ZOBECK. 1999B. Height
calibration of BSNE wind erosion measurements.
Abstracts ISCO99. Purdue University, West Lafayette,
EEUU. Mayo de 1999.
COOKE, R.; A. WARREN & A. GOUDIR. 1993. Desert
geomorphology. UCL Press. St. Ives. UK.
CHEPIL, W.S. 1945. Dynamics of wind erosion: I. Nature
of movement of soil by wind. Soil Sci. 60:305-332.
------ 1953a. Factors that influence clod structure and
erodibility of soil by wind. I. Soil texture. Soil Sci. 75:473-
483.
------ 1953b. Factors that influence clod structure and
erodibility of soil by wind. II. Water-stable structure.
Soil Sci. 76:389-399.
------ 1954. Factors that influence clod structure and
erodibility of soil by wind. III. Calcium carbonate and
descomposed organic matter. Soil Sci. 77:473-480.
------ 1956. Influence of moisture on erodibility of soil
by wind. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 20:288-292.
------ 1961. The use of spheres to measure lift and drag
on wind-eroded soil grains. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 25:
243-245.
------ 1962. A compact rotary sieve and the importance
of dry sieving in physical soil analysis. Soil Sci. Soc. Am.
Proc. 26:4-6.
------ & R.A. MILNE. 1941. Wind erosion of soil in
relation to roughness of surface. Soil Sci. 52:147-433.
COVAS, D.S. & A. E. GLAVE. 1988. Erosión. Provincia
de La Pampa. En: El deterioro del ambiente en la Ar-
gentina. Fundación para la educación, la ciencia y la
cultura. FECIC pp. 109-114.
FRYREAR, D.W. 1984. Soil ridges-clods and wind
erosion. Trans. ASAE 27:445-448.
------ 1990. Wind erosion: mechanics, prediction, and
control. Adv. Soil Sci. 13:187-199.
------ 1995. Soil losses by wind erosion. Soil Sci. Soc. Am.
J. 59:668-672.
FRYREAR, D.W.; C.A. KRAMMES; D.L. WILLIAMSON
& T.M. ZOBECK. 1994. Computing the wind erodible
fration of soils. J. Soil Water Conserv. 49:183-188.
------; A. SALEH; J.D. BILBRO; H.M. SCHOMBERG; J.E.
STOUT & T.M. ZOBECK. 1998. Revised Wind Erosion
Equation (RWEQ) Wind erosion and water Conservation
Research Unit, USDA-ARS, Southern Plains Area
Cropping Systems Research Laboratory. Technical
Bulletin Nº 1.
------; W. CHEN & C. LESTER. 1999. Wind erosion
estimates with RWEQ and WEQ. 10th International Soil
Conservation Organization Conference. West Lafayette,
Indiana, USA, pp. 89.
GABEL, D. 1993. Einfluss vulkanischer Asche und
Nutzung auf die Böden der semiariden Pampa
Argentiniens. Diplomarbeit von D. Gabel Allgemeine
Agrarwissenschaften. Universität Hohenheim. Sttutgart.
pp. 99.
HAGEN, L.J. 1984. Soil aggregate abrasion by impacting
sand and soil particles. Trans. ASAE. 27:805-808.
HUSZAR, P.C. & S.L. PIPER. 1986. Estimating the off-
site costs of wind erosion in New Mexico. J. Soil Water
Conserv. 41:414-416.
IVERSON, J.D.; J.B. POLLACK; R. GREENLEY & B.R.
WHITE. 1976. Saltation threshold on Mars: the effect
of interparticle force, surface roughness, and low
atmospheric density. Icarus 29:319-393.
LAL, R. 1991. Soil structure and sustainability. J. Sust.
Agric. 1:67-92.
LYLES, L. 1975. Possible effects of wind erosion on soil
productivity. J. Soil Water Conserv. 30:279-283.
------ & J. TATARKO. 1986. Wind erosion effects on soil
texture and organic matter. J. Soil Water Conserv.
41:191-193.
MICHELENA, O.R. & C.B. IRURTIA. 1995. Suceptibility
of soil to wind erosion in La Pampa Province, Argenti-
na. Arid Soil Res. Rehab. 9:227-234.
POTTER, K.N.; T.M. ZOBECK & L.J. HAGEN. 1990. A
microrelief index to estimate soil erodability by wind.
Trans. ASAE 33:151-155.
SALEH, A. 1993. Soil roughness measurement: chain
method. J. Soil Water Conserv. 48:527-529.
SALEH, A. & D.W. FRYREAR. 1997. Soil roughness for
the revised wind erosion equation (RWEQ). Citado por
Fryrear et al., 1998.
SAMANI, Z.A. & M. PASSARAKLI. 1986. Estimating
potential crop evapotranspiration with minimum data
in Arizona. Trans. ASAE 29:522-524.
SKIDMORE, E.L. 1987. Wind-erosion direction factors
as influenced by field shape and wind preponderance.
Soil Sci. Soc. Am. J. 51:198-202.
------; P.S. FISCHER & N.P. WOODRUFF. 1970. Wind
erosion equation: Computer solution and application.
Soil Sci. Soc. Am. Proc. 34:931-935.
------ & J. TATARKO. 1990. Stochastic wind simulation
for erosion modeling. Trans. ASAE 33:1893-1899.
STOUT, J.E. 1990. Wind erosion in a simple field. Trans.
ASAE 33:1597-1600.
32
TORRES, C.G., & G.S. FERNÁNDEZ. 1996. Erosión ac-
tual en los suelos de la Puna de Jujuy, Argentina. Actas
del XV Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo, Santa
Rosa. pp. 219-220.
WOODRUFF, N.P. 1965. Wind-blown soil abrasive inju-
ries to winter wheat plants. Agron. J. 48:499-504.
------ & F.H. SIDDOWAY. 1965. A wind erosion equation.
Soil Sci. Soc. Am. Proc. 29:602-608.
ZANOTTI, N. & D.E. BUSCHIAZZO. 1997. Extracción
histórica de nitrógeno y fósforo por cultivos de cosecha
en la Región Semiárida Pampeana: su incidencia eco-
nómica. 18° Reunión de la Asociación Argentina de
Ecología. Facultad de Agronomía, UBA. 21-23 Abril de
1997. Buenos Aires. pp. 131.
ZINGG, A.W. 1953. Wind tunnel studies if the
movement of sedimentary material. Proc. 5th Hydraulic
Conf. Bull. 34:111-135.
------ & N.P. WOODRUFF. 1951. Calibration of a portable
wind tunnel for the simple determination of roughness
and drag on field surfaces. Agron. J. 43:191-193.
ZOBECK, T.M. 1991. Abrasion of crusted soils: Influence
of abrader flux and soil properties. Soil Sci. Soc. Am. J.
54:1091-1097.
------, D.W. FRYREAR & R.D. PETTIT. 1989. Management
effects on wind-eroded sediment and plant nutrients.
J. Soil Water Conserv. 44:160-163.
------ & T.W. POPHAM. 1990. Dry aggregate size
distribution of sandy soils as influenced by tillage and
precipitation. Soil Sci. Soc. Am. J. 54:198-204.