Upload
cosmin-hurjui
View
2.040
Download
10
Embed Size (px)
DESCRIPTION
Aceasta carte prezinta in partea a doua cateva rezultate obtinute in cadrul proiectului de cercetare CEEX cu titlul: "Reabilitarea ecologică şi managementul durabil al zonelor cu terenuri degradate prin eroziune în adâncime şi/sau alunecări de teren din Moldova" (MARAVAL) si se distribuie gratuit pe hartie, CD sau e-mail. Cartea a primit premiul "Ion Ionescu de la Brad" al ACADEMIEI ROMANE pentru anul 2008. Textul cartii este disponibil pentru download si pe site-ul http://www.cesperieni.ro/degradarea.pdf. Toate copiile comercializate pe site-urile unor edituri, librarii, anticariate online, etc., SUNT ILEGALE.
Citation preview
Cosmin Hurjui Dumitru Nistor Gabriel Petrovici
DEGRADAREA TERENURILOR AGRICOLE PRIN RAVENE ŞI ALUNECĂRI DE TEREN
STUDII DE CAZ DIN PODIŞUL BÂRLADULUI
2008
PREFAŢĂ
Prezenta lucrare are două părţi aproximativ egale din punct de vedere
al spaţiului alocat.
Prima parte, are un caracter mai mult teoretic, documentar şi include
informaţii generale privind eroziunea solului în zona avută în vedere, Podişul
Bârladului, eroziunea în adâncime (prin ravene), răspândire, cauze, consecinţe,
alunecările de teren, etc., dar şi unele date din experienţa proprie acumulată în
activitatea de cercetare de peste zece ani a ravenelor şi alunecărilor de teren.
A doua parte conţine unele rezultate obţinute în cadrul unui proiect de
cercetare CEEX (Cercetare de excelenţă) desfăşurat pe parcursul ultimilor doi
ani. Proiectul respectiv a fost menit să contribuie la actualizarea informaţiilor
privind degradarea terenului prin ravene şi/sau alunecări de teren în Moldova,
amploare, cauze, implicaţii, şi să ofere soluţii moderne de management al
terenurilor afectate, pe baza experienţei partenerilor implicaţi. Totuşi, în
prezentul volum, sunt incluse numai unele informaţii privind trei bazine
hidrografice din Podişul Bârladului, Studineţ, Simila şi Lohan. Ne-am propus
ca prezentarea acestor fenomene naturale distructive să fie cât mai atractivă
pentru cititorul obişnuit (nu neapărat un specialist) prin includerea unui mare
număr de ilustraţii, hărţi, schiţe rezultate din modele tridimensionale numerice
ale terenului, un număr mare de fotografii, care de multe ori aproape că nu mai
au nevoie comentarii.
Mesajul principal este optimist, în sensul că informaţiile iniţiale privind
amploarea fenomenelor de ravenaţie şi alunecări de teren (cca. 9000 de ravene
în Podişul Moldovenesc, cca. 1000 de perimetre cu alunecări de teren în judeţul
Vaslui) au fost confirmate doar cantitativ; calitativ, marea lor majoritate se află
într-o stare de semistabilitate sau chiar nu prezintă vreo ameninţare iminentă
pentru localnici.
5
I. PREZENTAREA CADRULUI NATURAL Podişul Bârladului reprezintă una dintre zonele cele mai importante ale
Podişului Moldovenesc, ocupând partea centrală şi central sudică a acestuia. Din punct
de vedere geomorfologic, conform hărţii întocmite de către Posea et al. (Figura 1)
cuprinde mai multe subunităţi, cum ar
fi: în partea de nord, Podişul Central
Moldovenesc, Colinele Tutovei, în
partea central – sudvestică, Colinele
Fălciului şi Podişul Covurluiului, în
partea estică, etc.
Consideraţii geomorfologice
Prin poziţia sa geografică, regiunea
studiată aparţine în întregime
Podişului Moldovenesc. Relieful său
reflectă atât condiţiile geologice
caracteristice Platformei Moldo-
veneşti, Depresiunii Bârladului, cât şi
factorii fizico - geografici care au
participat la modelarea sa. Mobilitatea
tectonică redusă, alcătuirea litologică
dominată de prezenţa argilelor, a
marnelor şi nisipurilor care alternează
cu orizonturi de gresii şi calcare,
pr
hi
fra
al
m
al
Co
Ce
Figura 1. Raionarea geomorfologică a Podişului Bârladului (După harta geomorfologică a României, scara 1:750.000, Posea, Gr., Badea L., Ed. Ştiinţifică
şi Enciclopedică, Bucureşti, 1984)
ecum şi structura monoclinală, au oferit condiţii favorabile activităţii reţelelor
drografice şi proceselor de versant.
Relieful actual derivă dintr-o câmpie sarmato-pliocenă, înălţată epirogenetic,
gmentată şi transfor-mată într-o regiune de platouri, coline şi dealuri ale căror
titudini medii oscilează în jurul valorilor de 300 - 350 m. Altitudinile mai mari de 500
sunt foarte puţine şi dispersate, totalizând sub 2 % din întregul teritoriu (Băcăuanu et
., 1980). Între acestea se numără: Dealul Doroşanu (din partea central nordică a
linelor Tutovei) 564 m, Dealul Arinoasa (din vestul Colinelor Tutovei), 522 m ş. a.
le mai coborâte se întâlnesc în jurul albiilor râurilor principale, prezentând valori de
6
100 m în Valea Siretului, 60 m în Valea Bârladului şi 20 m în cea a Prutului.
Fragmentarea reliefului este mai accentuată în partea central - vestică - cu o energie de
200 - 300 m - şi mai redusă în rest.
Dacă se are în vedere geneza şi aspectele generale ale reliefului, se pot desprinde
câteva trăsături geomorfologice principale, determinate de interacţiunea factorilor
interni şi externi. Prima şi cea mai importantă dintre acestea este influenţa pregnantă a
structurii geologice care a determinat apariţia unui relief structural caracteristic. Această
influenţă este reflectată în primul rând de faptul că majoritatea formelor de relief -
platouri, coline şi dealuri - au o orientare principală şi o înclinare uşoară dinspre nord-
vest către sud - est, conform structurii de monoclin a podişului. Versanţii conformi cu
struct
vestic
având
diferit
făcut
situaţi
Figura 2. Modelul numeric al terenului din Podişul Bârladului şi Podişul Moldovenesc (După NIMA – National Imagery and Mapping Agency - USGS, SUA, 2000)
ura au pante domoale, prelungi, în timp ce versanţii cu expoziţie nordică şi nord -
ă, care au funcţie de cuestă (Ioniţă, I., 1998), sunt mai abrupţi, formele de relief
un profil asimetric. Repartiţia neuniformă a rocilor de suprafaţă, cu o rezistenţă
ă la eroziune, distribuţia şi activitatea inegală a factorilor modelatori externi au
ca întregul teritoriu să fie supus unei intense activităţi distructive. Datorită acestei
i, s-a dezvoltat şi un relief sculptural, reprezentat prin interfluvii argilo-nisipoase
7
şi văi de diferite ordine, care are, de asemenea, o largă răspândire. Morfologia de
ansamblu a unor întinse regiuni se datorează activităţii sculpturale a factorilor externi
care au distrus câmpia iniţială de acumulare sarmato-pliocenă şi au înlocuit-o cu relieful
colinar-deluros de astăzi (Figura 2). Rolul principal în sculptarea reliefului l-au avut râurile care străbat regiunea:
Prutul, Siretul, Bârladul şi afluenţii lor. Activitatea acestora a fost însă întregită de
procesele deluviale a căror intensitate a suferit unele modificări în funcţie de condiţiile
climatice din Pliocen şi Cuaternar, dar care sunt şi astăzi foarte active. Ele sunt
reprezentate de eroziunea areolară şi torenţială, prin surpări şi alunecări de teren.
Pe fondul sculptural al acestei regiuni, în lungul văilor principale, a luat naştere şi
un relief de acumulare care înglobează şesurile şi terasele Prutului, Siretului, Bârladului
şi altor văi. Lor li se adaugă glacisurile de acumulare de la baza unor versanţi şi alte
forme minore de relief. De-a lungul timpului, cercetările de specialitate au evidenţiat
mai multe nivele de terase, în mod diferenţiat, în preajma arterelor hidrografice
importante. Prezenţa unor formaţiuni geologice de suprafaţă constituite din roci moi,
permeabile şi impermeabile, reprezentate în cea mai mare parte printr-un complex de
argile şi marne cu alternanţe de nisipuri, la care, în unele sectoare, se adaugă şi unele
orizonturi subţiri de gresii, calcare, cinerite andezitice şi alte strate mai rezistente la
eroziune, precum şi o cuvertură discontinuă de luturi loessoide, este de natură să
favorizeze procesele de versant. Acest complex litologic, în care sunt cantonate, de
obicei, mai multe strate acvifere freatice şi de adâncime, secţionat de numeroase văi, se
pretează la o modelare destul de uşoară sub acţiunea agenţilor denudaţiei.
Densitatea şi adâncimea fragmentării reliefului (o energie între 50 şi 300 m,
versanţi cu o înclinare medie în jur de 10o şi lungimi variabile, etc.), tendinţa continuă
de realizare a profilului de echilibru al talvegurilor şi versanţilor, de extindere a
bazinelor hidrografice etc., întreţin, de asemenea, un potenţial ridicat de desfăşurare a
proceselor gravitaţionale.
Climatul temperat - continental cu nuanţe excesive, caracterizat prin mari variaţii
termice şi, mai ales, printr-un regim foarte neuniform al precipitaţiilor, contribuie din
plin la pregătirea şi declanşarea proceselor de versant. Temperaturile medii anuale de 9 -
10oC în sud-est şi 7 - 8oC în nord-est, existenţa unor amplitudini termice medii în jur de
25oC şi maxime de 70oC, ca şi îngheţurile prelungite de iarnă, frecvenţa îngheţurilor şi
8
dezgheţurilor în anotimpurile de tranziţie, uscăciunea accentuată în sezonul cald,
accelerează dezagregarea şi afânarea rocilor de suprafaţă, premiză a dizlocărilor şi
deplasărilor ulterioare.
Cantităţile de precipitaţii medii anuale variază între 450 şi 550 mm, însă repartiţia
lor în timpul anului foarte neregulată, cu alternanţa unor perioade ploioase cu unele
secetoase şi cu o frecvenţă aparent din ce în ce mai mare a ploilor torenţiale, se reflectă
în ritmul şi intensitatea proceselor de versant.
Vânturile umede sau uscate, calde şi reci, accentuează diferenţierile umidităţii şi
temperaturii aerului. Cea mai mare frecvenţă o au cele dinspre nord-est şi nord care sunt
şi purtătoare de umiditate, fapt care, alături de structură şi declivitate, explică
intensitatea mai mare a degradărilor de teren pe versanţii orientaţi în această direcţie.
Intervenţia omului, cu deosebire în ultimele două secole, prin defrişarea pădurilor
întinse de altădată, desţelenirea pajiştilor şi agrotehnica rudimentară din trecut, au
deranjat evident echilibrul natural favorizând eroziunea accelerată.
Consideraţii geologice
Podişul Bârladului se caracterizează printr-o îndelungată evoluţie geologică,
înscriindu - se printre unităţile cele mai vechi ale vorlandului carpatic. În cadrul
Platformei Moldoveneşti, Depresiunea Bârladului a fost separată pe baza cercetărilor
geofizice la nivelul fundamentului cristalin, şi pe baza forajelor de adâncime la nivelul
părţii inferioare a cuverturii sedimentare. Datarea s-a făcut pe baza puţinelor resturi
paleontologice găsite şi identificate de către geologii care le-au cercetat.
Depresiunea Bârladului, zonă de puternică afundare tectonică, reprezintă o
depresiune intracratonică (V. Mutihac, L. Ionesi, 1974) care s-a format prin scufundarea
marginii sudice a Platformei Moldoveneşti şi a părţii nordice a promontoriului nord -
dobrogean. Este o unitate cu fundament mixt, de origine podolică la nord de linia
localităţilor Bacău – Bârlad - Murgeni şi de origine hercinică, nord-dobrogeană, spre
sud. Din punct de vedere litologic, în fundamentul acestei unităţi, s-au identificat roci
metamorfice (gnaise şi amfibolite) străpunse de roci eruptive, formaţiuni paleozoice,
peste care se aştern depozite triasice constituite din conglomerate grezoase, calcare,
dolomite, gresii şi şisturi argiloase străpunse de porfire, etc.
Instalarea regimului tectonic de platformă şi cratogenizarea treptată a domeniului
podolic, au făcut ca, de la sfârşitul proterozoicului şi până astăzi, regiunea să fie afectată
9
numai de mişcări oscilatorii cu amplitudini reduse dar cu largă desfăşurare în suprafaţă.
În consecinţă, numeroasele transgresiuni şi regresiuni marine au dat naştere etajului
structural superior al platformei, constituit dintr-o stivă groasă de depozite sedimentare
necutate, dispusă discordant peste suprafaţa sculpturală a fundamentului Depresiunii
Bârladului.
Dispunerea actuală etajată a formaţiunilor geologice, cu aflorimente ale rocilor
sarmaţiene în jumătatea nordică a podişului şi a celor pliocene în cea sudică, reflectă în
mod clar etapele succesive de exondare a suprafeţei podişului, restrângerea domeniului
m
Fa
te
re
şi
af
fo
Figura 3. Harta geologică a Podişului Bârladului (După harta geologică a României, scara 1:1.000.000, Institutul de Geologie şi Geofizică, 1978.)
arin sarmato-pliocen, ca şi structura monoclinală (NV-SE, 5-6 la mie)(Figurile 3 şi 4).
ptul a fost observat încă de la începuturile cunoaşterii alcătuirii geologice a
ritoriului de către unul din patriarhii geologiei româneşti, Grigore Cobălcescu.
Coloanele litologice ale depozitelor post - cenomaniene cuprind o gamă relativ
strânsă de roci, mergând (în ordinea tăriei) de la roci consolidate relativ dure (calcare
gresii), urmate de roci moi lutoase sau argiloase şi încheind cu nisipuri şi pietrişuri
ânate. Aspectul general este acela al unei mari monotonii litologice, cu depozite puţin
silifere şi aflorimente rare.
10
Cea mai mare parte a regiunii corespunde depresiunii medio-jurasice a
Bârladului, încadrată la N de marginea Platformei Moldoveneşti, platformă
epiproterozoică, cu cuvertură paleozoic-inferioară şi la S de prelungirea promontoriului
nord-dobrogean, regiune de consolidare variscă şi chimerică veche. Cuvertura
sedimentară a ambelor unităţi prezintă în partea inferioară termeni cu importante
discontinuităţi (Cenomanian, Eocen), în timp ce partea superioară este formată din seria
Badenian - Pliocen, cu îngroşare accentuată spre V, către avanfosa carpatică al cărei
flanc îl constituie (Ghenea et al., 1968).
Paleozoicul explorat prin foraje corespunde cuverturii Platformei Moldoveneşti,
ca prelungire a Platformei Ruse. Din acesta a fost interceptată numai partea superioară
formată din depozitele silurianului, la care se adaugă, în sectorul sudic, Devonianul
inferior.
Silurianul a fost străbătut pe grosimi cuprinse între 17-104 m, fără a se atinge
baza formaţiunii şi este reprezentat prin calcare cenuşii-negricioase, microgranu-lare,
cu puţine intercalaţii de argilite şi de calcare nisipoase cenuşii.
Devonian inferior. Forajul de la Crasna a străbătut pe grosimea de 60 m
alternanţe de gresii cuarţoase violacee şi de argilite dure, brun-violacee.
Mezozoicul este reprezentat prin toţi termenii săi, aparţinând însă unor unităţi
structurale diferite: Triasicul aparţine prelungirii nord-dobrogene, Jurasicul Depresiunii
Bârladului şi Cretacicul - cuverturii epicontinentale a acestor două unităţi cât şi
cuverturii Platformei Moldoveneşti.
Triasic. În partea de sud, la Zărneşti, a fost deschisă pe o grosime de 375 - 840 m,
fără a se atinge baza, o serie detritică formată din argile brun-şocolatii cu rare pete verzi
şi cuiburi de anhidrit şi cu rare intercalaţii de gresii calcaroase de aceeaşi culoare.
Acestea din urmă predomină în partea inferioară a seriei unde au ciment feruginos. În
partea de vest (forajul Hurueşti) a fost interceptată pe 415 m grosime, fără a se atinge
baza, o serie carbonatată alcătuită în partea superioară din dolomite cenuşii cu diaclaze
de anhidrit şi la partea inferioară din calcare fine criptocristaline, gălbui şi brun
deschis, cu intercalaţii subţiri de argile verzui şi de gresii calcaroase cenuşii.
Bajocian-Bathonian. Forajul de la Ghidigeni a străbătut pe o grosime de 765 m,
fără a-i atinge baza, o serie de argilite cenuşiu-negricioase. În alcătuirea ei intră, de la
partea inferioară către cea superioară: (1) un orizont de marne argiloase, negricioase
(120 m), (2) un orizont de marnocalcare cenuşii cu intercalaţii subţiri de gresii (250 m),
11
Darabani
Todireni
0 10 20 km
Botoşani
Hârlău
Podu IloaieiIAŞI
Negreşti
Vaslui Huşi
Bârlad
Fălciu
Bereşti
Tecuci
GALAŢI
Sitna
Prut
SiretBahlui
Volovăţ
Ibăneasa
Racova
Siret
Geru
Cra
sna
Covurlui
Bârlad
Chersonian
Cuaternar fluviatilCuaternar loess
Romanian
Ponţian - Dacian
Meoţian
BasarabianBuglovian - Volhinian
Badenian
Cenomanian
Figura 4. Alcătuirea geologică a regiunii dintre râurile Siret şi Prut (după I. Atanasiu, N. Macarovici, P.
Jeanrenaud, Bica Ionesi, C. Ghenea şi Ionesi L., 1994)
12
urmat de (3) un orizont de argilite negricioase (240 m) şi la partea terminală (4) argilite
cu diaclaze de calcit, calcare gălbui şi marne cenuşiu-verzui cu concreţiuni de pirită
(150 m).
Callovian. Între Murgeni şi valea Prutului au fost străbătute pe o grosime de 62-
388 m, fără a se atinge baza, gresii calcaroase brun-vişinii, parţial microcon-
glomeratice; rudite cu elemente de calcare brune sau brun-vişinii şi cu ciment roşcat, cu
intercalaţii de calcare breccioase şi marne cărămizii.
Oxfordian. În aceeaşi regiune, în continuitate cu Callovianul, urmează 60 m de
calcare alb-rozii, argile nisipoase verzui şi gresii brun-cărămizii cu diaclaze de calcit,
atribuite Oxfordianului.
Kimmeridgian. Seria neojurasică continuă cu calcare breccioase brune, uneori cu
silexuri, calcare organogene cenuşii cu diaclaze de calcit, însumând 150-380 m.
Tithonic. Neojurasicul se încheie cu depozite predominant detritice, alcătuite din gresii
calcaroase cenuşii, calcare gălbui sfărâmicioase şi argile brun-roşcate cu pete verzi şi
cu anhidrit, totul însumând ≈ 350 m.
Cenomanianul alcătuieşte o cuvertură subţire (20-80 m) dispusă transgresiv peste
Silurian în nord şi peste Jurasic în sud, formată din gresii glauconitice, marne
calcaroase fine şi calcare compacte cenuşii cu silexuri.
Neozoicul alcătuieşte o importantă cuvertură de depozite sedimentare, formată
din Eocen, Neogen (Badenian-Romanian) şi Cuaternar. La zi apar numai depozitele
Sarmaţianului mediu şi mai tinere; ceilalţi termeni ai Neozoicului sunt cunoscuţi din
foraje.
Eocenul alcătuit din gresii calcaroase glauconitice şi mai puţine calcare gălbui
se dispune transgresiv pe depozitele mai vechi şi are o grosime de 22-66 m. El
reprezintă resturile unei cuverturi subţiri, discontinue, care a acoperit iniţial un relief de
eroziune ante-eocen şi care se păstrează ca petece în urma eroziunii ante-badeniene.
Badenianul cuprinde gresii calcaroase cenuşii, marnocalcare şi marne în care se
dezvoltă constant un banc de anhidrit. Grosimea Badenianului este mică, 30-40 m în
nord-estul regiunii şi are o uşoară creştere (56-80m) spre valea Siretului.
Volhinian. Forajele au străbătut calcare cenuşii dure, uneori organogene şi parţial
diaclazate, marne cenuşii compacte cu puţine intercalaţii de argile nisipoase şi gresii
13
calcaroase. Se apreciază grosimea acestor depozite la ≈ 100 m în partea de NE a regiunii
şi la ≈ 200 m în SV.
Foto 1. Afloriment în depozite nisipoase cu lemn fosilizat şi lutoase în cornişa unei alunecări de teren din bazinul hidrografic Lohan
Basarabian. Partea superioară a Basarabianului este cea mai veche formaţiune
care aflorează în baza versanţilor dealurilor din partea de N a regiunii. Seria completă a
Basarabianului a fost interceptată de foraje şi în aceasta se poate separa: (1) orizontul cu
Cryptomactra (100-300 m) alcătuit din marne calcaroase compacte şi marne cenuşii cu
lamine de nisip fin; (2) orizontul marno-nisipos de apă dulce; (3) orizontul nisipos-
marnos de Repedea-Şcheia cu intercalaţii subţiri de gresii oolitice.
Chersonian. În partea de NE a regiunii, între văile Bârlad şi Prut aflorează
depozitele Chersonianului în facies salmastru. Ele constau din argile marnoase, argile şi
argile nisipoase cenuşiu-verzui, având la partea inferioară intercalaţii subţiri de marne
calcaroase cu lumaşel de mactre.
Meoţian. În extremitatea nord-estică a regiunii, unde Chersonianul este fosilifer,
la partea superioară a versanţilor se poate separa un pachet de argile şi nisipuri, având la
partea mijlocie nivele de nisipuri cineritice galben-verzui cu hornblendă, atribuite
Meoţianului (Foto 1). De asemenea, pachetul de argile cenuşii, cu pete ruginii,
nestratificate, ce apar în numeroase puncte din interfluviul Elan - Prut reprezintă tot
14
Meoţianul (N. Macarovici, 1939, 1955, 1960; P. Jeanrenaud, 1965 şi 1995, C. Ghenea,
1968, cf. C. Ghenea et al., 1968).
P. Jeanrenaud şi A. Saraiman (1995) aduc noi argumente şi precizări privind
vârsta meoţiană a depozitelor atribuite în bloc “Chersonian-Meoţianului” de către
Ghenea et al. (1968), în sensul că: “începând de la latitudinea oraşului Huşi şi de la sud
de înălţimile ce alcătuiesc versantul drept al văii Racova, suprafaţa cea mai mare a
terenului este constituită din depozite meoţiene, iar Sarmaţianul superior se reduce la
zone din ce în ce mai înguste de-a lungul văilor principale, până când dispare complet
sub nivelul talvegului acestora…”, “Cam la latitudinea oraşului Bârlad, Meoţianul
atinge întreaga sa grosime stratigrafică, din bază până în acoperiş, căci aici apar, pe
culmile dealurilor, depozite pliocene, care se găsesc peste seriile meoţiene.”
Ponţian - Dacian. Depozitele de vârstă Ponţian - Dacian se dezvoltă în partea de
sud a regiunii dintre Siret şi Prut, începând de la linia Cornu (pe Siret) - Podu Turcului -
Ciocani - Horga Rânzeşti (pe Prut). Ele formează partea inferioară a versanţilor între
Siret şi Bârlad şi ocupă culmile dealurilor între Bârlad şi Prut, însumând ≈ 150 m, cu
creştere spre SV până la ≈ 400 m. Ghenea (1968) separă trei orizonturi: (1) un orizont
bazal alcătuit din alternanţe de argile, argile nisipoase şi nisipuri (50-70 m); (2) un
orizont mediu format aproape numai din nisipuri gălbui (40-50 m) şi bine individualizat
pe văile Chineja şi Horincea; (3) un orizont superior de argile şi argile nisipoase de
culoare roşie, cu grosimi mici (5-10 m), de facies continental. Acest orizont se poate
urmări la partea superioară a tuturor culmilor, mai cu seamă în interfluviul Bârlad -Prut.
Romanian. Pliocenul se încheie cu un orizont de nisipuri fine sau grosiere, de
culoare alb-gălbuie, având uneori în masa lor concreţiuni grezoase şi calcaroase care
prin cimentare dau nisipurilor aspect conglomeratic. De obicei au structură deltaică. Ele
acoperă culmile înalte ale părţii de sud a teritoriului, având grosimi de până la 70 m. La
vest de Siret, unde au fost explorate prin foraje, ating până la 300 m grosime.
Pleistocen inferior. Cele mai vechi depozite cuaternare sunt reprezentate în
regiunea văii Siretului prin stratele de Cândeşti. Pe o grosime ce ajunge uneori la câteva
sute de metri se întâlnesc alternanţe de pietrişuri, nisipuri şi mai rar argile cu structură
torenţială. Spre interiorul podişului, între văile Bârlad şi Prut, stratele de Cândeşti trec
lateral la un orizont de pietrişuri, cu grosime redusă, de aproximativ 8 - 10 m, descris
sub numele de pietrişuri de Bălăbăneşti (V. Sficlea, 1960).
15
Pleistocenul mediu cuprinde depozite de terasă vechi, alcătuite din bolovănişuri,
pietrişuri şi nisipuri cu grosimi între 5-20 m, precum şi depozite loessoide. Depozitele
loessoide cu grosimi între 5 şi 50 m sunt constituite din nisipuri prăfoase gălbui cu un
conţinut ridicat de Ca CO3.
Pleistocenului superior şi Holocenului le sunt atribuite depozitele aluvionare de
terasă mai noi, constituite din pietrişuri, nisipuri grosiere şi nisipuri argiloase, iar
uneori bolovănişuri.
Solurile care acoperă într-un strat subţire toate aceste depozite amintite mai sus
aparţin în marea lor majoritate seriei cernoziomurilor (dintre cele mai bune din Europa)
şi asta mai ales pe malul stîng al râului Bârlad şi solurilor cenuşii în Colinele Tutovei şi
spre vest (Figura 5).
II. EROZIUNEA SOLULUI, RĂSPÂNDIRE, CAUZE ŞI CONSECINŢE
În România, după datele ICPA, în 1976, aproape jumătate (47 %) din suprafaţa
agricolă, respectiv circa 7 milioane hectare erau terenuri afectate de procese de
“degradare”, din care circa 6,75 milioane hectare terenuri erodate (se includ alunecările
de teren) şi 0,25 milioane hectare terenuri cu eroziune eoliană. Din cele 7 milioane de
hectare menţionate, 3,9 milioane de hectare erau terenuri cu eroziune neapreciabilă, însă
cu pericol de eroziune şi 3,1 milioane hectare de terenuri afectate de procese de eroziune
moderată la foarte puternică (circa 3,0 milioane hectare terenuri cu eroziune produsă de
apă, 0,75 milioane hectare cu alunecări de teren şi circa 0,1 milioane hectare terenuri cu
eroziune eoliană). Din totalul suprafeţei forestiere numai 0,2 %, adică circa 20 mii ha
erau afectate de procese de eroziune moderată la foarte puternică. Din acestea circa 15
mii ha cu eroziune hidrică şi circa 5 mii ha cu eroziune eoliană.
În anul 1983 academicianul M. Moţoc prezintă zonarea eroziunii totale pe
terenurile agricole, inclusiv diferenţierea ei pe judeţe, şi contribuţia folosinţelor şi
formelor de eroziune la formarea eroziunii totale. Menţionăm că autorul împreună cu P.
Stănescu şi Iuliana Taloescu (1979) a stabilit metoda de estimare a eroziunii totale (ca
însumare a volumului eroziunii de suprafaţă, a volumului eroziunii în adâncime şi
aportului provenit din alunecările de teren) şi eroziunii efluente (produsul între
eroziunea totală şi coeficientul de efluenţă). Din această lucrare prezentăm harta din
figura 6.
16
Figura 5.Harta solurilor din Podişul Bârladului (După Harta Solurilor, scara 1:500.000, ICPA Bucureşti, 1993)
17
Concluzia principală este aceea că eroziunea în suprafaţă contribuie cu 54% la
cantitatea totală de material erodat, iar eroziunea în adâncime şi alunecările cu 46%. În
1984, M. Moţoc a diferenţiat clar efluenţa aluvionară din România pe forme de
eroziune, zone naturale şi pe categorii de folosinţă (tabelul 1).
1 - 5
1 - 5
1-5
1-5
1-5
15-20
15-20
15-20
20-30
20-30
20-30
30-45
10-15
10-15
10-15
10-15
10-15
10-15
5 - 10
5-10
5-10
0
0Barlad
Suceava
Iasi
Galati
Constanta
Ploiesti
Brasov
Cluj - Napoca
Baia Mare
Targu Mures
Sibiu
Craiova
Timisoara
Arad
Deva
Oradea
Bucuresti
BLACK SEA
U C R A I N A R E P U B L I C A M O L D O
V A
B U L G A R I A
Y U G O S L A V I A
U N
G A
R I A
UCRAINA
MAR
EA N
EAG
RÃ
3)
31%
alun
în b
eroz
ErozErozAlunErozfondEroz
Figura 6. Zonarea eroziunii totale pe ternurile agricole – tone/ha/an (După M. Moţoc, 198
Rezultă că eroziunea în suprafaţă participă cu 36 %, eroziunea în adâncime cu
, iar restul de 33 % se datorează combinaţiei alunecări - eroziune în adâncime şi
ecări în fondul forestier-eroziune de maluri şi albii.
Potrivit lui K. E. Saxton et al. (1971) şi R.F. Piest et al. (1975) (cf. Hurjui, 2000),
azinele cultivate cu porumb în lungul curbelor de nivel, din producţia de aluviuni,
iunii în suprafaţă îi revine 80 %, iar ravenării 20%. Tabelul 1
Diferenţierea efluenţei aluvionare pe forme de eroziune din România (după M. Moţoc, 1984)
Eroziunea totală Efluenţa aluvionară Forme de eroziune mil.
tone %
Coef. efl. mil.
tone %
iune de suprafaţă 61,8 49,0 0,26 16,1 36,2 iune în adâncime 29,8 23,6 0,46 13,8 31,0 ecări 15,0 12,0 0,35 5,2 11,6 iune în adâncime şi alunecări în ul forestier 6,8 5,4 0,40 2,7 5,9
iune de maluri şi albii 12,6 10,0 0,54 6,8 15,3 Total 126,0 100,0 0,35 44,6 100,0
18
Eroziunea în adâncime este aproape întotdeauna asociată cu eroziunea de su-
prafaţă, trecerea făcându-se, de altfel, treptat între cele două. Prin concentrarea
scurgerilor de suprafaţă iau naştere canale cu secţiune în formă de “V” sau “U”, care în
momentul în care întâlnesc un orizont litologic mai greu erodabil încep să se lărgească.
Formele de relief apărute prin eroziune în adâncime cuprind microforme sculpturale sau
depoziţionale (de eroziune sau de sedimentare).
Microrelieful modelat prin eroziune cuprinde o serie continuă care începe cu
formele microscopice din faza meteorizării şi continuă cu cele ale eroziunii în adâncime
(rigole, ogaşe, ravene), la care se adaugă speciile morfologice asociate deplasărilor în
masă. Canalele naturale de scurgere îşi aleg traseele şi se conturează în funcţie de
personalitatea depozitelor substratului litologic. De multe ori orizontul superficial, mai
uşor erodabil, dictează adâncimea şi morfologia secţiunii transversale a canalelor,
respectiv raportul adâncime / lăţime [depth / width].
Microrelieful depozitelor de aluviuni torenţiale cuprinde formele create de
materialele grosiere sau fine, dislocate de apă, alunecate sau prăbuşite, aflate în curs de
transport pe versanţi, pe maluri sau pe fundul ravenelor. Depozitele de versant sunt cele
cunoscute: deluvii, coluvii şi proluvii.
Tuturor celor amintite mai sus li se adaugă formele de relief specifice zonelor
afectate de deplasări în masă. Alunecările de teren apar în mod obişnuit pe versanţi sau
pot fi extensii accidentale ale malurilor ravenelor mari. În morfologia malurilor
ravenelor pot fi identificate forme de microrelief ca expresii ale proceselor şi
mecanismelor implicate în evoluţia acestora. Ele includ mici alunecări de teren şi
prăbuşiri sau surpări, sub formă de felii sau de blocuri, accentuate sau nu de prezenţa
fisurilor de distensiune. În funcţie de forma şi poziţia blocurilor sau feliilor desprinse, se
poate presupune forma suprafeţei de alunecare după care se deplasează acestea,
respectiv plan - monoclinală, semicirculară, spirală logaritmică, etc. O formă mai
deosebită este aceea de semiboltă naturală, identificată de J. Bradford şi R. Piest (1980),
în cadrul mecanismului [alcov failure] de cedare a malurilor umezite din lateral. De
asemenea, mici curgeri noroioase pot fi identificate pe malurile ravenelor, în special
după topirea zăpezilor.
Profilul versanţilor bazinelor torenţiale este rezultatul acţiunii concertate a
tuturor proceselor de modelare sub acţiunea agenţilor exogeni, începând cu meteorizaţia,
continuând cu toate formele de eroziune, transport şi sedimentare şi culminând cu
19
deplasările în masă. Versanţii se găsesc la un moment dat într-unul din stadiile ce se pot
deduce din calculele lui M. Kirkby (1969, 1971). Autorul a demonstrat matematic,
având în vedere rata şi vectorii proceselor, că indiferent de forma iniţială, versanţii
modelaţi de către agenţii erozionali, inclusiv ravene, şi de către alunecări de teren
evoluează către o formă finală concavă a profilului. Aceleaşi soluţii matematice sunt
valabile şi pentru profilul longitudinal al talvegului văii sau oricărei ravene.
Relieful modelat prin eroziune evoluează în două direcţii principale, spre două
situaţii (stadii) pe care le putem numi finale deşi se menţin în peisaj de-a lungul câtorva
sute de ani.
O primă situaţie, mai dramatică, este aceea în care peisajul ajunge să fie dominat
de forme sculpturale cu densitate mare, care pot atinge sau depăşi cumpăna apelor, cu
maluri abrupte, neacoperite de vegetaţie, respectiv relieful denumit “badlands”.
O altă situaţie este aceea în care formele erozionale adânci şi / sau alunecările de
teren ajung să fie şi să se menţină stabilizate de-a lungul unor perioade mai îndelungate
de timp. Văile modelate de pâraie acum dispărute datorită colmatării, sau de ravene
acum stabilizate şi acoperite de vegetaţie, sub forma unor viroage sau vâlcele, mai
prezintă numai urmele fosile ale vechilor procese de degradare. Un astfel de relief
domină regiunea de la sud de oraşul Moscova până la Tula (şi poate mai departe).
Coline cu pante foarte domoale, exploatate agricol timp de peste 300 ani, atunci când nu
sunt acoperite de păduri de foioase sau de conifere [Tulskye Zaseki], cu lungimea de
undă a inflexiunilor de ordinul kilometrilor, sunt întrerupte din loc în loc, aproape
exclusiv, de văi (vâlcele) seci, relativ înguste, cu versanţii concavi acoperiţi de vegetaţie
ierboasă perenă dar consistentă, şi cu fundul plat. Profilele de sol şi forajele executate pe
fundul acestor viroage atestă amploarea până la care au ajuns vechile ravene, la circa 2 -
3 m (ca şi în Podişul Bârladului) sub nivelul actual. Existenţa unor ravene sau a unor
pâraie este consemnată în vechi documente, situaţia se menţine de peste 300 de ani, iar
urmele vechilor ravene continue sau discontinue pot fi identificate pe teren cu mare
greutate.
Conform hărţii erodabilităţii solurilor întocmită de Institutul de Cercetări
Pedologice şi Agrochimie, Bucureşti, scara 1:500.000 , din anul 1993 se poate observa
că în Podişul Bârladului apar pe arii extinse soluri puternic erodabile (Figura 7).
20
Soluri foarte puternic erodabile
Soluri puternic erodabile
LEGENDA
Pãduri
Figura 7. Harta erodabilităţii solurilor din Podişul Moldovenesc
(Digitizat după harta ICPA, scara 1:500.000, 1993)
21
Consecinţele degradării terenului prin ravenare pot fi privite cel puţin sub
două aspecte:
În plan ştiinţific, din punctul de vedere al geomorfologului, ravenele, apărând
în cele mai variate condiţii fizico - geografice ale Terrei, contribuie în ritmul lor la
modelarea reliefului. Un exemplu este formarea văilor deluviale în sens Martiniuc
(1954). Un alt exemplu, (cf. Twidale, 1996 din Hurjui,2000), este acela în care unele
suprafeţe de teren acoperite într-un timp relativ scurt cu depozite groase uşor erodabile
(cenuşe, aluviuni din lacurile de acumulare artificiale recente, etc.), sunt fragmentate la
fel de rapid de reţele hidrografice (torenţiale) de canale cu caractere morfologice
asemănătoare ravenelor. De asemenea, ravenele pot fi considerate ca părţi componente
ale unor reţele hidrografice torenţializate.
Un al doilea aspect sub care pot fi privite consecinţele negative ale apariţiei şi
dezvoltării ravenelor este cel socio - economic. În acest caz ravenele afectează
majoritatea sectoarelor de activitate umană dar mai ales agricultura, silvicultura,
transporturile şi telecomunicaţiile şi gospodărirea apelor.
În domeniul agriculturii, principalele consecinţe negative ale ravenaţiei sunt
reprezentate de pagubele legate de distrugerea capacităţii de producţie a solului,
scoaterea din circuitul agricol a unor suprafeţe, împiedicarea procesului de producţie
prin fragmentarea asolamentelor, pagubele produse diferitelor construcţii, înrăutăţirea
generală a condiţiilor de mediu. M. Moţoc (1963) arată că scăderea producţiei agricole
pe terenuri cu eroziune puternică, faţă de cea de pe terenurile cu eroziune neapreciabilă
este de 45 % la porumb şi de 50 % la ierburi. Scăderea producţiei la viţa de vie, pe
terenurile foarte puternic şi excesiv erodate faţă de cea de pe terenurile cu eroziune
neapreciabilă este de 43 % respectiv 60 %.
Pe ansamblu, scăderea producţiei agricole pe terenurile degradate este de 20 -
100 % (N. Popescu, 1972 din S. A. Munteanu, 1991). Din acest motiv marea majoritate
a cercetărilor efectuate asupra ravenelor au fost dirijate mult timp de satisfacerea
imperativelor socio - economice şi mai puţin de cunoaşterea proceselor şi mecanismelor
eroziunii în adâncime.
22
III. RĂSPÂNDIREA RAVENELOR ŞI ALUNECĂRILOR DE TEREN
CONSECINŢE ECONOMICE ŞI SOCIALE
Răspândirea ravenelor
Prezenţa ravenelor este semnalată încă din a doua parte a secolului XIX în cele
mai diferite colţuri ale lumii. Se pare că ravenele apar oriunde condiţiile de relief, de
climă, de litologie şi antropice permit apariţia scurgerilor concentrate. În zonele de deal,
loessurile şi pământurile prăfoase (prafuri nisipoase sau argiloase, luturi nisipoase, etc.)
fiind cel mai uşor erodabile, sunt cele mai propice apariţiei ravenelor, dar în regiunile
montane ele pot apărea pe orice substrat litologic. Mai mulţi autori au observat că
ravenarea este mai frecventă pe pante relativ reduse, în climatele aride şi subumede cu
vegetaţie rară şi impact antropic accentuat (T. Dunne şi L. Leopold, 1978 citaţi de Maria
Rădoane et al., 1996).
I. Ioniţă (1997) concluzionează că ravenarea se întâlneşte în zone diferite,
grupate mai ales la latitudini medii, în climate de nuanţă tropicală şi temperat-
continentală, iar B. Heede (1980, cf. Hurjui, 2000) observa că ravenele sunt forme de
relief specifice zonelor aride şi semiaride.
Maria Rădoane et al. în 1992 şi 1995, prin inventarierea unui număr de peste
9000 de ravene pe cuprinsul Podişului Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut (cca.
25.000 km2), realizează o hartă a densităţii ravenelor (figura 8). Din analiza acestei hărţi
se observă individualizarea a două areale mai distincte:
- unul situat în bazinul mijlociu al Jijiei şi în partea superioară a bazinului
Bahluieţ (domeniu predominant argilos);
- celălalt, cu cea mai mare susceptibilitate la ravenare, amplasat în partea
sudică a Podişului Moldovei (domeniu predominant nisipos), care înglobează Colinele
Tutovei, Dealurile Fălciului şi Colinele Covurluiului, de care ne ocupăm în această
lucrare.
La vremea respectivă, tehnica utilizată a constat în identificara, numărarea şi
măsurarea ravenelor pe planuri topografice la scara 1:25.000 după aplicarea unei grile
cu ochiuri de 1 km2. Rezultatele au fost foarte interesante şi rămân deocamdată de
referinţă pentru cercetătorii din domeniu.
Câteva dintre concluziile mai importante ale autorilor menţionaţi mai sus
(Maria Rădoane, Radoane N., Ichim I, 1992 şi 1995) sunt:
23
BÂRLAD
TECUCI
GALAŢI
VASLUI
IAŞI
Lac Stânca Costeşti
Lacul Brateş
0.101 - 0.500 km/km20.501 - 1.000 km/km21.001 - 2.000 km/km22.001 - 3.000 km/km2
> 3.000 km/km2
< 0.100 km/km2
0 10 20 30 40 50 km
Figura 8. Distribuţia ravenelor în Podişul Moldovenesc – între Siret şi Prut
(După Maria Rădoane, Rădoane N., Ichim I, 1992 şi 1995)
24
- Numărul mediu de ravene pe km2 este cuprins între 2 şi 4, cu un maxim de 20
ravene pe km2; densitatea medie a ravenelor este cuprinsă între 0,1 până la 1 km pe km2,
iar lungimea maximă a ravenelor este de peste 3 km pe km2.
- Dimensiunile medii ale ravenelor din Podişul Moldovenesc sunt: lungimea, L =
170 m, Adâncimea H = 3,5 m şi lăţimea, B = 12 m.
- Zonele cu cea mai mare susceptibilitate la apariţia fenomenului de ravenare în
Moldova dintre Siret şi Prut se situează la convergenţa următorilor factori: expoziţia
versanţilor către NV şi SE, respectiv (versanţii văilor consecvente), pante ale versanţilor
cuprinse între 20 şi 30 %, lungimea versanţilor cuprinsă între 300 şi 500 m, şi o litologie
predominant nisipoasă.
Autorii au calculat pe baza valorilor medii ale principalelor variabile
morfometrice ale ravenelor inventariate (adâncimea, lăţimea şi lungimea) volumul total
de rocă excavat prin procesul de ravenare în teritoriul dintre râurile Siret şi Prut ca fiind
de 274 milioane m3.
Dorohoi
Suceava
IAŞI
HuşiVaslui
Bârlad
Tecuci
GALAŢI400
500
600
5 00
Repartiţia precipitaţiilor atmosferice,cantităţi medii anuale
(din Clima R.P.R., I.M.H.)
Dorohoi
Botoşani
IAŞI
Vaslui
Bârlad
Tecuci
GALAŢI
8 C
9 C
9 C
9 C
10 C
6 C
6 C
8 C
Repartiţia temperaturii aerului,valori medii anuale
(din Clima R.P.R., I.M.H.)
Răspândirea ravenelor în Moldovadintre Siret şi Prut
(după Rădoane, Rădoane, 1992 şi 1995) )
Figura 9. Comparaţie între răspândirea ravenelor în Moldova dintre Siret şi Prut şi repartiţia preci-pitaţiilor atmosferice şi a temperaturii aerului (în valori medii anuale)
Clima, prin regimul precipitaţiilor şi temperaturilor, cel puţin, constituie unele
dintre variabilele independente cu influenţă covârşitoare asupra apariţiei şi dezvoltării şi
răspândirii ravenelor. În figura 9. se ilustrează într-un fel legătura strânsă dintre aceşti
25
factori climatici şi distribuţia areală a ravenelor. Se poate observa o similitudine între
forma zonelor cu densitatea cea mai mare a ravenelor (stânga, de exemplu Colinele
Tutovei din Podişul Bârladului) şi forma zonelor cu aceleaşi cantităţi de precipitaţii sau
cu aceleaşi temperaturi.
Răspândirea alunecărilor de teren
În judeţul Vaslui s-au efectuat mai multe inventarieri succesive ale alunecărilor
de teren care au suprafeţe cuprinse între câteva hectare până la 585 hectare (alunecarea
Lunca din bazinul hidrografic Vasluieţ) de către Luca Savopol, IGFCOT Bucureşti
(1974), Andrei Ivanciu, OCOTA Vaslui (1982) şi actualizate de către Dr. ing. Dorel
Pujină în 1992 (Figura 10). Ulterior, Pujină D. a extins investigaţiile şi asupra
alunecărilor de teren din Podişul Central Moldovenesc, în bazinul Jijiei şi în judeţul
Botoşani.
Figura 10. Harta alunecărilor de teren din judeţul Vaslui (Podişul Bârladului).
Grila albă, fină, are dimensiunile de 10x10 km (După Pujină, D., 1992)
26
Un număr de 978 alunecări de teren afectează circa 5,61 % din teritoriul judeţului
Vaslui (circa 5.300 km2) şi sunt grupate în principal în şase bazine hidrografice:
Bârladul Superior (88.700 ha), Racova (48.534 ha), Crasna (25.942 ha), Tutova (62.164
ha), Bârladul Mijlociu (117.541 ha) şi Prut (151.235 ha). Aria ocupată de către alunecări
în fiecare bazin variază procentual de la zero, în unele zone din bazinul hidrografic Prut,
trecând prin valori de 17 – 18 % în unele bazine hidrografice din nordul judeţului, şi
ajunge la maximum 20,95 % în bazinul hidrografic Tutova (Colinele Tutovei).
Asemenea lui Suzuki et al. (1985) care analiza influenţa structurii geologice
asupra morfologiei prin compararea hărţilor geologice cu unele hărţi “zebră” ale
reliefului în care apăreau extrase numai anumite tente hipsometrice corespunzătoare
anumitor curbe de nivel, s-a încercat compararea hărţii cu distribuţia ravenelor din
Moldova cu hărţile din figura 11. Hărţile “zebră” întocmite cu ajutorul programului
Surfer (Golden Software Colorado, 1997) utilizate într-un pachet de programe GIS pot
da o dimensiune cantitativă aprecierilor privind fenomenele de ravenaţie. Astfel, spre
exemplu, s-a putut constata că versanţii cu expoziţie nordică, care dacă se are în vedere
structura monoclinală a cuverturii sedimentare pot fi consideraţi drept frunţi de cuestă,
sunt relativ mai afectaţi de procesele de degradare prin ravenaţie şi/sau alunecări de
teren. Versanţi cu expoziţie VESTICĂ Versanţi cu expoziţie ESTICĂ Versanţi cu expoziţie NORDICĂ
Figura 11. Hărţi “zebră” reprezentând versanţii cu diferite expoziţii, în Podişul Moldovenesc
(zona dintre Siret şi Prut)
27
IV. FACTORI CARE DETERMINĂ APARIŢIA SAU INFLUENŢEAZĂ
DEZVOLTAREA FENOMENELOR DE RAVENAŢIE
Intensitatea proceselor erozionale depinde de mai mulţi factori, dar în această
etapă, amintim că pentru cercetarea fenomenelor de eroziune trebuiesc verificate două
aspecte: agresivitatea pluvială şi torenţialitatea bazinelor hidrografice.
Cercetări efectuate în diferite condiţii fizico-geografice au arătat că viiturile cele
mai violente, eroziunea cea mai accentuată şi transportul de aluviuni cel mai intens sunt
generate de ploile torenţiale. Acestea sunt ploi impetuoase, agresive şi de mare
intensitate, care au o durată redusă şi se extind pe o suprafaţă de teren limitată. S-au
identificat următoarele criterii după care ploile pot fi caracterizate ca torenţiale:
cantitatea de precipitaţii, intensitatea medie a ploii, durata ploii, frecvenţa ploilor şi aria
de răspândire a lor. Un alt criteriu de selectare a ploilor torenţiale este cel al agresivităţii
acestora, pornind de la energia cinetică (forţa de şoc) a picăturilor şi de unghiul sub care
acestea lovesc suprafaţa terenului.
Încercări pe această linie sunt numeroase (G. Hellman, Yarnell, E. I. Berg, C.
Goldman, A. Riegenbach, E. Less, P. F. Gorbacev, ş. a.). Criteriul propus de Yarnell
pentru selectarea ploilor torenţiale pe baza intensităţii medii limită, în unităţi metrice are
forma: 108,5254,0 −∗+≥ tit
în care it este intensitatea medie pe durata t (mm/min), iar t este durata nucleului
torenţial.
Intensităţile medii limită calculate de Moţoc (1975) cu această formulă pentru
câteva durate sunt:
t (min) 5 15 30 60
it (mm/min) 1,27 0,59 0,42 0,34
Pentru verificarea torenţialităţii ploii (agresivitatea dată de picături) se studiază
forţa de şoc a picăturilor, frecvenţa, mărimea, distribuţia, unghiul de cădere relativ la
suprafaţă şi energia cinetică rezultată din transformarea energiei potenţiale.
După W. H. Wischmeier şi D. D. Smith (1958) energia cinetică a ploii este un
parametru care reflectă satisfăcător agresivitatea pluvială:
Eu = 916 + 331*log ih,
28
în care Eu este energia cinetică pentru o cantitate de precipitaţii de 1 mm, iar ih
intensitatea medie orară a segmentelor cu intensitate uniformă de pe pluviogramă.
Un alt indicator, considerat mai bun (W. H. Wischmeier et al.,1958), al
agresivităţii pluviale îl constituie produsul dintre energia cinetică şi intensitatea medie
pe 30 minute este Iw:
Iw = E * i
După Stănescu P. Et al., (1969) agresivitatea pluvială poate fi estimată cu ajutorul
următorilor indicatori:
I1 = P * i15
I2 = P * i30
I3 = i15 * ∑ Pk * ik
I4 = i30 * ∑ Pk * ik
în care:
- P = cantitatea de precipitaţii (mm);
- i15 = intensitatea medie pe 15 minute a nucleului torenţial al ploii (mm/min);
- i30 = intensitatea medie pe 30 minute a nucleului torenţial al ploii (mm/min);
- Pk = cantitatea de precipitaţii pe un segment uniform de pluviogramă (mm);
- ik = intensitatea medie (mm/min) a ploii pe segmentul respectiv.
Se consideră ploi torenţiale, deci ploi cu agresivitate, ploile al căror nucleu
torenţial pe 15 minute are intensitatea de cel puţin 0,6 mm/min. La această intensitate şi
durată corespunde o ploaie de cel puţin 9mm, al cărei indicator de erozivitate I1 este egal
cu 5,4.
Pe baza valorii medii anuale a indicatorului i15, autorii au întocmit cartograma
zonării teritoriului României, din care rezultă că zona cu agresivitatea cea mai redusă
este zona Câmpiei de Vest, iar cea cu agresivitatea cea mai mare este zona Carpaţilor de
la Dunăre până la valea Putnei, în care sunt cuprinse parţial şi dealurile subcarpatice.
După G. Hellman (cf. Hurjui, 2000) , o ploaie poate fi considerată torenţială dacă
intensitatea ei egalează sau depăşeşte valorile din tabelul 2.
Câteva exemple de ploi torenţiale “excepţionale” sunt: Curtea de Argeş, 1889 (t
= 20 min, i = 10,2 mm/min), Tecuci 1906 (t = 14 min, i = 7,1 mm/min), Târgu Ocna
1908 (t = 10 min, i = 6,3 mm/min).
Corelaţia dintre durata şi intensitatea unei ploi torenţiale este de formă curbilinie
şi poate fi exprimată prin relaţii ca:
29
i = a * Tb;
i = a / (T + b)n;
i = a + b * Tn
unde a, b şi n sunt parametri climatici. Această corelaţie poate fi ilustrată de o familie de
curbe determinate de frecvenţa ploilor, care se exprimă ca un raport subunitar 1 / T sau 1
/ N, în care N sau T reprezintă intervalul de recurenţă, iar 1 / N este probabilitatea ploii.
Tabelul nr. 2
Valorile intensităţii ploii care definesc pragul de torenţialitate
(Hellman G., cf. Hurjui, 2000)
Durata
(min)
Intensitatea medie
(mm/min)
Intensitatea medie excepţională
(mm/min)
1 - 5 1 2,00
6 - 15 0,8 1,60
16 - 30 0,6 1,20
31 - 45 0,5 1,00
46 - 60 0,4 0,80
61 - 120 0,3 0,60
121 - 180 0,2 0,45
> 180 0,1 0,30
Aria de răspândire a ploilor torenţiale reprezintă un factor important pentru
formarea viiturilor.
Forma suprafeţei de teren pe care o acoperă ploaia poate fi circulară, în cazul aşa
numitelor ploi de convecţie, sau alungită ca în cazul ploilor torenţiale de front, cu
deplasare rapidă. În cadrul acestei suprafeţe se identifică un nucleu torenţial, respectiv o
zonă în care intensitatea ploii este maximă şi de la care , spre periferie aceasta scade.
Pe lângă aspectele amintite până acum, o importanţă deosebită prezintă şi
distribuţia în timp a ploilor torenţiale, de care se leagă şi cantitatea de apă din sol,
prealabilă căderii ploii. Pentru că, uneori, datele înregistrate de staţiile meteo pentru
anumite teritorii sunt insuficiente se recurge la valoarea maximă anuală a precipitaţiilor
în 24 de ore.
30
Distribuţia teritorială a cantităţilor de precipitaţii în 24 de ore este neuniformă în
ţara noastră. Se constată o creştere a cantităţilor de precipitaţii pe direcţia vest - est, de la
circa 40 - 70 mm în zona dealurilor joase şi a Podişului Transilvaniei, până la 13 - 170
mm în Muntenia şi Dobrogea. Maxima absolută a precipitaţiilor în 24 de ore pe
teritoriul României a fost de 530,6 mm în Delta Dunării la data de 29 august 1924.
Distribuţia precipitaţiilor maxime anuale în 24 de ore este influenţată şi de altitudine
(Gh. Bâzac, 1972, cf. Hurjui, 2000). Astfel, la asigurări de 0,1 - 1%, maximele anuale
diurne sunt mai mici în zona de munte decât pe litoral, iar la asigurări de 10%
localizarea valorilor maxime se inversează.
Tabelul nr. 3 Cauzele incizării a cinci tipuri de canale (M. D. Harvey et al., 1985)
Tipul de canal Fenomenul (procesul) Cauze
1. Rigole Scăderea rezistenţei la eroziune
prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.
• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin accentuarea artificială a pantei (trasarea unor drumuri, haturi, etc.).
2. Ravene de versant
Scăderea rezistenţei la ero-ziune prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.
• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin concentrarea scurgerilor în lungul unor drumuri, haturi, urme de animale, deplasări în masă şi sufoziune;
• Coborârea nivelului de bază şi reîntinerirea canalului principal sau a reţelei de drenaj;
• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri.
3. Ravene de fund de vale
Scăderea rezistenţei la eroziune prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.
• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin constrângeri asupra curgerii, accentuarea gradientului talvegului prin depunerea de sedimente şi coborârea nivelului de bază;
• Creşterea volumului scurgerilor, viituri şi scăderea încărcăturii (concentraţiei) de sedimente.
4. Canale încătuşate (încastrate)
Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin îngustarea canalului.
Accentuarea gradientului prin canalizare (concentrare) sau coborârea nivelului de bază.
• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri;
• Scăderea încărcăturii (concentraţiei) de sedimente.
5. Reţea de drenaj
reîntinerită
Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin coborârea nivelului de bază.
• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri;
• Scăderea încărcăturii (concentra-ţiei) de sedimente.
M. D. Harvey şi S. Schumm (1985) sintetizează câteva din cauzele iniţierii
proceselor de eroziune în adâncime, referindu-se la cinci tipuri de canale incizate
31
(tabelul 3). Autorii consideră că soluţia problemei începutului proceselor de ravenaţie
poate fi găsită prin identificarea zonelor de prag geomorfic.
Primele observaţii privind mecanica iniţierii ravenelor pe terenurile agricole
aparţin lui Piest et al. (1973, 1975). Studiile lor au arătat că forţa tractivă şi puterea
curentului curgerii nu erau suficiente pentru a detaşa în mod semnificativ particulele de
sol loessoid erodabile care repausau pe tillite glaciare în vestul statului Iowa. Forţa
tractivă (τ) a fost definită ca:
11 SRγτ =
unde γ este greutatea specifică a fluidului, R1 este raza hidraulică, iar S1 reprezintă panta
gradientului de energie. Autorii au determinat puterea curentului pe unitatea de lungime
a ravenei (ω) ca fiind:
PVτω =
unde P este perimetrul udat şi V este viteza medie a curentului. După cum lăţimea
curentului (w) şi perimetrul udat erau aproximativ egale, factorul w, inclus de obicei în
ecuaţie a fost înlocuit cu P.
Calculele puterii unitare a curentului au dat numai valori estimative, devreme ce
coeficientul de rugozitate (n) a trebuit să fie estimat în ecuaţia lui Manning. Calculele
efectuate astfel explică în mare măsură comportamentul "anormal" al curgerii în relaţie
cu sedimentele (Heede 1964, 1975; Piest 1973, 1975) şi anume: debitul curgerii şi
concentraţia de sedimente în ravenă nu sunt în mod necesar corelate (Ioniţă, I., 1998).
Concentraţia este totuşi legată de durata de timp scursă de la începutul unui
anumit eveniment de scurgere (pluvial). La începutul scurgerii încărcătura de sedimente
este mare şi apoi ea scade pe măsură ce materialele uşor disponibile provenite din
maluri au fost înlăturate. Astfel se explică faptul că un debit lichid mare poate să aibă o
încărcătură mică de sedimente dacă vine mai târziu decât aceasta din urmă.
În studiile din Iowa procesele de cedare a malurilor şi pragurilor au fost
considerate ca primordiale şi nu forţa tractivă sau puterea curentului. Piest în 1973 a
găsit că factorii principali ce controlează stabilitatea malurilor ravenelor sunt: nivelul
hidrostatic al apelor freatice, rezistenţa la forfecare (coeziunea) şi rata de infiltraţie a
apelor.
32
Factorul litologic
Practic, geologia prin subramurile ei, acoperă cea mai mare parte a aspectelor
descriptive istorice şi funcţionale ale substratului litologic; unii autori abordează chiar şi
aspecte ce privesc impactul social al unor fenomene geologice.
Proprietăţile substratului solid, ale scoarţei terestre, sunt dominate de apartenenţa
la regnul mineral a celor mai multe componente ale acestuia.
Geologia inginerească, apărută din necesitatea de a utiliza rezultatele cercetărilor
geologice în domeniul construcţiilor edilitare şi hidrotehnice, oferă unele mijloace de
cercetare a morfodinamicii, mecanicii unor forme de relief, inclusiv a ravenelor.
Pe structurile litologice dominate de un anumit tip de rocă, mai uşor sau mai greu
erodabilă, C. Traci et al. (1991, cf. Hurjui, 2000) observă următoarele particularităţi ale
ravenelor:
Pe roci moi, slab consolidate, se formează ravene cu adâncimi mari şi deschideri
mici, în general cu adâncimea egală sau mai mare decât deschiderea. În cazul rocilor tari
(dure) se formează ogaşe şi ravene cu adâncime mică şi deschidere mare. Deschiderea
este în general mult mai mare decât adâncimea, iar fundul ogaşelor şi ravenelor şi parte
din taluze sunt stâncoase sau formate din roci mai greu erodabile.
În rocile uşor erodabile, cum sunt nisipurile, loessul şi pietrişurile, eroziunea de
adâncime progresează cel mai rapid. În asemenea formaţiuni se formează ravene cu
adâncimea de 20 - 40 m, uneori asimetrice, cu unul din maluri de până la 50 m şi chiar
mai mult. Pe versanţi concavi, în partea superioară a acestora, unde panta se
accentuează, capătul ravenelor se adânceşte şi se lărgeşte mult, luând forma unor căldări
semicirculare sau semieliptice, cu pereţi înalţi de 30 - 40 m. Aceste terenuri se mai
numesc şi terenuri cu eroziune în căldare.
În roci mijlociu erodabile, cum sunt marnele, argilele, complexele de marne şi
gresii, calcarele şi gresiile moi, eroziunea în adâncime progresează de asemenea destul
de repede. În marne şi argile se formează frecvent ravene cu adâncimea de 15 - 30 m şi
cu deschiderea egală sau ceva mai mare decât adâncimea. În complexe de marne şi
gresii, ravenele se dezvoltă şi iau forme apropiate de cele formate în argile şi marne.
Dimensiunile atinse de ravene sunt însă ceva mai reduse. În gresiile moi eroziunea se
dezvoltă ceva mai încet, dar nu mult deosebit de complexele de marne cu gresii. În
calcare, eroziunea în adâncime prezintă forme specifice foarte variate, denumite forme
carstice. Calcarele fiind roci relativ dure, se apropie în această privinţă de rocile
33
rezistente la eroziune. Solubilitatea lor însă, deşi mică, favorizează înaintarea mai rapidă
a proceselor de eroziune în adâncime respectiv carstificarea. Datorită fisurării şi
pătrunderii apei în adâncime se produc frecvente subminări şi dislocări de blocuri mari,
ceea ce face ca în aceste roci relativ dure, ravenele să progreseze în timp rapid.
Ravenele ating frecvent adâncimi de 15 - 25 m, mai ales când acestea se formează prin
adâncirea văilor existente, datorită proceselor de torenţializare acestora. În zonele cu
pante mari ravenele au profil în formă de “U”, cu pereţi verticali sau aproape verticali,
cu aspect de mici chei. Blocuri mari de stâncă, (uneori de 5 - 10 m3) se desprind din
maluri şi cad la poalele taluzurilor. Pe profilul longitudinal se formează deseori cascade
de 3 - 4 m, la baza cărora se întâlnesc îngrămădiri de blocuri de piatră. Pereţii ravenelor
sunt aproape exclusiv stâncoşi.
În roci greu erodabile, cum sunt rocile eruptive (granite, andezite, dacite, etc.),
şisturile cristaline sau gresiile dure, eroziunea în adâncime progresează mult mai încet.
Se formează mai mult ogaşe; ravenele sunt ceva mai rare. Totuşi în bazine hidrografice
mai mari (peste 50 ha), îndeosebi în cazul când substratul litologic este format din
şisturi cristaline cu duritate mai mică (clorite, şisturi micacee, şisturi sericitoase sau
sericito-cloritoase), se formează ravene cu adâncimi destul de mari (15 - 20 m).
Aproape întotdeauna ravenele au fundul şi parte din taluze stâncoase. Adâncimea
lor este în general mult mai mică decât deschiderea (1,5 - 2 ori mai mică).
O formă aparte a eroziunii în adâncime o constituie eroziunea de mal (J. Poesen
identifică în Belgia aşa-numitul tip de “ravene de mal”). Această formă, de eroziune se
întâlneşte în lungul pâraielor torenţiale şi chiar a râurilor, cum este Siretul sau Putna.
Prin adâncirea albiei spre partea mai înaltă a terenului, se formează pereţi abrupţi sau
maluri, uneori cu înălţimi considerabile (20 - 40 m şi mai mult). La viiturile mari, cursul
de apă atacă şi subminează porţiunile de teren ridicate (dinspre platou spre exemplu)
mai ales la schimbările de direcţie ale cursului de apă. Uneori aceste maluri sunt la
rândul lor ferestruite de ogaşe şi ravene.
Erodabilitatea rocilor şi pământurilor
Proprietăţile de rezistenţă ale rocilor, trecute în revistă până în acest moment, în
relaţiile cu agenţii erozionali, în special cu apa, sunt percepute ca (se rezumă la) tota-
litatea proprietăţilor fizice care definesc erodabilitatea materialului respectiv.
34
Noţiunea de erodabilitate, utilizată mai des în mediul cercetătorilor eroziunii
solului, poate fi şi ea privită din mai multe perspective, şi anume: erodabilitatea rocilor
şi erodabilitatea pământurilor (solului); erodabilitatea materialelor mobile şi a celor
consolidate; erodabilitatea pământurilor exploatate agricol, a celor ce au implicaţii
asupra construcţiilor civile şi erodabilitatea pământurilor aflate în stare naturală şi aduse
la suprafaţă în urma diferitelor procese.
Erodabilitatea solurilor
Eroziunea hidrică superficială este puternic influenţată de caracteristicile solului.
Acestea determină direct rezistenţa particulelor şi agregatelor de sol la detaşare
(dizlocare) şi transport prin scurgere superficială şi sub impactul picăturilor de ploaie. În
plus, caracteristicile solului influenţează scurgerea superficială prin rata de infiltraţie,
umiditatea solului şi starea suprafeţei (rugozitate, prezenţa crustei, etc.).
Caracteristicile solului sunt considerate în diferite moduri în funcţie de tipul de
modelare a proceselor erozionale. Exemple sunt factorul de erodabilitate din ecuaţia
universală a eroziunii solului (Wischmeier - Smith, 1978) şi detaşabilitatea şi
transportabilitatea solului din modelul eroziunii prin impactul picăturilor de ploaie
(împroşcare) propus de Poesen (1985).
Erodabilitatea solului, aşa cum este definită în ecuaţia universală a eroziunii
solului, ar trebui să reprezinte mai mult sau mai puţin toate modurile în care
caracteristicile solului sunt implicate în eroziune. Totuşi acest factor este departe de a fi
definit pe baze fizice şi toate limitările inerente unei analize statistice i se aplică
(Kirkby, 1980).
Un pas important spre un model al eroziunii solului bazat pe proprietăţi fizice îl
reprezintă modelul eroziunii prin impactul picăturilor de ploaie (împroşcare) propus de
Poesen (1985, cf. Hurjui, 2000). În cadrul acestui singur proces, detaşabilitatea şi
transportabilitatea solului sunt deja recunoscute drept componente distincte ale
erodabilităţii şi tratate separat. Totuşi ele sunt definite numai schematic.
Pe terenurile cu folosinţe agricole pierderile de sol se estimează cu ajutorul mai
multor modele, dintre care ecuaţia Wischmeier - Smith (1978) este şi în prezent
denumită “Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului (USLE)”:
PCSLKRA ⋅⋅⋅⋅⋅=
35
în care, cu notaţiile autorilor:
A este pierderea de sol calculată pe unitatea de suprafaţă, exprimată în funcţie de
unităţile de măsură alese pentru factorul K şi pentru perioada aleasă pentru R. În
practică aceste unităţi sunt alese astfel încât A să fie exprimat în t / ha / an;
R, factorul precipitaţiilor, se compune din indicele ploilor la care se adaugă un
factor de scurgere asociat topirii zăpezii, acolo unde asemenea scurgeri sunt semnifica-
tive;
K, factorul erodabilităţii, raportul dintre pierderea de sol şi indicele de eroziune,
pentru un anumit sol, măsurată pe parcelele standard (25m lungime, panta uniformă de
9% şi cu lucrări continui de pregătire a terenului) de controlul scurgerilor;
L, factorul lungimii versantului, reprezintă rata pierderii de sol pe toată lungimea
parcelei standard de controlul scurgerilor, în condiţii identice;
S, factorul pantei versantului, reprezintă rata pierderii de sol la un gradient de
pantă de 9% şi cu celelalte condiţii identice;
C, factorul acoperirii cu vegetaţie şi al modului de folosinţă a terenului, repre-
zintă rata pierderii de sol dintr-o zonă acoperită cu un anumit tip de vegetaţie şi
management al terenului;
P, factorul sistemului de amenajare a terenului, depinde de sistemul de lucrări
agricole (lucrări pe contur - curba de nivel - culturi în fâşii, terase, fâşii şi terase
banchetă, etc.).
Prin definiţie, modelul Wischmeier - Smith se referă la eroziunea de suprafaţă,
mergând în adâncime numai până la nivelul ravenelor efemere (include şiroirile, rigolele
şi ogaşele).
În România, academicianul Mircea Moţoc împreună cu diverşi colaboratori,
utilizând uneori date de la Staţiunea Perieni, a avut o contribuţie decisivă la stabilirea
metodologiei de estimare a eroziunii solului pe terenurile agricole, pornind de la acest
model şi stabilind, pentru condiţiile ţării noastre, metodologiile cele mai potrivite pentru
determinarea factorilor implicaţi (în special indicatorii ce caracterizează precipitaţiile şi
regimul scurgerilor).
Factorul erodabilităţii K, în USLE, este o valoare cantitativă medie, pe timp
îndelungat, a pierderilor de sol determinată experimental în condiţiile parcelelor
standard de controlul scurgerilor, prin colectarea în bazine speciale şi analizarea
cantităţilor de material erodat, care au părăsit parcela experimentală.
36
Condiţiile de determinare prestabilite impun ca terenul să fie menţinut lipsit de vegetaţie
o perioadă mai lungă de 2 ani, după care, în timpul determinării pierderilor de sol,
parcela este arată, semănată cu porumb “convenţional” în fiecare primăvară şi lucrată
pentru a se împiedica dezvoltarea vegetaţiei şi a formării crustei. Când aceste condiţii
sunt îndeplinite, L, S, C şi P au fiecare valoarea 1,0 iar K este egal cu A / E*I, în care A
este pierderea totală de sol, iar E şi I energia cinetică şi respectiv intensitatea ploii.
PRO
CEN
TUL
DE S
ILT+
NIS
IP F
OA
RTE
FIN
PROCENTUL DE NISIP
FAC
TOR
UL
DE E
RO
DA
BIL
ITA
TE, K
PR
IMA
APR
OXI
MA
RE
A L
UI K
PERMEABILITATEA
foarte încetîncetîncet către mod.moderatmod. către rapidrapid
STRUCTURA SOLULUI
foarte fin granularăfin granularămedie sau grosier granularăblocuri, plăci sau masivă
Figura 12. Nomograma erodabilităţii solului pentru cazul în care fracţiunea silt nu depăşeşte 70%. Ecuaţia este: 100 K= 2,1M1,14 (10-4) (12 - a) + 3,25 (b - 2) + 2,5 (c - 3), în care M = (%silt + nff) (100 -
%c), a = %materie organică, b = codul structurii şi c = clasa permeabilităţii profilului de sol (Wischmeier & Smith, 1978).
Dimensiunile standard pentru parcelele de controlul scurgerilor alese în vederea
determinării lui L, S şi K au fost cele considerate a fi lungimea predominantă şi
aproximativ gradientul mediu al versanţilor din SUA, pe care au fost făcute
măsurătorile.
Autorii consideră că măsurătorile directe ale factorului K efectuate pe parcele de
controlul scurgerilor “reflectă efectele combinate ale tuturor proprietăţilor solului, care
influenţează semnificativ uşurinţa cu care un anumit sol este erodat de ploi şi scurgeri,
dacă nu este protejat”. Totuşi, K reprezintă o valoare medie pentru un sol dat şi
37
măsurarea directă a valorilor lui necesită determinări privind pierderile de sol pentru o
gamă variată de ploi reprezentative şi de condiţii antecedente de sol. Pentru a evalua
factorul K pentru soluri care nu apar în mod obişnuit pe pante de 9%, pierderile de sol
de pe parcelele experimentale care îndeplinesc toate celelalte condiţii, se ajustează pe
baza lui S.
Pierderile de sol înregistrate în diferite zone ale SUA au arătat că fracţiunea nisip
foarte fin (0,05-0,10 mm) are o erodabilitate comparabilă cu particulele de praf şi că
datele analizelor mecanice sunt mai valabile când sunt exprimate în termeni care descriu
proporţiile în care fracţiunile de nisip, praf şi argilă se combină în sol. Utilizarea
standardelor de clasificare texturală a solurilor impune ca procentajul de “nisip foarte
fin” (0,05-0,10 mm) să fie, mai întâi, transferat la fracţiunea de silt (praf). În analiza
mecanicii procesului erozional datele despre sol sunt efectiv exprimate prin parametrul
mărimii particulelor M care este egal cu procentul de praf astfel definit înmulţit cu 100
minus procentul de argilă. În cazurile în care fracţiunea praf nu depăşeşte 70 % variază
aproximativ cu M1,14, dar precizia determinărilor este îmbunătăţită dacă se adaugă
informaţii privind conţinutul de materie organică, structura solului şi clasa de
permeabilitate a profilului.
În condiţiile amintite, factorul K poate fi apreciat cu ajutorul nomogramei din
figura 12. Datele (autorilor) indică faptul că factorul M se modifică atunci când
fracţiunile de praf şi nisip foarte fin depăşesc circa 70 %. Această schimbare a fost
empiric reflectată prin inflexiuni ale curbelor procentului de nisip dar nu au fost
exprimate prin ecuaţii numerice.
Ecuaţia universală a eroziunii solului (USLE) este aplicată în multe părţi ale
globului şi constituie una din componentele de bază ale celebrului WEPP (Water
Erosion Prediction Project).
Componentele erodabilităţii solurilor
Dino Tori, în mai multe lucrări (1987a, 1987b, 1989, 1994, etc.), se ocupă de
bazele fizice ale proceselor erozionale şi de componentele principale ale erodabilităţii:
detaşabilitatea şi transportabilitatea. Autorul arată că într-o definiţie a detaşabilităţii
bazată pe proprietăţile fizice ale pământurilor (solului) principalele caracteristici
relevante sunt: textura, stabilitatea hidrică a agregatelor şi rezistenţa la forfecare.
Poesen şi Savat (1981, cf. Hurjui, 2000) au definit detaşabilitatea drept cantitatea de sol
38
detaşat de pe unitatea de suprafaţă, la o ploaie cu energia cinetică egală cu unitatea. Din
păcate, această definiţie este incompletă deoarece, în funcţie de modul de aplicare
(cădere) a ploii, cantitatea de sol detaşat poate să difere. Chiar dacă energia cinetică
totală este constantă, împroşcarea şi interferenţa între impactul picăturilor şi adâncimea
filmului de apă care acoperă suprafaţa solului (Mutchler & Young, 1975; Torri &
Sfalanga, 1986) poate face în aşa fel încât cantitatea totală de sol detaşat să varieze.
Procesul de dizlocare (detaşare) - detaşabilitatea. Impactul picăturilor de ploaie,
scurgerea peliculară şi prin şiroire sunt fenomenele ce provoacă dizlocarea particulelor.
Ele acţionează prin intermediul forţelor cărora li se opun forţele rezistente care tind să
păstreze particulele şi agregatele pe loc. În termeni generali, este oricând posibil să se
scrie o ecuaţie asemenea următoarei:
FTOT = F(t) - R(t) (1)
în care: FTOT este forţa rezultantă, F forţa activă, R forţa rezistentă şi t timpul.
Este bine cunoscut că forţele de dizlocare în şiroire şi curgerea peliculară se
datorează efortului de forfecare, forţei de ridicare Bernoulli şi turbulenţei, aşa cum se
discută în multe materiale (ex. Raudkivi, 1976; Yalin, 1977; Thornes, 1980, cf. Hurjui,
2000). Pe de altă parte, există oarecare confuzie în ce priveşte forţele ce apar în cazul
căderii impetuoase a picăturilor. Aceste forţe sunt luate în considerare, în mod obişnuit,
prin energia lor cinetică sau prin momentul forţei. Aceşti parametri, totuşi, sunt numai
estimatori ai forţelor reale. În literatură se poate afla natura forţelor reale implicate.
După Engel (1955), Harlow & Shannon (1967), Ghadiri & Payne (1981), De
Ploey & Savat, (1968), Huang et al. (1983), (citaţi de Torri, 1987), schema generală a
dizlocării (detaşării) particulelor poate fi rezumată după cum urmează:
1. Când o picătură atinge suprafaţa solului, iniţial, ea tinde să se opună schimbării
formei. Apoi începe curgerea radială;
2. Curgerea radială este caracterizată prin viteze foarte mari (de până la 10 ori
viteza de cădere a picăturilor). Există unele dovezi că apare şi cavitaţia. Valorile mari
ale efortului de forfecare apar la interfaţa solid-lichid şi determină dizlocarea
particulelor.
S-ar putea spune că forţele active sunt similare indiferent de natura fenomenului
(impactul picăturilor, şiroire sau curgere peliculară) devreme ce ele se datorează
întotdeauna unui fluid aflat în mişcare. Deci s-ar putea scrie o expresie matematică
generală pentru toate procesele de dizlocare.
39
Având în vedere ecuaţia (1) şi luând în considerare variaţia forţelor rezistente în
timp, se pot face următoarele consideraţii. Forţa rezistentă se poate considera egală cu o
anumită valoare Ro atâta timp cât particula de sol este nemişcată. În momentul în care
particula începe să alunece, să se rostogolească sau să se deplaseze prin saltaţie, ecuaţia
descrie mai degrabă transportul decât dizlocarea. După cum a propus Flaxman (1966)
situaţia obişnuită este:
Ro > R(t>0) (2)
Aceasta înseamnă că odată ce particula a fost dizlocată, ea poate să fie spălată.
Deci condiţiile pentru dizlocare pot fi scrise:
F(0) > Ro (3)
Presupunând că F - componenta efortului de forfecare - este cea dominantă atunci
ecuaţia (3) se poate scrie:
sstt AA ⋅>⋅ ττ (4)
unde τt = efortul de forfecare exercitat de fluid, At = suprafaţa particulei asupra căreia τt
acţionează, τs = rezistenţa la forfecare a solului şi As = suprafaţa particulei la care se
referă τs.
As depinde de mărimea şi forma particulelor în timp ce At poate să depindă de
asemenea şi de adâncimea fluidului atunci când particula nu este complet imersată. Deci
raportul At / As se poate scrie:
AA
h sh sth= >ψ ϕ ψ ϕϕ( , , ) ( ,'
r hs
)
ψ ψ '
),,(/ shhst
(5)
unde şi sunt funcţii, h = adâncimea fluidului, φ = mărimea particulei, iar
sh = factorul de formă al particulei.
Introducând (5) în (4) se obţine:
ϕψττ > (6)
sau:
τψτs
t >1 (7)
În concluzie detaşabilitatea solului (D) poate fi definită astfel:
40
s
hshDτϕψ ),,(
= (8)
h sh, ,ϕunde sunt valorile medii ale variabilelor corespunzătoare anumitor condiţii.
Rezistenţa la forfecare a solului este datorată unui termen fricţional (ce îşi are
originea în împachetarea particulelor) şi unui termen de coeziune (datorat legăturilor
dintre particule). La unele soluri primul termen este neglijabil în comparaţie cu al doilea
(ex. solurile argiloase). Pentru alte soluri situaţia este inversă (ex. Solurile nisipoase
grosiere necoezive). Pentru a vedea când anume factorul fricţional devine neglijabil se
procedează după cum urmează. Se presupune că termenul fricţional este de k-ori mai
mic decât coeziunea. Atunci rezistenţa la forfecare devine:
τ αs k P= + ⋅( ) tan1 (9)
unde P este presiunea iar ά unghiul de frecare internă.
Rearanjând această ecuaţie ea devine:
kP
s=⋅
−τ
αtan1 (10)
Pentru rezolvarea ecuaţiei (10) se pot folosi datele publicate de Poesen (1986, cf.
Hurjui, 2000). El a măsurat o rezistenţă la forfecare de 0,2 kPa, cu ajutorul unui aparat
de buzunar cu palete, pe sedimente fine nisipoase (diametrul median = 0,127 mm; nisip
= 89,3 %). Termenul fricţional poate fi considerat ca fiind datorat unei coloane de
sedimente saturate de 1 cm grosime, iar unghiul de frecare internă de 45o. Înlocuind
aceste valori în ecuaţia (10) se obţine k = 0,28. Deci coeziunea este egală cu 0,044 kPa.
Această valoare trebuie să fie comparată cu termenul fricţional care acţionează asupra
unei particule parţial expusă curentului de fluid. Aici presiunea depinde numai de
greutatea particulei. Deci, considerând o particulă sferică de cuarţ cu diametrul de 1 mm
şi un unghi de frecare internă de 45o, termenul fricţional este egal cu 0,011 kPa. Această
valoare reprezintă doar 1/4 din valoarea coeziunii ceea ce arată că în mod obişnuit
coeziunea este componenta cea mai importantă a rezistenţei la forfecare a solului, chiar
şi în cazul nisipurilor fine.
Rolul jucat de coeziune în procesul eroziunii prin picături. Al Durrah şi Bradford
(1982) au evidenţiat faptul că dizlocarea particulelor sub impactul picăturilor de ploaie
41
este invers proporţional cu rezistenţa la forfecare a solului. Autorii au propus
următoarea ecuaţie:
A akE
bs
= +τ
(11)
unde A este pierderea de sol, a şi b constante empirice, kE energia cinetică a picăturilor
iar τs este rezistenţa la forfecare a solului măsurată cu ajutorul unui penetrometru
dinamic (cu con căzător) suedez. Aceasta înseamnă că detaşabilitatea solului prin impact
(Ds) este:
Da
= (12) s
sτ
Torri et al.(1987, cf. Hurjui, 2000) a găsit că:
Df
ss
=( )ϕτ
(13)
unde f este o funcţie, φ este distribuţia granulometrică a agregatelor stabile, iar τs este
rezistenţa la forfecare a solului măsurată cu ajutorul unui aparat cu palete (vane-test).
Rolul hidrologic al vegetaţiei
Vegetaţia ce acoperă suprafaţa solului, atât sub cea arboricolă sau erbacee, cât şi
cea aflată în stare de litieră are un rol hidrologic ce poate fi evidenţiat sub aspectul
capacităţii de a reţine o parte din cantitatea de precipitaţii căzută pe suprafaţa solului,
respectiv retenţia superficială. Pentru condiţiile bazinelor torenţiale din România, s-au
stabilit valorile “Z” ale retenţiei, pe categorii de terenuri (Munteanu et al., 1991). Aceste
valori sunt mai mari în cazul vegetaţiei forestiere (Z = 4 - 11 mm) şi mai mici în cazul
folosinţelor agricole (Z = 2 - 6 mm). Valoarea retenţiei se poate calcula cu ajutorul
relaţiei lui Horton:
Z = b + c * h,
în care Z (mm) este înălţimea stratului de apă reţinut, h (mm) este înălţimea stratului de
precipitaţii, iar b şi c sunt coeficienţi care depind de tipul de vegetaţie şi de înălţimea
plantelor.
Retenţia superficială are două laturi:
Retenţia în coronament (intercepţia) reprezintă cantitatea de apă din precipitaţii
reţinută în coronamentul arboretelor şi depinde de doi factori:
42
- structura şi caracteristicile arboretelor (specie, vârstă, consistenţă, suprafaţa
aparatului foliar, calitatea coroanei, rugozitatea frunzelor, etc.).
- caracteristicile ploii (cantitatea de precipitaţii, durata şi variaţia intensităţii,
viteza de cădere şi dimensiunile picăturilor).
Dată fiind marea variabilitate a factorilor care influenţează acest parametru,
valorile lui diferă nu numai de la o zonă geografică la alta, ci şi de la un tip de arboret şi
respectiv de la un sezon de vegetaţie la altul. De aceea, în practică trebuiesc utilizate
rezultatele cercetătorilor din acest domeniu.
Menţionăm numai că nivelul maxim al retenţiei (peste 20 mm) s-a înregistrat, în
ţara noastră, în cazul ploilor de lungă durată, separate de intervale fără precipitaţii de
peste o oră, iar nivelul cel mai scăzut (sub 12 mm) în condiţiile unor ploi izolate,
separate între ele prin perioade fără precipitaţii de mai multe zile (P. Abagiu, 1973 –
1980, citat de Hurjui, 2000). Autorul arată că relaţia dintre valorile medii ale intercepţiei
în coronament şi valorile medii ale precipitaţiilor este de forma:
Ih = Imax*(1-e-kh),
în care: Imax (mm) este valoarea maximă a intercepţiei, k este un coeficient stabilit în
funcţie de structura arboretului (specie, vârstă, consistenţă), iar Ih (mm) este valoarea
intercepţiei la o ploaie dată.
Retenţia în litieră (Munteanu et al., 1991). Conform cercetărilor efectuate în ţara
noastră de către specialiştii în domeniu, litiera are un rol antierozional incontestabil şi
variază între 5 % şi 30 % din cantitatea de precipitaţii căzute, în funcţie de: structura
specifică, grosimea şi gradul de afânare, gradul de umectare datorat precipitaţiilor
anterioare, durata şi intensitatea ploii, etc.
Ca şi în cazul intercepţiei în coronament, curbele care exprimă legătura dintre
durata ploilor şi cantitatea de apă reţinută de litieră prezintă o creştere rapidă în primele
30 de minute, de la începutul ploii, după care ritmul de creştere scade treptat, curbele
tinzând asimptotic la o dreaptă paralelă cu axa duratei ploilor.
Factorul antropic prin modul de folosinţă a terenurilor şi modificarea
structurii acoperământului vegetal
Există opinia aproape unanimă că omul, prin utilizarea neraţională a terenurilor
ce se pretează pentru agricultură, contribuie la declanşarea proceselor de ravenaţie şi la
intensificarea proceselor erozionale în general. În literatură se dau numeroase exemple
43
BÂRLAD
Bârla
d
Tutova
Vasl
ueþBârlad
Bahlui
Jijia
TECUCI
GALAÞI
VASLUI
IAªI
Lac Stânca Costeºti
Prut
Prut
Siret
Lacul Brateº
BÂRLAD
TECUCI
GALAÞI
VASLUI
IAªI
Lac Stânca Costeºti
Lacul Brateº
BÂRLAD
Vasl
ueþ
TECUCI
GALAÞI
VASLUI
IAªI
Lac Stânca Costeºti
Lacul Brateº
Acum 2000 ani ... în 1972 ... în 1993 Figura 13. Răspândirea pădurilor în Podişul Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut
(Adaptare după Conea I., şi Velcea I., din Ujvary I., 1972)
44
Bogdana
Plopana
Pungeºti
VASLUI
TECUCI
BACÃU
ADJUD
BÂRLAD
Nicoreºti
Homocea
Podu Turcului
Gãiceana
Puieºti
Parincea
BÂRLAD
Nicoreºti
TECUCI
ADJUD
BACÃU
VASLUI
Pungesti
Plopana
Izvorul Berheciului
Parincea
Gãiceana
Puieºti
Bogdana
Podu Turcului
1828 1893 1972
Figura 14. Răspândirea pădurilor în Colinele Tutovei (Podişul Bârladului) între 1828 - 1972
(După Pompiliu Poghirc, 1972)
45
Figura 15. Răspândirea pădurilor în Podişul Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut
(Adaptare după Conea I., şi Velcea I., din Ujvary I., 1972)
46
de cazuri în care, fie şi după defrişarea unei parcele mici de pădure, terenul a căpătat un
aspect dezolant datorită apariţiei şiroirilor, rigolelor şi chiar ravenelor.
Cercetarea unui teritoriu atât de vast cum este cel al Podişului Moldovei, în
vederea cuantificării tendinţei distribuţiei în suprafaţă a pădurilor şi a relaţiei acesteia cu
procesele erozionale, este laborioasă deoarece implică inventarierea în acelaşi timp a
suprafeţelor cu păduri şi a celor ocupate de ravene.
Totuşi, orientativ, dar poate mai sugestiv decât unele hărţi detaliate, figurile 13,
14 şi 15 ilustrează cele de mai sus în sensul că scăderea suprafeţelor acoperite cu păduri,
de-a lungul timpului, a avut o influenţă evidentă asupra distribuţiei areale a ravenelor.
Suntem conştienţi că aceste hărţi “medalion” prezintă mai multe deficienţe, în
afară de scara la care a fost abordat teritoriul:
- se poate contesta, în general, calitatea informaţiilor (atât cele privitoare la
păduri cât şi cele privitoare la ravene) pe măsură ce acestea se referă la perioade mai
vechi;
- în lipsa unor programe de digitizare şi de cartografiere care să lucreze cu
coordonate geografice, manipularea şi suprapunerea unor hărţi la scări diferite ale unor
teritorii mari, prezintă erori la fel de mari.
V. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR CU ROL
DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR
Proprietăţile solului şi interacţiunile dintre ele determină intensitatea forţelor
dintre particule pentru a rezista dizlocării. Proprietăţile solului influenţează, de
asemenea, configuraţia fizică (morfologia) a particulelor la suprafaţa malului. Suprafaţa
malului, în schimb, influenţează condiţiile hidraulice de scurgere din imediata
vecinătate. Cedarea malului se produce nu numai datorită forţelor hidraulice, ci şi
datorită forţelor gravitaţionale, şi aceasta nu numai în cazul malurilor foarte înalte
(deplasările în masă sunt implicate în aproape toate mecanismele de cedare identificate
până în prezent). În consecinţă, în special în cazul ravenelor, forţele gravitaţionale par să
aibă o semnificaţie relativ mai mare decât forţele hidraulice. Mecanismele de cedare a
malurilor sunt legate exclusiv de proprietăţile individuale ale unităţilor stratigrafice care
compun depozitele din versanţi şi din maluri. Distribuţia unităţilor stratigrafice în
regiune este deci rezultatul acţiunii factorului paleoclimatic asupra sistemelor erozionale
şi depoziţionale holocene.
47
Rocile sedimentare se clasifică în coezive şi necoezive în funcţie de influenţa relativă a
forţelor gravitaţionale (greutatea) ce acţionează asupra particulelor şi cele dintre
suprafeţele acestora. Deşi această simplă clasificare este larg utilizată, ea este
inconsistentă din două motive. În primul rând, forţele de atracţie de la nivelul suprafeţei
particulelor este măsurabilă. În al doilea rând, dezvoltarea unor asemenea forţe depinde
numai de natura materialului. Ambele inconsistenţe îşi au originea în complexitatea
noţiunii de coeziune. Forţa netă de atracţie dintre particule este rezultanta mai multor
forţe de atracţie şi de respingere. Această forţă se dezvoltă fie direct, între particulele
adiacente, fie indirect prin intermediul filmelor subţiri de apă absorbită. Filmele sau
orizonturile fine de apă reacţionează cu mediul chimic prezent şi, în consecinţă,
modificarea chimismului soluţiei produce modificări semnificative ale forţei nete de
atracţie. Complexitatea naturii forţelor de interacţiune dintre particule şi a modului de
mobilizare a eforturilor din interiorul masivului de rocă este una din limitările impuse
unei înţelegeri complete a erodabilităţii materialelor coezive şi a comportării acestora
în timpul solicitărilor mecanice.
În consecinţă, informaţiile privind proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor ce
influenţează morfodinamica ravenelor trebuie să provină din două din două direcţii,
erodabilitatea şi comportarea materialelor în timpul solicitărilor mecanice, şi se obţin
printr-o mare varietate de proceduri experimentale.
Grissinger (1982, cf. Hurjui, 2000) a sintetizat rezultatele obţinute de către
diverşi autori în studiul erodabilităţii (Tabelul nr. 4), organizând proprietăţile de
rezistenţă ale rocilor în patru grupe:
1. Proprietăţi “primare” ale rocilor;
2. Condiţii de testare;
3. Proprietăţi “compuse” ale rocilor;
4. Proprietăţi hidraulice.
Această grupare a proprietăţilor ca şi împărţirea lor în fizice, chimice sau
mecanice se dovedeşte a fi dificilă în practică şi într-o anumită măsură artificială; cele
mai multe proprietăţi prezintă un anumit grad de intercorelare, deci separarea lor este
relativă.
1. Proprietăţile primare ale rocii care influenţează semnificativ stabilitatea la
eroziune sunt: mărimea medie a particulelor, conţinutul de argilă şi de materie organică,
48
densitatea aparentă sau indicele porilor şi diferite expresii care leagă soluţiile
hidrotermale de capacitatea de schimb ionic şi compoziţie (Grissinger, 1982).
Tabelul nr. 4
Proprietăţile care influenţează erodabilitatea şi sunt legate de stabilitatea materialelor coezive sau semiconsolidate (Grissinger, 1982)
Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate Abdel Rahman 1964 - rezistenţa la forfecare cu palete
- rugozitatea suprafeţei supuse eroziunii Ariathurai şi Arulanandan
1978 - tipul şi cantitatea de argilă - temperatura apei - conţinutul de materie organică - chimismul apei - agent eroziv - istoricul solicitărilor la care a fost supus materialul
Arulanandan et al.
1973 - Indicele de absorbţie a sodiului (SAR) - conductivitatea electrică şi amploarea dispersiei dielectrice care exprimă (reflectă) cantitatea de argilă şi chimismul sistemului
Carlson şi Enger 1963 - rezistenţa la forfecare cu palete - densitatea aparentă - limita de curgere (lichiditate) şi indicele de plasticitate (Atterberg)
Christensen şi Das
1973 - tipul şi cantitatea de argilă - rugozitatea suprafeţei supuse eroziunii
Dash 1968 - conţinutul de argilă - rezistenţa la întindere - umiditatea - timpul - numărul Reynolds
Dunn 1959 - rezistenţa la forfecare cu palete Einsele et al. 1964 - conţinutul de argilă
- indicele porilor - rezistenţa la forfecare - istoria geologică (tipul de consolidare)
Enger et al. 1960 - limita de lichiditate şi indicele de plasticitate Flaxman 1969 - rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale
- permeabilitatea Fortier şi Scobey 1926 - tipul şi concentraţia materialului aflat în suspensie Gibbs 1962 - limitele Atterberg
- densitatea aparentă Goss 1973 - conţinutul de argilă Grissinger 1966
1972 - densitatea aparentă - temperatura apei - umiditatea - tipul de argilă şi orientarea particulelor - ritmul de umezire
Grissinger şi Asmussen
1963 - timpul de menţinere în umezeală înainte de evenimentul erozional
Grissinger et al. 1981 - conţinutul de argilă - umiditatea iniţială - valoarea-prag a vitezei de neerodare - morfologia suprafeţei
Karasev 1964 - multiplicitatea factorilor care interacţionează cu scurgerea concentrată Kuti şi Yen 1976 - conţinutul de argilă
- indicele de plasticitate - chimismul fluidului - indicele porilor
Laflen şi Beasley
1960 - indicele porilor - tipul de sol
49
Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate Lambermont şi Lebon
1978 - compoziţia fizico-chimică a orizontului superficial
Liou 1967 1970
- tipul de argilă - tendinţa de lichefiere (tixotropia) - aditivi chimici - pH - temperatura apei - rezistenţa la forfecare cu palete
Lyle şi Smerdon 1965 - gradul de compactare - raportul Ca / Na - mărimea medie a particulelor - conţinutul de materie organică - rata de dispersie - rezistenţa la forfecare cu palete - limitele Atterberg
Mirtskhulava 1962 - rezistenţa la penetrare ca o măsură a coeziunii - heterogenitatea materialului
Moore şi Mash 1962 - numărul Reynolds Partheniades 1965 - rezistenţa la forfecare macroscopică
- concentraţia de sedimente Peirce et al. 1970 - materialul erodat ca agregate Rektorik şi Smerdon
1964 - umiditatea materialului - rezistenţa la forfecare cu palete - indicele golurilor
Sargunan 1976 - tipul de argilă - tipul şi concentraţia ionilor în pori şi în fluidul eroziv
Sherard et al. 1976 - diferite măsuri ale dispersiei Smerdon şi Beasley
1959 - indicele de plasticitate - rata de dispersie - conţinutul de argilă - mărimea medie a particuelor
Sutherland 1966 - turbulenţa Swain et al. 1975 - forţele de târâre şi ridicare
- presiunea apei din pori Swanberg 1966 - umiditatea
- rezistenţa la întindere - rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale
În general, proprietăţile primare ale rocilor care influenţează stabilitatea canalelor
formate din materiale coezive sunt comparabile cu cele care influenţează stabilitatea
hidrică a agregatelor. Este şi normal pentru că în ambele cazuri stabilitatea depinde de
forţele de atracţie de la nivelul suprafeţei particulelor. În plus, în cazul stabilităţii hidrice
a agregatelor apare o proprietate legată de conţinutul de oxizi de fier şi aluminiu.
Proprietăţile care influenţează sau sunt legate de stabilitatea hidrică a agregatelor au fost
sintetizate de Grissinger (1982) în tabelul nr. 5.
2. Condiţiile de testare includ temperatura fluidului (agentului erozional),
umiditatea antecedentă, rata de umezire, presiunea apei din pori şi diferiţi factori
temporali. În plus, stabilitatea hidrică a agregatelor este influenţată de conţinutul de
sedimente aflate în suspensie şi de chimismul apei.
50
Tabelul nr. 5
Proprietăţile care influenţează sau sunt legate de stabilitatea hidrică a agregatelor (E. H. Grissinger, 1982)
Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate
Bobchenko 1962 - timpul după compactare şi umezire, umiditatea agregatelor, temperatura, conţinutul de materie organică
Greenland et al. 1975 - mai multe influenţe fizice, chimice şi mineralogice Hofman şi DeLeenheer 1975 - materia organică, rata de umezire, textura, presiunea aerului din
pori Kemper 1966 - rata de umezire, oxizi de Fe, conţinut de argilă, materie
organică, Na schimbabil Kuznetsova 1966 - materie organică, sesquioxizi, independent de conţinutul de de
argilă pentru solurile cu textură fină Lutz 1934 - proprietăţile care influenţează permeabilitatea şi usurinţa
dispersiei Reeder et al. 1934 - aciditatea, pH, aluminiu extractibil Winterkorn 1974 - tendiţe dispersive, limita de contracţie, timpul
3. Proprietăţile compuse ale solurilor care influenţează stabilitatea materialelor
coezive sunt: limitele Atterberg, rezistenţa la penetrare, conductivitatea electrică şi
dispersia dielectrică, permeabilitatea, caracteristicile de dispersie şi ale modificărilor de
volum. Ultimele trei proprietăţi amintite sunt legate şi de stabilitatea hidrică a
agregatelor. În plus, proprietăţi cum sunt rezistenţa la forfecare cu palete, rezistenţa la
întindere şi rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale au fost legate de stabilitatea
materialelor coezive în unele studii, iar în altele s-a considerat că aceşti parametri mai
larg cuprinzători nu sunt legaţi de stabilitate.
4. Proprietăţile hidraulice cel mai des considerate sunt forţa de tăiere sau
forfecare a fluidului exprimată fie prin efortul de forfecare fie ca forţă tractivă, numărul
Reynolds, forţele de ridicare şi turbulenţa. Condiţiile de scurgere la suprafaţa rocilor nu
sunt independente de calitatea suprafeţei (rugozitatea) şi aceasta este una din
proprietăţile cele mai dificil de determinat în condiţii experimentale.
Cedarea malurilor formate din materiale coezive este un proces complex care se produce
sub acţiunea forţelor gravitaţionale, hidraulicii curgerilor şi efectului lor combinat.
Ponce (1978) arată că gravitaţia are o influenţă decisivă asupra stabilităţii (instabilităţii)
versanţilor şi malurilor, în timp ce forţele hidralice controlează detaşarea (dizlocarea)
particulelor, abraziunea şi procesele de sufoziune. Semnificaţia relativă a gravitaţiei faţă
de forţele hidraulice depinde de condiţiile din întregul sistem. Caracteristici ale
sistemului cum ar fi stabilitatea trecută şi prezentă a talvegului, sinuozitatea canalului,
51
forma şi natura materialelor transportate pe fund şi debitele solide şi lichide, toate
influenţează modurile şi mecanismele de cedare a malurilor (Anderson et al., 1975).
Problemele stabilităţii malurilor pot fi studiate în două moduri distincte. Primul,
în laborator, implică definirea tuturor variabilelor posibile care influenţează stabilitatea
cu aplicarea lor la problemele specifice. Această abordare necesită o bază de date
excesiv de mare faţă de ceea ce este disponibil în prezent pentru evaluarea întregului
potenţial al tuturor proprietăţilor pertinente. Al doilea mod de abordare, bazat pe
cercetările de teren implică identificarea modurilor de cedare a malurilor pentru fiecare
sistem. Se identifică condiţiile critice de limitare a stabilităţii şi apoi acestea sunt
evaluate în condiţii controlate. Acest al doilea mod de abordare are trei avantaje: (i)
relaţiile de stabilitate sunt simplificate şi numărul de variabile pertinente este mult
redus; (ii) permite identificarea relaţiilor dintre condiţiile canalului şi proprietăţile
bazinului; (iii) rezultatele au caracter de predicţie şi pot fi aplicate şi unor sisteme
similare.
Metode de măsurare a tăriei (rezistenţei) materialelor din maluri
În contextul eroziunii malurilor două aspecte prezintă interes în ceea ce priveşte
rezistenţa materialelor implicate. Primul este erodabilitatea materialului -
susceptibilitatea lui la eroziune prin curenţi concentraţi - (discutat mai sus), iar al doilea
priveşte rezistenţa la forfecare, respectiv abilitatea lui de a se opune forţelor
gravitaţionale care tind să provoace cedarea malului prin alunecare sau prăbuşire.
Thorne (1978) a sugerat şi existenţa unui al treilea aspect privind rezistenţa materialelor
din maluri şi anume rezistenţa la întindere (tensiuni). Rezistenţa la întindere a
materialelor din maluri (inclusiv efectele rădăcinilor plantelor) reprezintă abilitatea
acestora de a rezista formării fisurilor (crăpăturilor) de distensiune în partea superioară a
malurilor abrupte.
Rezistenţa la forfecare a materialelor din maluri este exprimată de ecuaţia
revăzută (de către Maslov) a lui Coulomb:
'')( ctgu +⋅−= φστ
unde τ = rezistenţa la forfecare nedrenată, u = presiunea apei din pori, φ’ = unghiul de
frecare internă aparent, σ = efortul normal şi c’= coeziunea aparentă. Cele mai multe
metode de determinare a rezistenţei la forfecare constau în măsurarea in situ a lui τ sau
în determinarea pe baza încercărilor în laborator a lui φ, c şi u. Diferitele metode de
52
determinare sunt standardizate şi în România, mai puţin cele pentru determinări in situ,
datorită marii varietăţi de tipo-dimensiuni ale aparaturii.
După cum se cunoaşte, determinarea in situ a rezistenţei la forfecare cu aparatul
cu palete (vane-test) a fost utilizată de majoritatea cercetătorilor deoarece este cea mai
expeditivă, dar oferă numai o valoare egală cu coeziunea materialului. Unele aparate de
forfecare cu palete se pot utiliza numai la suprafaţa terenului iar altele atât la suprafaţă
cât şi în foraje.
De aceea, în cele ce urmează (figura 16), prezentăm schematic aparatul proiectat
şi dezvoltat de profesorul R. L. Handy de la Iowa State University şi utilizat de către
mai mulţi cercetători americani (Little, Thorne, Murphey, 1981; Thorne, 1981) în
analiza stabilităţii malurilor, deoarece permite concomitent determinarea unghiului de
frecare internă.
Aparatul denumit Iowa Borehole Shear Tester (IBST) permite determinarea
rezistenţei la forfecare în foraje de 8 cm diametru. Principalele avantaje ale IBST faţă de
metodele convenţionale sunt:
- coeziunea şi unghiul de frecare internă sunt evaluate într-un timp de 10 ori mai
scurt decât în testele efectuate cu aparatul triaxial;
- rezultatele sunt reprezentate pe teren (la faţa locului) în timpul testelor
permiţând repetarea imediată dacă rezultatele nu sunt concludente;
- testele pot fi efectuate în orice locaţie şi la oricare adâncime în interiorul
malului pentru a investiga stratele mai slabe (susceptibile la cedare).
Testele efectuate cu IBST repetate în diferite locaţii şi la diferite adâncimi oferă
perechi de valori τ şi σ. Reprezentarea grafică a acestor puncte defineşte linia de rupere
Mohr - Coulomb. Panta liniei dă unghiul de frecare internă iar punctul de intersecţie cu
axa ordonatelor indică coeziunea (Handy şi Fox, 1967).
Cercetătorii care au testat acest aparat arată că este rapid şi uşor de folosit, iar
rezultatele par să fie rezonabile în totalitate şi comparabile cu datele obţinute prin
compresiune mono şi triaxială. La malurile cu umiditate scăzută şi presiune în pori
nesemnificativă nu apar probleme deosebite, în schimb în cazul solurilor saturate nu este
clar dacă rezultatele pot fi asimilate la încercarea de forfecare în aparatul cu casete sau
triaxial “consolidat-drenat” (u = 0) sau “consolidat-nedrenat” (u≠0). Problema poate fi
depăşită prin utilizarea unui aparat IBST, model îmbunătăţit, echipat cu traductor de
presiune în placa de forfecare neexpandabilă (figura 17).
53
Fig. 16 Aparatul de forfecare in situ, în foraj, cu cap de forfecare expandabil - Iowa Borehole Shear Tester
(W. C. Little et al., 1981)
Fig. 17 Detaliu al aparatului de forfecare in situ cu cap de forfecare expandabil - IBST -
(Colin R. Thorne, 1981)
ANSAMBLU DEDEMULTIPLICAREŞI TRAGERE
TIJĂ DELEGĂTURĂ
GAURA DEFORAJ
PIESE (CUŢITE) DEFORFECARE
REGULATOARE DEPRESIUNE
PANOU DE CONTROLAL PRESIUNII
GAZULUI EXPANSIUNE
RESTRÂNGERE
BUTELIE CUAZOT
Gaurade
foraj
Piston
Conductă de gazpt. punere sub
presiune
Tijă pt.tragere
Placa de
Tije de ghidare
Planesuccesive
deforfecare
forfecare
Forma plăcilor de forfecare poate să creeze probleme ce par să fie asociate cu
incompleta pătrundere a cuţitelor sau cu umplerea progresivă cu material a lor pe
măsura creşterii presiunii normale în timpul celor trei stadii ale testului. În această
situaţie se aleg cuţite de formă corespunzătoare texturii solului (Luttenegger et al., 1978,
cf. Hurjui, 2000).
Rezistenţa la întindere poate fi măsurată cu ajutorul unui aparat de compresiune
modificat (Thorne et al., 1980) sau cu aparatul descris de Caquot şi Kerisel (1968, cf.
Hurjui, 2000).
În lipsa unei instalaţii de tipul IBST, la CCDCES Perieni s-a utilizat o
metodologie de investigare a caracteristicilor fizico-mecanice ale depozitelor
sedimentare implicate în procesele de ravenaţie bazată pe un set de aparate şi
determinări, cele mai multe in situ, ce cuprinde:
- o trusă de foraj manual Eijkelkamp ce permite executarea de sondaje cu
diametrul maxim de 110 mm în malurile şi pe fundul ravenelor (inclusiv în depozitele
aluvionare) până la adâncimea de 10 m (Foto 2) şi prelevarea probelor tulburate din sapa
Edelman sau Riverside şi probe netulburate continui cu lungimea de 1 - 2 m din nisipuri
imersate. Când situaţia o cere, în cazul ravenelor mai adânci, forajele se execută în
trepte;
- o trusă de penetrare statică cu 6 conuri Eikelkamp, cu gama de măsurare 0 - 1,0
kN, adaptată pentru penetrarea unor coloane litologice de până la 5 m grosime cu citiri
din 5 în 5 sau din 10 în 10 cm (Foto 3);
54
- un penetrograf Eijkelkamp de precizie, cu gama de măsurare 0 - 0,5 kN, până la
adâncimea maximă de 80 cm; valorile rezistenţei la penetrare statică pe con înregistrate
continuu pe diagrame în teren sunt ulterior digitizate şi prelucrate pe calculator (Foto 4);
- un aparat de forfecare cu palete (vane-test) Eijkelkamp (Foto 5);
- o trusă de prelevare a cilindrilor de greutate volumetrică Eijkelkamp în foraje de
până la 2,5 m adâncime (Foto 6).
Prin utilizarea acestei combinaţii de aparate pentru încercări geomecanice in situ,
a analizelor fizico-chimice de laborator şi a unor modele semiempirice validate pentru
ravenele studiate şi toată gama de pământuri în stare naturală (neexploatate agricol) se
determină toate caracteristicile necesare analizelor de stabilitate ale malurilor şi
consideraţiilor geomorfologice.
Pentru obţinerea de informaţii privind morfometria unor ravene mai greu
accesibile, se utilizează uneori şi tehnica digitizării fotogramelor terestre.
Practic, am stabilit o metodologie care s-a dovedit a fi cea mai adecvată pentru
investigarea unui număr foarte mare de ravene, într-un timp relativ scurt (prin vizite de
o zi sau două la o ravenă), cu un personal redus (echipaj format din 2 -3 persoane) şi
obţinerea informaţiilor minime necesare analizelor de stabilitate. În investigaţiile
geotehnice de teren se porneşte de la următorul model verbal. Înaintarea (regresarea)
vârfurilor ravenelor se produce prin deplasarea spre amonte a unui prag morfologic
(“knick-point”, “headcut” sau “overfall”); canalul străpunge în zona sa amonte o stivă
de depozite sedimentare cu caractere litologice individuale diferite. De cele mai multe
ori, în partea superioară a acestei stive se găsesc orizonturi mai uşor erodabile de
aluviuni nisipoase sau nisipo-prăfoase (se confirmă astfel ideile lui Schumm, 1985) sau
orizonturile superioare de sol cu grosimi mari pe fundul văilor ravenate. Cedarea praguri
se produce în urma unor evenimente pluviale de o anumită intensitate şi durată după
apariţia unor fisuri de distensiune.
Erodarea talvegului şi a bazei malurilor conduce la creşterea înălţimii şi pantei
acestora din urmă, la scăderea stabilităţii lor sub influenţa gravitaţiei. Supraînălţarea
malurilor şi apropierea pantei lor de verticală tinde să cauzeze cedarea prin scăderea la
valori subunitare a factorului de stabilitate definit ca raport între forţele rezistente şi cele
active.
55
Foto 2. Trusa de foraj manual Eijkelkamp
Foto 3. Trusa de penetrare statică pe con Eijkelkamp
56
Foto 4. Penetrograful Eijkelkamp cu diagrama
57
de penetrare şi cele patru conuri
p
Foto 5. Trusa de forfecare cu palete Eijkelkam
i
Foto 6. Trusa pentru determinarea greutăţivolumetrice Eijkelkamp58
Modele geotehnice semiempirice utilizate pentru calibrarea aparaturii de investigaţie
a caracteristicilor fizico-mecanice ale pământurilor
În majoritatea analizelor de stabilitate caracteristicile de rezistenţă ale
pământurilor se reduc la câteva proprietăţi fizico-mecanice compuse cum ar fi:
distribuţia granulometrică, umiditatea, densitatea aparentă, limite de plasticitate
(Atterberg) şi cele două componente ale rezistenţei la forfecare, coeziunea şi unghiul de
frecare internă.
Rezistenţa la penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare in situ cu palete
sunt două proprietăţi compuse (complexe) care se corelează foarte bine cu proprietăţile
enumerate mai sus. În consecinţă, prin utilizarea unor modele matematice se poate
calibra aparatul pentru obţinerea fiecăreia dintre ele. De exemplu, cunoscând rezistenţa
la penetrare şi umiditatea la un moment dat, într-un anumit loc în care se poate
considera că distribuţia granulometrică nu s-a modificat între timp, se poate obţine
densitatea aparentă, densitatea în stare saturată, parametrii rezistenţei la forfecare,
gradul de îndesare al nisipurilor, modulul de deformaţie edometrică, etc.
Rezistenţa la penetrare este relativ uşor de determinat pe teren şi a fost utilizată
pe scară largă (Mitscherlich, 1913; Proctor, 1933; Gill şi Vanden Berg, 1968; Koolen şi
Kuipers, 1983; Bakhtin, 1954, Zelenin, 1959; Barnes et al., 1971; Cassel, 1982; Taylor
et al., 1966; Barley et al., 1968; Păunescu et al., 1982, Silion et al., 1984, Jakobsen şi
Dexter, 1987; Simota, 1986; Canarache, 1990, etc.).
În tabelul nr. 6 prezentăm câteva ecuaţii de regresie citate de Canarache (1990)
cu notaţiile autorului în limba engleză.
Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con în funcţie de textura pământului
este ilustrată în figura 16. Diagrama din figura 16 este una sintetică, idealizată, şi
întocmită pe baza experienţei de teren. Se poate observa că, în mod obişnuit, rezistenţa
la penetrare este mai mică pentru orizonturile superficiale, mai afânate, (chiar dacă sunt
formate din nisipuri grosiere) şi pentru argile. Pentru gama texturală a pământurilor
(nisi-praf-argilă) rezistenţa la penetrare cea mai are o au rocile nisipoase, mai ales la
umiditate mai mică de 10 %.
Pentru a ilustra cele de mai sus şi pentru o mai bună înţelegere a modului în care trebuie
considerată textura pământurilor, prezentăm pe scurt modelul “PENETR”
(Canarache, 1990) care a fost întocmit pe baza unei experienţe îndelungate, prin
59
Tabelul nr. 6
Ecuaţii de regresie utilizate de către diferiţi autori pentru estimarea rezistenţei la penetrare pe con (cf. Canarache A., 1990)
Autorul Anul Ecuaţii de regresie
Goderham & Fisher 1975 RP = a + b1 w + b2 w2 + b3 BD + b4 w BD Wells & Treesuwin 1978 RP = a + b ln w Ehlers et al. 1983 RP = a + b1 w + b2 BD + b3 w BD Bussher et al. 1987 ∆RP = a + b1∆ w + b2∆BD + b3∆w2 + b4∆BD2 + b5 ∆ w∆ BD Jakobsen şi Dexter 1987 RP = exp(a + b1 w + b2 BD) Bennie 1988 log RP =log a + b1 log w + b2 log BD Ayers şi Perumpral 1988 RP = a DAb / [ (c + ( w - d)2] Henderson et al. 1988 RP = DAa / (bw + c)
Verpraskas 1988 RP(0,1Mpa) = a + bBD RP(0,1Mpa) = a + b1BD + b2 BD2 + b3vfS RP(0,1Mpa) = a + b1BD + b2 BD2 + b3vfS + b4S + b5S2 + b6C
dezvoltarea ecuaţiei de regresie a rezistenţei la penetrare standard determinată în laborator:
RPsCph= ⋅ ⋅0044 1039 7 5. . .γ 3
m
(1)
în care RPs este rezistenţa la penetrare standard (în laborator, la umiditate de 50 % adică
aproximativ la saturaţie) în Mpa, Cph = argila “fizică” (< 10 µm diametru) şi γ =
densitatea aparentă în g/cm3.
Pentru înlocuirea conţinutului de argilă “fizică” cu cel de argilă (< 2 µm
diametru) se utilizează relaţia dată de Canarache (1964):
Cph = 6 + 1,2C (2)
în care C este conţinutul de argilă (< 2 µm) în %.
Din ecuaţiile (1) şi (2) rezultă:
53.7047.1055.0 γ⋅⋅= CsRP (3)
Efectul umidităţii asupra rezistenţei la penetrare este ilustrat de următoarea relaţie
(Figura 17):
RP RP wr= ⋅1 (4)
unde RP = este rezistenţa (MPa); wr = este umiditatea relativă (%, g/g la quasi-
saturaţie); iar RP1 şi m sunt constante pentru fiecare sol.
Transformarea umidităţii la quasi-saturaţie în umiditate relativă se face cu
ajutorul relaţiilor:
qs = Sf (5)
60
Nisip grosier afânat
Argilă nisipoasă
Argilă prăfoasă
Nisip prăfos
Nisip fin îndesat
Figura 16. Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con în funcţie
de textura materialului (Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)
în care qs = umiditatea la quasi-saturaţie, S = umiditatea la saturaţie şi f un factor
empiric.
S = 100(1 - 0,38γ) / γ (6)
unde 0,38 (=1/2,65) este un factor ce corespunde particulelor având densitatea de
2,65 g/cm3.
Pentru factorul f, Vâlceleanu (1988) a dezvoltat următoarea ecuaţie:
f dc= +0 875 0 0032. . (7)
unde dc este gradul de compactare (%) (Stângă, 1978) care rezultă din
dc TP TP TPm= −100( ) / m
)
(8)
unde TP este porozitatea totală (%) şi TPm este porozitatea totală minimă
necesară (%).
Porozitatea totală rezultă din formula clasică, care pentru particule cu densitatea
de 2,65 g/cm3, este:
TP = ⋅ −100 1 2 65( / .γ (9)
Porozitatea totală minimă necesară depinde de conţinutul de argilă potrivit
relaţiei:
TP Cm = + ⋅44 9 0 163. . (10)
61
Mai departe se poate deduce
W w qs wr Sf= =100 100/ / ( ) (11)
Rez
iste
nţa
la p
enet
rare
(MPa
)
Umiditatea (%)
Figura 17. Influenţa umidităţii asupra rezistenţei la penetrare (Canarache, 1990)
Eliminarea constantei RP1. Din ecuaţia 4, înlocuind RP cu RPs şi wr cu 50 % şi
rearanjând termenii se obţine: m
sRPRP −⋅= 501 (12)
Din ecuaţiile 4 şi 12 rezultă: m
s wRPRP )50/( γ= (13)
Această ultimă ecuaţie are avantajul de a fi eliminat una din constantele empirice
din ecuaţia 4.
Efectul texturii (compoziţiei granulometrice) şi al densităţii aparente asupra
constantei m. Valorile constantei m din ecuaţia 4 pentru diferite pământuri au fost
comparate cu proprietăţile fizice de bază ale acestora. S-a obţinut următoarea relaţie:
m C= ⋅ ⋅ ⋅0 36 1 0026 1 27 0 267. . . .γ γ C (14)
62
Efectul combinat al texturii solului, densităţii aparente şi al umidităţii asupra
rezistenţei la penetrare. Pentru orice umiditate a solului, rezistenţa la penetrare se poate
calcula combinând ecuaţiile 11 şi 13 după cum urmează:
[ ]RP RP w Sfs= 2 / ( )m
(15)
Figura 18. Testarea modelului PENETR (Canarache A., 1990) la C.C.D.C.E.S. Perieni
Deşi la prima vedere pare complicat, utilizarea modelului Canarache cu ajutorul
unui calculator personal este foarte uşoară şi precisă (numai 12 linii de program în
limbajul BASIC). Cu ajutorul programului Microsoft Excel acest model poate fi utilizat
şi în sens invers pornind de la valorile rezistenţei la penetrare pentru a obţine valorile
vreuneia din datele de intrare.
Modelul Canarache a fost testat şi la C.C.D.C.E.S. Perieni, unde pe terenuri
exploatate agricol a dat rezultate excelente (figura 18). Se poate observa, nu atât
similaritatea dintre tendinţele valorilor determinate şi cele estimate, cât senzitivitatea
modelului exprimată prin “pragurile” care urmăresc condiţiile diferite de lucru în fiecare
parcelă experimentală. Nu aceeaşi situaţie a fost în cazul rocilor aflate în stare naturală
(nederanjate prin lucrări agricole), în malurile ravenelor, dar observaţia a fost deosebit
63
de utilă deoarece a atras atenţia asupra modului în care trebuie considerată textura
pământului şi anume:
Figura 19. Grafic pentru determinarea caracteristicilor γ, n şi e
(Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)
După cum s-a putut observa, în modelul descris, granulometria rocii intervine
numai prin procentul de argilă!. Amintim că în Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului
era conţinutul de praf. Chiar autorul modelului observă că probleme apar în cazul
solurilor argiloase cu conţinut mare de nisip.
Figura 20. Abacă pentru determinarea unghiului de frecare internă în funcţie de rezistenţa
la penetrare statică pe con (Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)
64
S-a constatat că, în utilizarea modelelor semiempirice care leagă proprietăţile
fizice ale rocilor de rezistenţa la penetrare, trebuie acordată o atenţie deosebită şi
fracţiunii nisipoase, combinaţiei nisip-argilă, sau în orice caz, fiecărei fracţiuni
prezente.
Amintim, de asemenea, că în formula de calcul a factorului M propus de S.
Schumm (1960), litologia intervine prin “procentul de praf - argilă” din depozitele de
fund ale secţiunii ravenei şi din maluri.
Pentru a avea în permanenţă controlul asupra legăturilor (corelaţiilor) ce există
între rezistenţa la penetrare şi celelalte caracteristici fizice şi fizico-mecanice, toate
datele au fost testate pe baza unor modele proprii în întocmirea cărora am pornit de la
modelul Canarache (1990) pentru terenurile agricole şi de la abacele prezentate de
Păunescu, Pop şi Silion (1982, p. 103). Aceste abace (figurile 19 şi 20) au fost digitizate
şi adaptate pentru a putea fi folosite ca instrumente de lucru pe calculator.
Cercetări proprii privind influenţa litologiei asupra morfologiei
şi dinamicii ravenelor
Pe parcursul a circa zece ani s-au efectuat cercetări la C.C.D.C.E.S. Perieni
privind influenţa rocilor sau pământurilor (solurilor) din malurile şi /sau talwegul
ravenelor, asupra morfologiei şi dinamicii acestora. Metoda de lucru a consatat din
efectuarea de foraje geotehnice manuale în malurile şi fundul ravenelor, efectuarea unor
teste geotehnice in situ cu ajutorul unor echipamente portabile Eijkelkamp şi în
prelevarea de probe de sol pentru analizarea ulterioară în laborator. In situ s-au
determinat: densitatea aparentă cu ajutorul unui aparat cu membrană şi cu apă,
rezistenţa la penetrare statică pe con, rezistenţa la forfecare cu ajutorul unui aparat cu
palete (field vane test) care furniza o estimare a coeziunii materialelor străbătute. În
laborator se determinau: umiditatea naturală, densitatea aparentă, greutatea specifică,
porozitatea, etc. Ulterior, indirect, cu ajutorul unor modele matematice, modele
deterministe, nomograme proprii descrise pe larg într-o lucrare anterioară, se determinau
toţi parametrii necesari analizelor de stabilitate a malurilor, vârfurilor ravenelor, etc.
Cercetările s-au efectuat asupra unui număr de 14 ravene din Podişul Bârladului.
Tabelele 7 şi 8 conţin o sinteză a caracteristicilor fizico-mecanice (în
65
Tabelul nr. 7
CARACTERISTICI FIZICO-MECANICE ALE DEPOZITELOR SEDIMENTARE INCIZATE DE RAVENE VALORI ÎN STARE NATURALĂ
Grosimea (cm)* Umiditatea (%) Densitatea aparenta (g/cm3) Coeziunea (kPa) Rp mediu (kPa) Granulometrie (%)
MATERIAL MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX Nisip Praf Argilă
Aluviuni recente 20 94 190 2.20 8.10 19.70 1.32 1.60 1.85 9.67 26.23 69.61 383 4114 8440 68.74 21.03 10.28
Aluviuni mollice 30 103 190 3.57 15.38 60.00 1.34 1.58 1.76 11.21 22.42 44.86 1025 5143 8025 60.37 24.52 15.35
Depozite nisipoase 10 68 130 3.79 14.20 30.00 1.44 1.64 1.74 7.78 17.52 28.45 325 3691 7300 63.68 22.34 15.85
Luturi diferite 14 101 480 5.27 18.55 115.00 1.30 1.61 1.87 10.05 26.49 54.91 325 3308 7129 57.21 22.01 21.34
Orizontul Bt 10 81 290 5.62 17.13 50.00 1.22 1.61 1.89 11.98 29.35 64.97 646 2571 7764 57.24 21.74 22.15
Depozite argiloase 20 90 190 9.24 19.38 29.24 1.36 1.64 1.87 9.67 25.32 37.12 1029 2740 7371 44.03 25.50 29.95
Alte materiale 10 36 60 2.00 22.79 45.00 1.56 1.85 2.13 17.01 20.69 24.36 7300 8650 10000
66
Tabelul nr. 8
CARACTERISTICI FIZICO-MECANICE ALE DEPOZITELOR SEDIMENTARE INCIZATE DE RAVENE VALORI ÎN STARE
NATURALĂ ŞI LA SATURAŢIE
Rp mediu la saturaţie Coeziunea
(kPa)
Coeziunea la saturaţie
(kPa)
Rp mediu
(kPa) (kPa) Orizont litologic
MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX
Aluviuni recente 9.67 26.23 69.61 5.00 16.00 35.00 383 4114 8440 236 2584 6358
Aluviuni mollice 11.21 22.42 44.86 7.65 14.09 25.48 1025 5143 8025 631 3452 6641
Orizontul Bt 11.98 29.35 64.97 6.06 19.94 58.90 646 2571 7764 260 1772 4198
Depozite nisipoase 7.78 17.52 28.45 6.54 10.93 22.15 325 3691 7300 182 2231 5101
Luturi diferite 10.05 26.49 54.91 6.92 16.49 47.56 325 3308 7129 182 1815 5183
Depozite argiloase 9.67 25.32 37.12 4.57 16.50 35.10 1029 2740 7371 612 1725 4635
Alte materiale 17.01 20.69 24.36 4.13 10.58 17.02 7300 8650 10000 2431 3766 5101
67
valori medii ponderate cu grosimea stratelor străbătute prin foraje) ale principalelor
clase de roci moi sedimentare separate pe criteriul textural, şi conform rolului pe care îl
au în morfologia şi dinamica ravenelor studiate. În figura 21 sunt ilustrate distribuţiile
granulometrice ale principaleleor categorii de roci moi identificate în stratificaţia
malurilor.
Datele prezentate în aceste tabele conduc la următoarele concluzii:
- Şapte categorii de materiale au fost identificate ca fiind prezente în marea
majoritate a ravenelor studiate. Acestea sunt:
- Aluviuni recente, prin care se înţeleg depozite nisipo-prăfoase, de obicei având
o coeziune slabă în stare umedă şi o coeziune aparentă destul de mare în stare uscată.
Fiind pedominat nisipoase au o rezistenţă la penetrare statică pe con mare chiar şi în
stare umedă;
- Aluviuni mollice, prin care se înţeleg depozitele luto-nisipoase de culoare
cenuşiu negricioasă ce formează de obicei orizonturile (media grosimilor în cazurile
studiate a fost 103 cm) inferioare A de sol, cu grosimi neobişnuit de mari pe fundul
văilor seci din podişul Moldovenesc (Ioniţă, 1998);
- Depozite nisipoase, unde au fost incluse toate categoriile de materiale în care
fracţiunea nisip este net predominantă. Acestea prezintă coeziunea cea mai scăzută, de
obicei putându-se considera aceasta, nulă. A fost totuşi înregistrată pentru că au existat
cazuri în care s-a putut determina cu aparatul de forfecare cu palete. Prezintă o
rezistenţă la penetrare statică pe con deosebit de mare chiar şi când sunt umede. Spre
exemplu, un nisip curat (< 10 % praf+argilă), cu umiditatea de 6 %, lipsit de coeziune,
care apare în baza malului stâng al ravenei Făgăraş, nu aputut fi penetrat cu aparatele
noastre;
- Luturi diferite. Aici au fost incluse depozitele lutoase, predominant prăfoase cu
carateristici geotehnice intermediare între oricare alte categorii. Există câteva situaţii în
care sunt foarte rezistente la eroziune, când sunt foarte compacte, ca pe cursul mijlociu
al Văii Roşcani;
- Orizontul Bt. Aici au fost incluse toate depozitele luto-argiloase, sau nisipo-
argiloase, care aufost atribuite orizonturilor B de sol (B1t, B2t, etc.), având de asemenea
grosimi neobişnuit de mari pe fundul văilor seci şi respectiv în malurile ravenelor de
fund de vale (Ioniţă, 1998). Determinările noastre confirmă rezultatele obţinute de
Poesen (1990,1993) conform cărora materialele aparţinând orizontului Bt sunt de 3 - 4
68
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Nisip
Praf Argila0
Figura 21. Diagrame ternare ilustrând compoziţia gr
sunt incizate r
Aluviuni recente 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Aluviuni mollice
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Nisip
0
100
e
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Orizont Bt
6
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100 0
25
50
75
e
Nisip
0
100
anav
9
Depozite nisipoas
ulometrică a prienele studiate
Praf 0
75
100
D
Luturi diferit
ncipalelor categorii litologice în care
Argila25 50 75 100
25
50
0
25
50
75
epozite "argiloase"
D it " il "
ori mai rezistente la eroziune decât orizonturile A. Faptul este ilustrat de o coeziune
destul de mare dată de conţinutul crescut de argilă şi o rezistenţă la penetrare statică pe
con mai mare decât a depozitelor argiloase tipice. Orizontul Bt are o importanţă decisivă
asupra adâncimii ravenelor mai puţin adânci de 3 m.
- În categoria depozitelor argiloase intră mai multe categorii de argile, foarte
importante pentru evoluţia ravenelor:
(1) o argilă cenuşiu vineţie, cu aspect de "plastilină" în stare umedă, cu coeziune
mare şi cea mai scăzută rezistenţă la penetrare statică pe con dintre toate materialele
întâlnite,
(2) o argilă pe alocuri gălbuie iar în altele verzuie, în general pestriţă, care de cele
mai multe ori prezintă numeroase concreţiuni calcaroase de mărimi centimetrice şi sub-
centimetrice. Are o coeziune mare şi o rezistenţă la penetrare ceva mai mare decât alte
argile datorită concreţiunilor calcaroase,
(3) o argilă nisipoasă, sau uneori chiar nisip argilos, cu o coeziune deosebit de
mare şi o rezistenţă la penetrare neobişnuit de mare datorată conţinutului mare de nisip,
(4) o argilă marnoasă, cenuşiu albicioasă, foarte dură în orice condiţii.
Toate aceste materiale apar ca fiind foarte rezistente la eroziune, ele putând fi
întâlnite cu foarte mare probabilitate în talvegul ravenelor mai adânci de 3 m, care au
trecut de orizontul Bt. Chiar dacă momentan sunt mascate de aterisamente, de
materialele depozitate temporar la baza malului, sau de aluviunile din talveg, ele vor fi
sigur întâlnite în foraje nu prea adânci (0,5 - 1 m, 2 m). Carateristicile acestor depozite
ne duc cu gândul la calculele lui Terzaghi (1963), care cu formula înălţimii critice a
malului aplicată în cazul unei argile de Londra, a constatat că aceasta ar putea fi stabilă
în mal vertical şi la o înălţime, neîntâlnită vreodată în realitate, de 4300 feet (≅ 143 m).
( )( )( )φαγ
φα−−
⋅=
cos1cossin4cHc
(Terzaghi, 1963, cf. Hurjui, 2000)
- În categoria alte materiale au fost incluse materiale diferite uneori având
caracteristici ale rocilor dure (gresii în plăci, nisipuri gresificate, pietrişuri), care apar
însă mai rar, sub forma unor lentile sau intercalaţii de grosimi centimetrice. Există şi
situaţii când ele apar ca un nivel de sine stătător continuu pe câteva zeci de metri în baza
unor ravene adânci.
70
Toate caracteristicile claselor de roci enumerate (sintetizate în tabelele 7 şi 8)
trebuiesc privite relativ, în funcţie de combinaţia în care apar în coloanele litologice, de
grosimea lor şi de poziţia faţă de suprafaţa terenului.
Prelucrările statistice ale acestor date nu au dat rezultate satisfăcătoare, în sensul
că unele corelaţii intuitive nu s-au confirmat. Aceasta ne determină să ne înscriem în
categoria cercetătorilor care au ajuns la concluzia că greutatea volumetrică, rezistenţa la
penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare cu palete (= coeziunea) determinate la
umiditate naturală, departe de starea de saturaţie, sunt slabi indicatori de erodabilitate
prin valorile momentane. Introduse în calculul unui coeficient de erodabilitate de genul
celor stabiliţi de Moore, Temple, De Ploey sau Kirsten ţinând cont de consideraţiile de
mai sus şi de importanţa relativă, aşa cum s-a menţionat şi dacă determinările se fac pe
cât posibil în condiţii de umiditate constante, importanţe lor creşte considerabil, cum au
constatat Hanson, Robinson şi Cook în 1996.
Urmărind toate aceste caracteristici în planşele sintetice din figurile 22, 23, 24 şi
25 se va putea observa că ravenele, cel puţin cele de fund de vale, se pot împărţi în două
categorii din punct de vedere al stratificaţiei străbătute, al adâncimii şi al stadiului de
evoluţie, în acelaşi timp.
O primă categorie este aceea a ravenelor puţin adânci (H < 3 m) a căror bază se
găseşte în prejma orizontului Bt, sau în orice caz a unui orizont argilos aflat în cazul
respectiv în apropierea suprafeţei terenului.
O altă categorie, aceea a ravenelor celor mai adânci (H > 3 m), care au trecut de
orizontul Bt, au străbătut orizonturi lutoase de diferite grosimi şi a căror bază se situează
în zona unor depozite, de cele mai multe ori argiloase, foarte rezistente la eroziune.
Câteva ravene, puţine la număr, se găsesc într-un stadiu intermediar, în care
talvegul este undeva sub orizontul Bt dar nu a ajuns la un strat rezistent (exemplu ravena
Banca-Chira, din acelaşi bazin hidrografic cu Banca-Recea, afluentă a acesteia din
urmă).
Un posibil scenariu ar fi acela în care două orizonturi deosebit de rezistente la
eroziune, respectiv orizontul Bt şi cel inferior argilos joacă un rol deosebit de important
în morfodinamica ravenelor.
Primul orizont rezistent, mai apropiat de suprafaţa terenului determină existenţa
unor ravene cu adâncime mai mică. Acest orizont, cu o coeziune mai mare de
71
BancaRecea
0 m
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
Fãgãrasmal drept
Fãgãrasvârf Langa"Poligon"
Vâlcioaia
Hc=11,50
Tumba
Hc=9,20
Hreasca
Hc=7,56
MitocRoscani Roscani
RoscaniRoscaniChineja
V.BuzanuluiHorincea
SãseniFãgãrasRoscani
stg.110FãgãrasRoscani
stg.140 m
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
Hc=5,00
Hc=6,20
Hc=5,10
31
32
LEGENDA Depozite / aluviuni recente nisipoase Orizonturi / aluviuni mollice
Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Pietris, gresie în plãci, sau nisip cu trovanti
Loava Hreasca"Anghelutã"
Mitocvârf
Figura 22. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc
72
0 m
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
RoscaniP4 dreapta
RoscaniP4 stânga
RoscaniSt."E"1
RoscaniSt."E"2
Roscaniprag "baracã" vârf P1 gât P1 P2 stg. vârf P2 Prag 3
LEGENDA Depozite / aluviuni nisipoase Depozite / aluviuni mollice
Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Plãci de gresie
centruRoscani RoscaniRoscani Roscani Roscani Roscani Roscani
Scara verticalã 1 : 100
BancaChira
GorneiRav. 1
GorneiRav. 3
GorneiRav. 5
Hc=1,90
Hc=5,50
Hc=3,70
Hc=3,70
73 Figura 23. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc
BancaRecea0 m
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
Fãgãrasmal drept
FãgãrasvârfLanga"Poligon"
LEGENDA Depozite / aluviuni recente nisipoase Orizonturi / aluviuni mollice
Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide
Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Pietriº, gresie în plãci, sau nisip cu trovanþi
Scara verticalã 1 : 100
Vâlcioaia
Hc=11,50
Tumba
Hc=9,20
Hreasca
Hc=7,56
MitocRoscani Roscani
Roscani RoscaniBH ChinejaV.Buzanului
Hc=32 m
HorinceaSãseni
FãgãrasRoscani
stg.110 mFãgãrasRoscani
stg.140 m
74 Figura 24. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc
20 kPa şi o rezistenţă la penetrare statică pe con relativ mai mare decât cea a
orizontului argilos este de cele mai multe ori practic neerodabil prin eroziune peliculară,
de suprafaţă, sau prin curenţi concentraţi, la pante mici (obişnuite). El poate fi străpuns
numai de apa aflată în cădere verticală sau la un unghi apropiat de 90o, adică la trecerea
peste un prag.
0 m
1
2
3
4
5
6
LEGENDA Depozite (aluviuni) nisipoase Depozite (aluviuni) mollice
Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase
Ravena 12
Hc=3,40
axRavena 10 Ravena 8 Ravena 7 Ravena 6 Ravena 5
mal dreptRav. 12
(PT 2)Rav. 10
ax vârf vârf vârf vârf
Figura 25.. Coloane litologice ale unor praguri de ravene discontinue din B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului
În continuare sunt străbătute depozite luto-nisipoase sau nisipo-lutoase, de
grosimi mari (cele mai mari, de ordinul metrilor şi chiar al zecilor de metri) până în
momentul în care este întâlnit orizontul cel mai rezistent (argilă vânătă, de exemplu). Nu
se cunosc situaţii de ravene care să fi străbătut trei orizonturi rezistente.
Studiu de caz: influenţa structurii geologice asupra morfologiei ravenelor
din Valea Roşcani (B. H. Tutova)
Valea Roşcani din bazinul hidrografic Tutova (suprafaţa de ≈ 7 km2) întruneşte
aproape toate criteriile necesare pentru a fi calificată ca o vale deluvială în sensul
Martiniuc (1954), sau ca un organism torenţial în sensul S. A. Munteanu et al. (1991).
Cea mai mare parte a reţelei hidrografice este constituită dintr-un sistem complex de
ravene, este afectată de câteva alunecări de teren de mică amploare şi prezintă “pârâu
torenţial” cu un curs quasi-permanent numai în zona inferioară.
75
Reţeaua hidrografică suprapusă acestui bazin cuprinde o mare varietate de tipo-
dimensiuni de ravene, începând cu ravene discontinue (studiate de-a lungul mai multor
ani şi descrise de I. Ioniţă şi cuprinse în unele studii şi de I. Ichim et al.) şi de fund de
vale, pe cursul superior, ajungând până la ravene de mari dimensiuni (peste 25m
adâncime şi lăţime) pe cursul mijlociu.
În cadrul acestui sistem de ravene se pot observa canale atât în formă de “U” cât
şi de “V” de mari dimensiuni (comparativ cu cele pe care Heede (1974, 1975) le
consideră a fi dovada stadiului incipient al procesului de eroziune în adâncime) şi se pot
identifica aproape toate mecanismele de cedare a malurilor descrise în literatura de
specialitate.
Cartarea geologică a depozitelor din malurile ravenelor, forajele executate,
probele recoltate şi analizate precum şi încercările geotehnice in situ au permis
întocmirea schiţei din figura 26, pe baza căreia se pot face mai multe comentarii privind
geneza acestei văi, dar mai ales asupra rolului jucat de structura geologică în conturarea
şi evoluţia sistemului de ravene.
Cauzele iniţierii, poziţia în cadrul reţelei şi dinamica ravenelor discontinue,
probleme lămurite de Schumm cu argumente din hidraulica eroziunii liniare episodice,
au fost analizate şi descrise pe larg de I. Ioniţă (1997) de aceea nu insistăm asupra
acestor aspecte.
S-au delimitat şapte areale în care stratificaţia şi pachetele de roci constituente
prezintă caractere diferite cu implicaţii asupra: morfologiei şi morfodinamicii
versanţilor, malurilor, asupra formei în plan a traseelor, a densităţii şi naturii ravenelor şi
altele, după cum urmează:
- Zona a -I- a, versantul drept al ravenei Scrânghiţa, cuprinde alternanţe ritmice
(cu ritmuri metrice şi submetrice) de nisipuri şi lentile de argilă verzuie şi pestriţă cu
intercalaţii de gresii în plăci. Panta medie este de…Este zona în care sunt grupate
aproape exclusiv ravenele discontinue. Se remarcă absenţa totală a ravenelor pe
versantul stâng cu pantă apropiată şi litologie predominant nisipoasă omogenă.
- Zona a -II- a este predominant nisipoasă, omogenă, bine drenată (de aceea
probabil localnicii o utilizează pentru cultura viţei de vie), lipsită de ravene discontinue
şi de versant.
76
Valea
Roşc
ani
Ravena Ursoi
Ravena Langa
Rave
na Făgăr
aş
PoligonRavena Scrânghiţa
Ravena
I
II
IV V VI
VII
Ac . C
uibul Vulturilor
N
III
VIII
Figura 26. Delimitarea unor areale cu structură litologică diferită, în bazinul văii Roşcani (b. h. Tutova),
cu influenţă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor
- Zona a -III- a, prin prezenţa unor strate de argilă verzuie şi pestriţă într-o poziţie
favorabilă în baza depozitelor nisipo-prăfoase (lutoase) este singura propice alunecărilor
de teren.
- Zona a -IV- a ocupă versantul drept al cursului principal mijlociu, malul drept şi
cursul superior al ravenei Făgăraş. Este formată din luturi nisipoase cu pietrişuri
mărunte numai în bază. Prezintă maluri verticale.
- Zona a -V- a este formată din nisipuri medii, curate, cu trovanţi mari grezoşi
mai ales în bază. Aglomerarea trovanţilor pe cursul inferior al ravenei Făgăraş în
apropierea confluenţei cu canalul principal conferă acesteia aspectul de chei. Caracterul
acestei zone a fost dedus şi din aflorimentele din malul stâng al cursului mijlociu
77
ravenat, unde se pot vedea pereţi aproape verticali de peste 25m înălţime formaţi din
nisip curat cu trovanţi mari numai în bază.
- Zona a -VI- a este predominant nisipoasă (nisipuri slab grezificate), este vizibilă
pe o porţiune din malul stâng al ravenei Făgăraş şi conferă malului respectiv un aspect
ruiniform datorat blocurilor prăbuşite.
- Zona a -VII- a cuprinde depozitele cele mai rezistente la eroziune, marne
cenuşii albicioase, uscate, mai groase de 7m (ravena Făgăraş are aici adâncimea de 13 -
15m).
- Zona a -VIII- a ocupă malul drept al ravenei “Poligon” şi este formată din
alternanţe ritmice tip fliş de argile verzi, gresii în plăci şi nisipuri grosiere. Dacă malul
drept ar fi avut aceeaşi stratificaţie ca şi ce stâng (din zona a -I- a) probabil că ravena
“Poligon” ar fi avut un canal în formă de “V” de 15 m adâncime.
Având în vedere cele prezentate mai sus, concluzionăm că:
- ravenele din valea Roşcani au urmărit liniile de demarcaţie dintre zonele cu
depozite dezvoltate în faciesuri litologice diferite;
- zonele cu nisipuri au fost străbătute pe întreaga grosime, iar la nivelul de
aglomerare a trovanţilor canalul capătă aspect de chei;
- depozitele aparţinând zonelor VI, VII şi VIII au determinat devierea cursului
principal spre SV;
- caracteristicile litologice ale zonei a -I- a au un rol important în distribuţia şi
evoluţia ravenelor discontinue, care se opresc temporar la nivelul orizonturilor mai
rezistente la eroziune. Se subliniază în acest sens rolul lentilelor de argilă verzuie,
uneori pestriţă iar alteori vânătă, cu rezistenţa cea mai mică la penetrare statică pe con
(atunci când nu are umiditatea mai mică de 10 %) şi al orizontului de sol Bt în cazul
canalelor de adâncime mai mică de 3 m.
VI. ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR
Stabilitatea canalelor incizate poate fi privită din punctul de vedere al stabilităţii
geotehnice a malurilor, aşa cum, practic s-a procedat mult timp, sau ca stabilitate
hidraulică, atunci când se iau în considerare toate forţele care pot apărea, inclusiv cele
hidrostatice şi hidrodinamice.
78
În unele materiale mai recente se arată că mare parte din materialul erodat îşi are
originea în canalul însuşi al ravenei mai degrabă decât pe panta din amonte. În acest caz,
modelul convenţional al lui Hudson (1985),
eroziune = f (erozivitate, erodabilitate)
ar trebui probabil să fie modificat ca:
eroziune = f (rezistenţa (tăria) vârfului şi malurilor, efortul de forfecare exercitat
asupra vârfului şi malurilor, rezistenţa la eroziune, erozivitate)
unde "rezistenţa (tăria) vârfului şi malurilor" şi "rezistenţa la eroziune" tind să reducă
eroziunea, iar "efortul de forfecare exercitat asupra vârfului şi malurilor " şi
"erozivitatea " tind să o promoveze. Pornind de la aceste considerente, este posibil să se
stabilească un set de patru posibile condiţii care să desemneze starea unei ravene
(Tabelul 9)
Tabelul nr. 9
Condiţiile de stare ale ravenelor (Collison A., 1996) Vârful şi malurile ravenei Canalul ravenei Starea ravenei
Rezistenţa > Efortul Rezistenţa > Erozivitatea Stabil şi acoperit cu vegetaţie Rezistenţa > Efortul Erozivitatea > Rezistenţa Stabil şi curat Efortul > Rezistenţa Rezistenţa > Erozivitatea Degradare, în curs de umplere Efortul > Rezistenţa Erozivitatea > Rezistenţa În expansiune
Teoretic, factorul care controlează expansiunea ravenei este instabilitatea vârfului
(pragurilor) şi a malurilor, devreme ce aceste procese generează cea mai mare cantitate
de material pentru eroziune.
Mai mulţi autori au subliniat rolul presiunii apei din pori în procesul de cedare a
vârfului (pragurilor) şi malurilor. Monitorizarea umidităţii din sol prin programe de
determinări tensiometrice (Fernandez et al. (1995), Francis (1985, cf. Collison, 1996) au
indicat persistenţa unor presiuni negative ale apei din pori din pragurile sau malurile
unor ravene, pe durata unor ploi îndelungate, după care s-a pus în evidenţă cedarea.
Cedarea în condiţii de umiditate mare este un fapt obişnuit, totuşi există din ce în ce mai
multe dovezi că cedarea are loc şi în condiţii de nesaturaţie. O dovadă asupra
importanţei rezistenţei în stare nesaturată în menţinerea stabilităţii malurilor şi
pragurilor este prezenţa obişnuită a unor pereţi verticali în materiale aparent necoezive,
în regiuni semiaride. Fredlund et al. (1978) a demonstrat contribuţia adusă de sucţiunea
solului la coeziune. Aceasta poate fi încorporată ca o funcţie a coeziunii potrivit
ecuaţiei:
79
( )( )''* tantan φφ −−+= bwa uucc (1)
unde c* este coeziunea totală, c' este coeziunea efectivă, ua este presiunea aerului din
pori, uw presiunea apei din pori, φb este unghiul de creştere a efortului de forfecare
datorită sucţiunii şi φ' este unghiul de frecare internă. În consecinţă, ecuaţia lui Coulomb
poate fi modificată direct pentru a deveni:
( ) ( )waa uuuc φφστ tantan '' −+−+= b (2)
Termenul rezistenţei nesaturate φb se calculează în urma unei serii de teste de
forfecare în stare nesaturată cu controlarea sucţiunii, lucru posibil, în mod obişnuit prin
utilizarea aparatului de forfecare triaxial modificat (Anderson şi Kemp, 1987).
Asemenea teste rămân dificil de controlat şi consumatoare de timp.
Ajustarea lăţimii canalelor prin procese gravitaţionale şi alte procese asociate
poate reprezenta un important mecanism al răspunsului canalului şi disipării energiei pe
canalele incizate aluvionare. În zona de loess din Centru-vestul Statelor Unite, de
exemplu, materialul din maluri contribuie cu până la 80 % din totalul sedimentelor
erodate prin canale incizate (Simon et al., 1996).
Modelele conceptuale ale retragerii malurilor şi livrării de sedimente din maluri
către curentul de curgere subliniază importanţa interacţiunilor dintre forţele hidraulice
care acţionează pe fund şi la baza malului, şi forţele gravitaţionale care acţionează în
materialele de mal aflate in situ (Carson şi Kirkby, 1972; Thorne, 1982; Simon et al.,
1991). Cedarea apare atunci când eroziunea de la baza malului şi pe fundul canalului
adiacent malului au crescut înălţimea li unghiul malului până la punctul în care forţele
gravitaţionale depăşesc rezistenţa la forfecare a materialului din maluri. După cedare,
materialele căzute din maluri pot fi livrate direct curentului de apă şi depozitate ca
material de fund, pot fi dispersate ca încărcătură spălată (suspensie, saltaţie, etc.), sau
pot fi depozitate în lungul bazei malului ca blocuri intacte sau ca agregate mai mici
(Simon et al., 1991). Dacă sunt depozitate la baza malului, materialele căzute pot creşte
temporar stabilitatea prin propria masă şi prin protejarea materialelor in situ de atacul
hidraulic. Proprietăţile materialelor căzute din maluri în tandem cu forţele hidraulice
stabilesc timpul de staţionare al materialelor căzute (Thorne şi Abt, 1993).
80
Moduri de cedare a malurilor
Cedarea malurilor poate fi caracterizată prin forma suprafeţei de cedare (planară
sau rotaţională) şi prin modul de cedare.
Cedările rotaţionale, deşi mai distrugătoare în termenii pierderilor de teren, se
întâlnesc mai rar în lungul malurilor celor mai înalte de râuri, pentru că efortul de
forfecare creşte mai repede odată cu adâncimea în comparaţie cu rezistenţa la forfecare
(Terzaghi şi Peck, 1949).
Cedările planare apar mai devreme în procesul de ajustare, când malurile sunt
mai puţin înalte şi se pot produce în lungul oricărui plan de cedare critic indiferent dacă
acesta trece sau nu prin baza malului.
Cedările planare sub formă de fâşii (slab failure) apar în general datorită
subminării fluviale şi/sau dezvoltării unor crăpături de distensiune aproximativ verticale
în partea superioară a malului (Lohnes şi Handy, 1968; Thorne et al., 1981).
Cedările sub formă de semiboltă (alcov, pop-out failure) pot apărea la baza
malului (Bradford şi Piest, 1980) sau în zone cu permeabilităţi (umidităţi n. n.)
contrastante (Simon şi Darby, 1997) prin generarea unor presiuni ale apei di pori care
depăşesc rezistenţa la forfecare a materialului.
Cedările malurilor sunt semnalate în mod obişnuit în perioadele de recesiune ale
evenimentelor pluviale, şi adesea pot fi reprezentate analitic ca fiind condiţii de rapidă
prăbuşire în stare saturată (Simon şi Hupp, 1987; Thorne, 1990). La o scară mai mare de
timp semnalarea proceselor de cedare a malurilor indică în general o stare de
instabilitate a canalului de mărime nespecificată.
FORŢELE CARE CONTROLEAZĂ CEDAREA MALURILOR
Forţele geotehnice
Pentru cazul simplu al cedării planare pe unitatea de lungime şi lăţime, rezistenţa
malului se reprezintă prin ecuaţia lui Coulomb:
( ) '' tanφµστ −+=cr (1)
unde τr este rezistenţa la forfecare (kPa), c' este coeziunea efectivă (kPa), σ este efortul
normal (kPa), µ este presiunea din pori (kPa) şi φ' este unghiul efectiv de frecare (în
grade).
Efortul normal este dat de :
81
βσ cosW= (1a)
unde W este greutatea blocului care cedează şi β este unghiul planului de cedare. Forţa
gravitaţională activă este dată de:
Wsinβ (2)
Se defineşte factorul de siguranţă (Fs) ca fiind raportul dintre forţele de rezistenţă
şi cele active. O valoare egală cu unitatea indică cazul critic de cedare iminentă. Un alt
mod în care se poate descrie starea de cedare iminentă a malurilor este acela prin care se
defineşte înălţimea şi unghiul critic al unui anumit mal. Pentru cedarea în formă de pană
în lungul unei suprafeţe planare, înălţimea critică a malului (Hc) poate fi estimată
rezolvând următoarea ecuaţie. În condiţii drenate, parametrii rezistenţei efective pot fi
utilizaţi în exprimarea înălţimii critice:
( ) ( )( )[ ]''' cos1/cossin4 φαγφα −−= cHc (3)
unde α este unghiul malului (o) şi γ est densitatea materialului (kN⋅m-3). Hc poate fi
redus de adâncimea crăpăturilor de distensiune (z):
Hcz = Hc - z (4)
Unde Hcz este înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune (în m) şi z este
adâncimea crăpăturilor de distensiune (în m) (Selby, 1982). Această analiză nu ţine cont
de stratificaţia malului, de existenţa unor orizonturi cu rezistenţe diferite. În aceste
situaţii, pentru majoritatea caracteristicilor fizico-mecanice se utilizează valori medii
ponderate, cu excepţia rezistenţei la forfecare pentru care valorile normate de calcul se
obţin prin metoda celor mai mici pătrate (regresie).
Înălţimile critice ale malurilor pentru condiţiile cele mai defavorabile (condiţii
nedrenate) pot fi estimate utilizând parametrii rezistenţei la forfecare determinaţi în
condiţii neconsolidat nedrenat (φu = unghiul de frecare internă pentru condiţia
neconsolidat nedrenat = 0, şi cu = coeziunea neconsolidat nedrenat) şi greutatea
volumetrică în stare saturată (γs).
Efectul presiunii din pori excesive asupra instabilităţii malurilor şi versanţilor a
fost identificat de mult timp ca fiind un important contribuabil. Cedarea malurilor este
semnalată în mod obişnuit în perioadele de recesiune ale evenimentelor pluviale. Faptul
a fost atribuit unei condiţii de rapidă prăbuşire în stare saturată a malurilor acolo unde
presiunea pozitivă a apei din pori nu a fost echilibrată de presiunea exercitată asupra
82
malului de către apa care ar fi putut să curgă prin canal. Recent s-a descoperit că
presiunile excesive ale apei din pori pozitive nu sunt neapărat necesare pentru realizarea
condiţiei de cedare rapidă. De fapt, unele date indică faptul că pierderea de presiune
negativă a apei din pori, sau sucţiunea joacă un important rol în iniţierea instabilităţii
malurilor după perioadele ploioase (Casagli et al., 1997; Curini, 1998; Simon şi Curini,
1998).
Canalele incizate au în general maluri înalte faţă de care suprafaţa apei freatice se
situează mult mai jos, în perioadele de ape scăzute sau chiar medii. Deasupra nivelului
hidrostatic al apei solul are un grad de saturaţie mai mic de 100 % şi deci presiuni
negative ale apei din pori. Diferenţa (µa - µw) între presiunea aerului din pori şi
presiunea apei din pori reprezintă sucţiunea (ψ). Creşterea rezistenţei la forfecare
datorată creşterii sucţiunii se exprimă prin unghiul φb. Încorporând acest efect în ecuaţia
standard Mohr-Coulomb aceasta devine (Fredlund et al., 1978):
( ) ( )waar c φµµφµστ tantan '' −+−+= b
)(5)
unde ( aµσ − este efortul normal net exercitat asupra planului de cedare în timpul
cedării şi µw este presiunea apei din pori exercitată asupra planului de cedare în timpul
cedării. Valoarea lui φb este în general cuprinsă între 10o şi 20o, cu o valoare maximă a
lui φ' în condiţii de saturaţie (Fredlund şi Rahardjo, 1993). Efectele sucţiunii asupra
rezistenţei la forfecare sunt reflectate de termenul coeziunii aparente sau totale:
( ) bwaa ccc φψφµµ tantan '' +=−+= b
(6)
După cum se vede din ecuaţia (6) presiunile negative ale apei din pori (sucţiunile
pozitive) în zona nesaturată conduc la mărirea coeziunii şi deci a rezistenţei la forfecare.
Forţele hidraulice
Procesele care se produc la baza malului sunt de o importanţă deosebită pentru
înţelegerea cedării malurilor şi a evoluţiei morfologiei acestora în timp (Thorne, 1982).
În fazele de degradare ale evoluţiei canalului, înălţimile malurilor sunt mai mari şi
suprafeţele malurilor sub nivelul rădăcinilor vegetaţiei devin expuse. Deci materialele in
situ de la baza malului sunt mai susceptibile la eroziune bazală decât într-un canal
neincizat.
83
Erozivitatea în zona bazei malului poate fi exprimată în termenii rezistenţei materialelor
in situ sau a celor căzute şi ai forţelor hidraulice exercitate de către curgere. Efortul de
forfecare exercitat de către fluid asupra pereţilor se foloseşte ca o măsură a capacităţii
erozive a curgerii:
wwRSγτ = (7)
unde τ este efortul de forfecare pe pereţi (N/m2), γw este densitatea apei în canal (N/m3),
R este raza hidraulică în m, iar Sw este panta suprafeţei apei.
Forţele rezistente la baza malului (se opun antrenării materialului depozitat la
baza malului) pot fi reprezentate printr-un efort critic de forfecare de tip Shields. Autorii
au utilizat un criteriu dezvoltat de Wiberg şi Smith (1987) pentru exprimarea efortului
critic de forfecare (antrenare), adimensional (τ*cr), necesar pentru antrenarea blocurilor
de materiale coezive căzute din mal.
τ*cr se obţine grafic introducând un diametru adimensional al particulelor (K*) ca
fiind abscisa într-o curbă de antrenare tip Shields, unde τ*cr este ordonata (Wiberg şi
Smith, 1987)
( ) 31
** 0047,0 ζ=K (8)
unde K* este rugozitatea fundului (ks) pentru sedimente cu densitatea de 2,65, un fluid
cu temperatura de 10oC şi
( )ρρρ
ζ 2
3
* vgD s −= (9)
unde D este un diametru reprezentativ al particulelor (în m), ρ este densitatea fluidului
(kg/m3), ρs este densitatea sedimentelor (kg/m3), g este acceleraţia gravitaţiei (m/s2) iar
ν este vâscozitatea cinematică (m2/s).
Parametrul adimensional K* este o funcţie de mărimea particulelor, de densitatea
particulelor, densitatea şi vâscozitatea fluidului, ceea ce ar însemna că fiecare granulă
are o valoare unică pentru ζ* într-un anumit mediu fluid. Factorul 3,5D84 este pus în
locul lui ks în calculul lui D/ks, pentru a alege curba tip Shields potrivită, necesară
obţinerii lui τ*cr (Wiberg şi Smith, 1987). D84 este diametrul particulelor pentru care 84
% din distribuţia granulometrică sunt mai fine.
84
Funcţia de antrenare Shields convenţională, pentru particule de mărime uniformă
se exprimă ca o curbă cu o valoare a lui D/ks = 1,0.
Pentru a lua în calcul şi faptul că particulele repauzează pe un mal înclinat, se face o
ajustare ca (Lane, 1953):
2
2** tan1cos
c
crcbµ
εεττ −= (10)
unde τcb* este efortul de forfecare critic adimensional pe faţa malului, ε este unghiul de
pantă al malului pe care este depozitat materialul căzut (o) şi µc este coeficientul de
frecare al lui Coulomb bazat pe presupunerea că este echivalent cu tangenta unghiului
de frecare internă al sedimentelor (tanφ') (Bagnold, 1954, 1966; Francis, 1973, cf.
Hurjui, 2000).
Valorile dimensionale ale efortului critic de forfecare se obţin cu utilizând
conversia:
( )( )gDscbc ρρττ −= * (11)
unde τc este efortul critic de forfecare (antrenare) (N/m2).
Ecuaţia 10 se poate aplica numai acolo unde unghiul de pantă al malului (ε) este
mai mic decât unghiul de frecare internă (φ'). Totuşi, îndesarea, sucţiunea şi cimentarea
pot da naştere la maluri cu unghiuri de pantă mai mari decât unghiul de frecare internă.
Este o situaţie des întâlnită în cazul canalelor incizate. În acest caz se poate aplica
modificarea propusă de Millar şi Quick (1993, cf. Hurjui, 2000), bazată pe dovezile
empirice ale celor mai mari unghiuri de pantă măsurate pe teren (φ*):
( ) 50
2*
*sinsin1tan067,0 gDscb ρρφεφτ −⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−= (12)
unde D50 este diametrul mediu al sedimentelor (în m). Valoarea acestei ecuaţii este
limitată datorită problemelor numerice atunci când φ* se apropie de verticală pentru că
tanφ' devine nedeterminat.
Analiza stabilităţii malurilor stratificate cu luarea în considerare
a presiunii apei din pori
Simon et al. (1999) au stabilit un algoritm de calcul pentru maluri coezive cu mai
multe orizonturi litologice care încorporează atât criteriul de cedare Mohr-Coulomb
85
pentru partea saturată a suprafeţei de cedare, cât şi criteriul de cedare modificat de
Fredlund et al.(1978) pentru partea nesaturată a suprafeţei de cedare. Algoritmul bazat
pe Metoda Echilibrului Limită mai ia în considerare şi alte forţe care acţionează pe
suprafaţa planară de cedare, şi anume:
- sucţiunea în partea nesaturată a suprafeţei de cedare (S);
- forţa de antrenare ascensională datorată presiunilor pozitive ale apei din pori în
zona saturată a planului de cedare (U), şi
- forţa hidrostatică exercitată de apă asupra pereţilor canalului, în canal în
general.
Efectul stratificaţiei se calculează însumând forţele specifice fiecărui strat.
Factorul de stabilitate în această situaţie este dat de:
( ) ( )[ ]( )∑
∑−−
−+−++=
βαβφβαβφ
sinsin'tancoscostan'
ii
iiiib
iiii
s PWPUWSLc
F (13)
unde Li este lungimea planului de cedare încorporat în stratul (orizontul) i, este
forţa produsă de sucţiune asupra părţii nesaturate a suprafeţei de cedare (kN/m), U este
forţa de antrenare ascensională în partea saturată a suprafeţei de cedare (kN/m) şi P este
forţa hidrostatică a apei din canal (exterioară) (kN/m).
Forţe hidraulice şi procese
Condiţiile de eroziune la baza malului. Forţa erozională a curentului de apă este
reprezentată de eforturile de forfecare exercitate la baza malului când apa are nivelul
maxim. După Simon şi Darby (1997) aceasta are expresia:
( ) wppww SEE −=γτ (14)
unde Ew este cota maximă a suprafeţei apei (m), Ep este cota unei tije înfiptă în mal
pentru măsurarea eroziunii (m) şi Swp este panta suprafeţei apei la debit maxim. Valorile
efortului de forfecare calculat cu această relaţie sunt de ordinul zecilor de N/m2 (30 -50
N/m2).
Eroziunea bazei malului îl face pe acest mai abrupt şi de aceea este urmată de
cedarea gravitaţională, acre are loc în timpul următoarei etape de micşorare a sucţiunii şi
de apariţie a presiunilor excesive ale apei din pori.
Pentru a determina condiţiile necesare antrenării blocurilor de material coeziv
adunate la baza malului, efortul critic de antrenare valabil pentru cele mai obişnuite
86
condiţii de la baza malului, se determină folosind abordarea Wiberg şi Smith (1987, cf.
Hurjui, 2000) ca şi criteriile standard Shields.
Până în prezent nu s-a ţinut cont de aparenta coeziune ce apare între blocurile
căzute şi substratul pe care acestea au fost depozitate.
Efectul potenţial al sucţiunii asupra creşterii efortului necesar antrenării unui bloc
căzut se apreciază determinându-se sucţiunea la interfaţa bloc-substrat. Sucţiunea
determinată astfel are valori de ordinul a 5 - 11 kPa.
MODELUL "GEOFLUVIAL" DARBY S. E. ŞI THORNE C. R. DE ANALIZĂ A STABILITĂŢII
CANALELOR
Estimarea pierderilor de sol şi a cantităţilor de sedimente asociate cu
instabilitatea malurilor ca şi modelele matematice bazate pe predicţia lăţimii canalelor
prin combinarea modelelor de stabilitate a malurilor cu cele numerice al morfologiei
fundului, se sprijină pe predicţia precisă a instabilităţii râului şi pe geometria blocurilor
căzute din maluri.
Limitări ale modelelor precedente:
1. Figurile geometrice prin care se caracterizează dimensiunile blocului incipient
prin care malurile cedează sunt inadecvate descrierii geometriei malurilor naturale
erodate (Osman şi Thorne, 1988). Profilul natural al malurilor naturale erodate este
deformat prin combinaţii de degradare sau agradare a fundului (care influenţează
înălţimea generală a canalului) ca şi de eroziunea fluvială laterală (particulă cu
particulă). Aceste combinaţii de procese fluviale tind să aibă ca rezultantă o geometrie
caracteristică asemănătoare cu cea din figura 27.
2. Planul de cedare este constrâns să treacă prin baza malului. Faptul este
nerealist, observaţiile de teren sugerând posibilitatea ca suprafaţa critică de cedare să
intersecteze profilul malului într-un alt punct (Simon et al., 1991).
3. Influenţa presiunii apei din pori ca şi a presiunii hidrostatice a apei din canal
pe pereţi (maluri) asupra distribuţiei forţelor în jurul blocului care cedează este fie, în
mod obişnuit ignorată, fie caracterizată în mod simplist printr-un termen al ratei
presiunii din pori (Simon et al., 1991).
4. Unghiul de înclinare al planului de cedare, în mod obişnuit, nu este estimat
utilizând metode fizice riguroase, ci în schimb este frecvent aproximat ca o funcţie
numai de unghiul malului şi unghiul de frecare internă al materialului.
87
Profiluliniþial
al malului
Degradareafundului
Eroziunelateralã
Segmentul crãpãturilor relicte
Segmentul suprafeþei de taluzaresau alunecare
Figura 27. Profilul caracteristic natural al malurilor modelate prin eroziune fluviatilă (Darby şi Thorne, 1996)
Nivelul hidrostatical apei freatice
Nivelul apei în canal
Figura 28. Analiza stabilităţii malurilor (Darby şi Thorne, 1996)
88
Analiza stabilităţii malurilor
Figura 29. Impactul apelor de suprafaţă şi subterane asupra presiunii din pori într-un punct pe planul de cadare iniţial (Darby şi
Thorne, 1996)
Scopul aceste analize este acela de a cuantifica toate forţele care acţionează
asupra blocului de mal (figura 28) care cedează, după un plan care intersectează profilul
malului prin punctul cel mai critic. În plus, unghiul de înclinare al planului de cedare
trebuie estimat utilizând
tehnici bazate pe metode
fizice.
Pentru a obţine o
soluţie se presupune că
malul nu este stratificat şi că
efectul vegetaţiei asupra
stabilităţii malului este luat
în considerare în mod
implicit în termenii care
reprezintă rezistenţa şi
greutatea malului. De
asemenea, se presupune că stabilitatea malului poate fi modelată utilizând conceptul
factorului de siguranţă conform căruia cedările sunt detectate imediat ce raportul dintre
forţele de rezistenţă şi cele active scade sub unitate.
Rezultanta forţelor active (FD) care acţionează asupra blocului care cedează este
egală cu suma dintre componenta greutăţii blocului îndreptată în josul planului de
cedare şi componenta presiunii hidrostatice a apei îndreptată înspre planul de cedare.
αβ sinsin cpt FWFD −= (2)
unde Wt este greutatea blocului (N/m2), β este unghiul de înclinare al planului de cedare
(o), Fcp este rezultanta forţelor hidrostatice ce acţionează asupra planului de cedare
(N/m2) şi α este unghiul dintre direcţia rezultantei forţelor hidrostatice şi normala la
planul de cedare (o).
Rezultanta forţelor rezistente care acţionează asupra planului de cedare (FR) este
o sumă a ferţelor de rezistenţă coezive şi de frecare ce se opun alunecării blocului în
lungul planului de cedare. Luând în consideraţie şi efectul presiunii apei din pori şi pe
cel al presiunii hidrostatice aceasta devine:
( )[ ] φαβ tancoscos cpwt FUWcLFR +−+= (3)
89
unde L este lungimea planului de cedare (m), Uw = presiunea totală apei din pori care
acţionează asupra planului de cedare (N/m2), c = coeziunea solului (N/m2) şi φ = unghiul
de frecare internă. Geometric, din figură rezultă greutatea blocului:
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛ −−
−=
iKHKHW h
t tantan2
22'22
βγ (4)
unde γ = densitatea solului (N/m3), H = înălţimea totală a malului (m), H' = înălţimea
malului erodat (m), K = adâncimea crăpăturilor de distensiune (m), Kh = adâncimea
relictă a crăpăturilor de distensiune şi i este unghiul de înclinare al malului (o).
Lungimea planului de cedare este dată de:
L = (H - K)/sinβ (5)
Înlocuind relaţiile de la 2 la 5, factoul de siguranţă devine (6):
( )⎟⎟
⎠
⎞
⎜⎜
⎝
⎛
⎪⎩
⎪⎨⎧
+⎥⎥⎦
⎤
⎢⎢⎣
⎡−⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛ −−
−+
−= αβ
βγ
βcoscos
tantan2sin
22'22
cpwh FU
iKHKHKHCFS *(continuare↓)
* } αββ
γφ sinsintantan2
/tan22'22
cph F
iKHKH
−⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛ −−
− (6)
Pentru a rezolva ecuaţia 6 este necesar să se estimeze unghiul planului de cedare,
să se determine presiunea hidrostatică şi cea a pei din pori, corespunzătoare geometriei
malului, proprietăţile solului, caracteristicile apei de suprafaţă şi subterane. Fiecare din
acestea va fi considerată în continuare.
Termenul presiunii apei din pori
Presiunea apei din pori exercitată în oricare punct al planului de cedare are
expresia:
( )ζρ += ww hgu (7)
unde uw = presiunea apei din pori (N/m2); ρw = densitatea apei (1, 000 kg/m3), g =
acceleraţia gravitaţiei; hw = adâncimea (sarcina datorată) apei subterane în m şi ζ =
încărcarea datorată apei din canal (m) (Figura 29). Includerea termenului ζ se face
pentru a ţine cont de interacţiunea dintre presiunea apei din pori şi cea a apei din canal.
Pentru a determina presiunea totală a porilor exercitată asupra planului de cedare iniţial
este necesar să se integreze (7) pe toată lungimea planului astfel încât:
90
∑=x
ww dxuU0
(8)
Pentru orice suprafaţă a apei freatice şi pentru orice distribuţie a suprafeţelor
apelor de suprafaţă, Uw poate fi estimat exprimând hw şi ζ ca funcţii de cotele apelor
freatice şi de suprafaţă, de geometria blocului de cedare şi de x , lăţimea totală a
blocului de cedare. Aceasta se poate face numeric pentru distribuţii arbitrare ale
suprafeţelor apei. Totuşi, este, de asemenea, posibil să se obţină soluţii numerice pentru
unele cazuri speciae presupuse. Autorii au adoptat această din urmă cale. Astfel, s-a
presupus că suprafaţa apei freatice este orizontală şi paralelă cu suprafaţa luncii. În acest
caz este posibil să se formuleze Uw pentru o gamă de suprafeţe ale apei subterane şi
freatice. Se obţine astfel un număr de 11 combinaţii. Se subliniază faptul că aceste
soluţii reprezintă presiuni ale apei din pori care acţionează pe suprafaţa planului de
cedare când cele două presiuni ale apelor (de suprafaţă şi din pori) interacţionează
dinamic.
Termenul presiunii apei de suprafaţă
În continuare se cuantifică presiunea hidrostatică care se exercită asupra
blocurilor de cedare submersate, având geometria din figura 29, pentru cote arbitrare ale
suprafeţelor apei.
Se consideră în continuare situaţia din figura 28 în care influenţa apelor freatice
este neglijată. Parametrii de interes din punct de vedere al impactului asupra stabilităţii
malului sunt mărimea şi rezultanta presiunii hidrostatice, Fcp şi unghiul ω (o) sub care
rrezultanta se direcţionează către suprafaţa malului. Aceşti parametri determină
componentele lui Fcp care acţionează asupra blocului ce începe să cedeze, după unghiul
α. Rezultanta presiunii hidrostatice care acţionează asupra unui plan înclinat submersat,
cu geometrie complexă, poate fi estimată prin rezolvarea forţelor care acţionează
vertical şi orizontalasupra suprafeţei imersate a malului
22yxcp FFF += (9)
Unghiul sub care această rezultantă se direcţionează către suprafaţa malului
este dată de
xy FF /tan =ω (10)
91
unde Fx este componenta orizontală a presiunii hidrostatice (N/m2) iar Fy este
componenta verticală (N/m2). Totalul forţelor orizontale şi verticale este dată de suma
tuturor forţelor care acţionează asupra unor mici sub-elemente ale suprafeţei malului
∑∂= xx FF (11)
WFF yy =∂=∑ (12)
unde W = greutatea apei deasupra suprafeţei malului (N/m2), ceea ce înseamnă
volumul delimitat de BCDE din figura 29. De aceea Fy este dat de
( )ariaBCDEgWF wy ρ== (13)
valoarea precisă a ariei BCDE depinde de cota suprafeţei apei.
Unghiul ω determină unghiul α dintre rezultanta presiunii hidrostatice şi normala
la planul de cedare, care la rândul lui influenţează componentele lui Fcp. Acest unghi
este dat de
( )ωβα +−= 90 (14a)
( )βα −= i (14b)
unde (14b) se foloseşte în cazul suprafeţelor malurilor submersate de formă plană (H =
H' şi Kh = 0).
Ecuaţiile de până acum se aplică atunci când nu există apă freatică sau nuvelul
acesteia este situat sub nivelul planului de cedare.În lungul porţiunii saturate a suprafeţei
malului, rezultanta netă a presiunii hidrostatice este egală cu zero. Rezultanta presiunii
hidrostatice trebuie deci să fie calculată numai pentru porţiunea din malul submersat
care corespunde suprafeţei şi cotelor apei subterane. Există 12 combinaţii de cote ale
apei subterane, apei freatice şi geometriei malului cu soluţii pentru Fcp, ω şi α.
Unghiul planului de cedare
Unghiul planului de cedare β corespunde planului în care coeziunea se
mobilizează pe deplin în condiţii critice (Taylor, 1948; Spangler şi Handy, 1982; Osman
şi Thorne, 1988). Aceasta se poate determina calculând derivata întâia a ecuaţiei
coeziunii considerând unghiul planului de cedare egal cu zero. Cu alte cuvinte, unghiul
planului de cedare poate fi estimat prin determinarea unghiului β care satisface
următoarea condiţie:
92
β∂∂ /c (15)
Rearanjând (6) se obţine pentru c:
( ) ( )[ ]{ βββαβ sincossinsinsin2 ⋅−−⋅−= wtcpt UWFWc} ( )KHFcp −⋅⋅+⋅ /tansincostan φβαφ (16)
De fapt (16) este o funcţie mai complexă a planului de cedare, chiar dacă nu pare,
α şi Uw fiind ele însele funcţii de β. De aceea este necesar să se rearanjeze aceste
expresii în termenii lui β, înainte de a deriva expresia (16) pentru a obţine condiţia
definită de (15).
Diferenţiind şi rearanjând (16) şi egalând cu zero, rezultă următoarea relaţie
generală:
( )( )⎜⎜⎝
⎛
⎩⎨⎧
⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ +−−=
∂∂ ββγβ
22 cossin2
KHc
( )( ) ⎟
⎟⎠
⎞⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−
−⎪⎭
⎪⎬⎫
⎥⎥⎦
⎤
⎢⎢⎣
⎡
−⋅⋅−
−KH
XFKHi
KH cph
tansincos' 22 ββγ
0tan
=⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−
+−KH
YFF cp
n
φ (17)
unde:
( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90cossin90sincosX (18a)
( ) ( ) ββββ cossinsincos −+−−= iiX (18b)
( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90sinsin90coscosY (19a)
( ) ( )ββββ −+−= iiY sinsincoscos (19b)
unde (18b) şi (19b) se utilizează numai dacă se alege (14b) şi
( )[ ]KH
UWF wt
n −∂⋅−∂
=1tansincos
βφββ (20)
Este evident că forma lui (17) depinde de distribuţia presiunii apei din pori şi a
celei hidrostatice care acţionează asupra blocului care cedează. Este posibil să se arate
că pentru cazul special în care H = H' şi când K = Kh = Fcp = Uw = 0, (17) conduce la:
( ) 2/φβ += i (21)
93
Aceasta este, de fapt, baza pentru utilizarea obişnuită a acestei aproximaţii în
analizele anterioare (de exemplu Lohnes şi Handy, 1968; Huang, 1983; Simon et al.,
1991). Totuşi, cazul special care duce la (21) rar apare în cazul malurilor de râuri.
Pentru a rezolva (17) în vedera determinării unghiului planului de cadare, se
impune o soluţie iterativă. În situaţia prezentată s-a utilizat schema de iterare Newton-
Raphson conform căreia estimările succesive ale lui β se obţin utilizând
( ) ( )111 '/ −−− −= iii FF ββββ (22)
unde F(βi-1) este dat de (17) şi derivata acesteia (cu respectarea lui β) este dată de
( ) ( )( )[ ]{ ββγβ cossin2' 1 ⋅−−=− KHF i
( )( ) ⎟
⎟⎠
⎞⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−
−⎪⎭
⎪⎬⎫
⎥⎥⎦
⎤
⎢⎢⎣
⎡
−⋅+−−
−KH
XFKHi
KH cph 'tan
cossin' 2222 ββγ
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−
+−KH
YFF cp
n
'tan'
φ (23)
unde:
( ) ( )ωββωββ ++−−++−= 90coscos290cossin2'X (24a)
( ) ( )ββββ −−−−= iiX coscos2sinsin2' (24)
( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90cossin290sincos2'Y (25a)
( ) ( )ββββ −−−= iiY cossin2sincos2' (25b)
unde: (24b) şi (25b) se utilizează numai dacă se alege (14b) şi
( )[ ]KH
UWF wt
n −∂⋅−∂
=1tansincos
' 2
2
βφββ
(26)
O estimare iniţială a unghiului planului de cedare se face utilizând următoarea
aproximaţie:
( ) 2/0 φβ += i (27)
Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare
Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare se face printr-o procedură
iterativă propusă de Simon et al. (1991). Această procedură este mai flexibilă decât
presupunerile anterioare conform cărora suprafaţa de cedare trebuia să treacă prin baza
94
malului. Faptul este important deoarece există dovezi empirice că de fapt această
suprafaţă este situată mai sus (Thorne et al., 1981, Simon şi Hupp, 1986). În principiu
schema de calcul implică calcularea repetată a factorului de stabilitate pentru un număr
de locaţii diferite ale intersecţiei planului de cedare cu suprafaţa malului. Suprafaţa cea
mai critică de cedare este deosebită prin identificarea unui factor minim de siguranţă.
Practic procedura constă în:
- împărţirea profilului malului în 20 segmente de creştere a înălţimii malului şi
proiectarea acestora pe suprafaţa malului;
- pentru fiecare din aceste puncte se determină dimensiunile blocului de cedare
incipient prin proiectarea unui potenţial plan de cedare (la unghiul β, determinat ca mai
sus) pe suprafaţa luncii.
- se identifică factorul minim de siguranţă pentru primele 20 de puncte.
Dacă factorul minim de siguranţă este mai mare ca 1, sau probabilitatea maximă
de cedare este egală cu 0, atuici se consideră că malul este stabil din privinţa cedărilor
gravitaţionale (în masă). Altfel, procedura se repetă, iar de această dată înălţimea pe
verticală a malului cuprinsă între punctul imediat superior şi cel imediat inferior
punctului de minim identificat iniţial se împarte în 20 de intervale mai mici. Dacă se
găseşte că planul cel mai critic de cedare se găseşte ca trecând prin baza malului atunci
intervalul dintre baza malului şi primul punct se împarte la 20, ş. a. m. d.
Geometria blocurilor care cedează
Dacă factorul de siguranţă se găseşte sub valoarea critică, se presupune că
cedarea se va produce. Pentru calculul geometriei blocului care cedează este necesar să
se revadă caracteristicile geometrice ale malului ţinând cont de localizarea suprafeţei
celei mai critice de cedare, astfel încât
H = yfp - yf (28)
H' = yfp - ys (yf < ys) (29)
H' = yfp - yf (yf ≥ ys) (30)
K = yfp - yk (yf < yk) (31)
K = (yfp - ys)/2 (yf ≥ ys) (32)
Kh = yfp - yt (yf < yt) (33)
Kh = 0 (yf > yt) (34)
95
Unde yfp = cota muchiei malului (luncii) (m); ys = cota bazei malului neerodat (m); yk =
cota la baza crăpăturilor de distensiune (m); yt = cota la baza crăpăturilor de distensiune
relicte (m); yf = cota suprafeţei celei mai critice de cedare (m). Geometria blocului ceare
cedează eset dată de.
iKHKHBW h
tan'
tan−
−−
=β
(35)
x = (H - K)/tanβ (36)
iKHKHV h
tan2'
tan2
2222 −−
−=
β (37)
unde BW = cantitatea cu care se lărgeşte lunca (m); x = lăţimea totală a blocului care
cedează (m); V = volumul blocului pe unitatea de lungime a canalului (m3/m).
Analiza probabilistică a stabilităţii malurilor
Procedura calculării probabilităţii de cedare a malurilor se bazează pe schema
propusă de Huang (1983) şi Darby (1994). În esenţă distribuţiile probabilităţilor
reprezentând şiruri de proprietăţi ale solurilor prezente în maluri sunt înlocuite prin
valori unice ale unor sol-variabile în ecuaţiile factorului de suguranţă. Primul pas, de
aceea, este să se determine frecvenţa distribuţiei fiecărei proprietăţi a solului: coeziune,
unghi de frecare internă şi densitate. Împărţind fiecare din aceste distribuţii continue în
clase, este posibil să se definească un număr de combinaţii de proprietăţi ale solului, cu
valori reprezentative pentru fiecare clasă. Fiecare din aceste combinaţii , împreună cu o
geometrie a canalului poate fi aplicată direct în teoria stabilităţii malurilor pentru a
determina factorul de siguranţă corespunzător combinaţiei respective. Probabilitatea de
apariţie a unui anumit factor de stabilitate P(FS) este:
P(FS)ijk = P(c)i⋅P(φ)j⋅P(γ)k (38)
Unde P(FS)ijk =probabilitatea unui anumit factor de stabilitate corespunzător unei
anumite combinaţii de proprietăţi ale solului; P(c)i = probabilitatea de apariţie a
coeziunii în clasa reprezentată de valoarea ci; P(φ)j = P(γ)k = probabilităţile unghiului de
frecare internă şi densităţii reprezentate de valorile φj şi respectiv γk.
Dacă factorul de stabilitate pentru o anumită combinaţie de proprietăţi ale solului este
mai mic decât 1, se aşteaptă să apară cedarea pentru acea combinaţie. Se reţine
96
probabilitatea calculată cu (38) şi se procedează la fel în continuare cu toate celelalte
combinaţii posibile. Probabilitatea de cedare se găseşte prin suma tuturor probabilităţilor
corespunzătoare factorilor individuali de siguranţă mai mici ca 1:
( ) ( ijkFSPFSP 11 <=< ∑ ) (39)
unde P(FS<1) = probabilitatea de cedare, iar P(FS<1)ijk = probabilitatea de apari'ie a
unui anumit factor de stabilitatea mai mic decât 1.
Diagrama stabilităţii canalului
Evoluţia canalului din viziunea lui Schumm (1984) poate fi văzută în termenii a
două numere de stabilitate adimensionale: 1) Ng este o măsură a stabilităţii malului; 2)
Nh este o măsură a stabilităţii fluviale. Pentru ca un canal să fie stabil, stabilitatea
fluvială şi cea a malurilor, sunt ambele condiţii esenţiale. Gama de variaţie pe termen
lung a celor două numere ar fi de dorit să fie astfel încât Ng < 1 şi Nh ≈ 1 (Watson et al.,
1988). Cuantificarea evoluţiei canalelor prin utilizarea parametrilor adimensionali Ng şi
Nh permite estimarea rapidă a stării canalelor.
Optim pentru proiectare
DegradareAgradare
Mal
sta
bil
Mal
inst
abil
Ng
- Înã
lþim
ea ºi
ung
hiul
mal
ului
sta
bil
Nh - Capacitatea de transport a sedimentelor doritã Figura 30. Diagrama stabilităţii canalelor (Watson et al., 1988)
Ng se defineşte prin orice măsură rezonabilă a stabilităţii malului în termenii unui
factor de siguranţă. Factorul de siguranţă reprezintă raportul dintre forţele rezistente şi
cele active, sau altfel spus, malurile sunt instabile dacă Ng < 1 şi stabile pentru Ng > 1.
97
Practic, cineva poate observa pe teren că malurile de peste 3 m înălţime sunt în
general instabile. În aceste condiţii, Ng poate fi raportul dintre înălţimea malului şi
numărul 3 ceea ce va da Ng < 1 pentru malurile stabile. Când sunt disponibile date
geotehnice Ng poate fi factorul geotehnic de siguranţă a malului când se presupune
cunoaşterea tuturor proprietăţilor geotehnice ale materialelor şi unghiul de pantă al
malului.
Nh a fost definit iniţial (Watson et al., 1988) ca fiind raportul dintre cantitatea
dorită de sedimente şi capacitatea actuală de transport de sedimente. Totuşi, Nh poate fi
raportul oricăror parametri rezonabili care pot fi utilizaţi ca înlocuitori ai transportului
de sedimmente, cum ar fi raportul dintre rata transportului de sedimente pentru cursul
din amonte şi cea a cursului care interesează. Într-o recunoaştere iniţială se pot compara
pantele talvegului unui canal stabil cu cele ale canalului de interes. Nh va fi egal cu
raportul dintre panta talvegului canalului de interes şi cea a canalului stabil. Pentru un
canal în degradare Ng > 1 iar pentru unul în agradare Ng < 1.
În diagramă (Figura 30) fiecare cadran este caracrterizat printr-o pereche de
numere de stabilitate geotehnică şi respectiv hidraulică şi cursurile care pot fi încadrate
în acelaşi cadran au caracteristici comune privitoare la stabilitate şi în privinţa măsurilor
ce se pot lua pentru atingerea anumitor obiectice.
- În cadranul 1 (Ng < 1, Nh > 1) fundul canalului poate să fie degradat sau poate să
înceapă să se degradeze; malurile nu sunt geotehnic stabile. Eroziunea malurilor apare
numai local.
- În cadranul 2 (Ng > 1, Nh > 1) canalele sunt instabile; fundul canalului şi
malurile sunt geotehnic instabile. Eroziunea malurilor apare numai local.
- Cadranul 3 (Ng > 1, Nh < 1) este caracterizat prin cedări gravitaţionale ale
malurilor, dar fără continuarea degradării fundului.
- Cadranul 4 (Ng < 1, Nh < 1) este caracterizat prin stabilitate generală.
Studiul experimental al stabilităţii malurilor
Metodele de monitorizare a eroziunii şi stabilităţii dinamice a malurilor se împart
în două categorii:
- determinări morfometrice;
- studiul stărilor de eforturi şi deformaţii ale terenului.
98
Despre unele metode de determinare a variabilelor morfometrice, atât pe teren cât
şi în laborator, s-au făcut unele menţiuni în capitolul precedent. În cele ce urmează, se
va insista asupra celei de a doua categorii de metode experimentale.
Măsurători pe teren. Dată fiind marea variabilitate atât în spaţiu cât şi în timp a
distribuţiei eroziunii malurilor, uneori, repetarea măsurătorilor topografice nu este
suficientă pentru surprinderea variaţiilor spaţio-temporale.
În consecinţă, s-au imaginat şi alte dispozitive cum ar fi:
1. Introducerea în teren, orizontal, la diferite nivele, a unor tije metalice care să
devină martori ai regresării malurilor în poziţiile respective. Tehnica nu este aplicabilă,
în pofida aparentelor avantaje, în cazul pietrişurilor şi bolovănişurilor deoarece
deranjează structura terenului şi denaturează aspectul zonei erodate. În cazul terenurilor
slab coezive tijele însele introduse în teren măresc rezistenţa la întindere a stratelor
respective împiedicând dezvoltarea fisurilor tensionale. Acesta nu este neapărat un
dezavantaj, mai ales pentru proprietarul terenului (ramforsarea malurilor), deoarece
astfel se măreşte stabilitatea. Pentru cazul ravenelor de mari dimensiuni sau cu ritmuri
alerte de regresare a malurilor sau vârfurilor tehnica înfingerii tijelor poate fi
insuficientă.
2. Pentru malurile cu pietrişuri şi bolovănişuri precum şi pentru cele ce conţin
fragmente orizonturi sau plăci de roci dure s-au obţinut informaţii interesante prin
văruirea sau vopsirea în diferite culori a malurilor. Nu numai că se poate observa
imediat momentul când particulele de suprafaţă au fost înlăturate, dar se pot face
observaţii şi asupra transportului şi depunerii materialului erodat (Thorne, 1978).
3. Plasarea de capcane pentru materialul dizlocat prin îngheţ-dezgheţ, la baza
malurilor.
Rezultate obţinute în analiza stabilităţii malurilor ravenelor
În anul 1994 s-au făcut determinări geotehnice, întocmindu-se fişele
corespunzătoare, la patru albii cu caracter torenţial din Podişul Moldovenesc, respectiv
Valea Ghelţagului, Valea Hreasca (Colinele Tutovei), Valea Loava şi Valea Vâlcioaia
(Dealurile Fălciului).
În anul 1995 cercetările au continuat în văile Scrânghiţa, Roşcani, Făgăraş (două
locaţii), Hreasca (un nou amplasament) şi Mitoc, din Colinele Tutovei şi în văile Chira,
Recea (zona Banca) si Tumba din Dealurile Fălciului.
99
Fiecare din aceste amplasamente oferă informaţii despre albii dezvoltate în condiţii
litologice şi aspecte morfologice variate în pofida aparentei monotonii litologice (uneori
au loc schimbări de facies chiar în lungul aceleiaşi albii, la numai câţiva metri depărtare)
atât pentru ravene de fund de vale sau de versant cât şi pentru albii cu fund uscat sau
cursuri cu caracter semipermanent.
Pachetele de roci sedimentare semiconsolidate sau neconsolidate, siltice şi
arenitice au fost străbătute cu foraje manuale, pe întreaga grosime (adâncime a
canalului) plus un metru sub talweg.
S-au determinat densităţile (greutăţile volumetrice) aparente şi în stare naturală,
rezistenţa la forfecare cu aparatul cu palete Eijkelkamp şi s-au prelevat probe de
umiditate şi pentru analize fizico-chimice din fiecare varietate litologică întâlnită.
Întreaga structură a fost străbătută cu penetrometrul static Eijkelkamp, determinăndu-se
din zece în zece centimetri rezistenţa la penetrare pe con. Diagramele rezistenţei la
penetrare şi valorile rezistenţei la forfecare indică , pe de o parte continuitatea (gradul de
uniformitate) parametrilor fizico-mecanici ai fiecărei formaţiuni litologice, iar pe de altă
parte personalitatea fiecăreia dintre ele în faţa agenţilor erozionali sau provocatori de
instabilitate.
La Scrânghiţa, într-un punct în care are loc o schimbare majoră a morfologiei
canalului (trecere de la canal triunghiular - simetric, la un canal mai larg de forma
virtuală a literei "U", puternic colmatat), s-au identificat şapte varietăţi (orizonturi )
litologice. Grosimile cele mai mari le prezintă orizontul Bt (150 cm) şi o argilă pestriţă
cu concreţiuni carbonatice (170 cm).
Rezistenţa la forfecare prezintă valorile cele mai mari în primele două orizonturi
de la suprafaţă datorită umidităţii mici (în momentul respectiv) şi proprietăţilor
caracteristice orizontului Bt. Aceste două orizonturi superficiale prezintă şi greutăţile
volumetrice în stare uscată cele mai mari ca şi rezistenţele la penetrare pe con.
Rezistenţa la penetrare este mai scăzută în adâncime (în cadrul orizontului de sol D -
lutos şi al unui nisip prăfos) datorită menţinerii la aceste nivele a unei umidităţi mai
mari.
În Valea Făgăraş pot fi observate mai multe faciesuri litologice şi morfologice
diferite, trecerea făcându-se brusc în lungul albiei. Locaţiile în care s-au efectuat testele
au fost alese chiar în astfel de puncte:
100
a) Un amplasament pe canal cu secţiune în formă de "U" şi maluri verticale pe o
mare adâncime, datorită prezenţei unui orizont lutos de 960 cm grosime. S-au identificat
şase varietăţi litologice, forma canalului fiind dominată de orizontul amintit.
Greutatea volumetrică are o alta evoluţie: exceptând orizontul superficial
aluvionar (Av. mollică slab humiferă ), orizonturile 3, 4 şi 5 prezintă valori comparabile
cu cele mai mari valori de la Scrânghiţa (1.71 - 1.72 g/cm3), valorile maxime întâlnindu-
se în orizontul Bt (1.82 g/cm3), deşi nu atât de uscat (w = 14,74%), şi într-un orizont
bazal heterogen (1.80 g / cm3) intâlnit numai în malul drept.
Rezistenţa la forfecare cu palete şi cea la penetrare pe con prezintă aceeaşi
evoluţie ca la Scrânghiţa cu valori discrete diferite (rezistenţa la forfecare de 34,3
kPascal şi o rezistenţă la penetrare pe con medie pe orizont de 57,91 daN/cm2).
Constatăm că în cazurile în care malurile sunt predominant lutoase, unele
orizonturi au structură poligonală şi depozitele bazale au plasticitate redusă (chiar dacă
sunt aparent argiloase) cum e cazul la Loava, Mitoc, în unele locuri la Hreasca, locaţia 1
la Făgăraş şi altele, mecanismul de cedare este prabuşirea de blocuri accentuată sau nu
de crăpături de tensiune (distensiune).
b) Un amplasament reprezentativ pentru restul canalului în care s-au evidenţiat
zece varietăţi litologice. Litologia şi forma secţiunii transversale a canalului sunt
dominate de două orizonturi bine dezvoltate: o argilă marnoasă uscată şi dură (340 cm
grosime ) şi nisip cu trovanţi (grosime > 410 cm). Nisipul cu trovanţi (aglomerarea
trovanţilor în bază) conferă canalului, în unele locuri, aspectul de chei.
Desigur că variaţia (evoluţia) rezistenţei la forfecare şi a celei la penetrare
trebuiesc în permanenţă corelate cu textura, umiditatea şi greutatea volumetrică aparentă
a fiecărui orizont, dar la Făgăraş în locaţia a -II- a influenţa litologiei asupra morfologiei
malurilor este evidentă. Remarcăm în treimea superioară a malului stâng, deasupra unui
nivel de gresie calcaroasă în plăci, un orizont argilo-marnos, uscat, de grosimi metrice.
La Roşcani, în malul drept (cu o secţiune neregulată) s-au udentificat opt varietăţi
litologice. Malul stâng, datorită meteorizaţiei (îngheţ - dezgheţ), se retrage paralel cu el
însuşi, cu o suprafaţă monoclinală.
În celelalte locaţii (V. Hreasca - 11 varietăţi litologice (v. l.), V. Tumba - 10 v. l.,
Mitoc - 5 v. l., Recea - 12 v. l., Chira - 4 v. l.) depozitele străbătute în maluri îşi
evidenţiază personalitatea în faţa agenţilor erozionali în două moduri:
101
- la Hreasca o structură caracteristică simplificată ar fi: aluviune nisipoasă -
aluviune mollică - orizont Bt - depozite nisipo - lutoase - alternanţă bazală nisip cu
argilă vanătă plastic moale - argilă vânătă cu concreţiuni calcaroase, plastic vârtoase. În
cazul în care baza canalului prezintă o plasticitate evidentă şi în treimea inferioară se
menţine o umiditate relativ mare, mecanismul de cedare este alunecarea de blocuri
după o suprafaţă circulară.
- în celelalte cazuri structura caracteristică este dominată de luturi nisipoase,
canalele oprindu-se (când sunt mai adânci) în aceeaşi argilă pestriţă (de multe ori
vânătă) aproape omniprezentă.
Cercetările efectuate în anii 1994 şi 1995 au condus la câteva concluzii mai
importante:
S-au identificat mai multe mecanisme prin care diferite procese de mal
conturează secţiunea transversală a canalului. După ce, pe măsură ce adâncimea
talwegului creşte şi albia nu mai este formată de către cursul de apă decât în partea ei
bazală, malurile sunt supuse îngheţ-dezgheţului şi se retrag paralel cu ele însele (în
unele locuri la Scrânghiţa şi Roşcani), sau sunt supuse proceselor de cedare
gravitaţionale. Pentru aceste situaţii, mecanismele de cedare identificate sunt:
- prăbuşirea de blocuri accentuată sau nu de crăpături de tensiune;
- alunecarea blocurilor după suprafeţe circulare;
- prăbuşirea de blocuri datorită subminării bazei malului, fie de către forţa
curentului, fie prin împroşcare.
Se poate vorbi de "geometria hidraulică a albiei" doar în cazul ravenelor
discontinue cu adâncimea mai mică de cca. 3 m, în treimea inferioară a canalelor adânci
şi în general acolo unde perimetrul udat este comparabil cu cel corespunzător debitului
"la albie plină".
În anul 1996 cercetările au continuat în B. H. Roşcani - Scrânghiţa, B. H. Gornei
(Mânzăţel) şi B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului. Ne-am îndreptat atenţia cu precădere
asupra unor profile transversale caracteristice, pe care le-am detaliat prin determinări
fizico-mecanice şi morfometrice. În vederea stabilirii unei relaţii matematice între
litologie şi formă s-au comparat curbele tendinţei exponenţiale ale unor segmente de
mal (în profil transversal) cu aceleaşi curbe trasate în punctele corespunzătoare pentru
rezistenţa la penetrare pe con la umiditate naturală, în medie mobilă.
102
În B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului, s-a constatat că orizonturile litologice care contribuie
la morfogeneza canalului sunt, de obicei, orizontul superficial aluvionar (uneori mai
grosier, alteori mai fin) şi orizontul subjacent care uneori este constituit de către
orizontul de sol Bt, iar de cele mai multe ori canalele se opresc (temporar) la nivelul
unei argile cu culoare variabilă şi concreţiuni carbonatice. Canalele mai adânci pot
străbate întregul profil de sol (inclusiv orizontul C), iar orizontul D (la Valea
Timbrului), nu prezintă mari variaţii.
Figura 31 ilustrează una dintre primele încercări de corelare a valorilor rezistenţei
la penetrare pe con (în valori discrete, medii sau medii mobile calculate în limitele
orizonturilor litologice) cu secţiunile morfometrice ale malurilor. Acest exemplu
reprezintă o situaţie favorabilă observării anumitor fenomene, întâlnită la data de
31.V.1996 (ulterior, datorită evenimentelor pluviale, profilul respectiv a căpătat o cu
totul altă formă), în care profilul morfologic decupat a rezultat numai prin eroziune
hidrică. Este un caz în care umiditatea nu creşte odată cu adâncimea şi în acelaşi sens
apar strate din ce în ce mai competente. Se poate observa cum tendinţa exponenţială sau
polinomială a rezistenţei la penetrare, atât a valorilor discrete cât şi a valorilor medii
pentru fiecare varietate litologică, se apropie de forma atribuită de obicei în urma unor
analize descriptive, secţiunii transversale a unor sectoare de albie (modelate prin
eroziune hidrică), aceea de (arc de) parabolă. Putem presupune că, în condiţiile unei
relative uniformităţi litologice şi a umidităţii pe profil, rezistenţa la penetrare exprimă
chiar tendinţa de profilare a malului prin eroziune hidrică. În cazul unei succesiuni de
strate cu competenţă crescândă în adâncime, forma malului se apropie de curba valorilor
medii pe orizonturi a rezistenţei la penetrare. În cazul creşterii umidităţii în adâncime,
corelaţia dintre rezistenţa la penetrare şi forma malului este negativă.
Rezistenţa la forfecare determinată cu aparatul cu palete reprezintă chiar
coeziunea orizonturilor litologice respective, cu valori mai mari la orizonturile argiloase
şi la cele mai îndesate. Rezistenţa la penetrare statică pe con prezintă valorile cele mai
mari în primele două orizonturi de la suprafaţă datorită umidităţii mici (în momentul
respectiv) şi proprietăţilor caracteristice orizontului Bt. Aceste două orizonturi
superficiale prezintă şi greutăţile volumetrice în stare uscată cele mai mari ca şi
rezistenţele la penetrare pe con. Rezistenţa la penetrare este mai scazută în adâncime (în
cadrul orizontului de sol D - lutos şi al unui nisip prăfos) datorită menţinerii la aceste
nivele a unei umidităţi mai mari.
103
În cazul ravenei Gornei (Mânzăţel) densitatea aparentă are o altă evoluţie:
exceptând orizontul superficial aluvionar (Av. mollică slab humiferă ), orizonturile 3, 4
şi 5, în ordinea interceptării, prezintă valori comparabile cu cele mai mari valori de la
Scrânghiţa (1,71 - 1,72 g/cm3), valorile maxime întâlnindu-se în orizontul Bt (1,82
g/cm3), deşi nu atât de uscat (w = 14,74%), şi într-un orizont bazal heterogen (1,80 g /
cm3).
Rezistenţa la forfecare cu palete şi cea la penetrare pe con prezintă aceeaşi
evoluţie în toate cele trei bazine hidrografice.
Constatăm că în cazurile în care malurile sunt predominant lutoase, unele
orizonturi au structură poligonală şi depozitele bazale au plasticitate redusă (chiar dacă
sunt aparent argiloase), mecanismul de cedare este prăbuşirea de blocuri accentuată sau
nu de crăpături de tensiune (distensiune), “slab failure”, cum este denumit în literatura
de specialitate. Un alt mecanism de cedare a malurilor, identificat în anul 1996, de
asemenea la în B. H. Roşcani (Scrânghiţa), este cedarea sub forma de boltă naturală
(“alcov failure”). Acesta apare în cazul subminării unui mal aproximativ vertical,
omogen litologic, de către un curent tangenţial.
La Valea Timbrului, unde orizonturile argiloase apar aproape de suprafaţă, un alt
mecanism de cedare a malurilor este alunecarea tangenţială de blocuri după suprafeţe
semi-circulare. Atât cedarea prin alunecare tangenţială cât şi prăbuşirea sub formă de
felii conferă sectoarelor de canal respective, o formă în trepte.
Concluziile mai importante ale anului 1996 pot fi rezumate astfel:
Compararea curbelor tendinţei exponenţiale ale unor segmente de mal (în profil
transversal) cu aceleaşi curbe trasate în punctele corespunzătoare pentru rezistenţa la
penetrare pe con la umiditate naturală, în medie mobilă calculată pentru intervalul dintre
valorile de intrare şi de ieşire din strat oferă posibilitatea predicţiei formei profilului
malurilor constituite din materiale similare;
S-au identificat zonele modelate hidraulic, cele modelate prin procese de mal şi
mixt. În cadrul celor din urmă s-au constatat următoarele:
- fiecare orizont litologic este reliefat de o formă şi o pantă caracteristică a
segmentului de mal corespunzător, fapt dovedit de o corelaţie foarte bună între
rezistenţa la penetrare pe con la umiditate naturală şi tendinţa exponenţială a curbei
segmentului de mal (figura 31), după o ecuaţie de forma:
y = 13,421 * e 0,0337 x cu r2 până la 0,95;
104
Figura 31. Relaţia dintre litologie şi profilul malului, evidenţiată de valorile rezistenţei
la penetrare statică pe con în b. h. Roşcani
105
- la orizonturile superficiale (în general aluvionare), unde au loc variaţii cu
perioade scurte ale umidităţii, precum şi la orizonturile mai joase în cadrul cărora
umiditatea creşte în adâncime, tendinţa exponenţială a rezistenţei la penetrare se
corelează negativ cu tendinţa exponenţială a segmentului de mal, cele două curbe
intersectându-se la jumătatea grosimii stratului;
S-au identificat trei mecanisme de cedare a malurilor:
- prăbuşirea de blocuri accentuată sau nu de crăpături de tensiune (distensiune),
“slab failure”;
- cedarea sub forma de boltă naturală (“alcov failure”);
- alunecarea tangenţială a unor blocuri după suprafeţe semi-circulare.
Pentru zonele modelate prin procese de mal este semnificativă rezistenţa la
penetrare pe con la umiditate naturală, iar pentru cele modelate hidraulic rezistenţa la
penetrare în stare saturată.
Analizele de stabilitate s-au efectuat după metodolgia prezentată de Little et al.
(1981). Multe maluri şi praguri instabile prezintă crăpături (fisuri) adânci de distensiune
înainte de cedare. Aceste crăpături se dezvoltă paralel cu linia malului sau urmăresc
conturul vârfului pragului.
Forma generală a ecuaţiei stabillităţii este:
γφ
Hc
N fcs
'
( ,= = i) (1)
în care:
Hc'= înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune;
γ = densitatea aparentă;
y = adâncimea crăpăturilor de distensiune;
c = coeziunea (în cazul nostru rezistenţa la forfecare cu palete);
φ= unghiul de frecare internă;
i = panta malului;
Ns = factorul de stabilitate, adimensional.
Natura relaţiilor funcţionale depinde de presupunerile care se fac în ce priveşte
forma suprafeţei de alunecare sau desprindere.
106
Chen (1975, cf. Hurjui, 2000) a obţinut o soluţie numerică pentru o suprafaţă cedare de
forma unei spirale logaritmice care trece prin baza malului şi a prezentat valorile
factorului de stabilitate (tabelul 10).
Tabelul nr. 10
Factorul de stabilitate N Hs c c= ( / )γ , după Chen (1975, cf. Hurjui, 2000)
Unghiul de înclinare al malului (o) φ (o)
90o 75o 60o 45o 30o
0 3,83 4,57 5,25 5,86 6,51
5 4,19 5,14 6,17 7,33 9,17
10 4,59 5,80 7,26 9,32 13,53
15 5,02 6,57 8,64 12,05 21,71
20 5,51 7,48 10,39 16,18 41,27
25 6,06 8,59 12,75 22,92 120,0
30 6,69 9,96 16,11 35,63
35 7,43 11,68 20,94 65,53
40 8,30 14,00 28,99 185,6
Probleme apar pentru că, în continuare, analiza nu ia în considerare posibilitatea
apariţiei crăpăturilor de distensiune în spatele malului. Adâncimea până la care poate să
apară efortul de întindere poate fi prezisă cu ajutorul diagramei lui Mohr şi este dată de:
Zc
tg0
245
2= ⋅ +
⎛⎝⎜
⎞⎠⎟γ
φ (2)
în care Z0 = adâncimea eforturilor de rupere (întindere)
Înălţimea critică a malului este mai mică dacă adâncimea crăpăturilor este mai
mare. De acest fapt se poate ţine cont şi ecuaţia (1) modificată devine:
( )γφ
cH y N fc s
' ( ,+ = = i) (3)
în care y = adâncimea crăpăturilor şi
H’c = înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune
Dacă rezistenţa la întindere a materialului este zero, crăpăturile se vor extinde pe
toată adâncimea şi deci Z0 = y.
107
Există numeroase dovezi empirice că adâncimea maximă a crăpăturilor în
condiţii critice este egală cu jumătate din înălţimea malului (Terzaghi, 1943).
Ecuaţia (3) este numai aproximativă devreme ce distribuţia eforturilor va fi
alterată deîndată ce crăpăturile încep să se dezvolte. Majoritatea autorilor consideră că
rezistenţa la întindere este zero şi că adâncimea crăpăturilor este egală cu jumătate din
înălţimea critică a malului Hc, pentru un mal vertical.
Pornind de la aceste considerente teoretice, după efectuarea tuturor
determinărilor morfometrice necesare (grosimea fiecărei entităţi litologice din
stratificaţia malului, înălţimea actuală a malului şi unghiul de înclinare al acestuia),
precum şi a densităţilor (aparentă şi în stare naturală) şi parametrilor rezistenţai la
forfecare (φ şi c) se poate trece la efectuarea analizelor de stabilitate prin metoda
echilibrului limită. Menţionăm că prin efectuarea determinărilor în două momente
diferite ale anului (o perioadă umedă şi o perioadă uscată) se pot face coonsideraţii
privind starea actuală a malurilor, cea din situaţia cea mai defavorabilă precum şi pentru
alte situaţii intermediare.
Rezultatele determinărilor din orice moment se proiectează într-o diagramă, faţă
de două curbe:
H F cc ys' ( / )= −γ ,
una pentru situaţia defavorabilă şi una pentru perioada uscată, de unde se poate
determina gradul de stabilitate.
Prin aplicarea acestei metodologii, pentru toate punctele în care s-au efectuat
încercări geotehnice in situ şi analize fizico-chimice asupra probelor recoltate, s-au
obţinut grafice cum sunt cele din figurile 32 şi 33.
şi s-au tras următoarele concluzii, care considerăm că sunt valabile pentru
majoritatea ravenelor din Moldova dintre Siret şi Prut:
Metoda echilibrului limită pentru o suprafaţă de cedare de forma unei spirale
logaritmice care trece prin baza malului, oferă o bună predicţie pentru toată gama de
înălţimi critice (Hc şi Hc’ - înălţimea critică afectată de fisuri) şi de unghiuri de înclinare
ale malului, astfel:
- pentru cazurile în care argila nisipoasă plastic-consistentă are o pondere
importantă în stratigrafia malului (B. H. Jeravăţ - bazinul superior al Văii Timbrului),
108
Figura 32. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Roşcani (b. H. Tutova,
obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975
Figura 33. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Timbrului (b. H. Jeravăţ),
obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975
109
Hcritic nu este afectat de fisuri şi cedarea are loc prin alunecarea unor felii după suprafeţe
semicirculare;
- în cazurile unor lito-faciesuri luto-nisipoase fisurile verticale controlează în
mod decisiv înălţimea critică şi unghiul de înclinare al malului (Loava, Mitoc, Tumba,
B.H. Gornei (Mânzăţel).
Metoda nu este recomandabilă în cazul umezirii malului prin aport subteran,
situaţie în care cedarea are loc prin formarea unei bolţi naturale de echilibru (“popout”
sau “alcov failure”), în câteva sectoare izolate din B. H. Roşcani şi B. H. Jeravăţ-Valea
Timbrului;
Metoda este mai puţin senzitivă în cazul predicţiei înălţimii pragurilor, datorită
dificultăţii determinării foarte precise a caracteristicilor de rezistenţă la forfecare, mai
ales a unghiului de frecare internă (coeziunea s-a determinat in situ cu aparatul de
forfecare cu palete Eijkelkamp, iar unghiul de frecare internă printr-o metodă indirectă).
Se confirmă tendinţa de formare a unor canale cu raportul adâncime / lăţime << 1, în
cazul prezenţei în apropierea suprafeţei terenului a unor depozite argiloase, respectiv
formarea unor maluri stabile la unghiuri şi înălţimi critice mai mici.
Marea majoritate a malurilor se situează în zona de stabilitate delimitată de cele
două curbe Hc / unghiul de înclinare a malului, sub curba cazurilor cele mai defavorabile
- la saturaţie, şi un număr mai mic în zona intermediară (între cele două curbe), fapt ce
conduce la concluzii importante privind rata proceselor ce concură la definirea formei
canalului la un moment dat, şi anume:
Procesele gravitaţionale de mal nu explică în totalitate (procentual) forma
canalului decât în puţine cazuri, deoarece nici cele mai puternice ploi nu pot umezi până
la saturaţie întreaga coloană litologică, pe o grosime mare faţă de suprafaţa malului;
Nici eroziunea hidrică nu explică în totalitate forma canalului, deoarece, pe de o
parte, în cazul rocilor semi-consolidate vechi, curenţii concentraţi nu reuşesc decât să
desprindă şi să transporte materialele alterate prin meteorizare şi pe cele aluvionare
depuse temporar în urma evenimentelor anterioare, iar pe de altă parte, cantităţile de
materiale prăbuşite sau alunecate în canal sunt prea mari pentru a fi mărunţite şi
transportate în timpul unui singur eveniment pluvial, ele intervenind în procesul de
eroziune-transport cu valori tampon prea mari faţă de capacitatea de transport a
curentului.
110
Analizele de stabilitate prin această metodă confirmă situaţia din teren conform
căreia malurile canalelor studiate se menţin verticale timp îndelungat, sau se stabilizează
la unghiuri mai mari de 45o.
RITMUL DE DEGRADARE A TERENURILOR PRIN RAVENARE
Ravenele apar şi se dezvoltă ca urmare a intervenţiei unui factor perturbator în
sistemul geomorfologic fluvial, prin torenţializarea întregului bazin hidrografic, sau
numai prin apariţia unor condiţii locale propice.
Se poate observa că majoritatea cercetătorilor acceptă modelul exponenţial de evoluţie
al acestor forme de relief către un profil de echilibru.
Legea exponenţială a evoluţiei în geomorfologie aplicată
în studiul dinamicii ravenelor
Se consideră că ravenele evoluează prin “consum de masă”, adică prin dislocarea
unei părţi din sol sau rocă şi îndepărtarea ei într-un timp, uneori extrem de scurt. Deci,
creşterea lungimii ravenelor poate fi evaluată, în timp cunoscând următorii parametri: t
= timpul când are loc perturbarea (o ploaie neobişnuită, amenajarea unui drum în pantă,
o excavaţie pe versant); A0 = lungimea potenţială de echilibru a ravenei (distanţa de la
gura ravenei până la acel punct din talveg unde cantitatea de apă care poate îndepărta
materialul nu are suficientă energie pentru a învinge rezistenţa rocii). Un asemenea
punct poate fi cumpăna de ape sau platoul interfluvial - punctul de migrare maximă a
ravenei); Ax = lungimea ravenei la data cercetării, măsurată de la vârf la gura ei; At =
distanţa de la vârful ravenei la cumpăna de ape, respectiv lungimea de teren ce urmează
să fie erodată până la punctul de echilibru. Modelul are următoarea expresie
matematică:
ln ln( )A A At x ty b t= + − ⋅
Rădoane Maria et al. (1996) au aplicat acest model la un număr de 48 ravene
măsurate pe planuri în scara 1:2000 din zona Hârlău - Cepleniţa, pentru care, printre alte
variabile, au determinat şi parametrii care intră în ecuaţia de mai sus. Fenomenul de
ravenaţie în bazinul hidrografic Jijia se caracterizează prin următorii parametri
(Rădoane, 1988): o densitate medie de 0,1-1 km/km2, o lungime medie de 200 m (peste
111
70 % fiind sub 30 m), distanţa medie de la vârful ravenei la punctul de echilibru
(respectiv cumpăna de ape) este de 330 m.
Variabila t, respectiv, timpul de perturbare a fost evaluată ţinând cont de
ciclurile climatice determinate pentru Podişul Moldovenesc: t = 16 ani, t = 34 ani, t = 57
ani. Ciclurile au fost determinate pe baza analizei seriilor de timp ale precipitaţiilor
anuale pentru perioade de până la 100 ani la staţii meteorologice din Podişul
Moldovenesc.
Aşadar, o dată la 16, 34 sau 57 ani, în aria Podişului Moldovenesc se manifestă o
rată crescută a agresivităţii climatice, îndeosebi prin creşterea cantităţii de precipitaţii,
care poate declanşa fenomenul de ravenaţie. Un rol important îl au tipurile de utilizare a
terenurilor, litologia, dar în cazul respectiv, au fost considerate constante pentru arealul
studiat.
Starea medie a celor 48 de ravene a arătat următoarea tendinţă:
i) distanţa medie până la care ravenele pot evolua în actualele condiţii este de 525
m şi coincide cu punctul de echilibru de la cumpăna de ape;
ii) în cazul când perioada de perturbare se repetă odată la 16 ani, jumătate din
lungimea ravenei, respectiv 260 m, va fi erodată în 10-14 ani; în medie, sistemul de
ravene poate atinge punctul de echilibru după o perioadă de 70 ani;
iii) dacă t = 34 ani, sistemul de ravene poate atinge punctul de echilibru după o
perioadă de 140 ani, iar dacă t = 57 ani, sunt necesari peste 200 ani pentru ajungerea la
această fază.
Forma exponenţială negativă este conformă cu numeroase date reale, care arată
că ajustările dimensionale în sistemul de ravene au loc după o curbă descrescătoare,
sugerând acţiunea unei bucle de feedback negativ.
Unde se sfârşesc ravenele efemere?
Poesen J. et al., (1998) arată că sedimentarea puternică se opune dezvoltării
ravenelor. S-au propus mai multe modele pentru situaţiile în care sedimentarea
predomină. De exemplu De Ploey (1984) a propus un model al coluvionării:
5,0
8,0
qCAS cr⋅
=
unde
112
Scr = este unghiul de pantă critic sub care sedimentarea (coluvionarea) apare (o)
C = concentraţia de sedimente în scurgerea de suprafaţă (g/l)
q = debitul unitar al scurgerii (cm2/s)
A = factorul compoziţiei granulometrice al sedimentelor; un coeficient empiric
depinzând de mediana distribuţiei granulometrice.
MODELAREA MATEMATICĂ A EVOLUŢIEI RAVENELOR CU AJUTORUL PROGRAMELOR GIS
(GEOGRAPHICAL INFORMATION SYSTEMS – SISTEME INFORMAŢIONALE GEOGRAFICE)
În ultimii 10 ani foarte mulţi cercetători abordează problemele eroziunii solului în
general şi problema incizării canalelor şi evoluţia lor după o metodologie care cuprinde
următoarele etape:
- analiza topografică a terenului cu ajutorul unui program ca acela conceput de
Thorne şi Zevenbergen (1986), prin care se obţin ariile de drenaj amonte şi pantele
corespunzătoare fiecărui pixel al modelului numeric (digital) al terenului obţinut la
rândul lui din ortofotograme, aerofotogramelor, hărţi scanate, etc.; fiecare pixel
corespunde unui ochi de reţea.
- obţinerea căilor preferenţiale de scurgere cu ajutorul unor algoritmi diferiţi, pe
baza datelor obţinute în etapa precedentă privitoare la cei 8 pixeli vecini fiecărui pixel
considerat;
- impunerea unor condiţii de prag presupuse a fi necesare de trecut pentru
iniţierea ravenării, incizării canalelor, etc.
Modelele numerice ale terenului (DEM – Digital Elevation Models) pot fi foarte
utile în activitatea de proiectare a lucrărilor de combaterea eroziunii solului, de
îmbunătăţuri funciare în general. În funcţie de motoda de interpolare a punctelor de cotă
aleasă ele pot reflecta mai mult sau mai puţin bine modul de distribuţie a punctelor.
Metoda triangulaţiei (TIN – Triangulated Irregular Network) este cea mai fidelă în
reprezentarea datelor de tip elevaţie a terenului şi reflectă cel mai bine ruperile de pantă,
asigurând în acelaşi timp luarea în consideraţie a tuturor punctelor. În figurile 34, 35, 36
şi 37 se ilustrează câteva astfel de reprezentări.
113
Perieni
Pogana
Figura 34. Modelul numeric al terenului din zona Văii Roşcani (Colinele Tutovei)
Figura 35. Modelul numeric al terenului din zona Stoişeşti – Ghermăneşti (Colinele Tutovei)
114
Figura 36. Reprezentare "image" a zonei Stoişeşti – Ghermăneşti (Colinele Tutovei)
Vale
a Bâ
rladu
lui
Plat
oul P
orce
ana
Ghermăneşti
Stoişeşti
Figura 37. Reprezentare "relief cu umbre" a zonei Stoişeşti – Ghermăneşti (Colinele Tutovei)
115
Prezentăm în continuare, pe scurt, modul de procesare a datelor extrase din
modele digitale ale terenului în cadrul programului EROSION 2D/3D al profesorului
Michael von Werner de la Freiberg (1999). Aceasta este procedura utilizată în prezent
de programele ce rulează în sistem GIS, în care toate informaţiile, indiferent de natura
lor se constituie în orizonturi-fişiere "xyz", în care x şi y sunt coordonatele, iar z este un
parametru oarecare (o cantitate de precipitaţii, un indice de sol, etc.).
Procesarea parametrilor de relief
Etapele preliminare sunt:
- Se introduce fişierul cu parametrii reliefului (modelul numeric al terenului); se
elimină adânciturile şi gropile;
- Calcularea pantei, aspectului şi ariilor suprafeţelor înclinate;
- Calcularea distribuţiei scurgerilor; determinarea pantei celei mai abrupte
(direcţia principală de curgere);
- Calcularea debitului de intrare; rezultă tabelul cu debitele de intrare;
- Concatenarea tabelului debitelor de intrare la sfârşitul fişierului cu parametrii de
relief; se determină concentrarea scurgerii; se concatenează fişierul proprietăţilor solului
cu fişierul parametrilor de relief;
- Stabilirea punctului în care se deversează apele din bazinul hidrografic:
- Clasificarea elementelor de relief, reţeaua de canale, scurgerea de suprafaţă prin
calcularea raportului concentrarea scurgerii / valoarea de prag
- Generarea hărţii grilă; vizualizarea direcţiei principale de curgere
- Determinarea iterativă a direcţiei principale de scurgere
- Calcularea pantei cu ajutorul a patru celule vecine (Ritter, 1987)
- Calcularea pantei cu ajutorul a opt celule vecine
Algoritmul de determinare a scurgerilor
Pentru a calcula scurgerea şi eroziunea trebuiesc procesate toate elementele de
suprafaţă (toţi pixelii) faţă de punctul cu cota cea mai joasă. O posibilă soluţie
(O'Callaghan şi Mark) este să se întocmească un tabel acre conţine toate elementele cu
cotele lor. Se crează apoi un alt tabel ce conţine valorile debitelor corespunzătoare
fiecărei celule. Se face o copie a acestui tabel în care fiecărui debit i se atribuie o valoare
de la 1 la 8. Elementele sunt trecute în revistă pe fiecare linie, coloană cu coloană.
Calculul începe cu primul element care nu are intrare lichidă. În continuare fiecare
116
element procesat este etichetat; numărul atribuit elementelor din care apa curge spre
elementul considerat este mai mic cu 1 decât respectivul. Astfel, ultimul element
procesat are valoarea 0 şi reprezintă ieşirea din bazinul hidrografic. Acest algoritm se
aplică pentru determinarea scurgerii concentrate, a lungimii căii de curgere, ca şi pentru
calculul eroziunii.
a) Direcţiile principale de scurgere
Calcularea ariei din amonte
Aria bazinului hidrografic al unui singur element (ariei din amonte) se determină
cu acelaşi algoritm. Aria amonte a fiecărui vecin al unui element considerat se
înmulţeşte cu procentul de intrări. Suma procentajelor ariilor amonte ale fiecărui vecin îi
creşte aria amonte a elementului considerat. Raportul dintre aria amonte şi mărimea
ochiurilor reţelei (grilei) contribuie la mărirea lungimii curgerii.
Determinarea scurgerii concentrate şi a reţelei de drenaj
Scurgerea concentrată reprezintă numărul de elemente din aria amonte a
elementului considerat. Pentru determinarea ei se aplică algoritmul D-8. De aceea,
elementelor cu cotele cele mai scăzute li se atribuie valoarea 0. Se stabileşte o valoare
de prag faţă de care are loc scurgere de suprafaţă sau scurgere concentrată (incizarea
canalelor). Valoarea prag determină ce arie amonte este necesară pentru a genera un
canal. Aceste valori de prag se stabilesc în funcţie de densitatea naturală a reţelei de
drenaj.
Combinarea scurgerii de suprafaţă cu cea concentrată (canalizată) în timpul
rulării programului
În timpul procesării precipitaţiilor toate elementele sunt procesate în acelaşi fel,
ca şi cum ar fi elemente cu scurgere de suprafaţă. Nu se ia în consideraţie debit lichid
sau solid ca dacă provine din celule corespunzătoare canalelor. Toate aceste date sunt
stocate într-un fişier-orizont pentru a fi utilizate ulterior.
Modelul Müller M. U., Dymond J. R., (1999) Autorii au dezvoltat un model
empiric bazat pe relaţii statistice care descriu procesele erozionale. Modelul este
împărţit în trei părţi:
1. Iniţierea
2. Creşterea (dezvoltarea)
3. Stingera (stabilizarea)
117
Modelul iniţierii ravenelor se bazează pe relaţii statistice între frecvenţa de
apariţie a ravenelor şi aria subbazinului hidrografic care contribuie.
⎪⎪⎩
⎪⎪⎨
⎧
−−
=
1
0
)(minmax
min
AAAA
initiereP w
dacă Aw < Amin
dacă Amin ≤ Aw≤Amax (1)
unde Aw = aria măsurată în amonte, Amin şi Amax pragurile minim şi maxim pentru iniţiere
(ha). Acestea sunt definite ca valoarea minimă de prag peste care ravenarea este posibilă
şi respectiv valoarea maximă de prag peste care ravenarea este sigură. Valoarea minimă
este pur şi simplu cea mai mică valoare a ariei vreunui bazin hidrografic în care s-a
produs ravenarea, în timp ce valoarea maximă este valoarea ariei peste care toate
subbazinele sunt ravenate. Ecuaţia (1) indică probabilitatea de ravenare a unui subbazin
după despădurire.
S-a considerat că retragerea pragurilor (de fapt a vârfului ) se face liniar către
amonte:
hg Ac
dtdL
1= (2)
unde dLg/dt eset modificarea de lungime a ravenei în timp (m/an), c1 un coeficient
empiric ce depinde de natura materialului şi Ah este aria din amonte de vârf.
Burkard şi Kostaschuk (1997) au descoperit că rata de creştere a ariei ravenelor
este influenţată de aria din amonte şi de aria ravenei însăşi. Se consideră că aria totală
drenată către ravenă este o măsură a cantităţii totale de scurgere disponibilă. Modelul de
creştere a ariei este de forma:
gwg AAc
dtdA
2= (3)
unde dAg/dt este rata de modificare ariei în timp, c2 un coeficient empiric influenţat de
morfologia terenului şi de proprietăţile fizice ale regolitului şi rocii de bază. Aw şi Ag
sunt aria bazinului şi respectiv aria ravenei.
Următoarea ecuaţie descrie stingerea (stabilizarea) ravenei:
gg Ac
dtdA
3−= (4)
118
unde dAg/dt este rata de modificare ariei în timp, c3 un coeficient empiric care descrie
stingerea, Ag este aria ravenei.
Modelul necesită intoducerea a şase parametri: Ach, Amin, Amax, c1, c2, c3 şi A0 şi permite
calcularea lungimea şi aria ravenei anual.
Aria din amonte şi direcţia de curgere sunt extrase din modelul digital al terenului
cu ajutorul funcţiilor flowaccumulation şi flowdirection din pachetul GIS ARC/INFO.
Dacă un subbazin este acoperit de pădure, programul începe procedura de
stabilizare a ravenei. Altfel, se presupune că aceasta va creşte până când va atinge, în
final limitele bazinului hidrografic. Cum stingerea nu este niciodată încheiată se
consideră că o ravenă s-a stins complet atunci când aria ei devine mai mică decât A0.
Ravenele se retrag spre amonte urmărind liniile (direcţiile) de curgere. Reţeaua de
ravene este "lăsată" să crească până când atige un punct în care scurgerea disponibilă
(aria din amonte) nu mai este suficientă pentru a produce în continuare eroziune. În sens
geomorfic acesta este pragul dintre procesele fluviale şi cele de versant. Acesta este
punctul în care vârful ravenei se opreşte. Cum această valoare nu poate fi măsurată se
utilizează Amin.
Concluzia este că la începutul evoluţiei lor ravenele sunt mai mult influenţate de
aria bazinului hidrografic şi abia în fazele mai avansate şi de aria ravenei însăşi.
Betts et al. (1999) a găsit relaţia:
gAcdt
dH= (5)
unde dH/dt este rata de adâncire a ravenei, c o constantă empirică şi Ag = aria ravenei.
119
DEGRADAREA TERENURILOR AGRICOLE PRIN RAVENE ŞI / SAU ALUNECĂRI DE TEREN
STUDII DE CAZ DIN TREI BAZINE HIDROGRAFICE DIN PODIŞUL BÂRLADULUI
BAZINUL HIDROGRAFIC STUDINEŢ (COLINELE TUTOVEI)
Bazinul hidrografic Studineţ se situează din punct de vedere geografic
(geomorfologic) în Colinele Tutovei, din cadrul Podişului Bârladului, o subunitate a
Podişului Moldovenesc. Bazinul are o suprafaţă de 96,78 km2, (1,8% din suprafaţa
judeţului Vaslui, 0,4% din suprafaţa Podişului Moldovenesc). Altitudinea maximă este
de 481,9 m în extremitatea nordică a bazinului, pe Dealul Cheii, în zona izvoarelor
pârâului Draxeni, aproape de satul Rugăria, iar altitudinea cea mai mică, aşa cum este
de aşteptat, în zona apelului hidrografic, de 108,91 m, la confluenţa cu pârâul Tutova.
Din punct de vedere geologic bazinul Studineţ aparţine Depresiunii Bârladului
şi din întrega coloană litologică a depozitelor sedimentare de platformă ale regiunii
reţinem ca prezentând interes pentru prezentul studiu doar depozitele Neogene
aparţinând Chersonianului şi Meoţianului, cu nisipuri, argile, marne, cu intercalaţii de
gresii calcaroase şi mai rar silicioase, cu foarte puţine resturi fosile care să permită
datarea altfel decât pe criterii geometrice, acoperite de subţiri depozite loessoide
(lutoase) Cuaternare. În zonă au fost identificate puţine aflorimente care să permită
datarea formaţiunilor geologice. De regulă s-au întâlnit nisipării sau mai rar lutării.
Malurile ravenelor şi alunecările identificate iniţial pe planurile topografice, s-au
dovedit a fi înţelenite cu vegetaţie (plantaţii tinere de salcâmi, sporadic cătină albă, sau
vegetaţie ierbasă). Maluri active şi alunecări active au fost întâlnite foarte rar (ceea ce
este un lucru foarte bun) şi aceasta în special pe cursurile superioare ale ravenelor
Recea, Lunca, Valea Lupului sau ravena activă rămasă pe corpul alunecării Chetrosu.
Amintim câteva date interesante cu caracter morfologic sau privind
fenomenele de degradare a terenului prin eroziune în adâncime (ravene) şi/sau alunecări
de teren, rezultate din cercetările efectuate în etapa precedentă, deoarece unul dintre
obiectivele cele mai importante ale acestei faze a fost chiar actualizarea unora dintre
informaţiile privind aceste aspecte, prin cercetări de teren:
- aria bazinului hidrografic Studineţ: 9.678 ha;
- suprafeţe degradate efectiv prin eroziune în adâncime (canale de ravene): 352
ha (3,6 % din suprafaţa bazinului);
- suprafeţe degradate de alunecări de teren: 41 ha (0,4 % din suprafaţa
bazinului);
120
Foto 2 şi 3 Gospodării ţărăneşti la Valea Lupului, b. h. Studineţ
121
122
Alunecare Chetrosu
Microbazinul ravenei Valea
Lupului
Lacul Corodeşti
Microbazinul ravenei Lunca
Microbazinul ravenei Siliştea
Ravena Recea
Figura 43. Bazinul hidrografic Studineţ (Colinele Tutovei), digitizat după hărţi topografice la scara 1:25.000 editate de către Direcţia Topografică Militară, 1982.
Figura 44. Modelul numeric al terenului (TIN) din bazinul hidrografic Studineţ (Colinele Tutovei) întocmit
pe baza datelor digitizate de pe hărţi topografice 1:25.000, Direcţia Topografică Militară, 1982
123
- suprafeţe acoperite de păduri: 2.964 ha (30,6 % din suprafaţa bazinului);
- suprafeţe acoperite de plantaţii diferite: 507 ha (5,2 % din suprafaţa
bazinului);
Toate aceste date au fost obţinute din hărţi topografice la scara 1:25.000 editate
de către Direcţia Topografică Militară (1982) prin digitizare pe ecran a următoarelor
elemente: localităţi (intravilan), reţea hidrografică, reţea de drumuri, şosele, căi ferate
alunecări de teren, ravene, păduri, plantaţii diferite (vii, livezi, etc.), ş. a. (Figura 43).
Digitizarea curbelor de nivel a permis interpolarea punctelor de cotă şi deci construirea
modelului numeric al terenului (Figura 44).
Din punct de vedere administrativ teritoriul bazinului Studineţ se suprapune
peste teritoriul a două comune, Iana şi Ghergheşti, cu aproximativ 15 sate. Standardul
de viaţă este în general foarte scăzut, cu case foarte sărăcăcioase, care în schimb au
aproape toate acces la televiziune digitală prin antene de satelit. Explicaţia este că un
furnizor de astfel de servicii a oferit echipamentele gratuit localnicilor spre folosinţă
(Foto 2 şi 3).
Metoda de lucru
În vederea actualizării informaţiilor privind fenomenele de degradare a
terenului prin eroziune în adâncime şi/sau alunecări de teren, a factorilor de control şi a
culegerii de informaţii necesare analizelor şi studiilor de caz ulterioare s-a întreprins o
campanie de măsurători de teren, cartare geomorfologică şi geologică şi determinări in
situ a unor parametri geotehnici. S-a efectuat recunoaşterea nemijlocită a terenului
începând de la confluenţa cu pârâul Tutova şi mergând până la izvoarele pârâului
Draxeni, la Rugăria.
S-au identificat perimetrele cu ravene sau alunecări de teren active (formaţiuni
dinamice ale reliefului actual) care au fost stabilite drept perimetre de lucru în care să se
detalieze cercetările prin măsurători şi determinări detaliate. Au fost identificate mai
multe zone fiziografice (zone în care se păstrează aceleaşi caracteristici geomorfologice)
cum ar fi:
- versantul drept al pârâului Studineţ (cu expoziţie estică), porţiunea de la
confluenţa cu pârâul Tutova, în aval şi până în zona comunei Ghergheşti. Acest versant
124
este relativ scurt (700-800 m) şi uniform (nu este fragmentat de viroage, ravene sau
Foto 4. Versantul drept al pârâului Studineţ, aproape de lacul Corodeşti
Foto 5. Versantul drept al pârâului Studineţ, văzut de pe corpul alunecării Chetrosu
acoperite cu pădure, iar treimea inferioară este utilizată drept arabil sau păşune (Foto 4
şi 5);
- lunca pârâului Studineţ, porţiunea de la confluenţa cu pârâul Tutova, în aval
şi până în zona comunei Ghergheşti, în amonte (Foto 6);
125
Foto 6. Lunca pârâului Studineţ
- versantul stâng al pârâului Studineţ, de 3-5 ori mai lung decât versantul drept,
porţiunea de la confluenţa cu pârâul Tutova, în aval şi până în zona comunei Ghergheşti,
în amonte, dominat şi fragmentat de cinci microbazine hidrografice ale unor mari
organisme torenţiale (microbazine de formă stelată formate din mici văi care prezintă
aproape inevitabil ravene de fund de vale): Hălăreşti, Siliştea, Recea, Lunca şi Valea
Lupului;
- cursul superior al pârâului Studineţ (Foto 8 şi 9), la Nord de comuna
Ghergheşti, care cuprinde bazinul colector format din mai mulţi mici afluenţi cu curgere
intermitentă şi cu văile aferente dispuse radial la Nord de Ghergheşti. Dintre acestea,
menţionăm singurul lac de acumulare artificial din b.h. Studineţ, lacul Corodeşti,
construit în anul 1975 şi care s-a colmatat foarte puţin datorită faptului că versanţii
adiacenţi sunt împăduriţi (Foto 7).
Rezultate obţinute
În urma recunoaşterilor efectuate pe teren şi a împărţirii în unităţi fiziografice,
s-a stabilit că zonele cele mai dinamice ale reliefului bazinului Studineţ şi care merită a
126
Foto 7. Lacul Corodeşti
Foto 8. Pârâul Draxeni, cu curgere intermitentă şi alunecări de teren în malul drept
fi monitorizate pe durata proiectului şi în viitor sunt microbazinele hidrografice ale
ravenelor care fragmentează şi dau caracteristica dominantă versantului stâng al
Studineţului, în aval de comuna Ghergheşti, precum şi cea mai mare alunecare de teren
întâlnită, cea de la Chetrosu, în extremitatea nord-estică a bazinului.
127
Foto 9. Valea Studineţului, văzută de la obârşia P. Draxeni,
cel mai nordic afluent, la Rugăria
Pentru fiecare dintre perimetrele experimentale în care s-au efectuat determinări
morfometrice cu echipamentul GPS, cartarea geologică a aflorimentelor, încercări
geotehnice in situ, în malurile ravenelor sau pe corpul alunecărilor pentru stabilirea
coloanei litologice, s-a întocmit câte o planşă sintetică în care se ilustrează comparativ
starea de degradare a terenului prin ravenaţie şi alunecări de teren, precum şi câteva
indicii privind modul de folosinţă a terenului în două momente diferite: 1982 (conform
hărţilor DTM) şi 2007, conform măsurătorilor GPS. S-a avut în vedere în fiecare caz
poziţia relativă a zonelor „intravilane” pentru a se putea aprecia interacţiunile dintre
localnici şi mediul aparent neprielnic pentru locuit, precum şi factorii de control ai
evoluţiei ravenelor şi proceselor gravitaţionale, în lumina cunoştinţelor existente la ora
actuală pe plan mondial.
O observaţie comună tuturor celor patru microbazine de ravene studiate este că
localnicii au învăţat să convieţuiască cu ravenele, cărora ei le spun şi într-un fel pe bună
dreptate „râpi”. Localnicii şi-au împărţit malurile ravenelor cu mult timp în urmă şi le
consideră proprietatea lor, plantează şi protejează vegetaţia forestieră de pe ele.
Microbazinul ravenei Siliştea
Cel mai sudic perimetru experimental a fost microbazinul ravenei Siliştea
(Foto 10, 11, 12 şi 13). Este microbazinul cel mai bine împădurit (mai mult de 50% din
128
suprafaţa bazinului), dar şi cel mai „populat” la propriu, cu un indice demografic ridicat
(este un lucru comun sau un fel de mândrie să existe 12 copii într-o famile) din care
cauză localnicii simt o acută lipsă de teren arabil.
Foto 10 şi 11 Ravena Siliştea. În imediata vecinătate a caselor ravena este „umplută” cu vegetaţie forestieră.
În prim plan, o alunecare care extinde în lateral malurile unui braţ al ravenei
129
Foto 12. Ravenă de versant activă în microbazinul Siliştea
Foto 13. Nevoia acută de teren agricol la Siliştea îi determină pe unii localnici să exploateze terenuri
alunecate de pe malul ravenei
130
2500 1000 m
Aria bazin hidrografic: 579,89 haPerimetru b. h.: 11956,1 m1982 2007Aria ravene: 16,26 ha
Perimetru ravene: 10,62 kmAria ravene: 26,23 haPerimetru ravene: 17,48 km
Energia de relief: 143,65 m
Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007
Aria paduri: 271,17 haAlocalitati: 21,65 ha
Figura 45 Ravene şi alunecări de teren în microbazinul hidrografic Siliştea. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
131
Figura 46 Ravene şi alunecări de teren în microbazinul hidrografic Siliştea. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
132
În tabelul nr. 11 sunt prezentaţi comparativ câţiva parametri morfologici ai
microbazinului
Tabelul nr. 11
Siliştea în două momente diferite, 25 ani distanţă, în 1982 şi 2007
Specificare 1982 2007 Diferenţa (%) Aria bazin hidrografic (ha) 579,89 Perimetru b.h. (km) 11,96 Aria ravene (ha) 16,26 26,23 +61% Perimetru ravene (km) 10,62 17,48 +65% Aria păduri (ha) 271,17 270,05 -1% Aria plantaţii (ha) - - - Aria localităţi (ha) 21,65 22,34 +1%
Din tabelul 11 şi din figurile 45 şi 46 se poate observa suprafaţa ocupată de
ravene a crescut foarte mult în cei 25 ani, iar această creştere a avut loc în măsură foarte
mică prin înaintarea vârfurilor (ex. braţul stâng nordic) în cadrul unor văi dinainte
profilate (preexistente). Extinderea a avut loc lateral, prin procese gravitaţionale de mal
(prăbuşiri, alunecări de teren). Se pare că gradul mare de împădurire (>50% din
suprafaţa microbazinului) nu a avut un rol semnificativ în acest proces.
Microbazinul ravenei Recea
Microbazinul ravenei Recea este cel mai mic dintre cele studiate în această
fază. În acest microbazin modificările apărute în cei 25 ani au fost practic
nesemnificative. Micile diferenţe ce se pot observa în privinţa ariei şi perimetrului
ravenelor apar datorită unei alunecări de teren (Foto 14) pe malul stâng în zona vârfului,
de altfel foate bine înierbat (Figura 47).
Microbazinul ravenei Lunca
În acest microbazin (Foto 15, 16 şi 17) modificările apărute au fost dramatice
atât în privinţa ariei şi perimetrului ravenelor cât şi în privinţa alunecărilor de teren. Este
exemplul cel mai elocvent în a contrazice modelele existente în literatura de specialitate
care previzionează evoluţia ravenelor în funcţie de aria bazinului colector rămas în
amonte de vîrful activ. Analizând figurile 48 şi 49 se poate observa că extinderea
perimetrelor ravenate s-a făcut aproape exclusiv în lateral, prin procese de mal
(prăbuşiri şi alunecări de teren). În tabelul nr. 12 este prezentată comparativ situaţia în
1982 şi 2007.
133
2500 1000 m
Aria bazin hidrografic: 190,34 haPerimetru b. h.: 7109,97 m1982 2007
Aria ravene: 1,47 haPerimetru ravene: 5,53 km Aria ravene: 1,98 ha
Perimetru ravene: 5,97 km
Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007
Aria paduri: 11,28 haAria plantatii: 18,30 haAlocalitati: 0,96 ha
Figura 47 Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Recea, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
134
2500 1000 m
Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007
Aria bazin hidrografic: 397,1 haPerimetru b. h.: 12713,6 m
Aria ravene: 36,86 haPerimetru ravene: 20,17 km
Aria alunecari: 13,26 ha
Aria ravene: 28,27 haPerimetru ravene: 15,84 km
1982 2007
Aria alunecari: 4,85 haAria paduri: 17,69 ha
Alocalitati: 12,49 haAria plantatii: 64,30 ha
Figura 48 Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Lunca, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
135
Figura 49 Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Lunca, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982
după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
136
Foto 14. Alunecare de teren în malul stâng al ravenei Recea
Foto 15. La Lunca există zone unde se mai păstrează şi se exploatează corespunzător lucrările de amenajare
antierozională
137
Foto 16. La Lunca există şi mari suprafeţe cu foste plantaţii viticole care au fost desfiinţate şi folosite ca
păşune
Foto 17. Zona vârfului activ al ravenei Lunca
138
Tabelul nr. 12
Date comparative 1982 – 2007 privind ravena Lunca, b. h. Studineţ Specificare 1982 2007 Diferenţa (%)
Aria bazin hidrografic (ha) 397,1 Perimetru b.h. (km) 12,71 Aria ravene (ha) 28,27 36,86 +23% Perimetru ravene (km) 15,84 20,17 +21% Aria alunecări (ha) 4,85 13,26 +63% Aria păduri (ha) 17,69 17,69 0% Aria plantaţii (ha) 64,30 38,45 -40% Aria localităţi (ha) 12,49 11,38 -1%
Microbazinul ravenei Valea Lupului
Microbazinul ravenei Valea Lupului este cel puţin la fel de complex ca şi
microbazinul Lunca şi a avut o evoluţie oarecum similară (Foto 18, 19, 20, 21 şi 22).
Există o deosebire majoră, aceea că pe cât de mare acest microbazin este unul dintre
cele mai slab populate. Există chiar un exemplu de sat care a fost abandonat şi din care a
mai rămas o singură gospodărie. Cetăţeanul respectiv trăieşte izolat păzit de 30 de câini
şi lucrează împreună cu fiul său toate terenurile rămase de la foştii locuitori ai satului. O
alta mare deosebire fata de microbazinul Lunca este ca padurile la Valea Lupului ocupa
doar 3,5 din suprafaţa bazinului.
Foto 18 Ravena Valea Lupului „umplută” cu vegetaţie forestieră, văzută din zona vârfului activ de la Sud de
satul Soci. În fundal se poate vedea versantul drept al P. Studineţ, de 4-5 ori mai scurt decât cel stâng
139
2500 1000 m
Aria bazin hidrografic: 442,78 haPerimetru b. h.: 12018,2 m 20071982
Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007
Aria ravene: 24,66 haPerimetru ravene: 14,67 km
Aria alunecari: 7,17 ha
Aria ravene: 20,68 haPerimetru ravene: 11,72 kmAria alunec.: 0,69ha
A paduri: 15,84 haA plantatii: 10,04 haA_localit: 3,89 ha
Figura 50. Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Valea Lupului, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
140
Figura 51. Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Valea Lupului, b. h. Studineţ. Situaţia în
1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
141
Foto 19 şi 20. Ravenele din bazinul Studineţ sunt înguste şi deosebit de adânci deoarece litologia este
predominant lutoasă sau nisipoasă cu intercalaţii de gresii calcaroase
142
Foto 21 şi 22 Ultimul locuitor al Văii Bârnoaia (microbazinul Valea Lupului) respectă lucrările de amenajare
antierozională existente
143
Tabelul nr. 13
Date comparative 1982 – 2007 privind ravena Valea Lupului, b. h. Studineţ Specificare 1982 2007 Diferenţa (%)
Aria bazin hidrografic (ha) 442,78 Perimetru b.h. (km) 12,02 Aria ravene (ha) 20,68 24,66 +16% Perimetru ravene (km) 11,72 14,67 +20% Aria alunecări (ha) 0,69 7,17 +90% Aria păduri (ha) 15,84 15,84 Aria plantaţii (ha) 10,04 10,04 Aria localităţi (ha) 3,89 3,89
Din tabelul nr. 13 si din figura sintetică nr. 50 se poate observa ca suprafata
ocupata de ravene a crescut destul de putin (16 %) in 25 ani. In schimb aria ocupata de
alunecari de teren a cunoscut o crestere procentuala foarte mare desi practic cu numai 7
hectare.
Alunecarea Chetrosu
Alunecarea Chetrosu este cea mai mare din bazinul Studinet, fiind comparabila
ca dimensiuni cu totalitatea ravenelor sau alunecarilor de teren din alte microbazine
studiate (Foto 23, figura 52). Suprafaţa ei s-a dublat in ultimii 25 de ani dar în prezent
este semistabilizată. Rămâne activă ravena alimentată de micul pârâiaş şi de alte mici
izvoare de coastă (Foto 23 şi 24).
Foto 23 O imagine de pe corpul alunecării Chetrosu, semistabilizată
144
0 1000 m500
Aria alunecarii in 1982: 11,80 haPerimetrul alunecarii in 1982: 2.067,3 mAria alunecarii in 2007: 24,27 haPerimetrul alunecarii in 2007: 2.976 mDiferenta de nivel cornisa-baza alunec.: 92,5 m
Figura 52. Alunecarea semistabilizată Chetrosu în anii 1982 şi 2007, b. h. Studineţ.
Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS
145
Foto 24 O ravenă activă pe corpul alunecării Chetrosu
Concluzii
Bazinul hidrografic Studineţ are un mare grad de acoperire cu vegetaţie
forestieră, mai mare de 30%, ≈ dublu faţă de media pe judeţul Vaslui sau pe ţară;
Nivelul general de trai în toate localităţile rurale este foarte scăzut; nu
există practic nici un obiectiv economic care să fie ameninţat de ravene sau alunecări de
teren. Datorită faptului că relieful este dominat, modelat şi fragmentat de ravene de fund
de vale, de versant şi de cinci microbazine hidrografice ale unor mari sisteme de ravene,
terenul disponibil pentru agricultură este insuficient, localnicii au învăţat să
convieţuiască cu ravenele împărţindu-şi şi exploatând malurile canalelor ravenelor sau
cultivând terenuri aflate pe corpul alunecărilor, sau la cote şi pe pante foarte mari;
Relieful bazinului Studineţ poate fi împărţit în trei mari zone fiziografice
(care au aceleşi caracteristici fizico-geografice): 1) versantul drept de la Ghergheşti
până la confluenţa cu pârâul Tutova; 2) versantul stâng de la Ghergheşti până la
146
confluenţa cu pârâul Tutova dominat şi fragmentat de cinci microbazine ale unor mari
ravene; 3) bazinul colector, amonte de comuna Ghergheşti, în care mai mulţi afluenţi
converg pentru a forma pârâul Studineţ;
Din cartarea geologică a aflorimentelor disponibile şi a malurilor active
ale ravenelor se poate concluziona că structura litologică este predominant nisipo -
lutoasă cu intercalaţii decimetrice de gresii calcaroase şi mai rar argiloase. Aceste
depozite relativ slab consolidate au un unghi de taluz natural foarte mare (depozitele
lutoase loessoide formează pereţi verticali) şi aceasta explică prezenţa unui număr mare
de ravene comparativ cu un număr foarte mic de alunecări de teren. Din acelaşi motiv
ravenele din bazinul Studineţ au raportul adâncime/lăţime mediu 2,43, sau altfel spus
sunt aparent înguste şi adânci;
Din cele 352 ha de terenuri identificate în prima fază pe planurile
topografice din 1982 ca fiind afectate de eroziune în adâncime, în urma măsurătorilor cu
echipamentul GPS s-a dovedit că numai 31% (109,61ha) sunt ravene propriu-zise şi
merită a fi monitorizate. Restul de 69% sunt albii naturale minore ale pâraielor;
Ravenele din bazinul Studineţ sunt foarte bine acoperite cu vegetaţie
forestieră rămânând active doar unele mici ravene de versant şi unele vârfuri ale
ravenelor Lunca şi Valea Lupului;
Evoluţia (extinderea) ravenelor din bazinul Studineţ s-a făcut în cei 25 de
ani (1982 – 2007) aproape exclusiv în lateral, prin procese gravitaţionale de mal
(prăbuşiri şi alunecări de teren în maluri). Din acest motiv, din studierea planşelor
sintetice, se observă că alunecările de teren propriu-zise, separate de ravene (aflate la
oarecare distanţă de acestea) şi-au dublat suprafaţa, ceea ce pare mult procentual dar în
termeni reali reprezintă o suprafaţă mică (de la 41 la 80 ha). În schimb, ravenele şi-au
mărit suprafaţa prin alunecări laterale cu procente între 23% şi 63%, într-un ritm de
0,25ha/an.
Alunecarea Chetrosu, cea mai mare şi singura demnă de a fi monitorizată
s-a dublat ca suprafaţă, dar este semistabilizată, înţelenită cu vegetaţie ierboasă. Rămâne
activă ravena din jumătatea vestică alimentată de izvoare de coastă şi de apa din
precipitaţii. Relieful fiind vălurit, specific terenurilor alunecate, este impropriu
practicării unei agriculturi eficiente (există totuşi localnici care au mici suprafeţe de vie
şi cultivă mici suprafeţe pe pante mari din deal in vale).
147
BAZINUL HIDROGRAFIC SIMILA (COLINELE TUTOVEI)
Bazinul hidrografic Simila se situează din punct de vedere geografic
(geomorfologic) în Colinele Tutovei, din cadrul Podişului Bârladului, o subunitate a
Podişului Moldovenesc. Bazinul are o suprafaţă de 265,21 km2, (5,0% din suprafaţa
judeţului Vaslui, 1,1% din suprafaţa Podişului Moldovenesc). Deşi are o suprafaţă cu
mult mai mare decât celelalte două bazine studiate Studineţ şi Lohan), efluenţa
aluvionară din bazinul Simila este foarte mică. Faptul este ilustrat de gradul foarte
scăzut de colmatare al acumulării Râpa Albastră care ar fi rebuit să recepteze tot
materialul erodat de pe versanţii bazinului (Foto 25).
Metoda de cercetare
Cercetările privind modul de folosinţă al terenurilor din bazinul hidrografic
Simila, privind amploarea fenomenelor de ravenaţie, privind impactul socio-economic
al eroziunii în adâncime şi al alunecărilor asupra localităţilor şi obiectivelor economice
din vecinătate, inventarierea ravenelor şi alunecărilor de teren precum şi efectuarea
măsurătorilor morfometrice asupra ravenelor şi alunecărilor de teren au continuat prin
vizitarea în echipă a tuturor zonelor identificate pe planurile topografice în etapa
precedentă. În funcţie de starea evolutivă actuală (împădurit, înţelenit, stabilizat, activ,
etc., la 25 de ani faţă de situaţia reflectată de planurile topografice editate de către
Foto 25. Alunecări de teren împădurite pe versantul adiacent acumulării Râpa Albastră, b. h. Simila
148
Figura 53. Degradarea terenului prin eroziune în adâncime (ravene) şi
alunecări de teren în bazinul hidrografic Simila (Colinele Tutovei). Digitizat
după hărţi topografice la scara 1:25.000 editate de către Direcţia Topografică
Militară, 1982
Pârâul Bogdăniţa
Similişoara cu Apă şi Similişoara Seacă
Pârâul Bogdana
Pârâul Ibana
149
Pârâul Simila
Figura 54 Modelul numeric al terenului (TIN – Triangulated Irregular Network) din b. h. Simila construit cu
ajutorul programului ArcGIS 9.3 pe baza datelor obţinute prin digitizarea curbelor de nivel de pe hărţi
topografice scara 1:25.000, Direcţia Topografică Militară, ediţia 1982
150
Direcţia Topografică Militară în 1982 – Figura 53) a ravenelor sau alunecărilor de teren
s-au stabilit perimetrele în care cercetările au trebuit detaliate prin determinări
morfometrice de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului GPS
Magellan Thales Z-Max.Net.
În aceleaşi perimetre s-a făcut cartarea geologică a depozitelor din maluri,
talveg, praguri de ravene sau cornişe de alunecări şi/trepte de alunecare. Pentru
cunoaşterea caracteristicilor fizico-mecanice ale rocilor (pământurilor) ce pot avea
influenţă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor şi/sau alunecărilor s-au efectuat
determinări in situ de rezistenţă la penetrare statică pe con şi de rezistenţă la forfecare
cu palete (field vane test) cu ajutorul unor echipamente Eijkelkamp.
Cu ocazia vizitelor efectuate în teren au fost adunate toate informaţiile
necesare privind modul de folosinţă a terenului precum şi cu privire la impactul socio-
economic al fenomenelor de degradare a terenului prin ravenare şi/sau alunecări de
teren.
Rezultate obţinute
Bazinul hidrografic Simila care a făcut obiectul de studiu al fazei 3 este de
circa trei ori mai mare decât baziunul studiat în etapa precedentă (b.h. Studineţ, aria =
9.678 ha) având o suprafaţă de 26.521 ha. Configuraţia geomorfologică a bazinului
Simila fiind mult mai complexă (variată) nu a mai permis efectuarea unei raionări
fiziografice (zone cu aceleaşi caracteristici geomorfologice). De această dată bazinul
Simila a fost împărţit în trei zone mari corespunzătoare la trei cursuri de apă relativ mai
importante şi anume, de la Est la Vest: Pârâul Ibana, cursul principal P. Simila care
drenează evident întreg bazinul cu acelaşi nume dar amintim cu această ocazie afluenţii
săi de stânga Similişoara cu Apă şi Similişoara Seacă şi P. Bogdana cu afluenţii săi
dintre care cel mai important, pe stânga, P. Bogdăniţa (Figura 53).
După cum se poate observa şi din foto 25, în partea de sud a bazinului, în
apropierea zonei de vărsare în râul Bârlad există una din cele mai importante acumulări
din judeţul Vaslui, barajul Râpa Albastră. Acumularea a intrat în exploatare în anul
1979 şi avea pe atunci un volum util de cca. 10 milioane metri cubi de apă la NNR
(nivelul normal de retenţie). Unele studii batimetrice efectuate de un colectiv de la
CCDCES Perieni au arătat cel mai scăzut grad de colmatare (21,13%), în anul 1993,
după 14 ani de exploatare. Faptul este deosebit de important fiind o măsură (ilustrare) a
eficacităţii măsurilor antierozionale întreprinse în bazinul hidrografic din amonte
151
(Simila), în general a modului de exploatare agricolă şi/sau forestieră din bazinul
respectiv.
În zona acumulării Râpa Albastră sunt semnalate câteva zone afectate de
alunecări de teren însă toate sunt bine exploatate antierozional. Unele fiind înierbate sau
chiar împădurite nu prezintă semne de procese gravitaţionale dinamice actuale (Foto
25). De asemenea, unele din puţinele zone în care au fost păstrate lucrările
antierozionale executate pe versanţii adiacenţi în anii 70-80, se găsesc în vecinătatea
acumulării.
A fost inventariat un număr foarte mare de ravene (peste 122 de ravene sau
perimetre ce includ mai multe ravene individuale) şi peste 36 perimetre afectate de
alunecări de teren. Caracteristicile morfometrice (lungime, lăţime, adâncime, poziţie
relativă pe versant, în cadrul bazinului sau faţă de obiective economico-sociale –
Tabelele nr. 14 şi 15) au fost determinate iniţial prin tehnici GIS cu ajutorul
programului Idrisi32 (ClarkLabs, George Perkins Marsh Institute, Clark University,
Massachussetts, SUA) de pe planuri topografice întocmite de către Direcţia Topografică
Militară în 1982. Ulterior, pe parcursul etapei la care facem raportarea, cercetările au
fost detaliate în perimetrele alese drept reprezentative, prin măsurători cu precizie
geodezică şi mare productivitate efectuate cu ajutorul echipamentului GPS Magellan
Thales Z-Max.Net şi Mobile Mapper CE Professional. Pentru cunoaşterea litologiei
dominante ca factor de control a morfologiei şi dinamicii ravenelor şi alunecărilor de
teren s-a făcut cartarea geologică a tuturor aflorimentelor disponibile, a lutăriilor sau
nisipăriilor, a malurilor şi pragurilor active ale ravenelor şi a cornişelor şi treptelor de
alunecare.
În ciuda numărului mare de ravene şi/sau alunecări de teren, după cum se poate
observa şi din figura 53, remarcăm un lucru deosebit de îmbucurător, acela că marea lor
majoritate au evoluat foarte puţin în cei 25 de ani, fiind în general bine înţelenite cu
vegetaţie forestieră, semistabilizate sau chiar stabilizate (Foto 27). De aceea, uneori a
fost dificil să se aleagă anumite perimetre mai reprezentative sau mai spectaculoase în
vedera detalierii cercetărilor. În literatura de specialitate încă se mai discută cu
argumente pro şi contra despre rolul stabilizant al vegetaţiei forestiere asupra ravenelor
sau alunecărilor de teren, dar în bazinul Simila, unele ravene sau alunecări de teren
împădurite înainte de război pot fi chiar considerate ca exemplu de amenajare
antierozională şi aceasta într-o zonă a ţării cu un nivel de trai relativ scăzut.
152
Foto 26. Pârâul Ibana la Băcani, 2007. Albia pârâului a fost îndiguită,
dar astăzi se mai văd doar rămăşiţe ale vechilor diguri
Foto 27. Ravenele de la Suseni ar fi putut fi spectaculoase daca nu ar fi fost
împădurite şi astfel bine stabilizate
153
Microbazinul hidrografic Ibana
Pârâul Ibana este afluentul de pe dreapta cel mai important al pârâului Simila,
respectiv în partea de vest.
Mergând din aval către amonte, au fost identificate şi vizitate aproximativ 28
de perimetre afectate de procese de ravenaţie şi o singură zonă cu alunecări de teren mai
importante. Dintre acestea amintim principalele zone afectate de ravene: Suseni, Puţu
Olarului, Valea Lupoaiei, Ibăneşti (Foto 28 şi 29), Valea Mărului, Valea Leurdei, Râpa
Mangalagiului,
Foto 28. Ravena Ibăneşti care străbate satul cu acelaşi nume şi este foarte
bine protejată de vegetaţie forestieră şi ierboasă
Valea Corbului, zona satului Mânzaţi şi zona pârâului Mânzăţel. Majoritatea acestor
perimetre sunt împădurite şi în consecinţă au cunoscut modificări morfometrice
(geomorfologice) nesemnificative în ultimii 25 ani. De aceea, cercetările au fost
detaliate în zona satului Mânzaţi şi zona pârâului Mânzăţel. Zona, deşi săracă din punct
de vedere economic, este celebră deoarece este în anul 1890, paleontologul Gregoriu
Ştefănescu (1838-1911) – unul din patriarhii geologiei româneşti - a descoperit,
scheletul unui mamifer uriaş (Dinotherium gigantissimum), înrudit cu elefantul,
exemplar conservat în întregime şi expus la Muzeul de ştiinţe naturale „Grigore Antipa”
din Bucureşti. Ravena Ibăneşti (Suprafaţa de 11,2 ha, Perimetrul de 6,1 km, Adâncimea
medie 12,3 m) străbate satul cu acelaşi nume şi este complet acoperită cu vegetaţie
protectoare. Faptul a făcut ca ravena să nu se mai extindă în mod semnificativ nici în
154
Foto 29. Vârful ravenei Ibăneşti, deşi aparent activ nu a mai înaintat de mulţi ani datorită
protecţiei oferite de pădurea seculară din amonte şi de pe versantul drept
lateral şi nici în lungime sau adâncime. Totuşi, fragmentează relieful şi întrerupe căile
de transport având un impact deosebit asupra vieţii localnicilor.
Foto 30. Ravene de versant şi alunecări de teren pe pârâul Mânzăţel
În zona satului Mânzaţi şi mai ales a pârâului Mânzăţel, versanţii rămaşi fără
vegetaţie forestieră au condus la subminarea bazei versanţilor (a malurilor albiei
155
pârâului Mânzăţel) prin alunecări de teren şi la brăzdarea părţii superioare a versanţilor
de către ravene de versant. Toate acestea contribuie la colmatarea reţelei hidrografice şi
ameninţă gospodăriile ţărăneşti din aval (Foto 30 şi 31).
Foto 31. Alunecări de teren pe pârâul Mânzăţel, amonte de satul cu acelaşi nume
Alunecările de teren din zona pârâului Mânzăţel care au fost măsurate cu
echipamentul GPS ocupă o suprafaţă de 15,72 ha şi au un perimetru de 5,78 km. Au
cunoscut o creştere impresionantă din 1982, de la dimensiuni aproape neglijabile la
dimensiunile da astăzi. Unele sunt superficiale (Foto 30) şi dinamismul lor este
amplificat de prezenţa ravenelor de versant din amonte iar altele (Foto 31) sunt de mai
mare profunzime (suprafaţa de alunecare apreciată după înălţimea cornişei este de cca.
10-15 m) şi au tendinţa să se unească unele cu altele formând nişte mari alunecări
continue în lungul malurilor pârâului Mânzăţel. Acestea din urmă au alimentare freatică
şi dezvoltarea lor este favorizată de subminarea bazei malului de către pârâu. Apariţia şi
dezvoltarea lor se datorează şi prezenţei unor lentile de argile cu concreţiuni carbonatice
sau chiar marne argiloase vineţii de vârstă Miocen superior - Ponţiană (8,7 - 5,8
milioane de ani).
Microbazinul hidrografic Simila (cursul principal)
Pârârul Simila care drenează în final toate apele din bazinul cu acelaşi nume
este evident cel mai mare ca suprafaţă şi lungime. Pe parcursul lui au fost inventariate
156
Tabelul nr.14
Ravene care au avut o evoluţie semnificativă în ultimii 25 de ani din b. h. Simila, Colinele Tutovei. Situaţia din 1982 după hărţi 1:25.000
Direcţia Topografică Militară, actualizată în anul 2007 prin cercetări de teren şi măsurători GPS
2007 1982 Nr. crt
Denumirea ravenei / perimetrului cu ravene Aria
(ha) Creştere
(%) Perimetru
(km) Creştere
(%) Aria (ha)
Perimetru (km)
Pârâu/microbazin hidrografic
1 Alexandru Vlahuţă – mănăstire 8.21 28% 6.02 43% 6.41 4.22 Simila
2 Cepeşti Gura Odăii 6.98 32% 9.78 192% 5.27 3.35 Bogdana3 Râpa Mocanului 1.73 0% 2.91 0% 1.73 2.91 Bogdana4 Tunseşti Nord 1 6.01 69% 9.99 231% 3.56 3.02 Bogdana 5 Tunseşti Nord 2 0.25 235% 4.44 3393% 0.07 0.13 Bogdana 6 Tunseşti Nord 3 2.55 8% 0.56 -81% 2.35 2.95 Bogdana 7 Tunseşti Nord 4 0.96 49% 1.74 96% 0.64 0.89 Bogdana 8 Tunseşti Nord 5 2.02 70% 2.21 36% 1.19 1.62 Bogdana 9 Tunseşti 6 0.21 100% 0.35 100% --- --- Bogdana
10 Tunseşti 7 6.16 51% 4.36 26% 4.08 3.48 Bogdana 11 Tunseşti Sud versant stâng 1 0.22 100% 0.58 100% --- --- Bogdana 12 Tunseşti Sud versant stâng 2 1.95 5% 4.30 40% 1.85 3.07 Bogdana
157
Tabelul nr. 15 Alunecări de teren (zone cu alunecări de teren) în b. h. Simila, Colinele Tutovei
Situaţia din 1982 după planuri DTM, actualizată în anul 2007 prin cercetări de teren şi măsurători GPS
2007 1982 Nr. crt
Denumirea alunecării /perimetrului cu alunecări de teren Aria
(ha) Creştere
(%) Perimetru
(km) Creştere
(%) Aria (ha)
Perimetru (km)
Pârâu / microbazin hidrografic
0 1 2 3 4 5 6 7 81 Mânzaţi versant stâng 1.04 0% 0.44 0% 1.04 0.44 Ibana 2 Mânzăţel 15.72 1827% 5.78 1129% 0.82 0.47 Mânzăţel 3 Drujeşti 2.03 0% 0.70 0% 2.03 0.70 Simila4 Râpa Albastră mal drept 11.91 0% 4.16 0% 11.91 4.16 Simila5 Ştrand Bârlad 0.92 0% 0.82 0% 0.92 0.82 Simila
6 Râpa Albastră groapa împrumut mal stâng 2.58 0% 0.73 0% 2.58 0.73 Simila
7 Ghicani 19.29 0% 2.63 0% 19.29 2.63 Simila8 Vulpăşeni 1.26 0% 0.76 0% 1.26 0.76 Simila9 Alexandru Vlahuţă 4.30 0% 1.16 0% 4.30 1.16 Simila
10 Dl Cocârlei Est versant drept p. Simila 1.04 0% 0.50 0% 1.04 0.50 Simila 11 Buda versant stâng 1 1.48 0% 0.72 0% 1.48 0.72 Simila 12 Buda versant stâng 2 1.76 0% 0.75 0% 1.76 0.75 Simila 13 P Simila aval Mânzaţi 0.64 0% 0.38 0% 0.64 0.38 Simila14 Morăreni 1 1.73 0% 0.75 0% 1.73 0.75 Simila15 Floreşti - Dl Ciobotoaia 1.48 0% 0.56 0% 1.48 0.56 Simila 16 Floreşti terase 1 0.44 0% 0.97 0% 0.44 0.97 Simila17 Floreşti terase 2 0.44 0% 0.85 0% 0.44 0.85 Simila18 Ghergheşti 8.45 0% 2.38 0% 8.45 2.38 Simila
158
0 1 2 3 4 5 6 7 819 Dealu Secării 1.70 0% 0.69 0% 1.70 0.69 Simila20 Morăreni 2 0.17 0% 0.28 0% 0.17 0.28 Simila21 Morăreni 3 0.25 0% 0.28 0% 0.25 0.28 Simila22 Al. Vlahuţă - Similişoara cu Apă 3.04 0% 0.88 0% 3.04 0.88 Similişoara cu Apă 23 Similişoara cu Apă 1.26 0% 0.50 0% 1.26 0.50 Similişoara cu Apă 24 Similişoara Seacă 3.70 0% 0.91 0% 3.70 0.91 Similişoara Seacă 25 Cepeşti Nord 2.24 100% 1.68 100% --- --- Bogdana 26 Tunseşti 1 Nord 1.10 35% 1.26 186% 0.82 0.44 Bogdana 27 Tunseşti sud versant stâng 0.96 100% 1.00 100% --- --- Bogdana 28 Groapa Breahna 0.67 0% 0.56 0% 0.67 0.56 Bogdana29 Cârţibaşi versant drept 1.76 0% 0.60 0% 1.76 0.60 Bogdana 30 Cârţibaşi versant stâng 4.82 0% 1.16 0% 4.82 1.16 Bogdana 31 Bogdana Sud versant drept 0.30 0% 0.35 0% 0.30 0.35 Bogdana 32 Suceveni N 0.37 0% 0.28 0% 0.37 0.28 Bogdana - Tunsesti33 Suceveni S 0.42 0% 0.31 0% 0.42 0.31 Bogdana - Tunsesti34 Bogdăniţa Dealul Căpuşneni 2.00 0% 0.69 0% 2.00 0.69 Bogdana - Tunsesti35 Dealul Cocârţi - Bogdăniţa 4.16 0% 1.01 0% 4.16 1.01 Bogdăniţa 36 Coroieşti 3.29 0% 1.00 0% 3.29 1.00 Bogdăniţa
TOTAL 108.72 20% 38.49 30% 90.34 29.68
159
peste 45 de ravene (zone cu mai multe ravene individuale) şi peste 20 perimetre cu
alunecări de teren (tabelele 14 şi 15). Se impun unele precizări privind terminologia
utilizată în domeniul ravenelor. Există foarte multe clasificări făcute după diverse
criterii. În acest proiect avem în vedere două tipuri mari de ravene: ravene de versant şi
ravene de fund (fir) de vale.
1 2 345678910111213141516
17181920212223
24252627
28293031323334353637
383940414243
4445
4647
484950
515253545556575859606162
636465
6667
68697071
727374757677
7879808182
8384 85
8687
8889 90 9192
939495
969798
99 100 101102103
104
105106
107
108
109110
111112113114115116
117118119120
121122123124125
126127128129130131132
133134135
136137138139140141142143144
145146147
148149
150151
152153
154155156157
158159160161
162163
164165
166
167
168
169
170171
172
173
174
175176
177
5544500 5544600 5544700 5544800 5544900 5545000
5146500
5146600
5146700
5146800
5146900
5147000
5147100
5147200
metri Figura 55 Alunecări de teren în zona pârâului Mânzăţel măsurate
cu echipamentul GPS Magellan Thales Z-Max.Net
La rândul lor ambele tipuri pot fi continue sau discontinue. O altă observaţie importantă
este că ravenele de fund de vale pot fi de cel puţin două tipuri care uneori ajung să fie
foarte mult diferite: 1) ravene pe cursurile de apă care în inventarierea făcută după
planurile topografice par să ocupe cea mai mare suprafaţă (figura 53) dar deoarece
160
123124
125 126127128129130131132133134135136137
138
161
12
34
56
78
910
1112
1314
15161718
192021
2223
2425
262728
29
3031
32333435
3637
3839
4041
424344
4546 47 48
4950
5152
5354
55
56
575859
60
6162
63
64
6566
6768
69707172
73
7475
76777879
808182838485
8687
88899091
92
939495
969798
99100
101102
103104105
106107108109110111112
113114115
116117
118119
120121
122123
124
125
123
45
678
910
11121314
1516
17181920
212223242526
2728
29
303132
3334
3536
373839
4041424344
4546474849
50
515253
54555657
5859
60
616263
64
65
66
67
6869 70
71
72
73
7475
767778
7980818283
848586878889909192
93949596979899100
101102103
104105106
107108109
110111
112113
114115
116117118119
120121122139140
141142143144
5548200 5548400 5548600
5143400
5143600
5143800
5144000
5144200
5144400
5144600
5144800
metri
Figura 56 Ravena Alexandru Vlahuţă – „Mănăstire”, măsurată cu echipamentul GPS în anul 2007
Suprafaţa în 1982 = 6,41 ha Suprafaţa în 2007 = 8,21 ha (+28%) Perimetrul în 1982 = 4,22 km Perimetrul în 2007 = 6,02 km (+43%)
Foto 32. Ravena Al. Vlahuţă bine acoperită cu vegetaţie forestieră
Foto 35. Lucrări hidrotehnice degradate pe cursul inferior al ravenei Al. Vlahuţă
Foto 34. Ravene de versant (ogaşe) în lungul vechilor proprietăţi orientate deal-vale
162
Foto 33. Litologia predominantă în b.h. Simila formată de nisipuri cu trovanţi (concreţiuni
grezoase rotunjite de mari dimensiuni) vizibilă în malul ravenei pe cursul unferior
Foto 36. Lucrări hidrotehnice degradate pe
cursul inferior al ravenei Al. Vlahuţă
trecerea se face treptat la cel de al doilea tip aceste la un moment dat ar putea să nu fie
considerate ravene propriu zise, ci mai simplu maluri abrupte de râuri, 2) ravene de fund
de vale propriu-zise (există multe exemple deja analizate, toate cele din etapa
precedentă, Recea, Siliştea, Valea Lupului, Lunca, din microbazinul Studineţ, sau
ravenele Alexandru Vlahuţă mănăstire, Ibăneşti, Similişoara Seacă, Tunseşti nr.1 Nord)
care ocupă practic fundul propriului bazin hidrografic putând avea desigur chiar ravene
de versant drept afluenţi. Din acest motiv suntem tentaţi să numim acest din urmă dip de
ravene „catchment gullies” în englezeşte sau ravene bazin.
Foto 37 Vechea acumulare de la Alexandru Vlahuţă cu scop de exploatare piscicolă
Enumerăm câteva din perimetrele cu ravene din microbazinul Simila: ravenele
din zona satului Buda, Drujeşti, Ghicani, Puţu Olarului (Simila), zona comunei
Alexandru Vlahuţă, zona Floreşti (Poieneşti Deal - 22 ravene, Dealul Humăriei, etc.),
Dealul Ghergheşti (11 ravene), Morăreni (4 ravene), Dealul Secării, Similişoara Seacă,
Similişoara cu Apă, Găvanu, etc.
Dintre perimetrele cu alunecări de teren amintim: alunecările de teren din zona
barajului Râpa Albastră, Drujeşti, Ştrand Bârlad, Ghicani, Vulpăşeni, Alexandru
Vlahuţă, Dealul Cocârlei, Buda, P. Simila aval Mânzaţi, Morăreni (3 grupuri de
alunecări), Floreşti, Ghergheşti, Dealul Secării, Similişoara Seacă, Similişoara cu Apă.
În bazinul hidrografic Simila, deşi s-a inventariat numărul cel mai mare de
ravene şi alunecări de teren, totuşi marea lor majoritate sunt bine acoperite cu vegetaţie
163
forestieră şi în consecinţă semistabilizate sau chiar stabilizate. Şi ravena Alexandru
Vlahuţă ilustrată în figura 56 şi foto 32 - 36 se află aproximativ în aceeaşi condiţie, cu
excepţia cursului inferior unde se poate observa degradarea unor lucrări hidrotehnice la
evenimente pluviale deosebite. Ravena Alexandru Vlahuţă – „Mănăstire” şi-a mărit
suprafaţa în ultimii 25 de ani cu 28% iar perimetrul cu 43%, în principal în lateral prin
procese gravitaţionale de mal şi ărin apariţia unui nou braţ (afluent) pe malul drept.
Fig. 25 Zona izvoarelor pârârului Simila
În apropierea izvoarelor pârâului Simila peisajul este neaşteptat de pitoresc şi
include o suită de ravene de versant, unele amenajate exemplar din punct de vedere al
protecţiei antierozionale (Foto 38 ÷ 41).
Pe pârârul Similişoara Seacă, afluent de stânga al pârârului Simila există o
ravenă-bazin de mari dimensiuni care fiind complet împădurită de foarte mulţi ani nu a
mai evoluat.
Microbazinul hidrografic Bogdana
Prârâul Bogdana este cel mai important afluent de stânga al pârârului Simila,
respectiv în Estul bazinului hidrografic. În acest microbazin hidrografic au fost
inventariate peste 48 perimetre cu terenuri afectate de eroziune în adâncime (ravenaţie)
şi peste nouă perimetre cu alunecări de teren. În microbazinul Bogdana au fost
164
16
Fig. 40 şi 41. Ravenă amenajată antierozional. Baraj
corect executat la baza ravenei
5
Foto 38 şi 39. Ravene acoperite cu vegetaţie forestieră la izvoarele Similei
inventariate şi cercetate unele dintre cele mai spectaculoase ravene. Dintre acestea
amintim: ravenele Băltăţeni, Groapa Breahna, Râpa Adâncă, Rădăeşti, Râpa Mocanului,
Cepeşti Nord şi Sud, Bogdana sat, Tunseşti cu trei zone diferite, Suceveni, Coroieşti,
grupul Hăghiac – Verdeş, Bogdăniţa, dealul Căpuşneni, Schitu, Lacu Babei, şi
alunecările Cepeşti, Tunseşti, Groapa Breahna, Cârţibaşi, Bogdana, Suceveni,
Bogdăniţa, Dealul Cocârţi, Coroieşti, ş. a.
Ravena Groapa Breahna din 1982 între timp s-a stabilizat şi s-a transformat
într-o viroagă cu pante domoale cu condiţii foarte bune pentru agricultură. Pe versantul
drept se păstrează în condiţii excelente un sistem de lucrări de amenajare antierozională
(culturi în fâşii combinate cu agroterase.
Mergând spre nord pe pârâul Bogdana întâlnim ravenele - bazin din zona
Rădăeşti, de mari dimensiuni şi complet împădurite.
În zona satului Cepeşti au fost cercetate unele ravene-bazin de mari
dimensiuni: Cepeşti 1 Nord, Cepeşti - Gura Odăii (Figura 57) şi Râpa Mocanului.
În vârful sudic al ravenei Cepeşti – Râpa Mocanului (Figura 58) se poate
observa cum orizontul gros de este 1m de sol fertil a fost în totalitate înlăturat prin
eroziune în adâncime, până la un nivel de nisipuri grezificate sau gresie calcaroasă.
Mergând în continuare spre nord pe pârâul Bogdana ajungem la o zonă de
mare densitate a ravenelor şi alunecărilor de teren, în împrejurimile satului Tunseşti. La
Tunseşti au fost inventariate şi cercetate ravene şi alunecări de teren în trei zone. Zona
cea mai interesantă din punct de vedere al fenomenelor de degradare a terenului pe care
le urmărim este versantul drept al văii Bogdana Nord şi Sud faţă de satul Tunseşti
deoarece include un număr de circa nouă ravene de versant (ravena nr. 1 Nord este o
ravenă bazin ce include un număr mare de ravene de toate tipurile combinate cu
alunecări de teren), dintre care unele - cele nordice - încă, semi-active (nr. 1, 2, 3, 4, 5 şi
6, figura 59) iar altele (7, 8 şi 9) pot fi considerate chiar model de amenajare
antierozională fiind împădurite de foarte mulţi ani, de pe vremea boierilor, satul
Tunseşti find un sat de clăcaşi la origine (Foto 55).
Plantaţia pomicolă din figura 53 (situaţia din 1982 după planuri topografice
DTM), amonte de ravenele 8 şi 9 nu mai există. De altfel, ca o impresie generală din
bazinul Simila ca şi din bazinul Studineţ, nu a fost întâlnită nici o singură plantaţie
pomicolă dintre cele ce existau în 1982.
166
1234
56
789
101112 13 14 15161718
19202122232425262728
293031 3233 3435363738
394041 42
434445464748 4950515253
545556 57 58 59
606162
636465666768
6970
7172
7374 75 76
7778
798081
8283
84
85
86
87 9091
92
9394
9596
979899100
268269
270271
272
12
3
45
6
7
8
9
10
1112
13
14
151617
18
19202122
2324
252627
294295
296
30
5139000
5139100
5139200
5139300
5139400
5139500
5139600
5139700
5139800
5139900
5140000
5140100
ec c
Figura 57. Ravena Cepeşti – Gura Odăii cu punctele măsurate în anul 2007 cu ajutorul
hipamentului GPS. Alunecările de teren figurateu culoarea galbenă ilustrează modul principal de
expansiune a braţului sudic adică lateral prin procese gravitaţionale de mal
Suprafaţa în 1982 = 5,27 ha Suprafaţa în 2007 = 6,98 ha (+32%)
Perimetrul în 1982 = 3,35 km Perimetrul în 2007 = 9,78 km (+192%)
88 89 101102103104105
106107108 109 110
111112
113114
115116117 118119120121122123
124125126
127128
129130131
132
133134135136
137138139140141
142143144145146147148
149150
151
152153
154155
156157
158
159
160
161162163164165166167168
169170171172
173174175176177178179180
181182
183184
185
186187
188
189190
191192
193194
195196
197198199
200
201202203204205
206
207208
209
210
211212213214
215216
217218219220
221222223
224
225226
227228229230231232
233234
235236237
238
239
240241242243244245
246247248249250251252253254
255256
257258259260261262
263264
265266267
28
29303132
3334
3536
37
3839404142
434445464748
495051
5253
54
5556
57
58
59606162
6364
656667
68
6970
71
7273
74
75
76
77787980 81
828384 85 86 8788 89 90 91 92
9394
9596
97 9899100
101
102 103 104105106
107108109
110111112113
114115116117118
119120 121 122
123124
125126127128129
130131132
133134135
136
137138139
140141142 143
144
145
146147148
149150151152153154
155156
157158159160161162
163164165166167168169170171172173174175176
177178
179180181182183184185186
187188
189190191
192193194
195196197
198
199200
201
202 203204
205206207208209210
211212213214215216217
218
219220221
222223224225
226227
228229
230231232
233234 235236
237238239240
241242
243244245246
247248249
250
251252
253254255
256257258259260
261262263264
265266267268269
270271272273274275276277278279280281282283284285286287288289290291292
293
297298
299
0
5552700 5552800 5552900 5553000 5553100 5553200 metri
167
Foto 42. Braţul nordic al ravenei Cepeşti – Gura Odăii
168
FoOd
Incio
Foto 48. Ravenă discontinuă subsecventă braţului sudic
Fig. 46 şi 47. Braţul sudic al ra
Foto 44 şi 45. Alunecări de teren în m
Foto 43. Braţul nordic al ravenei Cepeşti – Gura Odăii
a ile ravenei Cepeşti – Gura
toăi
zari
v
lur
ei Cepeşti – Gura Odăii
en49. Litologia dominantă la Cepeşti – Gura i (nisipuri cu trovanţi şi lentile argiloase). rea (avansarea în adâncime) este limitată de zontul cenuşiu de nisip argilos grezificat
12 3
4 5
67 8 9 10 11
1213
14
1516
1718
19 2021 22
23
242526
2728
29
30
31
32
33
34 35 36373839
40
41
42
43
44
454647
484950
51525354
5556
57
58
59
6061
62636465
66
67
68697071
72
73
7475 7677
78
1 2 3 4 56 7
8 9
1011
12
131415
1617
1819
202122 23
24 25 26
27 2829
303132
33 34353637
38
3940
4142
434445
464748
4950
5152
53 54
5556575859
6061
62 6364
6566
67686970
71
72737475
76
77
78
7980
8182
5553050 5553100 5553150 5553200 5553250 5553300 5553350
5137650
5137700
5137750
5137800
5137850
5137900
5137950
5138000
Aria = 1,73 haPerimetru = 2,91 km
N
Figura 58 Ravena – bazin Râpa Mocanului – Cepeşti, măsurată cu echipamentul GPS
169
Foto 50 – 55. Ravene şi aflorimente care ilustrează litologia din zona de mare densitate a ravenelor, Tunseşti.
În ultima imagine ravene împădurite cu foarte mult timp în urmă, model de amenajare antierozională
170
RAVENE ŞI ALUNECĂRI DE TEREN IN ZONA SATULUITUNSEŞTI, COM. BOGDANA, B.H. SIMILA,
SUBBAZIN BOGDANA, 2007
N
5550000 5550500 5551000 55515005148500
5149000
5149500
5150000
5150500
5151000
5151500
Ravena 1 Nord
Ravena 2 NordRavena 3 Nord
Ravena 4 Nord
Ravena 5 Nord
Ravena 6 Nord
Ravena 7 Sud
Ravene şi alunecări de teren la Sudde satul Tunseşti pe malul stâng al
pârâului Bogdana
SATUL TUNSEŞTI
Figura 59. Ravene şi alunecări de teren în zona satului Tunseşti, P. Bogdana,
măsurate cu echipamentul GPS în anul 2007
171
Foto 56. Ravena – bazin şi alunecări de teren “La Hăghiac”, P. Bogdana, 2007
Foto 57. Gresii calcaroase în plăci care dau consistenţă reliefului
Ravenei - bazin “La Hăghiac”, P. Bogdana, 2007
172
Foto. 58 Spre izvoarele pârâului Bogdana, 2007
Mergând mai spre Nord pe pârârul Bogdana, spre o zonă din ce în ce mai
pitorească, Verdeş – Lacu Babei, spre izvorele pârului Bogdana (Foto 58), întîlnim un
complex de ravene şi alunecări de teren în locul numit La Hăghiac, pe malul drept (foto
56 şi 57).
Concluzii
Deşi s-a inventariat un număr mare de ravene şi/sau alunecări de teren
(peste 122 perimetre cu ravene şi peste 36 perimetre cu alunecări de teren), marea
majoritate a ravenelor şi/sau alunecărilor de teren au evoluat foarte puţin în cei 25 de
ani, fiind în general bine înţelenite cu vegetaţie forestieră, semistabilizate sau chiar
stabilizate.
O impresie generală din bazinul Simila (ca şi din bazinul Studineţ): toate
plantaţiile pomicole aflate în exploatare în 1982 (zonele colorate în verde-cyan pe
hărţile din 1982 digitizate) au fost desfiinţate, cel mai probabil după 1990.
În urma inventarierii ravenelor şi alunecărilor de teren din bazinul
hidrografic Simila prin tehnici GIS (scanare, georeferenţiere, digitizare, analiza
terenului,etc.) după hărţi topografice militare (DTM, 1982) şi cercetări de teren în anul
173
2007 (inclusiv măsurători de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului
GPS Magellan Thales Z-Max.Net), s-a constatat că ravenele (eroziunea în adâncime)
ocupă 661 ha (2,5% din suprafaţa bazinului), iar alunecările de teren 108 ha (0,5% din
suprafaţa bazinului).
În linii generale, numai 10% dintre ravenele inventariate în bazinul
hidrografic Simila au cunoscut o dezvoltare semnificativă în ultimii 25 de ani şi aceasta
pe total reprezintă o creştere cu 2% a suprafeţei ocupate de ravene şi cu 5% a
perimetrului acestora.
Numai 11% dintre alunecările de teren din bazinul hidrografic Simila s-au
dezvoltat semnificativ în ultimii 25 ani şi anume: suprafaţa lor a crescut cu 20% iar
perimetrul cu 30%.
Conform măsurătorilor noastre, în bazinul hidrografic Simila existau în
1982 cca. 4902 ha (18,5 % din suprafaţa bazinului) de pădure şi această suprafaţă s-a
menţinut şi după 1990 în ciuda presiunilor care au existat. În privinţa plantaţiilor
pomicole şi/sau viticole inventariate pe hărţile din 1982 situaţia este dezastruoasă,
deoarece suprafaţa existentă în 1982 de 1013 ha (3,8 %) s-a redus în ultimii 20 de ani
până aproape de dispariţie.
Împădurirea ravenelor şi alunecărilor de teren, mai ales atunci când s-a
făcut înainte de al II lea Război Mondial a avut un rol stabilizant indiscutabil. Unele
ravene sau alunecări de teren (de exemplu ravenele 7, 8 9 din vecinătatea satului
Tunseşti – P. Bogdana -) pot fi chiar considerate ca un exemplu (model) de amenajare
antierozională şi aceasta într-o zonă a ţării cu un nivel de trai foarte scăzut.
Litologia dominantă în bazinul hidrografic Simila, respectiv rocile cu
influenţă decisivă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor şi alunecărilor de teren, este
constituită de depozite nisipoase cu trovanţi (concreţiuni grezoase cu contururi rotunjite
de mari dimensiuni – zeci de centimetri până la peste un metru -). Acolo unde apar şi
lentile de grosimi metrice de argile pestriţe, vineţii, cu concreţiuni calcaroase, sau marne
de vârstă Miocen Superior – Ponţian (asemenea celor de la Mânzaţi în care unul dintre
patriarhii geologiei româneşti – Gregoriu Ştefănescu - a găsit un schelet de Dinoterium
gigantissimum, un strămoş al elefantului, aflat în prezent la muzeul Gr. Antipa),
ravenele sunt însoţite de alunecări de teren. Se pare că această situaţie este destul de rară
în bazinul Simila, deoarece au fost întâlnite foarte puţine cazuri în care să fie necesar să
se detalieze cercetările, cele mai multe alunecări de teren fiind împădurite şi nu prezintă
semne de activitate (mişcare).
174
Analiza factorilor de control ce au o influenţă decisivă asupra morfologiei
şi dinamicii actuale a ravenelor şi alunecărilor de teren din bazinul hidrografic Simila
(relief, climă, geologie, factor antropic), a arătat clar că prin amenajarea antierozională
prin metode simple (cel puţin împădurire a zonei active) poate fi controlată (menţinută
în limite acceptabile) eroziunea în adâncime şi declanşarea şi evoluţia alunecărilor de
teren, iar dacă la aceasta se adaugă aplicarea unor metode de exploatare (management)
durabilă, adaptate condiţiilor de teren ce includ realitatea existenţei fenomenelor de
ravenaţie şi/sau alunecări de tren, situaţia se poate schimba mult în bine, după modelul
Sicilian.
175
176
BAZINUL HIDROGRAFIC LOHAN (PODIŞUL VASLUIULUI)
Bazinul hidrografic Lohan se situează din punct de vedere geografic
(geomorfologic) în Podişul Vasluiului, subunitate a Podişului Central Moldovenesc, care
la rândul său face parte din Podişului Bârladului, inclus în Podişul Moldovenesc. Bazinul
are o suprafaţă de 110,39 km2 (2,1% din suprafaţa judeţului Vaslui, 0,4% din suprafaţa
Podişului Moldovenesc).
Metoda de cercetare
Cercetările privind modul de folosinţă al terenurilor din bazinul hidrografic
Lohan, privind amploarea fenomenelor de ravenaţie, studiile privind impactul socio-
economic al eroziunii în adâncime şi al alunecărilor asupra localităţilor şi obiectivelor
economice din vecinătate, inventarierea ravenelor şi alunecărilor de teren precum şi
efectuarea măsurătorilor morfometrice asupra ravenelor şi alunecărilor de teren din
perimetrul studiat au început prin vizitarea în echipă a tuturor zonelor identificate pe
planurile topografice (Figura 60). În funcţie de starea evolutivă actuală (împădurit,
înţelenit, stabilizat, activ, etc. la 25 de ani faţă de situaţia reflectată de planurile topografice
editate de către Direcţia Topografică Militară în 1982) a ravenelor sau alunecărilor de teren
s-au stabilit perimetrele în care cercetările au trebuit detaliate prin determinări
morfometrice de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului GPS Magellan
Thales Z-Max.Net. Staţia grafică (un calculator cu posibilităţi de grafică mai deosebite) şi
pachetul software GIS, ArcGIS, au permis prelucrarea preliminară a datelor.
În aceleaşi perimetre s-a făcut cartarea geologică a depozitelor din maluri, talveg,
praguri de ravene sau cornişe de alunecări şi/trepte de alunecare. Pentru cunoaşterea
caracteristicilor fizico-mecanice ale rocilor (pământurilor) ce pot avea influenţă asupra
morfologiei şi dinamicii ravenelor şi/sau alunecărilor s-au efectuat determinări in situ de
rezistenţă la penetrare statică pe con şi de rezistenţă la forfecare cu palete (field vane test)
cu ajutorul unor echipamente Eijkelkamp.
Cu ocazia vizitelor efectuate în teren au fost adunate toate informaţiile necesare
privind modul de folosinţă a terenului precum şi cu privire la impactul socio-economic al
fenomenelor de degradare a terenului prin ravenare şi/sau alunecări de teren necesare în
faza următoare, în care urmează să se analizeze global rezultatele obţinute în fazele
precedente şi să se propună soluţii de amenajare şi exploatare durabilă a zonelor studiate.
177
Figura 60. Degradarea terenului prin eroziune în adâncime (ravene) şi alunecări de teren în bazinul hidrografic Lohan. Digitizat după hărţi topografice la scara 1:25.000 editate de
către Direcţia Topografică Militară, 1982
178
Figura 61. Modelul numeric al terenului – raster – b. h. Lohan construit cu ajutorul programului GIS Idrisi32,
pe baza datelor obţinute prin digitizare pe planuri topografice DTM, 1982
179
Figura 62. Modelul numeric al terenului (TIN – Triangulated Irregular Netwok) din b. h. Lohan construit cu ajutorul programului ArcGIS 9.3,
pe baza datelor obţinute prin digitizare pe planuri topografice DTM, 1982
180
Rezultate obţinute
Bazinul hidrografic Lohan are o suprafaţă de 11.039 ha, comparabilă cu cea a
bazinului Studineţ, studiat în prima etapă (aria = 9.678 ha) şi circa ½ dinsuprafaţa
bazinului Simila (suprafaţa = 26.521 ha).
Din punct de vedere geomorfologic, bazinul hidrografic Lohan se încadrează în
următoarele unităţi şi subunităţi enumerate în ordine descrescătoare a rangului lor: Podişul
Bârladului – Podişul Central Moldovenesc – Podişul Vasluiului şi este dominat de Culmea
Crasnei (Figura 1). Configuraţia geomorfologică a bazinului Lohan este mult mai simplă
decât cea a bazinului Simila, fiind în mod oarecum uimitor, asemănătoare în multe privinţe
cu cea a bazinului Studineţ. Faptul a permis, ca şi în cazul bazinului Studineţ, efectuarea
unei raionări fiziografice (zone cu aceleaşi caracteristici geomorfologice). Astfel, bazinul
Lohan a fost împărţit în trei zone fiziografice mari (Figura 63):
(1) Versantul stâng al Lohanului inferior, de la confluenţa cu pârâul Crasna (la
Sud) şi până la Creţeşti de Sus (la Nord), cel mai accidentat (frământat), modelat de un tip
anume de ravene pe care tocmai pe baza experienţei acumulate pe parcursul derulării
proiectului, le-am denumit „ravene – bazin” pentru că au propriile bazine hidrografice,
spre deosebire de ravenele de versant care de multe ori nu au de loc bazin hidrografic, sau
de ravenele de fund de vale. În această zonă fiziografică cele mai multe ravene – bazin
sunt ocupate de gospodării ţărăneşti.
(2) Versantul drept al Lohanului inferior, de la confluenţa cu pârâul Crasna (la
Sud) şi până la Satu Nou (la Nord), care cuprinde terenuri agricole de cea mai bună
calitate.
(3) Bazinul superior al pârâului Lohan, amonte de zonele fiziografice amintite,
aproape în întregime acoperit de păduri sau plantaţii viticole sau pomicole.
Din punct de vedere al alcătuirii geologice, potrivit hărţii întocmite de Institutul
Geologic al României (scara 1:200000), depozitele din versanţii bazinului Lohan aparţin
Chersonianului în zonele mai joase şi Meoţianului în treimea medie şi superioară (Foto
59). Depozitele Chersonianului sunt în facies salmastru şi constau din argile marnoase,
argile şi argile nisipoase cenuşiu verzui, având în partea superioară intercalaţii subţiri de
marne calcaroase cu lumaşel de mactre. În perimetrul studiat Chersonianul este fosilifer şi
la partea superioară a versanţilor se poate separa un pachet de argile şi nisipuri, având la
partea mijlocie nivele de nisipuri cineritice galben-verzui, cu hornblendă şi cu moluşte de
facies continental (helicide şi planorbide), care este atribuit Meoţianului. De asemenea,
181
pachetul de argile cenuşii cu pete ruginii, nestratificate cu resturi de Hipparion sp.,
Ichtitherium robustum şi Gazella deperdita.
Foto 59. Argile marnoase cineritice meoţiene de facies continental
în cornişa alunecării Duda – Epureni
Alunecările de teren din judeţul Vaslui precum şi din alte zone din Podişul
Moldovenesc au constituit obiectul unor inventarieri succesive efectuate de către diverşi
autori printre care amintim: Savopol L. (1974), Ivanciu A. (1982) şi Pujina D. (1992). În
figura 64 şi tabelul 16 prezentăm datele referitoare la alunecările de teren din bazinul
hidrografic Lohan.
Din analiza informaţiilor obţinute prin digitizarea planurilor topografice militare
în scara 1:25.000 şi prelucrările ulterioare cu ajutorul unor tehnici GIS cu programul
Idrisi32, amintim pentru comparaţie datele din tabelul 15 şi figura 60.
Tabelul 15 Unele date sintetice asupra bazinelor hidrografice Studineţ, Simila şi Lohan,
obţinute pe baza hărţilor topografice DTM, scara 1:25.000, ediţia 1982
Aria bazin Aria ravene Aria
alunecări de teren
Aria păduri Aria plantaţii Bazinul hidrografic
(ha) (ha) % (ha) % (ha) % (ha) % Studineţ 9.678 352 3,6 41 0,4 2.964 30,6 507 5,2 Simila 26.521 639 2,4 68 0,3 4.902 18,5 1.013 3,8 Lohan 11.039 130 1,2 89 0,8 3.230 29,3 1.227 11,1
Din punct de vedere pedologic solurile din bazinul hidrografic Lohan se împart
perfect corespunzător celor trei zone fiziografice: în zonele 1 şi 3, soluri cenuşii de pădure
182
tipice, iar în zona 2, cu terenurile cele mai bune pentru agricultură, cernoziomuri slab
levigate.
Figura 63. Bazinul hidrografic Lohan inferior într-o imagine Google Earth, Terra Mertics, 2007, cu zonele
fiziografice 1 şi 2
Zona fiziografică (1) Versantul stâng al Lohanului inferior, de la confluenţa
cu pârâul Crasna (la Sud) şi până la Creţeşti de Sus (la Nord) se suprapune pe depozite
geologice de vârstă Chersoniană (în treimea inferiară a versanţilor) şi Meoţiană (în treimea
medie şi superioară a versanţilor), iar din punct de vedere pedologic pe o zonă cu soluri
cenuşii de pădure tipice. Este zona cu altitudinile cele mai mari (peste 375 m în mai multe
locuri). De regulă, treimea superioară a versanţilor cu altitudinile cele mai ridicate, este
183
Figura 64. Alunecări de teren în bazinul hidrografic Lohan (Dealurile Covurluiului) conform inventarierilor succesive efectuate înainte de 1993.
Caracteristicile terenurilor alunecate sunt prezentate în tabelul nr. 1. (Pujină D., 1993)
Tabelul nr. 16
Evidenţa terenurilor alunecate din b.h. Lohan, judeţul Vaslui (Pujină, D., 1993) Suprafaţa alunecată
(ha) Vârsta geologică
Codul
alunecării
(Figura
64)
Expoziţia
versanţilor
Lungimea
versant
(m)
Energia
versant
(m)
Panta
medie
versant
(m)
Categoria
de
folosinţă 1973 1982 1993
Lungime
maximă
alunecare
(m)
Lăţime
maximă
alunecare
(m)
Cota la
cornişa
alunec. Alunec. Zona
de infl.
Energ.
de
relief
pt.
alunec.
(m)
Supraf.
zonei
de infl.
(ha)
108 SV 550 182 334 Arabil;
10 Păşune;
21 Livadă
35 41,5 41,5 375 1050 250 Ks+M M 100 6,5
109 NV 850 155 18,2 8 Arabil;
9,5 Păşune 17,5 19,5 22,5 580 700 235 Ks M 85 45
110 V 750 225 30 5 Arabil;
43 Păşune;
30 Vie
78 85 85 700 1270 280 Ks+M M 90 14
111 NV 1250 375 30 65 Păşune 65 70,5 75 1000 800 300 Ks M 175 39
112 NV 600 75 12,5 9 Arabil;
3,5 Livadă 12,5 15,5 18 425 500 200 Ks Ks+M 60 6
113 N 550 69 12,516,87
Arabil 16,87 18,2 18,2 375 500 175 Ks Ks+M 50 2
184
185
împădurită. Treimea medie sau inferioară este fragmentată de un număr de 8 – 9 văi, dintre
care şapte sunt ocupate de aşezări rurale (de la sud spre nord): Pâhna, Târzii, Olteneşti,
Curteni, Budeşti, Creţeşti şi Creţeşti de Sus. Toate aceste mici localităţi rurale s-au
dezvoltat, în opinia noastră, în văile unor vechi mari organisme torenţiale (văi care s-au
adâncit prin incizarea şi lărgirea ciclică a unor ravene pe care le numim acum „ravene –
bazin”, în prezent stabilizate, astfel încât nu mai reprezintă o problemă pentru localnici.
Foto 60. Bazinul Lohan văzut din extremitatea sudică
În extremitatea sudică a bazinului Lohan şi a zonei fiziografice 1, întâlnim Valea
Velniţa care include cea mai mare ravenă din bazinul Lohan, în prezent stabilizată complet
datorită vegetaţiei forestiere. Versantul stâng (foto 61) a fost acoperit în unele perioade
(înainte de 1989) succesiv de plantaţii viticole sau pomicole. În prezent se mai pot vedea
doar urmele ambelor tipuri de plantaţii.
Ravena Velniţa deşi este foarte mare (27,12 ha) şi în ciuda faptului ca este foarte
bine acoperită cu vegetaţie forestieră a fost măsurată cu ajutorul echipamentului GPS,
Magellan Thales Z-Max.Net, singurul care permite astfel de măsurători terestre în situaţii
ca acestea în care nu există vizibilitate din cauza vegetaţiei (foto 61). In plus, pe parcursul
măsuratorilor aveam sa aflăm că la umbra copacilor, configuraţia ravenei s-a complicat
foarte mult în comparaţie cu ceea ce se vedea pe planurile topografice din 1982, digitizate
şi prelucrate in fazele precedente şi, de asemenea, terenul este foarte dificil, aproape
impenetrabil chiar pe jos din cauza vegetatiei luxuriante. Pe de alta parte, măsurătorile
noastre ţn acest caz au doar o valoare istorică, de inventar, pentru că datorită celor
prezentate mai sus, ravena Velniţa este foarte bine protejata si anticipam ca va evolua intr-
186
un ritm foarte lent in urmatoarea perioada. Doar daca prin interventia antropica nu se va
modifica prezentul echilibru (in timpul masuratorilor s-a abservat ca exploatarea forestiera
– legala facuta de institutia autorizata – a inceput din amonte, din zona varfurilor ravenei
care lipsite de vegetatie pot deveni in orice moment active).
Alunecarile de teren de pe versantul sud-vestic al vaii Velniţa, extremitatea sudica
a bazinului Lohan, au fost inventariate şi maăurate. Se consemneaza faptul ca în prezent
sunt acoperite cu vegetaţie forestieră, spre deosebire de situaţia din 1982.
Mergând spre nord întâlnim microbazinul ravenei Pâhna ocupat de o mică aşezare
rurală (câteva case) cu acelaşi nume. Dupa cum se poate observa din foto 62 toată zona
fostei ravene este în prezent foarte bine acoperită cu vegetaţie forestieră astfel încât nu
numai că nu prezintă nici un pericol pentru localnici, dar ca şi în celelalte cazuri pe care le
vom prezenta în continuare, ei au preferat acest loc pentru a-şi întemeia localitatea.
Foto 61. Valea şi ravena Velniţa, stabilizată de vegetaţia forestieră
Următoarea localitate rurală întâlnită este satul Târzii (Foto 63), şi este de
asemenea aşezată (“cuibărită”) într-un microbazin hidrografic al unei mari foste ravene,
aproximativ de aceeasi mărime cu precedenta descrisă şi măsurată, Velniţa. Se poate
observa ca localnicii şi aici au convieţuit de-a lungul timpului cu organismul torenţial care
a format Valea Târzii cu mult înainte de apariţia satului, începând cu mii de ani în urmă.
Dupa cum se poate observa şi din foto 63, planul secund, plantaţiile pomicole dinainte de
Aria 1982: 21.14 ha Aria 2008: 27.12 ha (+22%) Perimetru 1982: 8307 m Perimetru 2008: 11655 m (+29%)
Figura 65. Ravena V u ajutorul echipamentului GPS în anul 2008 şi reprezentată cu ajutorul programului
Idrisi32
187
elniţa măsurată c
188
Foto 62. Microbazinul ravenei Pâhna
1989 – una dintre soluţiile cele mai potrivite pentru astfel de zone, asemenea zonelor
mediteraneene acoperite cu plantaţii de citrice sau măslini până la cotele cele mai înalte
stâncoase – au fost abandonate.
Foto 63. Satul Târzii localizat în microbazinul marii ravene cu acelaşi nume. În planul secund se văd rămăşiţele plantaţiilor ce apăreau pe hărţile din 1982
La Nord de satul Târzii apare ravena Fără Nume (Foto 64) în prezent bine
stabilizată cu vegetaţie forestieră şi integrată în peisaj. Aceasta ravena figura ca activă în
1982 şi avea o suprafaţă de 5,22 ha.
189
La Nord de ravena Fără Nume şi respectiv la Sud de satul reşedinta al comunei
Olteneşti apare o alunecare de teren, care fiind una dintre puţinele încă active întâlnite în
bazinul Lohan, a fost masurată cu ajutorul echipamentului GPS Thales Z-Max.Net (Figura
66). In foto 65, 66 şi 67 se ilustrează cornişa, unele trepte de alunecare şi un detaliu cu un
afloriment in nisipuri meoţiene din corpul alunecarii “Olteneşti”.
Următoarea localitate, Olteneşti, nu se remarcă prin nimic deosebit devreme ce
este localizată într-o vale care nu prezinta urmele vreunui organism torenţial sau alunecări
de teren. Se poate menţiona doar starea jalnică în care a ajuns fosta ferma de bovine –
gospodăria anexa – a P.C.R. dinainte de 1989. Următoarele localitaţi care sunt “cuibărite”
în microbazine ale unor pâraie – ravene care fragmentează versantul stâng inferior al
pârâului Lohan, sunt: Curteni, Budeşti şi Creţeşti de Sus (satul Creţeşti este localizat pe
versantul văii Lohan) (Figura 67).
Foto 64. Ravena Fără Nume, la Nord de satul Târzii, stabilizată cu vegetaţie forestieră
Satul Curteni este aşezat în valea – microbazin creată de un pârâu care de fapt
constituie baza umedă a unei mari ravene. In figurile 67 şi 68 au fost reprezentate formele
de degradare a terenului prin ravene şi alunecări de teren aşa cum erau ele în anul 1982,
atunci cand au fost editate planurile topografice militare la scara 1:25000, suprapuse peste
modelul numeric al terenului construit cu ajutorul programului ArcGIS 9.2 (Modelul
numeric al terenului astfel construit stilizează formele de relief şi subliniază şi mai mult
ceea ce s-a observat mai sus şi anume localizarea „cuibărită” a micilor aşezări rurale in
190
Foto 65. Cornişa alunecării Olteneşti
Foto 66. Trepte de alunecare pe corpul alunecării Olteneşti
Foto 67. Nisipuri meoţiene într-un afloriment al alunecării Olteneşti
)
Figura 66. A
Aria 1982: 1.68 ha Aria 2008: 3.05 ha (+45%) Perimetru 1982: 583 m Perimetru 2008: 774 m (+25%
191
lunecarea “Olteneşti” măsurată cu ajutorul echipamentului GPS, 2008
192
Figura 67. B. h. Lohan inferior cu localităţile Curteni, Budeşti, Creţeşti de Jos şi de Sus şi Satu Nou, “cuibărite”
în microbazinele unor vechi văi sau ravene
văile unor mari foste
organisme torenţiale).
După cum se poate
observa, daca se priveşte
harta situaţiei din 1982,
satul Curteni apare
înconjurat de ravene
(culoarea roşie) şi
alunecări de teren
(galben) care par să
marcheze sau să
ameninţe satul în orice
moment. Totuşi, datorită
faptului ca localnicii au
privit de fapt ravena ca
pe un râu obişnuit, au
plantat copaci pe canalul
ravenei pe care îi
consideră proprietatea lor
t
Figura 68. Satul Curteni aşezat în valea – microbazin creată de un pârâu care de fapt constituie baza umedă a unei mari ravene
193
acum, iar aluneările de
eren sunt de asemenea acoperite cu plantaţii forestiere, astfel încât ceea ce în mod obişnuit
Foto 68. Satul Curteni în anul 2008. Ravenele şi alunecările de teren - împădurite
194
constituie unul dintre fenomenele
de degradare a terenului cele mai
importante, aproape ca nu mai
poate fi identificat decât de
specialişti (Foto 68).
Figura 69. Satul Budeşti cu aceeaşi aşezare în microbazinul unei ravene
Micul sat Budeşti are
aceeaşi aşezare ca şi cele descrise
până în prezent, în microbazinul
unei ravene şi, de asemenea,
canalul a fost împădurit – cea mai
ieftină şi eficientă metodă de a
stabiliza ravenele (Figura 69 şi foto
69).
Valea Găitoaia, situată
între satul Budeşti, la Sud, şi satul
Creţeşti, la Nord, deşi nelocuită,
prezintă câteva carateristici
interesante pentru studiul de faţă prin prezenţa unei mari alunecări de teren şi a unor
ravene care au evoluat foarte mult în comparaţie cu situaţia din 1982 (Figura 71). Pe de
alta parte, valea Găitoaia a prezentat interes pentru localnici şi pentru autorităţi în diferite
Foto 69. Satul Budeşti în anul 2008 – o mică aşezare rurală pitorească
perioade în care versantul stang,
sudic, a fost amenajat şi s-a dorit a
fi succesiv o exploataţie pomicolă
sau una viticolă (sunt încă vizibile
rămăşiţele ambelor). Versantul
estic, aval de pădure, a fost chiar
modelat cu buldozerul sub forma
unor terase pe care a existat la un
moment dat o exploataţie viticolă.
În prezent terenul este doar păşune
pentru stânile din zonă, iar stejarii
seculari de pe versantul estic au
început să prezinte interes pentru
unii aşa-zişi afacerişti ai
momentului (Foto 70).
Marea alunecare de teren este în
prezent semi-stabilizată, nu
prezintă semne de activitate, dar
umiditatea excesivă a solului
e
l
Figura 70. Valea Găitoaia în 1982 cu ravenele şi alunecărilede teren care au făcut obiectul studiilor cu ajutorul tehnicilor
GIS şi al aparaturii GPS (în 2007 şi 2008)
195
videntă din prezenţa unor mici izvoare de coastă şi a unui mic lac de glimee şi prezenţa
entilelor argiloase în aflorimentele din malurile ravenei Găitoaia Nord indică posibilitatea
Foto 70. Valea Găitoaia în anul 2008
Aria 1982: 2.46 ha Aria 2008: 13.55 ha (+82%) Perimetru 1982: 2085 m Perimetru 2008: 8699 m (+76%)
Figura 71. Ravena Găitoaia şi mici alunecări de mal în anul 2008, măsurate cu echipamentul GPS şi reprezentate cu programul ArcGIS 9.2
196
197
ca oricând mişcările să fie reluate.
Satul Creţeşti este aparent singurul
sat din zona fiziografică 1 aşezat pe
versant şi nu într-un microbazin de fost
organism torenţial (Figura 72). In
timpul campaniei de teren a fost
vizitată zona în vederea identificării
ravenei care strabate satul începând
din treimea inferioară a versantului şi
mergând până la cotele cele mai înalte
unde în 1982 existau şi numeroase
alunecari de teren lenticulare. Ravena
este practic sufocată de vegetaţie
foretieră şi arbuşti, iar curţile
localnicilor se extind până pe muchia
Figura 72. Satul Creţeşti în anul 2008 singurul sat din zona fiziografica 1 aşezat pe versant
Foto 71. Satul Creţeşti în anul 2008
ravenei. Explicaţia este că ravena de aici este de tipul ravenelor de versant care de multe ori sunt lipsite de bazin hidrografic colector, ele devenind pe parcursul evolutiei lor, ele
insele bazine colectoare. Totuşi, modelul numeric al terenului (figura 72) ne ajută să
identificăm o uşoară adâncitură care a fost la originea apariţiei ravenei. Alunecările de
teren lenticulare din zona cotelor cele mai înalte au fost modelate cu buldozerul înainte de
198
1989, astfel încât n prezent nu mai reprezintă nici un pericol pentru mica localitate rurală.
În figura 72 se poate observa că alunecările de teren din amonte de vârful ravenei nu mai
pot fi identificate deoarece au fost modelate şi pe alocuri se observă ca terenul a fost într–o
vreme chiar exploatat antierozional (culturi în fâşii şi terase banchetă).
Figura 73. Satul Creţeşti de Sus înconjurat în 1982 de ravene şi alunecări de teren
Foto 72. Satul Creţeşti de Sus în anul 2008
199
Satul Creţeşti de Sus este aşezat într-o frumoasă vale asemănătoare cu cele descrise până
acum a unui mic pârâu ce cu greu poate fi identificat deoarece albia sa nu este clar
conturată sau evenual marcată de maluri active de ravenă (Figura 73). Alunecările de teren
figurate pe hărţile din 1982, asemenea celor menţionate în cazul precedent al satului
Creţeşti, au fost modelate cu buldozerul în anii dinainte de 1989 şi nu mai prezintă nici un
pericol. Daca ar fi mai dezvoltat din punct de vedere economic, eventual datorită
agroturismului sau datorită unei exploatări agricole mai eficiente a resurselor existente,
satul Creţeşti de Sus ar putea fi chiar pitoresc (Foto 72). Versanţii văii în aval de pădure
sunt deocamdată foarte fragmentaţi ca urmare a reîmproprietăririi pe vechile
amplasamente. Problema se va putea rezolva aşa cum s-a făcut în alte state (de exemplu
Germania) printr-o formă de comasare a suprafeţelor agricole („komassierung”,
„flurbereinigung”, etc.).
Zona fiziografica 2 (versantul drept al pârâului Lohan de la confluenţa cu
pârâul Crasna până la Satu Nou)
Zona fiziografică 2 cuprinde un perimetru cu pante incomparabil mai domoale (în
medie 9 – 16%) şi soluri cernoziom cambic slab levigat, fapt ce o face sa fie cea mai
Foto 73. Versantul drept al pârâului Lohan cu terenuri agricole de foarte bună calitate dar fragmentate
şi cu multe parcele deal-vale abandonate (nelucrate)
propice pentru o agricultura modernă chiar durabila cum se spune in prezent. Diferenţa
faţă de versantul stâng este vizibilă chiar din apropierea confluenţei cu pârâul Crasna
(Figura 63 şi foto 60). Datorita calităţilor sale deosebite, zona a fost amenajata
200
antierozional in anii regimului comunist. Dupa 1989 si in urma aplicarii Legii 18 / 1991
privind reimproprietarirea vechilor proprietari, terenul a fost puternic fragmentat si ce este
mai grav reîmproprietărirea pe vechile amplasamente a dus la aparitia unui numar foarte
mare de parcele inguste si lungi orientate pe directia deal-vale, lucru care face foarte
dificilă aplicarea măsurilor antierozionale (Foto 73). După cum se poate observa şi din foto
73, multe din parcelele lungi şi înguste orientate pe direcţia deal-vale au fost abandonate
(nu sunt lucrate terenuri de foarte bună calitate deoarece localnicii nu au mijloacele
necesare, iar ideea de asociere a fost compromisă. În treimea suprioară a versantului se pot
observa suprafeţe compacte ale noilor întreprinzători. Exploatarea terenurilor agricole se
face de această dată cu mijloacele tehnice cele mai moderne şi cu respectarea lucrărilor,
practicilor şi măsurilor antierozionale adecvate (Foto 74).
Cele câteva ravene vizibile în hărţile intocmite pe baza planurilor topografice din
1982 sunt toate stabilizate fie natural fie ca urmare a modelării sau amenajării antierozio-
Foto 74. Versantul drept al pârâului Lohan în anul 2008. Terenurile compacte din partea superioară a versantului
sunt lucrate cu respectarea lucrărilor şi măsurilor antierozionale
nale (cu baraje de exemplu ca în cazul Văii Bucşei) şi transformate în vâlcele (Foto 75 şi 76).
Se poate generaliza (concluziona) faptul că toate cele 3 – 4 ravene de pe versantul drept al pârârului Lohan, în zona fiziografică 2, arată foarte asemănător cu cele ilustrate în foto 75 şi 76, adică sunt stabilizate şi transformate în vâlcele.
201
Foto 75 Ravenă transformată în vâlcea şi locuită, înconjurată de terenuri agricole lucrate rudimentar sau abandonate pe versantul drept al pârâului Lohan
Foto 76 Ravenă transformată în vâlcea şi înconjurată de terenuri agricole lucrate rudimentar sau abandonate pe versantul drept al pârâului Lohan
Zona fiziografică 3 – Bazinul superior al pârârului Lohan, amonte de Satu
Nou (pe malul drept) şi respectiv Creţeşti de Sus (pe malul stâng).
Zona fiziografică 3 cuprinde bazinul superior al pârâului Lohan amonte de zonele
fiziografice 1 şi 2 şi este acoperită aproape în întregime de păduri sau plantaţii viticole sau
pomicole, majoritatea aflate încă în exploatare spre deosebire de plantaţiile din zonele
descrise mai sus (Foto 80).
202
Se poate menţiona existenţa în această zonă a singurului lac întâlnit în bazinul
Lohan, Groapa Lupului, şi acesta eutrofizat şi colmatat aproape complet (Figura 74 şi foto
77). Zona fiind atât de bine împădurită, colmatarea lacului nu este pusă pe seama eroziunii
solului din amonte ci pe seama altor factori naturali.
Totuşi, pe versantul stâng al văii Lohan, vis-a-vis de confluenţa cu vâlceaua
pârârului Lohănel (mai mult sec), s-a întâlnit o alunecare de teren activă care a fost
denumită provizoriu „Duda-Epureni” datorită apropierii de comuna cu acelaşi nume, dar
situată în bazinul hidrografic vecin. În foto 78 şi figurile 75 şi 76 este ilustrată alunecarea
„Duda-Epureni” aşa cum arată în anul 2008, într-o fotografie luată cu ocazia campaniei de
măsurători şi într-o imagine Google Earth (Terra Metrics), respectiv. Alunecarea fiind
activă a fost măsurată cu ajutorul echipamentului GPS Magellan Thales Z-Max.Net
(Figura 76).
Mergând spre izvoarele pârâului Lohan peisajul devine din ce în ce mai dominat
de păduri şi plantaţii viticole (Foto 79 şi 80), iar restul terenurilor este acoperit de păşuni şi
în măsură foarte mică de terenuri agricole (arabile).
Concluzii
Bazinul hidrografic Lohan se aseamănă în multe privinţe cu bazinul Studineţ
(Colinele Tutovei) care a fost studiat în etapele 1 şi 2. Astfel, s-au putut identifica trei zone
fiziografice (zone cu aceleaşi caracteristici legate de geologie, relief, climă, etc.)
Comparând informaţiile obţinute în anul 2008 prin inventarierea pe teren
(inclusiv măsurători de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului GPS
Magellan Thales Z-Max.Net), cu datele obţinute în urma inventarierii ravenelor şi
alunecărilor de teren prin tehnici GIS (scanare, georeferenţiere, digitizare, analiza terenului
cu programul Idrisi32 si ArcGIS 9.2) după hărţi topografice militare (DTM, 1982), s-a
constatat că practic, in bazinul Lohan, există un număr foarte mic de ravene şi/sau
alunecări de teren active; majoritatea ravenelor sunt împădurite sau în orice caz acoperite
cu vegetaţie bună protectoare (arbuşti sau păşune), iar unele s-au transformat în vâlcele.
Ravenele – bazin din zona fiziografică 1 (versantul stâng al pârârului Lohan de pe
cursul inferior) sunt similare în unele privinţe cu cele din bazinul Studineţ, dar la aceeaşi
suprafaţă sunt mult mai puţin adânci (maximum 4-5 m) şi mai înguste. In consecinţă, ele
nu numai că nu sunt o problemă pentru localnici, dar ei au ales microbazinele lor pentru a-
şi întemeia aşezările care prin dezvoltare economică ar putea deveni chiar pitoreşti.
203
Figura 74. Lacul Groapa Lupului colmatat în bazinul superior al pârâului Lohan într-o imagine Google Earth,
2008. In dreapta jos se poate observa o groapă de gunoi a oraşului Huşi, în prezent închisă
Foto 77. Barajul Groapa Lupului dn bazinul superior al pârâului Lohan, 2008.
204
Foto 78. Alunecarea “Duda-Epureni”, 2008
Aria 1982: 4.83 ha Aria 2008: 6.87 ha (+30%) Perimetru 1982: 1258 m Perimetru 2008: 1884 m (+33%)
Figura 75. Alunecarea “Duda-Epureni” într-o imagine Google Earth, 2008
205
Figura 76. Alunecarea “Duda-Epureni” măsurată cu echipamentul GPS în anul 2008 şi reprezentată cu ajutorul
programului Idrisi32 cu evidenţierea punctelor de cotă şi a celor măsurate
Foto 79. Spre izvoarele pârâului Lohan peisajul este dominat de păduri şi păşuni
206
Foto 80. Plantaţii viticole şi pădure la izvoarele pârâului Lohan
În toate microbazinele ravenelor din zona fiziografică 1 plantaţiile pomicole
sau viticole care existau înainte de 1989 (aflate în exploatare în 1982 - zonele colorate în
verde-cyan pe hărţile din 1982 digitizate) nu mai sunt de mult în exploatare, astfel încât se
mai văd doar urme.
Ravenele inventariate si masurate din bazinul hidrografic Lohan si-au marit
suprafata in ultimii 25 de ani cu procente cuprinse intre 22 si 82%, dar s-au stabilizat astfel
incat nici una nu mai merita a fi monitorizata in viitor.
Alunecarile de teren si-au marit suprafata cu procente cuprinse intre 30 si
45% si de asemenea, cele mai mari s-au stabilizat; numai in patru zone se mai intalnesc
alunecari active dar sunt situate pe pasune in locuri izolate unde nu pun in pericol asezari
omenesti sau obiective economice.
Zona fiziografica 2 (versantul drept al paraului Lohan pe cursul inferior)
cuprinde terenuri cu pante relativ domoale si soluri cernoziomuri slab levigate cu un
potential de exploatare agricola deosebit. Deocamdata, acest potential a inceput sa fie
valorificat in proportie de sub 50% de 1 – 2 intreprinzatori particulari (unul dintre ei este
D-l Adrian Porumboiu) cu mijloace moderne si cu respectarea masurilor antierozionale.
Suprafetele acoperite de paduri s-au mentinut, in schimb altele noi nu au mai
fost infiintate, iar in spatele unor perdele de protectie au inceput sa se taie stejari seculari
(Valea Gaitoaia).
207
Plantaţiile pomicole şi/sau viticole din zona fiziografica 1, inventariate pe
hărţile din 1982, au fost toate abandonate si apar astazi doar ca urme pe terenuri utilizate
drept pasune.
Litologia dominantă în bazinul hidrografic Lohan, respectiv rocile cu
influenţă decisivă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor şi alunecărilor de teren, este
constituită de depozite de nisipuri cineritice meotiene in partea superioara a versantilor si
argile pestrite (patate) si nisipuri chersoniene la baza versantilor. Prezenta depozitelor
argiloase in zona fiziografica 1 unde sunt si pantele si altitudinile cele mai mari adus la
aparitia unor alunecari de teren de mari dimensiuni (la Curteni sau in valea Gaitoaia). Prin
impadurire alunecarile de teren de la Curteni, valea Velnita s. a. au fost stabilizate.
Analiza factorilor de control ce au o influenţă decisivă asupra morfologiei şi
dinamicii actuale a ravenelor şi alunecărilor de teren din bazinul hidrografic Simila (relief,
climă, geologie, factor antropic), a arătat clar că prin amenajarea antierozională prin
metode simple (cel puţin împădurire a zonei active) poate fi controlată (menţinută în limite
acceptabile) eroziunea în adâncime şi declanşarea şi evoluţia alunecărilor de teren, iar dacă
la aceasta se adaugă aplicarea unor metode de exploatare (management) durabilă adaptate
condiţiilor de teren ce includ realitatea existenţei fenomenelor de ravenaţie şi/sau alunecări
de tren, situaţia se poate schimba mult în bine, după modelul Sicilian.
BIBLIOGRAFIE
1. BĂCĂUANU V., - 1968 Câmpia Moldovei - studiu geomorfologic. Ed. Acad. R.S.R., Bucureşti.
2. BĂCĂUANU V., - 1973 Evoluţia văilor din Podişul Moldovenesc. “Realizări în geografia României”, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti.
3. BĂCĂUANU V., N. BARBU, M. PANTAZICĂ, AL. UNGUREANU, D. CHIRIAC, - (1980) Podişul Moldovei. Ed. Şt. şi enciclopedică, Bucureşti.
4. BĂLTEANU D., - (1983) Experimentul de teren în geomorfologie. Aplicaţii la Subcarpaţii Buzăului, Ed. Acad. RSR, Bucureşti, 157 p.
5. BĂNCILĂ I., FLOREA M. N., FOTĂ D., GEORGESCU M., LAZĂR L. F., MOCANU GH., MOLDOVEANU T., MUNTEANU AL., PRIVEGHETORIŢĂ C., VĂDUVA C., ZAMFIRECU F., - (1980) Geologie inginerească, vol. I şi II, Ed. Tehnică, Bucureşti.
6. BETTS H., DEROSE R. C., - (1999) Digital Elevation Models as a Tool for Monitoring and Measuring Gully Erosion, JAG issue 2, vol. 1 (1999), p. 91-101.
7. BUCUREŞTEANU MARIA, RĂDOANE MARIA, - (1992) Geochimia sedimentelor din ravena Gurguiata Mare, Lucr. Sem. "Dimitrie Cantemir", Nr. 11-12, 1991-1992.
8. CANARACHE A., - (1990) Fizica solurilor agricole, Ed. Ceres, Bucureşti.
208
9. CANARACHE A., - (1990) PENETR - a Generalized Semi-empirical Model Estimating Soil Rezistance to Penetration, Soil & Tillage Research, 16 (1990) 51-70, Elsevier Science Publishers, Amsterdam.
10. CHORLEY R., SCHUMM S.A., SUGDEN D., - (1984) Geomorphology, Methuen & Co, London, New York, Cambridge University Press.
11. COLLISON A. J. C., - (1996) Unsaturated Strength and preferential Flow as Controls on Gully Head Development, Advances in Hillslope Processes, vol. 2, p. 753-769, John Wiley & Sons.
12. COLLISON A. J. C., ANDERSON M. G.,- (1996) Using a Combined Slope Hydrology/Stability Model to Identify Suitable Conditions for Landslide Prevention by vegetation in the Humid Tropics, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 21, p. 737-747.
13. DARBY S., THORNE C. R., - (1994) Prediction of Tension Crack Location and Riverbank Erosion Hazards Along Destabilized Channels, , Earth Surface Processes, Vol. 19, p. 233-245, John Wiley & Sons.
14. DARBY S., THORNE C. R., - (1996) Development and Testing of Riverbank-Stability Analysis, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 122, p. 443-454.
15. DARBY S., - (1998) Modelling width adjustment in straight alluvial channels, Hdrological Processes, Vol. 12, p. 1299-1321, John Wiley & Sons Ltd.
16. DARBY S., - (1998) River Width Adjustment. Modelling, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 124, No. 9, p.903-917.
17. DECLERCQ F., POESEN J., - (1992) Evaluation of two Models to calculate the Soil Erodibility Factor K, Pedologie, XLII-2, p. 149-169.
18. DE PLOEY, - (1991) The Erosional Susceptibility of Catchment for Gullying according to the Es Model, Geomorph. Process and Environ., IGU, 21-30 june Kazan.
19. DEROSE R. C., GOMEZ B., MARDEN M., TRUSTRUM N. A., - (1998) Gully erosion in Mangatu Forest, New Zealand, Estimated from Digital Elevation Models, Earth Surface Processes and Landforms, No. 23, 1045-1053, John Wiley & Sons.Ltd.
20. DONISĂ I., HÂRJOABĂ I., - (1974) Terasele Siretului între Roman şi Mărăşeşti, Anal.şt. Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi, secţ. II-c, t. XX.
21. DUMITRESCU I., SĂNDULESCU M., LĂZĂRESCU V., MIRĂUŢĂ O., PAULIUC S., ET GEORGESCU S., - (1962) Memoire a la carte tectonique de la Roumanie, An. Com. Geol. Inst. Geol., XXXII, Bucureşti.
22. FOSTER, G.R., LANE, L. J., AND MILDNER, W. F., - (1986) Seasonally Ephemeral Cropland Gully Erosion, In: Proc. Of the ARS - SCS Natural Resources Modelling Workshop, Washington D.C.
23. GUGIUMAN I., CÂRCOTĂ V., BAICAN V., - (1973) Judeţul Vaslui, Ed. Acad. R.R. România, Bucureşti
24. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., LITTLE W. C., (1981) - Erodibility of Streambank Materials of Low Cohesion, American Society of Agricultural Engineers, St. Joseph, Michigan.
25. GRISSINGER E. H., (1982) - Mass Wasting of Channel Bed and Bank Materials, Agronomy Abstracts, p. 265, 1982.
26. GRISSINGER E. H., (1982) - Bank Erosion of Cohesive Materials, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons.
27. GRISSINGER E. H., (1996) - Rill and Gullies Erosion, Soil Conservation and Rehabilitation, Menachem Agassi, Emek-Hefer, Israel.
28. HANSON G. J., ROBINSON K. M.,- (1994) Comparison of Headcut Advance Testing and Soil Tests Results. Hydraulic Engineering '94, 37 (5):427-431.
209
29. HANSON G. J., - (1995) Investigating Soil Strength and Stress-Strain Indices to Characterize Erodibility. Transactions of the ASAE, Vol. 39(3): 883-890.
30. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1997) Headcut Migration Analysis of a Compacted Soil. Transactions of the ASAE, Vol. 40 (2): 355-361.
31. HARVEY M. D., WATSON C. C., SCHUMM S. A., (1985) - Technical Note 366, Water Engineering and Technology Inc., Bureau of Land Management, Fort Collins , Colorado.
32. HÂRJOABĂ I., - (1965) Procese geomorfologice care contribuie la degradarea terenurilor din colinele Tutovei. An. Şt. Univ. Iaşi, s II, IX.
33. HEEDE B. H., - (1974) Stages of development of gullies in Western United States of America. Z. Geomorph. N. F., 18(3): 260-271, Berlin-Stuttgart.
34. HEEDE B. H., - (1976) Gully Development and Control: The Status of Our Knowledge. U.S. Department of Agriculture - Forest Service, Res. Paper RM-169, Fort Collins, Colorado.
35. HEEDE B. H., - (1980) Gully Erosion - A Soil Failure: Possibilities and Limits of Control, Int. Symposium, sept. 8-12, Bad Ischl, Austria, vol.I, 317-330 p.
36. HILBORN D., STONE R. P., - (1999) Gully Erosion Control Agricultural Engineering Service, Resources and Planning, Ontario Ministry of Agriculture, Food and rural Affairs (OMAFRA), Queen's Printer for Ontario, 1999 .
37. HURJUI, C., - (2000) – Rolul rocilor sedimentare asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor din Moldova, Teza de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza”, Facultatea de Geologie şi Geografie, Iaşi.
38. HURJUI C., PUJINĂ D ., (2001) – The Use Of Some Gis Techniques To Study Gullies And Landslides Distribution In Eastern Romania, International Symposium On Soil Erosion Management, Taiyuan, China, 26-30 April, 2001
39. ICHIM I., BĂTUCĂ D., RĂDOANE MARIA, DUMA D., - (1989) Morfologia si dinamica albiilor de rauri, Ed. Tehnica.
40. IONESI L., - (1989) Geologia României. Unităţi de platformă şi orogenul nord Dobrogean. Curs (vol. 1), Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
41. IONESI L., BARBU N., IONESI BICA, - (1993) Consideraţii asupra evoluţiei post - badeniene a Platformei Moldoveneşti, An. Univ. Suceava, s. geogr.- geol., an. II.
42. IONIŢĂ I., - (1973) Degradările de teren din bazinul superior al Bârladului, Lucr. Colocv. Naţ. de Geomorf. aplicată şi cartograf. geomorf., Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.
43. IONIŢĂ I., OUATU O., - (1985) Contribuţii la studiul eroziunii solurilor din Colinele Tutovei. Rev. Cerc. Agr. Moldova, vol. 3(71), Iaşi.
44. IONIŢĂ I., - (1986) Results of soil erosion study and conservation treatments in the Bârlad Tableland. Z. Geomorph, Berlin-Stuttgart.
45. IONIŢĂ I., - (1998) Studiul geomorfologic al degradărilor de teren din bazinul mijlociu al Bârladului, Teza de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.
46. JEANRENAUD P., SARAIMAN A., - (1995) Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
47. KIRKBY M. J., - (1969) Hillslope process-response models based on the continuity equation,
48. KIRKBY M. J., - (1973) Erosion and Equilibrium, Physical Geography. 49. KIRKBY M. J., - (1977) Soil Development Models as a Component of Slope Models,
Earth Surface Processes, Vol. 2, 203-230 (1977), John Wiley & Sons Ltd. 50. LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material & Longer Form Channel Changes.
210
51. LITTLE W. C., THORNE C. R., MURPHEY J. B., - (1981) Mass Bank Failure Analysis of Selected Yazoo Basin Streams, Transactions of the ASAE, pp. 1321-1327.
52. MARINESCU C., (1988) - Asigurarea stabilităţii terasamentelor şi versanţilor, vol. I şi II, Ed. Tehnică, Bucureşti.
53. MARTINIUC C., - (1954) Geomorfologia degradărilor de teren din bazinul mijlociu şi superior al Tutovei. D.S. Com. Geol. (1950-1951), 38, Bucureşti.
54. MARTINIUC C., - (1954) Pantele deluviale. Contribuţii la studiul degradărilor de teren. Probl. Geogr., 1, Bucureşti.
55. MIHAI GH., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Influenţa lucrărilor transversale asupra evoluţiei ravenelor formate pe alternanţe de orizonturi permeabile şi impermeabile, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.
56. MOŢOC M., - (1963) Eroziunea solului pe terenurile agricole şi combaterea ei. Ed. Agrosilvică, Bucureşti.
57. MOŢOC M., MUNTEANU S., BĂLOIU V., STĂNESCU P., MIHAI GH., - (1975) Eroziunea solului şi metodele de combatere, Ed. “Ceres”, Bucureşti.
58. MOŢOC M., - (1975) Combatera eroziunii solului, Reeditare curs, Fac. Îmbunătăţiri funciare, I. A. “N. Bălcescu”, Bucureşti.
59. MOŢOC M., OUATU O., - (1977) Rezultate preliminare privind încărcarea cu material solid a microcurenţilor de la suprafaţa versanţilor cu culturi agricole. S.C.C.C.E.S. Perieni, vol. “Folosirea raţională a terenurilor erodate”, p.27-36.
60. MOŢOC M., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Estimarea ritmului de dezvoltare a ravenelor, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.
61. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1979) Concepţii actuale cu privire la fenomenul erozional şi la controlul acestuia. Bibl. Agric. A.S.A.S. Bucureşti.
62. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1980) Aspecte noi privind lucrările de amenajare a ravenelor. Bibl. Agric. A.S.A.S., Bucureşti.
63. MOŢOC M., - (1983) Ritmul mediu de degradare erozională a solului în R.S.R.. Bul. inf. ASAS, nr.2, Bucureşti.
64. MÜLLER M. U., DYMOND J. R., - (1999) Geomorphic Modelling of Gully Debvelopment in New Zealand Hill Country, Ph.D. Thesis (manuscript), Geographical Institute, University of Bonn, Germany, 1999.
65. MUNTEANU S. A., TRACI C., CLINCIU I., LAZĂR N., UNTARU D., - (1991) Amenajarea bazinelor hidrografice torenţiale prin lucrări silvice şi hidrotehnice, Ed. Acad. Române, vol. I şi II, Bucureşti.
66. PĂUNESCU M., POP V., SILION T., - (1982) Geotehnică şi fundaţii, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
67. PIEST R.F., SPOMER G.R., - (1968) Sheet and Gully Erosion in the Missouri Valley Loessial Region. Transactions of the ASAE, p. 850-853.
68. POPA GH., ERHAN V., - (1982) Explorarea geologică şi evaluarea zăcămintelor, Curs litografiat, Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
69. PUJINĂ, D., - (1997) – Cercetări asupra unor procese de alunecare a terenurilor agricole din Podişul Bârladului şi contribuţii privind tehnica de amenajare a acestora, Tezã de doctorat, Univ. Tehnicã “Th. Asachi”, Iaşi, pag. 1-246.
70. PURNAVEL GH., - (1997) Rezultate preliminare privind influenţa lucrărilor de amenajare din zona de influenţă excesivă asupra colmatării lacurilor de acumulare, Referat doctorantură, Univ. Tehnică “Gh. Asachi”, Iaşi.
71. RĂDOANE MARIA, V., SURDEANU, N. RĂDOANE, I. ICHIM, - (1988) Contribuţii la studiul ravenelor din Podişul Moldovenesc, Lucr. Celui de al II- lea Simpozion “Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, P. Neamţ, 334-374.
211
72. RĂDOANE, M. AND RĂDOANE, N., - (1992) Areal distribution of gullies by the grid square method. Case study: Siret and Prut interfluve. Rev. Roum. Geogr., 36: 95-98.
73. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., - (1994) Multivariate Analysis Applied to Gully Geomorphology, Acad. Română, Institutul de Geografie, Întâlnire Jubiliară 29-30.VIII.1994, Bucureşti.
74. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1994) Ecuaţii de regresie multiplă pentru evaluarea ratei de avansare a ravenelor din Podişul Moldovenesc, Studii şi Cercetări de Geografie, t. XLI, p. 37-47, Ed. Acad. Române.
75. RĂDOANE MARIA, I. ICHIM, N. RĂDOANE, - (1995) Gully distribution and development in Moldavia, Romania, Catena 24: 127-146.
76. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1996) Morfologia şi dinamica ravenelor, Ed. Univ. “Ştefan cel Mare”, Suceava.
77. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., SURDEANU V., - (1999) Ravenele, forme, procese, evoluţie, Editura Presa Universitară Clujeană, p. 266.
78. RITTER D., - (1979) Process Geomorphology, William C. Brown Company Publishers, Dubuque, Iowa, Southern Illinois University at Carbondale.
79. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) A Deterministic Headcut Advance Model. Transactions of the ASAE, 37 (5):1437-1443.
80. SILION T., MUŞAT V., OLARU L., - (1984) Geologie inginerească, Curs Univ. “Al. I Cuza”, Iaşi.
81. SIMON A., DARBY S., - (1997) Process form interactions in unstable sand-bed river channels: A numerical modeling approach,Geomorphology 21, (1997) 85-106.
82. SIMON A., CURINI ANDREA., - (1998) Pore Pressure and Bank Stability, Water Resources Engineering '98, Proc. Of the Conf. ASAE, August 3-7, 1998, Memphis Tennessee.
83. SIMON A., CURINI ANDREA., DARBY S., LANGENDOEN E. J., - (1999) Streambank Mechanics and nearbank Processes in Incised Channels, Incised River Channels, p. 123-152, John Wiley & Sons Ltd.
84. SUZUKI T., TOKUNAGA E., NODA H., ARAKAWA H., - (1985) Effects of Rock Strength and Permeability on Hill Morphology, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 6-2, p.101-130 (1985).
85. THORNE C. R., LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material Movement and Planform Development in a Meandering River, Adjustments of the Fluvial System (D. D. Rhodes and G. P. Williams), Kendall/Hunt Publishing Co., Dubuque, Iowa, p.117-137.
86. THORNE C. R., - (1981) Stability of Composite River Banks, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 6, 469-484 (1981), John Wiley & Sons Ltd.
87. THORNE C. R., - (1981) Field Measurements of Rates of Bank Erosion and Bank Material Strength, IAHS, Publication Nr. 133, p. 503 - 512.
88. THORNE C. R., - (1982) Processes and Mechanisms of River Bank Erosion, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons Ltd., p. 227-270.
89. THORNE C. R., - (1987) Quantitative Analysis of Land Surface Topography, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 12, No. 1, 47-56.
90. TORRI D., - (1987) A Theoretical Study of Soil Detachability, Catena Supplement 10, p. 15-20, , Braunschweig, 1987.
91. TORRI D., - (1994) Le basi fisiche del proceso erosivo, Rev. “Agronomia”, nr. 4, p. 249-257, Firenze.
212
CUPRINS
Pag. I. PREZENTAREA CADRULUI NATURAL................................................................ 6
Consideraţii geomorfologice.................................................................................................... 6 Consideraţii geologice.............................................................................................................. 9
II. EROZIUNEA SOLULUI, RĂSPÂNDIRE, CAUZE, CONSECINŢE............................... 16 Eroziunea în adâncime............................................................................................................. 19 Consecinţele degradării terenului prin ravenare..................................................................... 22
III. RĂSPÂNDIREA RAVENELOR ŞI ALUNECĂRILOR DE TEREN. CONSECINŢE ECONOMICE ŞI SOCIALE...................................................................................
23
Răspândirea ravenelor.............................................................................................................. 23 Răspândirea alunecărior de teren............................................................................................ 26
IV. FACTORI CARE DETERMINĂ APARIŢIA SAU INFLUENŢEAZĂ DEZVOLTAREA FENOMENELOR DE RAVENAŢIE........................................................................
28
Factorul litologic...................................................................................................................... 33 Erodabilitatea rocilor şi pământurilor..................................................................................... 34 Erodabilitatea solurilor............................................................................................................ 35 Componentele erodabilităţii solurilor...................................................................................... 38 Rolul hidrologic al vegetaţiei.................................................................................................... 42 Factorul antropic prin modul de folosinţă a terenurilor şi modificarea structurii
acoperământului vegetal........................................................................................................... 43
V. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR CU ROL DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR...................................
47
Metode de măsurare a tăriei (rezistenei) materialelor din maluri........................................... 52 Modele geotehnice semiempirice utilizate pentru calibrarea aparaturii de investigaţie a
caracteristicolor fizico-mecanice ale pământurilor.................................................................
59 Cercetări proprii privind influenţa litologiei asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor........ 65 Studiu de caz: influenţa structurii geologice asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor din
Valea Roşcani (B.h. Tutova).....................................................................................................
75 VI. ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR............................................ 78
Moduri de cedare a malurilor................................................................................................... 81 Forţele care controlează cedarea malurilor............................................................................. 81 Forţele geotehnice……………………………………………………………………………………... 81 Forţele hidraulice..................................................................................................................... 83 Analiza stabilităţii malurilor stratificate cu luarea în consideraţie a presiunii apei din pori 85 Forţe hidraulice şi procese....................................................................................................... 86 Modelul „geofluvial” Darby şi Thorne de analiză a stabilităţii canalelor.............................. 87 Analiza stabilităţii malurilor..................................................................................................... 89 Analiza probabilistică a stabilităţii malurilor.......................................................................... 96 Rezultate obţinute în analiza stabilităţii malurilor................................................................... 99 Ritmul de degradare a terenului prin ravenare........................................................................ 111 Modelarea matematică a evoluţiei ravenelor cu ajutorul programelor GIS............................ 113
VII. DEGRADAREA TERENURILOR AGRICOLE PRIN RAVENE ŞI/SAU ALUNECĂRI DE TEREN. STUDII DE CAZ DIN TREI BAZINE HIDROGRAFICE DIN PODIŞUL BÂRLADULUI...................................................................................................
120 Bazinul hidrografic Studineţ..................................................................................................... 120 Bazinul hidrografic Simila........................................................................................................ 148 Bazinul hidrografic Lohan........................................................................................................ 176
VIII BIBLIOGRAFIE.................................................................................................. 207