Click here to load reader
Upload
cosmin-hurjui
View
708
Download
1
Embed Size (px)
DESCRIPTION
Aceasta este teza de doctorat a Dr. Cosmin Hurjui, sustinuta public in anul 2000 la Universitatea "Al. I. Cuza" Iasi, si se distribuie gratuit pe hartie, CD sau e-mail. Textul cartii este disponibil pentru download si pe site-ul http://www.cesperieni.ro/rolul_rocilor.pdf. Toate copiile comercializate pe site-urile unor edituri, librarii, anticariate online, etc., SUNT ILEGALE.
Citation preview
COSMIN HURJUI
ROLUL ROCILOR SEDIMENTARE ÎN MORFOLOGIA ŞI DINAMICA RAVENELOR
STUDII DE CAZ DIN PODIŞUL MOLDOVENESC
I. INTRODUCERE Lucrarea de faţă este rodul unei activităţi de cercetare ştiinţifică desfăşurată pe
parcursul a circa opt ani (1992 – 2000). Din formularea titlului se poate întrevedea o problematică generoasă, de larg interes, nu numai în domeniul geomorfologiei. Lucrarea se doreşte a fi o îmbinare utilă a metodelor de investigare şi a cunoştinţelor acumulate pe plan mondial în cadrul celor două ştiinţe descriptive geologia şi geomorfologia, în scopul explicării unor procese şi mecanisme implicate în morfodinamica ravenelor. Pentru atingerea acestui obiectiv s-a combinat documentarea ştiinţifică, prin studierea tuturor materialelor bibliografice disponibile, cu investigaţiile detaliate de teren şi cu prelucrarea prin mijloacele moderne de calcul.
Prima parte a lucrării se referă la unele aspecte de ordin general cum ar fi terminologia utilizată în domeniu, conceptele de studiu care vin în sprijinul studierii acestor forme de relief, clasificările şi numeroasele definiţii existente în literatura de specialitate, cu precizarea poziţiei proprii şi altele.
Earl Grissinger observa în 1996 că specialiştii care se ocupă de ravene se pot împărţi în două categorii: cei care studiază stabilitatea malurilor şi cei care urmăresc dinamica pragurilor (vârfurilor). În fiecare din aceste direcţii s-au făcut progrese importante, cum sunt modelele "geofluviale" de simulare a (in)stabilităţii canalelor, sau rezultatele obţinute în experienţe desfăşurate asupra unor modele la scară apropiată de cea reală privind migrarea pragurilor. Totuşi, dată fiind natura nedeterminată a unor fenomene meteorologice cu influenţă decisivă asupra morfodinamicii canalelor naturale de scurgere, fie ele permanente fie efemere, şi oricât de bine s-ar cunoaşte procesele implicate, se pare că în prezent nu se poate întocmi un model determinist tridimensional.
Rezultatele obţinute efectiv nu constituie un capitol aparte al lucrării ele fiind înserate pe parcurs, alături de cele citate.
Această lucrare nu ar fi existat fără sprijinul logistic şi imboldul domnului Dr. ing. Dumitru Nistor, Directorul Centrului de Cercetări pentru Combaterea Eroziunii Solului Perieni- Bârlad.
Subiectul însuşi ne-a fost sugerat de către Dr. ing. Ion Ioniţă, căruia îi datorăm noţiunile de bază din domeniul geomorfologiei şi ravenelor, obţinute de domnia sa în urma unei îndelungate experienţe de cercetare ştiinţifică. Mă simt onorat pentru privilegiul de a fi putut colabora în momente decisive cu domnia sa.
Stagiul de pregătire a doctoratului s-a desfăşurat sub atenta şi competenta îndrumare a regretatului Prof. univ. dr. Ioniţă Ichim, o personalitate cunoscută în mediile academice din cele mai îndepărtate colţuri ale lumii. Îi suntem recunoscători pentru stilul de muncă bazat pe o documentare nesfârşită. La Staţiunea "Stejarul" - Piatra Neamţ, Prof. univ. dr. Maria Rădoane şi Conf. univ. dr. Nicolae Rădoane, cu competenţa ştiinţifică cunoscută, ne-au călăuzit pe întreg parcursul stagiului.
Lucrarea a fost susţinută drept teză de doctorat în şedinţă publică la Facultatea de Geografie a Universităţii „Al. I. Cuza”, Iaşi, în data de 30.03.2000, iar comisia de doctorat a fost formată din: Conf. dr. Constantin Rusu – Preşedinte, Prof. Dr. Maria Rădoane, Prof. Dr. Gheorghe Lupaşcu, Prof. Dr. Nicolae Popovici – referenţi oficiali şi Prof. Dr. Ioniţă Ichim – conducător ştiinţific.
Sunt recunoscător colegilor de la Staţiunea Perieni cu care am colaborat de-a lungul anilor în cadrul unor experienţe şi alături de care am făcut progrese în cunoaşterea tehnicii de calcul, cum este dl. Dr. ing. Nelu Popa.
Pentru finalizarea lucrării exprim cele mai sincere mulţumiri d-lui. Ing. Gabriel Petrovici şi doamnei Dr. ing. Lucica Bădiceanu.
Sunt extrem de recunoscător părinţilor mei care m-au suţinut şi încurajat cu căldură întotdeauna.
5
II. TERMINOLOGIE, DEFINIŢII, CONCEPTE DE STUDIU
TERMINOLOGIE
Forme de relief cu trăsături distincte în cadrul peisajului geografic, ravenele
sunt considerate în mod diferit de către diferiţi cercetători. Unii le consideră “segmente
alterate” ale mediului înconjurător, ce ridică numeroase şi complexe probleme de ordin
hidrologic, economic şi social, al căror caracter degradant se datorează în mare parte
factorului antropic şi care justifică eforturi deosebite pentru restabilirea unui echilibru
între forţele active şi cele pasive pentru a corespunde imperativelor sociale ale
momentului.
Fig. 2.1 Schiţă compusă, bazată pe schiţe de teren şi fotografii, ilustrând diferite varietăţi de ravene de fund de vale. Malurile active sunt figurate cu culoare cafenie. Ravenele discontinue (1) se formează în văile tributare.
Ele se vor contopi când vârful 6 ajunge la ele. În această vale există două vârfuri (praguri, “nickpoints”): 2 şi 3. Incizarea fundului văii duce la apariţia teraselor (4, 5). Ravenele tributare erodează aluviunile care umplu văile
tributare (7) şi ele vor fi eventual integrate în reţeaua de drenaj (C. J. Brice, 1966 din M. D. Harvey et al., 1985).
Alţii le consideră a fi forme normale de evoluţie a reliefului sub influenţa
factorilor endogeni sau exogeni, cu sau fără influenţe antropice.
Se poate pune problema locului ravenelor în cadrul unei clasificări a formelor
de relief în funcţie de spaţiu şi timp, sub aspect dimensional şi al vârstei. Într-o astfel de
6
clasificare (Ahnert, 1988 din M. Rădoane et al., 1995) ravenele sunt incluse în categoria
microreliefului împreună cu dolinele, penele de gheaţă, dunele şi terasele.
Această categorie conţine forme de relief foarte dinamice, cu vârste cuprinse
între un an şi câteva sute de ani, şi dimensiuni între 10-1 şi 10-3 km (raportul
înălţime/adâncime H/D<101 m).
Considerăm important a preciza poziţia ravenelor în cadrul sistemului geomor-
fologic fluviatil în sensul clarificării relaţiei ravene - cursuri de apă permanente.
Între aceste două categorii există atât asemănări cât şi deosebiri, ravenele
situându-se în zona debitelor celor mai scăzute, a cursurilor efemere.
* În forma sa elementară, un curs de apă permanent are întotdeauna un izvor în
timp ce o formaţiune torenţială tipică nu are izvor (S. A. Munteanu, 1956, S. A.
Munteanu, I. Clinciu,1982).
* Conul de dejecţie la un râu este practic inexistent sau foarte puţin dezvoltat, în
timp ce la o formaţiune torenţială este deosebit de dezvoltat comparativ cu dimensiunile
acesteia, constituind o parte morfologică caracteristică.
* Spre deosebire de cursurile de apă permanente, care apar întotdeauna în cadrul
unor reţele fluviale bine definite şi al bazinelor hidrografice aferente, ravenele pot
apărea şi complet izolate în mici depresiuni sau traversând inflexiuni convexe ale unor
versanţi. În această ultimă situaţie, unele “ravene de mal” din accepţiunea lui Poesen pot
fi chiar lipsite de bazin hidrografic).
* Eficacitatea hidrologică exprimată prin capacitatea de transport a ravenelor
este mult mai scăzută decât cea a râurilor (Heede, 1980).
* Pentru râuri se discută faptul că debitul de formare a albiei este debitul
dominant determinat pe baze probabilistice, debitul de umplere a albiei minore [bankfull
discharge] cu o anumită asigurare (2-10%), sau debitul de albie plină cu intervalul de
recurenţă de 1,58 ani (Leopold şi Maddock, 1953 din I. Ichim et al., 1989).
* În cazul ravenelor albia majoră lipseşte. Doar dacă ţinem neapărat (din dorinţa
de hipercorectitudine), putem căuta, în cadrul canalului, sectoare de albie majoră în zona
“teraselor” din schiţa lui Brice (1966, figura 1), sau în zona aluviunilor de pe malurile
ravenelor rămase din perioada de iniţiere a proceselor, toate cu dimensiuni extrem de
restrânse. Heede (1980) consideră subînţeles faptul că în cazul ravenelor, nu se poate
vorbi despre debit de albie plină (până la muchii) decât foarte rar şi atunci numai pentru
7
unele tronsoane de ravene discontinue din partea superioară (amonte) a bazinului; cât
despre debite care să depăşească nivelul malurilor canalului, acestea sunt cu totul
infrecvente.
În figura 2.2 ilustrăm pe un caz concret (valea Roşcani din împrejurimile
Staţiunii Perieni) o serie de termeni utilizaţi, în mod curent, în descrierea ravenelor. Se
poate observa că un organism torenţial cum este cel din Valea Roşcani, privit în
ansamblu, are în componenţa sa ravene de toate categoriile separate de autorii care au
clasificat aceste forme de relief: ravene continue, de fund de vale, ravene discontinue, de
versant; ravene cu baza uscată, umedă sau cu pârâu torenţial semipermanent; ravene
dezvoltate în depozite cu litologii diferite, cu canal triunghiular (chiar de mari
dimensiuni) sau în formă de “U”, etc.
Există opinii conform cărora ravenele sunt un rezultat al secţionării depozitelor
necoezive iar torenţii apar cu ocazia secţionării rocilor dure (Heede, 1980), ceea ce ar
însemna că cele două formaţiuni sunt net delimitate. Aulitzki (1981, cf. M. Rădoane et
al. 1997) restrânge, de asemenea, domeniul de apariţie al torenţilor la pantele abrupte ale
munţilor: "torentul are un bazin hidrografic bine delimitat, sub 100 km2, o pantă foarte
abruptă a profilului longitudinal şi transportă mari cantităţi de material târât, uneori de
nivel catastrofal, pe care le depune într-un con; poate avea un curs temporar sau
permanent şi, de regulă, se formează pe pantele abrupte ale munţilor".
Mai adecvat pare să fie modul de abordare a ravenelor şi torenţilor de către S.A.
Munteanu et al., (1991). Autorul defineşte torentul ca fiind “un curs natural de apă, cu
scurgere intermitentă (mai rar cu scurgere în tot timpul anului) şi cu bazin hidrografic
relativ redus (de ordinul sutelor de hectare sau cel mult al câtorva mii de hectare), cu
pante repezi şi neregulate şi a cărui caracteristică hidrologică principală constă în
faptul că, în urma ploilor mari sau a topirii rapide a zăpezilor, prezintă creşteri bruşte,
violente şi de scurtă durată ale debitului lichid şi solid, creşteri însoţite, în general de
intense fenomene de eroziune, de transport de aluviuni şi de sedimentare”.
Reprezentarea în plan a unui torent, fără precizarea curbelor de nivel, crează
impresia inexistenţei vreunei diferenţe faţă de aceeaşi reprezentare a bazinelor
hidrografice ale unor ravene. Deci, o primă diferenţă apare la nivelul pantei profilului
longitudinal, mult mai accentuată la torenţi. În continuare, autorii discută interdependen-
8
9
-ţa dintre procesul torenţial şi cel erozional, observând că primul îl determină, în anumite
condiţii favorabile, pe cel de-al doilea, iar acesta, la rândul lui, furnizează materialul
aluvionar cu care se încarcă apa, amplificând efectele distructive ale scurgerilor
torenţiale.
Deosebirile semnalate între cele două fenomene sunt:
- fenomenul torenţial caracterizează comportarea faţă de scurgeri a unui curs de
apă luat în ansamblu, adică în limitele bazinului său hidrografic, în timp ce fenomenul
de eroziune caracterizează, în principal comportarea solului sau a rocii faţă de scurgerea
apei;
- fenomenul erozional constă în dizlocarea, antrenarea şi transportul particulelor
de sol sau de rocă de pe o suprafaţă de teren, în timp ce fenomenul torenţial reprezintă o
creştere de debit în reţeaua hidrografică;
- eroziunea se manifestă în mod gradat şi progresiv, în timp ce fenomenul
torenţial se produce brusc, violent, intermitent şi numai în timpul ploilor torenţiale;
- fenomenul de eroziune de suprafaţă nu are nevoie neapărat de existenţa unui
bazin hidrografic, în timp ce fenomenul torenţial, fără forma caracteristică de teren
capabilă să colecteze şi să concentreze apa în reţea, adică de bazinul hidrografic, este de
neconceput.
Formele de relief apărute prin eroziune torenţială sunt denumite, generic,
formaţiuni torenţiale şi în cadrul lor autorii diferenţiază după criterii dimensionale:
- rigole de şiroire (cu adâncimea < 0,2 m);
- şanţuri de şiroire (cu adâncimea < 0,5 m);
- ogaşe (cu adâncimea de 0,5 - 2 m);
- ravene (cu adâncimea de peste 2 m);
Despre ravene se spune că “pot fi izolate sau pot fi părţi componente ale celei
mai complexe formaţiuni torenţiale, care este torentul propriu - zis”.
Torentul include eventual şi pârâul torenţial, care ocupă aceeaşi poziţie ca şi în
cadrul ravenelor. Toate formaţiunile torenţiale, aşa cum au fost definite, se consideră că
nu reprezintă altceva decât stadii delimitate convenţional în cadrul procesului
neîntrerupt de modelare a reliefului terestru prin eroziune, de la forma elementară
(rigola efemeră) până la excavaţiile enorme ce conturează bazinele hidrografice ale
cursurilor de apă.
10
S. A. Munteanu şi colaboratorii (1991) concluzionează că “torentul se dezvoltă
şi evoluează spre forma finală din cadrul morfosculpturii minore, cea mai organizată -
pârâul torenţial; acesta prezintă un bazin hidrografic bine conturat şi face trecerea de la
formaţiunile torenţiale, la cursurile de apă permanente - râurile.”
Formaţiunile torenţiale cu o densitate extremă conferă reliefului aspectul de
pământuri rele (“badlands”).
DEFINIŢII
Terminologia folosită în literatura de specialitate română şi străină cu privire la
eroziunea în adâncime este oarecum complicată, pentru unele noţiuni existând mai multe
denumiri. Astfel eroziunea în adâncime actuală are şi alte denumiri: eroziune
“conformă”, “lineară”, “prin ravene”, “încanelată”, “en rigoles”, “en ravines”, etc. (M.
Moţoc, 1975).
În diferite zone ale lumii, pentru aceleaşi forme de relief, se utilizează mai mulţi
termeni diferiţi atât din punct de vedere etimologic cât şi al înţelesului (nuanţărilor) care
apar uneori chiar în aceeaşi limbă. M. Rădoane et al. (1997) enumeră câteva astfel de
denumiri: în S.U.A., în afară de termenul englez gully se mai utilizează şi arroyo, wash
şi coulée (probabil de origine franceză, pentru ravene foarte mari). Schumm S. A. şi
Hadley R. F. (1957) definesc arroyos ca ravene tăiate (adâncite) în depozite de vale
[valley fills] ce sunt specifice regiunilor semiaride. În Glosarul Institutului Geologic
American (1972) mai sunt precizate următoarele trăsături: “canal sau ravenă cu fund
plat al unui curent efemer sau intermitent, obişnuit cu maluri verticale sau abrupte,
tăiate în materiale neconsolidate” (Harvey et al., 1985, din I. Ioniţă, 1997). În Rusia se
foloseşte termenul de uvrag, în Italia burone sau fosco, în Franţa ravin. În Africa de
Nord este obişnuit termenul de wadi, iar în Africa de Sud cel de donga, în Madagascar
lavaka, în timp ce în India cel de nullah.
Thorne et al. (1986) defineşte ravenele efemere ca fiind veriga lipsă ("the
missing link") între şiroiri şi cursurile permanente.
Mildner (1983) a definit ravenele efemere ca fiind "în mod obişnuit mai mari
decât şiroirile, apar şi reapar în zone depresionare, formând reţele dendritice, dacă nu
cumva un alt model este impus pentru alinierea rândurilor (şiroaielor), şi fiind parţial
11
sau total "şterse" şi umplute prin lucrări normale de pregătire a terenurilor agricole,
fără ajutorul vreunui echipament special".
M. Moţoc (1975) consideră că “prin formaţiunile eroziunii în adâncime se
înţeleg formele de relief negative, cu aspect de şanţ (de la şanţuri în miniatură până la
cele foarte mari) create de apa de scurgere pe terenuri în pantă. Ravena este cea mai
dezvoltată dintre formaţiunile eroziunii în adâncime actuale şi poate proveni dintr-un
ogaş. Adâncimea ravenei depăşeşte 2 - 3m ajungând la zeci de metri, lăţimea atinge
valori de până la 80 - 100 m, iar lungimea de la câteva zeci de metri la câţiva kilometri.
În evoluţia ei ravena se poate stabiliza pe cale naturală. Ravena stabilizată natural, cu
un înveliş pedologic format în tot lungul ei este denumită viroagă”.
M. Moţoc face şi deosebirea între ravenă şi “râpă” (termenul folosit uneori
impropriu în limbajul uzual): “râpa este o formaţiune deosebită, rezultată în urma
surpărilor, alunecărilor şi eroziunii accelerate, care se prezintă ca o ruptură cu un
singur taluz, situată pe malurile reţelei hidrografice vechi, pe malurile ravenelor adânci
sau pe versant (izolată de reţea). Geomorfologii denumesc râpa drept o formă de relief
abruptă, care a luat naştere în urma surpărilor, eroziunii torenţiale sau a altor procese
de sculptare a scoarţei şi deosebesc trei tipuri: râpă de desprindere sau abrupt de
desprindere, râpă de obârşie (creată de eroziunea regresivă şi surpări la vârful ravenei)
şi râpă torenţială sau ravenă; ultimul tip, aşa cum este definit poate să creeze confuzii,
atât din punct de vedere morfogenetic cât şi morfometric.” (M. Moţoc et al., 1975).
Mai mulţi autori români şi străini citează din Glosarul Institutului Geologic
American (1972) următoarea definiţie a unei ravene:
a) O vale foarte mică ca un şanţ pe faţa unui abrupt sau un canal lung şi îngust,
săpat în materiale neconsolidate de apa curgătoare după o ploaie sau la topirea zăpezii.
b) Orice canal de eroziune atât de adânc încât nu poate fi traversat de
autovehicule ori eliminat prin arat, în special unul săpat în sol pe un versant neacoperit.”
Harvey D.M. et al. (1985) consideră că Gregory K.J. şi Walling D.E. în 1973
dau cea mai bună definiţie:
“Caracteristicile generale ale ravenelor, implicit în multe definiţii alternative,
includ faptul că ele deseori au o scurgere efemeră, adesea sunt incizate în materiale
neconsolidate şi pot să aibă secţiunea sub forma de V, când substratul este fin în textură
şi rezistent la tăiere rapidă, de U în materiale precum loessul, unde solul şi subsolul
12
sunt ambele egal susceptibile la eroziune. Ca mărime sunt mai mari decât rigolele, ele
sunt mărginite de maluri înclinate şi vârfurile care au înfăţişare de abrupturi erozionale
şi ele sunt obşnuit atât de adânci încât refacerea este imposibilă cu unelte normale şi ele
nu pot fi traversate de un vehicul sau eliminate prin arătură.”
Harvey M.D. şi colab. (1985) definesc rezumativ ravena ca pe un “canal de
eroziune, relativ adânc, recent format, care apare pe versanţi sau pe fundul văilor acolo
unde, anterior, un canal bine definit nu a existat”.
Definiţia dată în Dicţionarul geomorfologic (Băcăuanu et al., 1974) se
caracterizează de asemenea prin numeroşi termeni calificativi:
"Formă de relief cu aspect de şanţ, care ia naştere pe suprafeţele înclinate,
formate din roci friabile, în urma scurgerii torenţiale. Convenţional se consideră că
ravena prezintă adâncimi de la 2 - 3 m până la câteva zeci de metri. Cei mai mulţi
dintre specialişti definesc ravena ca pe o formă de eroziune torenţială, mai avansată
decât ogaşul, caracterizată printr-un talveg în care apar mici trepte, repezişuri sau
marmite. În interiorul său eroziunea conformă este înlocuită, în mare măsură, de cea
regresivă" (p.147).
Împreună cu Maria Rădoane, I. Ichim, N. Rădoane (1994), I. Ioniţă (1997) şi
Schumm et al. (1984) observăm că aproape fiecare autor care a investigat ravenele a
considerat necesar să ofere o definiţie proprie acestor forme de relief. Existenţa unui
număr mare de definiţii este realmente importantă, pentru că autorii care pornesc de la
definiţii valabile numai pentru anumite condiţii fiziografice (geologie, climă, localizare)
au tendinţa de a identifica mai puţine procese şi mecanisme implicate în dinamica
ravenelor sau de a confunda unele caracteristici morfologice cu stadii evolutive. Faptul
are implicaţii asupra încercărilor de stabilire a unei taxonomii şi face dificilă folosirea
unui limbaj comun. O mare parte din neînţelegeri dispar dacă, într-o abordare sistemică,
considerăm ravenele a fi totalitatea canalelor naturale de scurgere cu secţiune mai mare
de 900 cm2, create prin eroziune liniară de către curenţii concentraţi, în cadrul unui
bazin hidrografic torenţial.
Dimensiunea de 900 cm2 (≈1 square feet) utilizată de unii autori corespunde
numai în anumite cazuri canalelor cu adâncimi de 30 - 50 cm, este arbitrară, se consideră
a fi limita de la care canalele nu mai pot fi astupate prin lucrări normale de pregătire a
terenului pentru culturile agricole şi delimitează ravenele efemere [ephemeral gullies] de
13
ravenele clasice [gullies]. Aceasta corespunde, în clasificările româneşti, trecerii de la
rigole la ogaşe.
În spiritul raţionamentelor lui Martiniuc (1954) subliniem faptul că unele
organisme torenţiale sunt singurele răspunzătoare de evoluţia văilor lor
(corespunzătoare), în absenţa unui curs permanent sau în orice caz în amonte de un
eventual pârâu torenţial (cf. S. A. Munteanu et al., 1991).
Fig. 2.3 “Fuji Yama”, un deal format din materiale prăfoase consolidate
(siltstone), cu versanţii ravenaţi radial, în Flinders Ranges, sudul Australiei
(Twidale, 1996)
Rar se precizează faptul că ravene apar oriunde pe glob, pe aproape orice
substrat litologic, în orice condiţii de climă şi altitudine în care sunt posibile scurgeri
prin curenţi concentraţi. Se pot da ca exemplu ravenele descrise în zone montane, ravene
de câţiva metri şi cu maluri aproximativ verticale, dezvoltate în numai 6 - 7 ani în cenuşe
vulcanice depuse în timpul unei singure erupţii, sau cele din domeniul litoral, în sudul
Australiei. Twidale (1996) descrie unele tipuri de ravene, care se întâlnesc mai rar, cum
ar fi cele dezvoltate radial pe versanţii unui deal asemănător unui aparat vulcanic, numit
“Fuji Yama”, în sudul Australiei (fig.2. 3). Vârsta geologică a depozitelor nu este de
14
multe ori relevantă după cum se poate observa dintr-un alt exemplu al aceluiaşi autor
(fig.2.4).
Fig. 2.4 Ravene dezvoltate în depozite de nisipuri şi argile permiene de
origine glaciară, pe terenuri defrişate, în Peninsula Fleurieu, sudul Australiei
(Twidale, 1996)
La golirea rapidă a unor acumulări puternic colmatate, în apropierea canalului
de golire de fund, se dezvoltă reţele de canale adânci cât grosimea aluviunilor, cu
caractere morfometrice asemănătoare ravenelor apărute în urma unui singur eveniment
pluvial (ex. Acumularea Puşcaşi, 1989 şi ravenele formate în apropierea acumulării
Cuibul Vulturilor în urma precipitaţiilor din 1996). Din păcate, diapozitivele realizate în
1989 la Puşcaşi (bazinul hidrografic Racova) nu au fost prea reuşite din punct de vedere
tehnic (figura 2.5) Vom face totuşi câteva observaţii:
- canalele apărute cu ocazia golirii lacului (canalul principal fiind profilat în
roca de bază odată cu construcţia barajului) se dispun perpendicular pe canalul principal,
deci paralel cu axul barajului;
- pe malul drept grosimea aluviunilor depăşea 1,80 m, iar pe malul stâng era de
circa 1 m;
15
Fig. 2.5. Aspecte din zona canalului de golire de fund al Acumulării Puşcaşi, din anul 1988.
16
Fig. 2.6 Ravene de "discontinuitate", la Laza, în B. H. Racova, 1998
- nu există nici un fel de îndoială în ceea ce priveşte natura acestor canale, deoarece pe
talvegul unuia dintre ele, cel mai apropiat de baraj, pe malul drept, se puteau observa
urme de şenile în argila subjacentă, din timpul construcţiei barajului. În figura 2.6 este
ilustrat un exemplu de ravene semnalate de Kerry Robinson în 1998 pe care autorul le-a
denumit "de discontinuitate" deoarece apar la trecerea peste o zonă de modificare bruscă
a pantei. În acest caz, pragurile morfologice sunt constituite de ceea ce a mai rămas din
fostele terase cu care a fost amenajat terenul agricol. Astfel de "ravene de
discontinuitate" au apărut în multe locuri , în Romania, după anul 1989, mai precis după
aplicarea Legii 18 privitoare la retrocedarea terenurilor agricole pe vechile
amplasamente. Noii proprietari lucrează terenul pe direcţia deal-vale şi eroziunea liniară
este favorizată în acelaşi sens.
Sintetizând câteva materiale bibliografice (Woodburn,1945; Moţoc, 1963;
Bradford & Piest, 1978; Imeson & Kwaad, 1980; Zachar, 1982; Schumm et al., 1984;
Hadley & Walling, 1985; Nordstrom, 1988; Mitchell & Bubenzer, 1989; Poesen &
Govers, 1990 şi alţii), Rădoane et al. (1995) enumeră următoarele caracteristici ale unei
ravene:
17
“- un canal abrupt, incizat, adesea începând cu un vârf (prag) ascuţit sau uşor
rotunjit;
- prezintă mai multe praguri pe fundul (traseul) lor;
- au manifestat sau manifestă înaintare (regresare) rapidă a vârfului;
- secţiunile transversale au formă de “V” în terenuri cu textură fină, rezistente
la tăierea rapidă, şi formă de “U” unde subsolul este mai erodabil;
- scurgerile au caracter efemer;
- pe terenurile exploatate agricol nu pot fi astupate prin operaţii normale de
pregătire a patului germinativ.”
Definiţia bazată pe calificative atât de variate este lipsită de consistenţă (cf.
Schumm et al.,1984). Unii autori văd această situaţie ca provenind din încercarea de a da
un înţeles precis (ştiinţific) unui termen provenit din vorbirea curentă.
Reformulând cele afirmate de Grissinger (1996), considerăm că ravenele sunt
canale naturale de scurgere supradimensionate, încastrate, extensii ale reţelei de
drenaj aflate la limita dintre sistemul fluvial şi versanţi.
III. CLASIFICAREA RAVENELOR Problema clasificării ravenelor nu a căpătat o rezolvare unanim recunoscută
datorită diversităţii de criterii luate în considerare. Majoritatea sunt criterii morfometrice,
cantitative şi calitative, ce includ uneori o doză de arbitrar.
Pe de altă parte, dacă se adaugă şi varietatea mare a condiţiilor naturale ne putem
explica neacceptarea unei “clasificări universale”.
În continuare, se prezintă pe scurt câteva sisteme de clasificare:
a) După adâncime:
În SUA, Bennet H.H. (1939), separă pentru scopuri agricole:
- ravene mici (sub 1 m adâncime);
- ravene medii (1-5 m adâncime);
- ravene adânci (peste 5 m adâncime).
Tot pe considerente de mărime, în Belgia, Poesen şi Govers (1990) clasifică
ravenele în ravene efemere şi ravene de mal. Distincţia între cele două tipuri se face pe
baza dimensiunii critice a secţiunii transversale de circa 1000 cm2. Sub această valoare,
18
ravenele sunt efemere, adică pot fi astupate de lucrările agricole obişnuite. Peste această
valoare, ravenele se păstrează de la un an la altul ca o incizie în sol.
În privinţa ravenelor efemere, apărute în condiţiile organizării scurgerii sub
formă de şiroaie, contribuţii importante sunt aduse, prin aprofundate studii de proces, de
către cercetătorii americani. Astfel, s-au dezvoltat procedee de estimare (programe de
calculator), precum EGEM (Ephemeral Gully Erosion Model) de către Foster J.R. et al.,
1986.
În România, Băloiu V. în 1965 şi în 1975, la cap. V din “Eroziunea solului şi
metodele de combatere” de M. Moţoc et al., grupează formele eroziunii în adâncime
astfel:
- rigole de şiroaie, cu adâncimi de până la 0,50 m;
- ogaşele cu adâncimi între 0,5-2,0 m;
- ravene cu adâncimi de peste 2,0 m:
- ravene puţin adânci, de 2,0-5,0 m;
- ravene adânci, de 5,0-10,0 m şi
- ravene foarte adânci, de peste 10,0 m.
Moţoc M. (1963, 1975) propune următoarea clasificare, în raport cu adâncimea şi suprafaţa de colectare (tabelul 3.1).
Tabelul nr. 3.1
Clasificarea formaţiunilor eroziunii în adâncime după adâncimea şi suprafaţa de colectare (M. Moţoc 1963, 1975)
Tipul de formaţiune Adâncimea medie (m)
Suprafaţa de colectare (ha)
Mică 3 25 Mijlocie 3 - 5 25 - 75
Mare 5 > 75
b) După lungime, V. Băloiu (1980) împarte ravenele în: scurte, cu lungimea de
până la 300 m; ravene lungi (300 - 1000 m); ravene foarte lungi (de peste 1000 m).
c) După stadiul de dezvoltare, V. Băloiu (1980) împarte ravenele în:
- ravene active în stadiu incipient;
- ravene active în stadiu evoluat;
- ravene stabilizate parţial;
19
- ravene stabilizate total.
d) După gradul de torenţialitate, S. A. Munteanu (1991) separă:
- ravene netorenţiale, cu < 4 m3/ha*an eroziune specifică medie;
- ravene mijlociu torenţiale, cu 4 - 32 m3/ha*an eroziune specifică medie;
- ravene excesiv torenţiale, cu > 32 m3/ha*an eroziune specifică medie;
e) După suprafaţa de recepţie, Measnicov M.(1967) separă:
- ravene cu bazine mici (< 10 ha);
- ravene cu bazine mijlocii (10 - 30 ha);
- ravene cu bazine mari (50 - 100 ha);
- ravene cu bazinete foarte mari (corespund bazinelor hidrografice foarte mici).
f) După intensitatea procesului de ravenare, respectiv după creşterea ravenelor în
lungime, Moţoc M. (1975) distinge:
- Ravene cu dezvoltare înceată, ce înaintează cu < 1 m/an;
- Ravene cu dezvoltare mijlocie, ce înaintează cu 1 - 3 m/an;
- Ravene cu dezvoltare puternică, ce înaintează cu peste 3 m/an
g) După poziţia în bazinul hidrografic:
În anul 1966, Brice J.C. finalizează un excelent studiu geomorfologic asupra
ravenelor din bazinul Medicine-Great Plains din sud-vestul statului Nebraska. În acest
bazin de 178.710 ha, dezvoltat pe depozite loessoide, autorul separă trei tipuri de ravene:
de fund de vale, de versant şi ravene de obârşie de vale (valley-head gullies). Ulterior, s-
a admis că ultimele două tipuri sunt în esenţă asemănătoare.
Oricum, această ierarhizare a stat la baza clasificării canalelor incizate, de către
Harvey M.D. et al (1985), în:
- Rigole;
- Ravene:
a) Ravene de versant;
b) Ravene de fund de vale.
- Canale adâncite:
a) Naturale (Arroyos);
b) Albii canalizate.
h) După forma secţiunii transversale s-a conturat o convergenţă spre două clase
principale, în “V” şi “U”, sugerate de Ireland et al (1939).
20
Pe această bază Imeson A.C. şi Kwaad F. J. P. M. (1980), diferenţiază patru tipuri
de ravene, cu exemple fotografice din nordul Marocului şi lângă Maseru Lesotho
(tabelul 3.2).
Nordstrom Kerstin (1988), pornind de la formele de bază ale secţiunii transversale
(“V” şi “U”), deosebeşte mai multe forme intermediare dintre care mai frecventă este
secţiunea trapezoidală (Figura 3.2).
i) După configuraţia în plan: Ireland et. al (1939) disting şase grupe de ravene:
liniare, bulboase, dendritice, reţea (trellis), paralele şi compuse.
O asemenea diferenţiere considerăm că este provocată de ordonarea scurgerii
deoarece vârfurile ravenelor urmăresc liniile cu debitul cel mai important.
j) Clasificarea cea mai des invocată este cea adoptată de Leopold L.B. et al (1956,
1964) care, în funcţie de prezenţa pragurilor în profilul longitudinal împart ravenele în:
continue şi discontinue. Autorii au insistat asupra ultimului tip precizând că un
sistem de ravene discontinue este caracterizat de:
- un prag vertical;
- un canal imediat mai jos de prag, cu adâncimea descrescătoare spre aval;
- un con de dejecţie care apare acolo unde planul fundului ravenei intersectează
pe acela al fundului original de vale, iar malurile ravenei dispar.
Ravenă sub formăde bulb
Ravenă zăbrelită Ravenă paralelă
Ravenăliniară Ravenă dendritică Ravenă compusă Fig. 3.1 Tipologia ravenelor după configuraţia în
plan vârfurile ravenelor urmăresc liniile cu debitul
cel mai important. (Schumm et al., 1984)
Fig. 3.2 Tipuri de secţiuni transversale ale
ravenelor (Nordstrom, 1988)
21
Tabelul nr. 3.2
Tipuri de ravene (după Imeson şi Kwaad, 1980)
Tipul Forma
secţiunii transversale
Poziţia în peisaj Sursa scurgerii Litologia materialelor
1 V
Oriunde, exceptând fundul de vale, unde
scurgerea devine concentrată
Scurgerea superficială
Materiale relativ rezistente la eroziune, orizontul B al solurilor
profunde
2 U Oriunde, cu
excepţia fundului de vale
Scurgerea superficială cu o contribuţie
ocazională a umezirii freatice
Depozite care nu cresc în rezistenţă cu
adâncimea
3 U Obişnuit pe pedimente şi
versanţi domoi
Predomină apa furnizată din surse
subterane, adesea în asociaţie cu piping
Depozite care nu cresc în rezistenţă cu
adâncimea
4 (Arroyos) U Fund de vale Scurgere superficială
şi subterană Depozite aluviale şi de
pantă
Contribuţii interesante privind sistemele de ravene efemere, mai ales din Munţii
Stâncoşi, au fost aduse de Heede H. Burchard (1974, 1975, 1976), după care “O ravenă
continuă începe întotdeauna sus de tot (high up) printr-o reţea de rigole ce se
contopesc. Apoi, curând, ravena atinge o adâncime relativ mare ce se menţine
aproximativ la fel până la gură”. Conform acestei definiţii pe o ravenă continuă nu
întâlnim pragul asociat obârşiei.
În schimb, Heede B.H. (1974, 1975) apreciază că o ravenă discontinuă începe cu
un prag vertical, ce poate fi localizat în orice poziţie pe versantul unui deal.
În lucrarea de faţă s-a optat pentru ultimul criteriu, adaptat la condiţiile Podişului
Moldovei, deoarece, el oferă o imagine mai clară asupra posibilităţilor de interpretare a
proceselor de ravenare.
Deosebirea de fond, în raport cu literatura americană, constă în aceea că o
ravenă continuă începe printr-un prag bine conturat. În mod obişnuit ravenele continue
se întâlnesc mai frecvent pe fundul văilor şi mai rar pe versanţi. Din contră, ravenele
discontinue au o distribuţie inversă şi sunt asociate unor bazine de recepţie destul de
mici (cf. I. Ioniţă, 1997).
22
IV. AMPLOAREA ŞI CONSECINŢELE PROCESELOR EROZIONALE, TORENŢIALE ŞI DE DEGRADARE A TERENULUI
Din suprafaţa totală de 13,4 miliarde hectare a globului pământesc, 35,78 %,
respectiv 4,93 miliarde hectare sunt terenuri neutilizate. Din această suprafaţă 450
milioane hectare sunt afectate de procese de eroziune (Anuarul FAO, Tom 27, 1973, cf.
S. A. Munteanu, 1991).
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
Fig. 4.1 Zonarea eroziunii totale pe terenurile agricole - t/ha/an(după M. Moţoc, 1983)
MAR
EA N
EAG
RĂ
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).
23
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 4.1.
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 4.1).
Tabelul 4.1
Diferenţierea efluenţei aluvionare pe forme de eroziune în România (după M. Moţoc, 1984)
Eroziunea totală Efluenţă aluvionară Forme de eroziune mil. tone %
Coeficient de efluenţă mil. tone %
Eroziune de suprafaţă 61,8 49,0 0,26 16,1 36,2 Eroziune în adâncime 29,8 23,6 0,46 13,8 31,0 Alunecări 15,0 12,0 0,35 5,2 11,6 Eroziune în adâncime şi alunecări în fondul forestier
6,8 5,4 0,40 2,7 5,9
Eroziune 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
Rezultă că eroziunea în suprafaţă participă cu 36 %, eroziunea în adâncime cu 31
%, iar restul de 33 % se datorează combinaţiei alunecări - eroziune în adâncime şi
alunecări în fondul forestier-eroziune de maluri şi albii. De asemenea, reţine atenţia că în
bazinele cultivate cu porumb pe contur (neterasate), din producţia de aluviuni, eroziunii
în suprafaţă îi revine 80 %, iar ravenării 20% (K.E. Saxton et al., 1971 şi R.F. Piest et al.
1975).
CONSECINŢELE DEGRADĂRII TERENULUI PRIN RAVENARE
Consecinţele degradării terenului prin ravenare pot fi privite cel puţin sub două
aspecte:
24
Tabelul 4.2 Importanţa relativă a eroziunii prin ravene efemere (faţă de eroziunea peliculară,
cea prin şiroire sau prin rigole) (după Vandaele & Poesen, 1995)
Localizare Raportul eroziune
prin ravene / rigole, şiroire
Remarci
Athens, Georgia (USA) 0,38 THOMAS & WELCH (1988) Soluri luto-nisipoase, lucrate convenţional, soia, ogor nelucrat în
timpul iernii, 3 ha, pante 5-6% Athens, Georgia (USA) 0,43 THOMAS ET AL. (1986) Soluri luto-nisipoase,
soia două recolte şi grâu, 2-8 ha, pante 6 % Districtul Pottawattamie,
Iowa (USA) 0,25 SCS date de studii nepublicate. Sol pe loess, 8
ha, pante 3-11 % Districtul Boone, Iowa
(USA) 0,24 SCS date de studii nepublicate. Sol pe loess, 8
ha, pante 3-11 % Wiregrass, Alabama (USA) 1,47 Date SCS. Sol din grupa hidrologică A Wiregrass, Alabama (USA) 1,00 Date SCS. Sol din grupa hidrologică B Pentru aceste date rata eroziunii peliculare, prin şiroire şi rigole a fost estimată folosind USLE. Eroziunea
prin ravene efemere a fost estimată prin măsurători de teren şi aerofotograme Treynor, Iowa (USA) 0,53 SPOMER & HJELMFELT (1985). Lucrat terenul în
regim antierozional, porumb continuu pe contur. Sol pe loess, pante abrupte, 43 ha (1972-1983)
Treynor, Iowa (USA) 0,29 SPOMER & HJELMFELT (1985). Lucrat terenul convenţional, porumb continuu pe contur. Sol pe
loess, pante abrupte, 24 ha (1964-1983) Pentru aceste date rata eroziunii peliculare, prin şiroire şi rigole a fost estimată folosind producţia medie de
sedimente şi o rată de livrarea sedimentelor de 0,53. Eroziunea prin ravene efemere a fost estimată prin măsurători de teren şi aerofotograme (după Laflen et al., 1985).
Goodwin Creek, Mississippi (USA)
1,5 GRISSINGER & MURPHEY (1989) Sol pe loess, lucrat convenţional, soia, 1,9 ha (1985-1987).
Pentru aceste date rata eroziunii peliculare, prin şiroire şi rigole a fost estimată folosind producţia de sedimente la ieşirea din bazinul hidrografic. Eroziunea prin ravene efemere a fost estimată prin măsurători de
teren şi aerofotograme Nordul Franţei1 0,85 AUZET, 1988-1989. Mai multe bazine
hidrografice, sol pe loess, pante 3-11 %, lucrat convenţional, culturi de iarnă şi vară, 34 ha
(media) Nordul Franţei1 0,80 AUZET, 1989-1990. Mai multe bazine
hidrografice, sol pe loess, pante 3-11 %, lucrat convenţional, culturi de iarnă şi vară, 34 ha
(media) Belgia Centrală 0,9-1,7 Vandaele & Poesen (1995). Lucrat convenţional,
25 ha. Sol pe loess. Pentru aceste date eroziunea prin şiroire, rigole şi ravene efemere a fost calculată folosind măsurători
volumetrice ale diferitelor forme de eroziune 1Eroziunea în timpul iernii
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), este acela în care unele suprafeţe de teren
25
acoperite într-un timp relativ scurt cu depozite groase uşor erodabile (cenuşe, aluviuni,
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.
RĂSPÂNDIREA RAVENELOR
Prezenţa ravenelor este semnalată încă din a doua parte a secolului XIX în cele
mai diferite colţuri ale lumii. Din motivele arătate mai sus, cu excepţia Statelor Unite şi
ţărilor occidentale dezvoltate, trebuie să ne aşteptăm ca imaginea globală asupra
răspândirii ravenelor să fie, cel puţin pentru moment, denaturată de faptul că acestea
sunt semnalate şi studiate mai mult în regiunile în care ele au un impact social mai
puternic, unde se practică o agricultură subzistenţială.
Se pare că ravenele apar oriunde condiţiile de relief, de climă, de litologie şi
antropice permit apariţia scurgerilor concentrate. După cum loessurile şi pământurile
26
prăfoase (prafuri nisipoase sau argiloase, luturi nisipoase, etc.) sunt cel mai uşor
erodabile, credem că pe o hartă a răspândirii acestor depozite se poate suprapune o hartă
a răspândirii ravenelor. Precizăm că astfel se restrânge, într-o anumită măsură, aria de
răspândire a ravenelor excluzându-le pe cele din regiunile montane care pot apărea pe
orice substrat litologic. Totuşi, mai mulţi autori observă 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. B.
Heede (1980) observă că ravenele sunt forme de relief specifice zonelor aride şi
semiaride.
O prezentare a situaţiei fenomenului de ravenare în diferite zone ale globului
depinde de cantitatea de informaţii disponibilă. De aceea, în cele ce urmează prezentăm
câteva date privind fenomenul de ravenaţie aşa cum au fost preluate din diferite lucrări şi
rapoarte ştiinţifice.
Din Statele Unite cele mai multe informaţii le avem despre ravenele din zona aşa
- numitei “bluff line” care se întinde pe teritoriul mai multor state central - sudice, în
lungul fluviilor Mississippi şi Missouri. Această “linie de râpă” (râpă liniară) corespunde
zonei de extincţie (efilare) a centurii de loess la contactul cu valea fluviului Mississippi.
Din mai multe articole ale lui Grissinger şi Murphey aflăm că în această zonă ravenele
se dezvoltă preponderent în depozite de loess pleistocen şi că adâncimea lor, ca şi a
multor albii ale afluenţilor de pe stânga fluviului Mississippi, este limitată de grosimea
depozitelor de loess, tillitele subiacente fiind mai greu erodabile. Se consideră că această
structură duplicitară (tillite în bază - loess deasupra) are o semnificaţie paleogeografică
mai largă.
Bradford şi Piest îl citează pe Bennet care spunea că în 1939, în Statele Unite
existau 200 milioane de ravene active.
Beer & Johnson, Piest şi Spomer (1976) descriu ravene dezvoltate în depozite de
loess, în Iowa, care contribuiau cu 57,8 t/ha/an la eroziunea totală; în Missouri unele
ravene stabilizate contribuiau cu câte 0,3 t/ha iar altele active cu câte 10,3 -13,5 t/ha).
În Colorado, B. Heede (1974) descria ravene care au regresat cu 6 m/an între
1961 - 1963.
27
Mücher, Imeson şi Kwaad în Olanda, Poesen şi Govers în Belgia au studiat
ravene dezvoltate de asemenea în depozite de loess.
Din Republica Moldova, A. G. Rojkov în 1971 prezintă date privind distribuţia şi
geometria ravenelor iar în anul 1973 asupra intensităţii ravenării din Republica
Moldova. Conform acestui autor ravenele de vale au înaintat în medie cu o rată de 6,36
m/an (din care 70% în perioada iarnă-primăvară) iar cele de versant cu 1,05 m/an,
sezonul vară-toamnă echilibrând contribuţia din cealaltă jumătate a anului.
M.D. Voloşciuk (1978) ajunge la concluzia că, în perioada 1971-1975, ravenele
de versant au regresat în medie cu 1,1 m/an iar cele de fund de vale cu 5.4 m/an (din I.
Ioniţă, 1997).
Haigh (1989) şi Zachar (1982) prezintă date de sinteză privind amploarea
fenomenelor de ravenaţie din diferite zone ale lumii, dintre care amintim:
• În India ravenele afectează 1 % din suprafaţa ţării (3,669 milioane ha). Multe
ravene în Câmpia Gangelui depăşesc 60 - 80 m adâncime.
• Platoul de loess al Chinei cu o suprafaţă de 430.000 km2 este afectat de ravene
pe o suprafaţă de 237.000 km2 fiind zona cu cele mai serioase probleme de eroziune din
lume (Hanxiong, 1989).
• În Pakistan, 36 % din suprafaţa agricolă este afectată de ravene; în provincia
Punjab situaţia este cea mai gravă. Platoul Pothwar (1,8 milioane ha), acoperit cu o
manta groasă de loess, este extrem de susceptibil la eroziune. Din această suprafaţă, 60
% este acoperită de ravene şi doar 1/3 din potenţialul productiv al solului este utilizat
(Haigh, 1989).
• În Lesotho, ţară africană de numai 30.000 km2, 20.000 - 30.000 de ravene mari
ocupă 4 % din terenul arabil al ţării (Wenner, 1989).
Maria Rădoane et al. în 1992 şi 1995, prin inventarierea unui număr de peste
9000 de ravene, realizează o hartă a densităţii ravenelor (figura 7). 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);
28
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 4. 2. Distribuţia ravenelor în Podişul Moldovenesc – între Siret şi Prut
(După Maria Rădoane, Rădoane N., Ichim I, 1992 şi 1995)
29
- 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.
Deoarece, cu deosebită amabilitate, autorii ne-au pus la dispoziţie datele primare
de inventariere, am digitizat toate punctele de pe grila cu ochiuri de câte 1 km2, conform
claselor în care au fost împărţite, în vederea utilizării ulterioare, pentru consideraţii de
altă natură, a acestor informaţii. Figura 6 nu aduce nimic nou faţă de harta originală; ea
reprezintă numai un alt mod de prezentare a rezultatelor colectivului de la Staţiunea
“Stejarul” Piatra Neamţ.
Pentru a nu ne crea o imagine deformată asupra amplorii fenomenelor de
ravenaţie din Podişul Moldovei, datele originale ale autorilor menţionaţi au fost
reprezentate în figura 7 prin simboluri pătrate la scara hărţii ce corespund la câte 1 km2
pe teren. Chiar şi aşa înseamnă că suprafaţa ocupată efectiv de ravene este mult mai
mică (≈ 5500 hectare).
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 mil. m3. Dacă acest volum este transformat în strat de sol şi rocă şi se
repartizează uniform pe suprafaţa teritoriului studiat rezultă o grosime de 10,9 mm de
material. Comentând mai departe aceste date, se poate aprecia că volumul de material
excavat de către ravenele din întregul Podiş Moldovenesc este comparabil cu de circa
şase ori volumul de apă stocat în Acumularea Soleşti, sau, aproximativ volumul de
material excavat pentru formarea bazinului unei mici văi cum este de exemplu valea
Roşcani (NV de municipiul Bârlad, 7 km≈ 2 suprafaţa bazinului).
Cea mai substanţială apreciere calitativă asupra ponderii eroziunii liniare în
bilanţul proceselor geomorfologice din zona sudică aparţine lui Ioan Hârjoabă (1968)
care o consideră “unul dintre fenomenele geomorfologice cele mai caracteristice pentru
Colinele Tutovei, revenindu-i cel mai important rol în evoluţia actuală a acestei
regiuni”.
30
31
V. CARACTERISTICI ALE BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
Bazinele hidrografice torenţiale sunt bazine hidrografice în care s-a produs un
dezechilibru hidrologic avansat, între precipitaţiile căzute şi cantitatea de apă care se
scurge în unitatea de timp pe versanţi şi pe reţeaua hidrografică, cu consecinţe grave
asupra (distrugerii) stratelor superficiale erodabile şi transportului de aluviuni.
Dezechilibrul s-a produs între acţiunea factorilor care produc procesele de denudare şi
cei care se opun acestora (S. A. Munteanu et al., 1991).
În cadrul bazinelor hidrografice torenţiale, mai multe fenomene concură la
degradarea terenului, dar caracteristica acestor bazine o constituie fenomenul hidrologic
de creştere subită, violentă şi de scurtă durată, a debitului lichid şi solid din reţeaua
hidrografică, ca urmare a căderii unor precipitaţii ce depăşesc o anumită limită (de
torenţialitate), într-un interval de timp scurt. Fenomenul este cunoscut sub numele de
proces torenţial sau de viitură torenţială. Se cuantifică măsura în care bazinele torenţiale
se deosebesc de bazinele hidrografice fluviale sensu stricto prin gradul de torenţializare,
exprimat prin coeficienţi de torenţialitate.
CONSIDERAŢII GENERALE PRIVIND EROZIUNEA SOLULUI
Comparând viteza de formare a solului, în medie, în diferite condiţii naturale, de
circa 1m3/ha*an cu viteza cu care acesta este îndepărtat de către agenţii erozionali, se
poate estima intensitatea procesului de eroziune. Astfel, eroziunea pluvială poate fi
accelerată şi lentă sau tolerabilă. Diferiţi autori (R. M. Smith, W. L. Staney, 1964 din
Munteanu et al., 1991) au stabilit limite de toleranţă ale eroziunii la valori de 0,2 - 14,8
t/ha*an, valabile în anumite condiţii.
MORFOLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
Părţile morfologice componente ale unui bazin hidrografic torenţial sunt: bazinul
de recepţie, reţeaua hidrografică şi conul de dejecţie (agestru). Se observă că aceste
părţi componente sunt aproximativ aceleaşi ca în cazul cursurilor permanente.
Particularităţi morfologice apar totuşi la nivelul fiecăreia dintre ele şi sunt dictate de
regimul hidrologic.
32
Reţeaua hidrografică a bazinelor torenţiale, spre deosebire de cea a bazinelor
netorenţiale este mai puternic afectată de apele de viitură. C. C. Park şi K. J.
Gregory,(1975) descriu drept ravenă [gully], canalul unui pârâu din comitatul Devon
[Devonshire] care în urmă cu circa 35 de ani avea secţiunea de 2 - 3 m2, dar odată cu
construirea unui drum în apropiere şi deversarea apelor unor drenuri în albia pârâului,
acesta a fost transformat în ravenă. Autorii au deci viziunea că un pârâu obişnuit a cărui
albie este puternic deformată, pe termen lung, de debite neobişnuit de mari poate căpăta
aspectul unei ravene. Devreme ce există ravene “cu fund umed” sau în orice caz ravene
cu pârâu torenţial, înseamnă că în anumite situaţii are loc transformarea reversibilă a
unui curs permanent într-o ravenă, şi / sau invers.
Profilul longitudinal al organismelor torenţiale prezintă pante mari (5 - 10 - 20
%) şi neregulate. Aşa numitelor “nick points” din cazul râurilor, le corespund în cazul
ravenelor pragurile, cu un rol mult mai important.
Conul aluvial (de dejecţie), inexistent sau prezent numai în stare fosilă (acoperit
de ape) la râuri, este o componentă de bază a formaţiunilor torenţiale.
MICRORELIEFUL BAZINELOR TORENŢIALE
Eroziunea de suprafaţă are ca rezultat îndepărtarea în diferite proporţii a
învelişului de sol fertil, recent, fără a da naştere unor forme de relief spectaculoase.
Figura. 4.1 Reprezentare schematică a solurilor după gradul de eroziune (după C. Traci, 1989).
e0
Sol neerodat e1
Sol moderat erodat
e2
Sol puternic erodat
e3
Sol foarte puternic erodat
e4
Sol excesiv erodat
(I) (II) (I) (II) (I) (II) (I) (II) (I) (II) Am Am Au Au Am Ao Ao Au Am;Au;A
o
Ao (El;Ea) AB AB AB
Ao (EB; El
Ao (EB; El Ao (EB; El
Ac E+B) Ac E+B) Ac E+B) Ac B Ac B Ac B Ac B C;
Cca Cpr;Rrz
C;Cca; Cpr Rrz (C)
C; Cca Cpr;Rrz
C;Cca; Cpr Rrz
(C)
C; Cca Cpr;Rr
z
C;Cca; Cpr Rrz (C)
C; Cca Cpr;R
rz
C;Cca; Cpr Rrz (C)
C; Cca Cpr;R
rz
C;Cca; Cpr Rrz (C)
33
Prin îndepărtarea parţială a solului are loc scăderea fertilităţii (productivităţii)
solului. De aceea s-a impus necesitatea alcătuirii unei clasificări a solurilor după gradul
de eroziune. În figura 4.1 prezentăm schematic o clasificare a solurilor cu eroziune de
suprafaţă.
Dacă prin eroziune stratul de sol fertil este înlăturat în totalitate, apare la zi
relieful superficial al rocii mamă. În cazul solurilor numite scheletice datorită
conţinutului lor mare în fragmente de roci, prin înlăturarea treptată a particulelor fine,
poate apărea un microrelief al fragmentelor “scheletice” sau al aflorimentelor rocii de
bază.
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
34
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
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
35
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.
MORFOMETRIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
În definitiv, toate noţiunile utilizate în analizele morfometrice ale bazinelor
hidrografice ale cursurilor permanente sunt valabile şi pentru bazinele torenţiale. În acest
sens lucrarea de sinteză “Morfologia şi dinamica albiilor de râuri” de I. Ichim et al.
(1989) este de referinţă.
În vederea realizării unor modele matematice privind morfologia şi dinamica
ravenelor, necesităţile impuse de analiza statistică precum şi determinările morfometrice
practice pe teren, au făcut ca fiecare autor, începând din 1939 (Beer & Johnson,
Thompson, Seginer, Bradford, etc., şi în România colectivul Staţiunii ”Stejarul” - Piatra
Neamţ precum şi I. Ioniţă de la Staţiunea Perieni), să utilizeze variabile morfometrice
specifice.
S. A. Munteanu (1991) consideră că a particularizat la domeniul bazinelor
hidrografice torenţiale, pentru prima oară (în 1956) în literatura de specialitate română,
unele noţiuni de morfometrie ca: suprafaţa, coeficientul de alungire a cumpenei
topografice, panta medie a bazinului, densitatea reţelei hidrografice şi indicele de
concavitate al profilului longitudinal al albiei.
O primă noţiune des utilizată în analiza bazinelor torenţiale este cea de bazin
hidrografic aferent unui punct considerat. Prin aceasta se înţelege suprafaţa drenată de
torent până la punctul respectiv şi reprezintă una din variabilele cu influenţa cea mai
semnificativă asupra ritmului de înaintare (regresare) a ravenelor.
Alte variabile morfometrice importante în studiul bazinelor hidrografice
torenţiale sunt:
1) Lungimea bazinului. În funcţie de scopurile urmărite se pot determina
lungimea maximă şi cea medie a bazinului. Lungimea maximă a bazinului dă indicaţii
asupra mărimii bazinului şi serveşte la calculul timpului de concentrare a scurgerii în
bazin. Lungimea medie a bazinului se poate determina prin mai multe metode şi este
36
importantă pe plan metodologic fiind utilizată pentru efectuarea unor studii comparative
între bazine, cât şi pentru stabilirea unor legi de distribuţie ale parametrilor morfome-
trici.
2) Forma bazinului. Cuantificarea formei perimetrului bazinului hidrografic în
general şi în special a celui torenţial, prezintă o importanţă deosebită deoarece de această
formă depinde modul de concentrare a scurgerilor. În infinitatea de forme pe care le
poate avea conturul unui bazin hidrografic, mai mult sau mai puţin rotunjite, mai mult
sau mai puţin circumscrise sau înscrise unui cerc sau unei elipse, s-a încercat exprimarea
acestor forme prin atribute calitative sau simplificarea modului de exprimare cantitativă.
S. A. Munteanu (1956) a propus câteva exprimări calitative idealizate (figura
4.2), considerate tipice pentru ţara noastră, respectiv: a) bazine concentrate la partea
superioară (pară cu coada în jos); b) bazine alungite la care canalul de scurgere străbate
aproximativ întregul bazin, iar perimetrul are forma unei elipse alungite pe direcţia lui;
c) bazine circulare constituite dintr-o enormă excavaţie asemănătoare unei căldări, cu
reţeaua hidrografică dispusă radial şi cu canal de scurgere (transport) foarte scurt; d)
bazine în formă de ciupercă care sunt doar o variantă a primului “tip”, întâlnită în cazul
rocilor dure. Viiturile produse în bazinele “circulare” sunt mai violente şi mai scurte,
eroziunea este mai accentuată, iar transportul de aluviuni mai intens, comparativ cu
fenomenele similare din cadrul bazinelor de alte forme.
Exprimările de mai sus sunt pur calitative şi încărcate cu un mare grad de
a) b) c) d) Fig. 4.2 Forme în plan caracteristice bazinelor hidrografice torenţiale
(S. A. Munteanu, 1956)
37
subiectivism. De aceea, în practică se încearcă exprimări cantitative prin compararea
formei în plan a bazinului studiat cu o figură geometrică de referinţă. Deoarece forma
circulară este cea mai “favorabilă” dezvoltării viiturilor torenţiale, s-a ales cercul ca
figură de referinţă, deşi în natură nici un bazin nu poate fi riguros încadrat într-un cerc şi
că, mai mult decât atât, se pare că nici nu există tendinţa ca bazinele hidrografice să
evolueze spre o asemenea formă (R. J. Chorley, 1957).
Prin raportarea perimetrului unui bazin real (Pb) la perimetrul unui bazin circular
(Pc) cu aceeaşi suprafaţă, se obţine aşa-numitul coeficient al lui Gravelius:
GrPbPc
PbF
PbF
= =⋅
≅2
0 282π
, ,
în care F este suprafaţa bazinului.
Valoarea coeficientului lui Gravelius poate varia între 1 pentru un cerc şi 1,128
pentru un pătrat, ceea ce înseamnă că bazinele cu acest coeficient cuprins între 1 şi 1,128
pot fi considerate rotunde, iar cele cu Gr>1,128, alungite. I. Clinciu (1983) propune
următoarea clasificare a bazinelor în funcţie de valoarea coeficientului lui Gravelius:
- bazine puţin alungite (1,128<Gr<1,20);
- bazine moderat alungite (1,20<Gr<1,30);
- bazine puternic alungite (1,30<Gr<1,50);
- bazine foarte puternic alungite (Gr>1,50).
3) Altitudinea bazinului. Determinarea altitudinii medii a bazinului poate fi o
operaţie laborioasă pentru bazinele mari, dar este utilizată ca variabilă independentă în
unele corelaţii şi posedă semnificaţii hidrologice foarte cuprinzătoare. Altitudinea medie
a bazinului se poate determina cu ajutorul formulei:
HmedFi i
Hi Hi
Fi i=
+ ⋅+ +
+
∑∑
,
,
11
21
O formulă expeditivă pentru bazine mici este:
HmedH H
=+min max2
38
4) Înălţimea bazinului este o valoare utilă în estimarea energiei potenţiale.
Înălţimea maximă, aşa cum este definită de S. A. Munteanu (1979), nu este altceva
decât relieful (energia de relief):
Rmax = Hmax - Hmin
Înălţimea medie a bazinului este: Rmax = Hmax - Hmin şi se poate calcula şi cu
ajutorul curbei hipsografice.
5) Panta bazinului condiţionează declanşarea şi dezvoltarea fenomenelor
torenţiale şi stă la baza stabilirii unor elemente de proiectare a lucrărilor de amenajare.
Variabila pantă interesează sub mai multe aspecte. Astfel, se deosebesc: panta medie a
întregului bazin, panta bazinului într-un anumit punct, panta medie a suprafeţei dintre
două curbe de nivel, şi panta medie a unui versant.
5) Lungimea versanţilor, este un element indicator al fragmentării reliefului şi
interesează sub trei aspecte: lungimea maximă a versanţilor din bazin, reprezentată de
cea mai mare dintre lungimile versanţilor componenţi, lungimea medie a versanţilor
care se stabileşte în mod diferenţiat în funcţie de configuraţia reţelei hidrografice şi
lungimea de calcul a versanţilor. Aceasta din urmă prezintă semnificaţii hidrologice şi
reprezintă lungimea de versant care împreună cu albia principală a bazinului determină
timpul mediu de concentrare a scurgerii în bazin.
MORFOMETRIA REŢELELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
Sistemele de ierarhizare a reţelelor hidrografice utilizate în cazul cursurilor
permanente prezintă aceeaşi valabilitate şi importanţă şi în studiul reţelelor torenţiale.
Sistemele lui Gravelius (1914), Horton (1945), Panov (1948), Strahler (1956),
Scheidegger (1960) sau Shreve (1966) au fost utilizate de către mai mulţi autori români
(I. Clinciu, 1983; N. Lazăr, 1984; M. Rădoane şi I. Ichim, 1987, etc.) în studiul legilor
de variaţie ale unor parametri ai bazinetelor ce compun unele bazine hidrografice
torenţiale sau cu ocazia analizei efluenţei aluvionare condiţionată de ordinul reţelei
hidrografice. Reţelele hidrografice torenţiale sunt mult mai simple decât cele fluviatile
din punct de vedere al numărului de bazine de un anumit ordin. Ele conţin rar bazinete
de ordin mai mare decât 3 (în sistem Strahler, de exemplu). Heede (1980) comparând
reţelele bazinelor torenţiale cu cele ale cursurilor permanente ajunge la concluzia că,
dacă la râuri cursurile de ordinul 1 şi 2 au o pondere de cel mult 30 %, în cazul ravenelor
39
acestea ocupă 70 - 90 %. Aceasta înseamnă, după părerea autorului, că albiile ravenelor
au o capacitate de transport mult mai scăzută decât râurile.
Câteva variabile mai importante ale reţelelor torenţiale sunt: lungimea reţelei
hidrografice, densitatea acesteia, lungimea şi panta albiei principale, forma talvegului,
distanţa dintre vârful ravenelor şi cumpăna apelor, etc. Legat de primele două variabile
(lungimea şi densitatea) amintim câteva dintre problemele specifice cursurilor de ordin
mic care îngreuează studiul ravenelor cu ajutorul materialelor cartografice clasice (hărţi
topografice, planuri restituite fotogrammetric, etc.). Metodele folosite în mod curent
pentru identificarea şi trasarea reţelelor de ordinul 1 pe hărţi topografice sunt: 1) traseul
cursului de apă imprimat printr-o linie continuă sau întreruptă; 2) inflexiunile curbelor
de nivel, care semnifică forma negativă ce asigură curgerea concentrată (“metoda
Strahler” sau a inflexiunilor de contur); 3) criteriul pantei sau metoda Shreve. Werrity
(1972) arată că în cazul utilizării metodei Strahler, chiar pe hărţi la scară mare, în
privinţa numărului de reţele de ordinul 1, se înregistrează erori între 1 - 29 %. Autorul
semnalează trei surse de erori:
- omiterea de pe hartă a unui segment exterior;
- o deplasare spre amonte sau aval a izvorului (punctul de începere al unui
segment exterior), ceea ce cauzează variaţii artificiale ale lungimii acestor segmente;
- includerea unui segment care nu se verifică în teren.
Ichim et al.(1989) precum şi Munteanu et al. (1991) recomandă utilizarea hărţilor
la scară mai mare decât 1 : 25.000 şi un control de teren. Putem afirma, din propria
experienţă, că fie şi la utilizarea numai a hărţilor în scara 1 : 5.000 în studiul ravenelor
pot apărea erori chiar mai mari de 30 % la trasarea izvorului (exemplu ravena Roşcani)
În ce priveşte forma talvegului, deşi adoptăm punctul de vedere al lui Kirkby
(1969, 1971) conform căruia indiferent de forma iniţială, profilul longitudinal al unui
talveg sau profilul transversal al unui versant modelat de ravene şi alunecări de teren,
evoluează spre o formă de echilibru concavă, prezentăm în figura 4.3 “principalele
forme ale talvegului unui torent” după Munteanu (1956). Deşi descriptivă abordarea este
oarecum similară şi, de altfel, autorul este de acord în principiu cu această idee.
Pentru a cuantifica forma talvegului autorul face apel la un indice de
“concavitate” al talvegului n F Fs i= , unde Fs şi Fi sunt suprafeţele de deasupra şi
40
respectiv dedesubtul talvegului. Ca şi la Kirkby n reprezintă un fel de balanţă a
vectorilor care tind să erodeze şi a celor rezistenţi.
Studiile lui Lazăr (1984) din bazinul Sebeşului conform cărora macroforma
profilelor longitudinale ale albiilor principale raportate în valori relative poate fi descrisă
prin intermediul unei ecuaţii de forma h a l b= ⋅ , în care h reprezintă cota relativă a
unui punct de pe profil, iar l distanţa relativă a punctului faţă de originea profilului,
confirmă idea enunţată.
TIPOLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
Există încercări de stabilire a unor tipuri de bazine hidrografice torenţiale pe plan
internaţional, dar şi contribuţii româneşti remarcabile în acest sens.
Clasificarea calitativă a bazinelor hidrografice torenţiale
Margaropoulos (din Munteanu et al, 1991) a propus o metodologie de clasificare
calitativă a bazinelor torenţiale bazată pe determinarea factorilor care condiţionează
potenţialul de eroziune (PT) al acestor bazine. Factorii avuţi în vedere au fost:
• Factori generali, care includ:
- factorul ecologic sau climatic general;
- factorul geologic;
- factorul fitogeografic.
• Factori locali:
- factorul climatic (K);
- factorul topografic (T);
- factorul vegetal şi al folosinţei terenurilor (V);
- factorul litologic (L).
• Factorii acţiunii rezultante, constau din:
- factorul debit (D);
- factorul de acţiune a forţelor de ablaţie (A), cu subdiviziunile:
- eroziune de suprafaţă (ER1);
- eroziune în adâncime (ER2);
- alunecări de teren (GL);
- surpări, prăbuşiri, etc. (EB);
41
Pentru fiecare factor au fost stabilite scări de variaţie, după cum urmează: pentru
factorul climatic (K), 5 clase în funcţie de indicele pluviometric stabilit printr-o formulă
de Emberger; pentru T 10 clase cu două subclase (de “formă” şi de “relief”); pentru V 7
clase; pentru L 8 clase în funcţie de 4 tipuri de roci ale bazinului şi de o serie de indici ai
rezistenţei la eroziune; pentru D 4 clase , subdivizate în subclase.
Toţi aceşti factori au fost reuniţi într-o formulă de clasificare calitativă:
PT fKi Ti Vi Li
D A= ⋅
⋅ ⋅ ⋅⋅
Varianta românească a acestei clasificări “internaţionale”, întocmită pe baza
studierii unui număr de 30 bazine torenţiale, mai detaliată, este considerată de către
autori (I. Voiculescu, S. A. Munteanu, A. Apostol) ca fiind una din cele mai importante
pe plan european. În această variantă s-a pornit de la idea că potenţialul torenţial poate fi
redat prin patru caracteristici globale principale ale sale:
c o n c a vă re c tilin ie
c o n v e xă (fa lia tă ) în g h ir la n dă
F s F s
F sF s
F i
F iF i
F i
n > 1
n < 1 n > 1
n = 1
Fig. 4.3 Principalele forme ale talvegului unui torent (S. A. Munteanu, 1956)
- caracteristica hidrologică, exprimată prin debitul lichid;
- caracteristica de transport, exprimată prin debitul solid;
- caracteristica erozivă, exprimată prin cantitatea de pământ vegetal spălat şi prin
mărimea suprafeţei erodate din bazin;
42
- caracteristica deplasărilor în masă, exprimată prin suprafaţa terenurilor aflate
în curs de alunecare, surpare, etc.
Clasificarea cantitativă a bazinelor hidrografice torenţiale
În vederea realizării unei clasificări cantitative, aplicabilă în practică, s-au ales,
într-o variantă restrânsă, două criterii pe baza cărora să se exprime primele două
caracteristici de mai sus şi anume: pentru caracteristica hidrologică s-a ales criteriul
debitului lichid, iar pentru caracteristica de transport, debitul solid. Pe baza criteriului
debitului lichid s-au definit (R. Gaspar, 1970) şi se calculează aşa-numiţii coeficienţi de
torenţialitate:
KtorQp
Qe p=
%, % ,
în care: Ktor este coeficientul de torenţialitate, Qp% este debitul maxim cu o
anumită probabilitate într-un bazin real, iar Qe,p% este debitul maxim cu aceeaşi
probabilitate într-un bazin etalon. Prin bazin etalon se înţelege bazinul hidrografic care
în condiţii obişnuite are coeficientul de torenţialitate cel mai mare. Pentru a se utiliza un
limbaj comun pe plan internaţional, s-a recomandat (R. Gaspar, 1972) folosirea aceleiaşi
metode de calcul a debitului maxim lichid şi anume metoda ploii limită. Prin ploaie
limită se înţelege ploaia a cărei durată eficace (în care se produc scurgeri) este egală cu
timpul de concentrare a scurgerii în bazin. Debitul lichid maxim de probabilitate p%,
atât pentru bazinul real cât şi pentru cel etalon se calculează cu formula:
Qp% sau ( Qe,p%) = ⋅ ⋅0 167. S in (m3/s)
în care: S este suprafaţa bazinului hidrografic (ha); in - intensitatea netă a ploii
limită (mm/min).
Pentru cea de-a doua caracteristică a “potenţialului torenţial” - caracteristica de
transport, exprimată prin debitul solid - s-a propus tot un criteriu adimensional analog
coeficientului de torenţialitate, şi anume coeficientul de denudaţie sau coeficientul de
transport (Ke):
Keqs
qe s=
, , în care qs este debitul solid mediu al bazinului studiat, iar qe,s este
debitul solid mediu în bazinul etalon.
43
HIDROLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
Ploi torenţiale. 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:
it ≥ 0,254 + 5,08*t-1,
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,
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.
44
Un alt indicator, considerat mai bun, al agresivităţii pluviale îl constituie produsul
dintre energia cinetică şi intensitatea medie pe 30 minute este Iw:
Iw = E * i
(W. H. Wischmeier et al.,1958)
După Stănescu P. ş. a., (1969) agresivitatea pluvială poate fi estimată cu ajutorul
următorilor indicatori:
I1 = P * i15
I2 = P * i30
I3 = i15 * Σ Pk * ik
I4 = i30 * Σ 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, o ploaie poate fi considerată torenţială dacă intensitatea ei
egalează sau depăşeşte valorile din tabelul 4.1.
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:
i = a * Tb;
45
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. 4.1
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.
46
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). 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.
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. 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:
- 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
47
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). 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. 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.
Infiltraţia apei în sol, scurgerea de suprafaţă, rolul debitului lichid maxim de
viitură, eroziunea şi transportul de aluviuni ar putea constitui fiecare câte un capitol
important într-o lucrare care se ocupă de fenomenele de ravenaţie. Ele se găsesc însă
descrise pe larg în literatura de specialitate românească.
48
VI. ANALIZA SISTEMICĂ A BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE
Analiza structuralist - sistemică aplicată studiului ravenelor
Cunoştinţele privind natura şi dezvoltarea ravenelor urmează calea generală a
cunoaşterii umane: de la singular, trecând prin particular la general.
În literatura de specialitate, chiar şi în prezent, nenumărate articole şi rapoarte
analizează cazuri singulare.
Pentru a aborda problema ravenelor la un nivel superior de cunoaştere, de genera-
litate, depăşind stadiile de singularitate şi particularitate a fost necesară adoptarea unui
model, un concept de ansamblu: sistemul.
Pornind de la studiul sistemelor cu autoreglare din domeniile automaticii şi tele-
comunicaţiilor, de la cercetări în biologie, abordarea sistemică a ajuns a fi folosită în
domenii foarte depărtate de acestea, ca de exemplu în teoria fluxurilor de transport şi
comanda lor, în economie, în ştiinţa conducerii societăţii pe bază informaţional-
decizională, etc.
Abordarea sistemică în studiul pământurilor a fost sugerată în Rusia de M. N.
Goldstein, în 1973.
În România C. Marinescu a avut în 1977 o tentativă de abordare sistemică a
studiului stabilităţii versanţilor şi taluzurilor, folosind o parte din conceptele proprii
teoriei sistemelor şi anume numai cele care se regăsesc în fenomenele specifice (figura
6.1).
În 1989 I. Ichim et al. a arătat unul din modurile în care teoria sistemelor
împreună cu conceptele de holon şi holarhie, ca şi cele entropice, pot fi aplicate la
studiul morfologiei şi dinamicii albilor de râuri. Ravenele situându-se în zona cursurilor
de ordin mic (1, 2, 3, etc.), conceptele utilizate în cazul râurilor li se pot aplica în acelaşi
sens.
În morfologia ravenelor, mai precis a malurilor, deplasările în masă (nu neapărat
sub forma alunecărilor de teren) au o pondere mai mare decât în cazul râurilor.
Aceasta ne conduce la ideea că teoria sistemelor poate fi aplicată studiului
ravenelor şi într-o manieră oarecum diferită de cea a lui R. J. Chorley şi B. Kennedy
(1971), acordând o mai mare atenţie sistemului eforturilor şi deformaţiilor.
49
Fact
ori h
idro
-m
eteo
rolo
gici
Fact
ori
biot
ici
Fact
ori
antr
opog
eni
Fact
ori
mec
anic
ina
tura
li
Alţi
fact
ori
cauz
ali
SUBSISTEMUL
STĂRII DE REZISTENŢĂ
A TERENULUI
INTER-ACŢIUNI
SUBSISTEMULSTĂRII DE EFORTURIUNITARE ŞI DEFORMAŢII
ÎN TEREN
EFECTE
ASUPRA REZISTENŢEI
A TERENULUI
INTER-ACŢIUNI
EFECTEASUPRA EFORTURILOR
DEFORMAŢIILORÎN TEREN
RĂ
SPU
NSU
RI A
LE
SIST
EMU
LUI
RĂ
SPU
NSU
RI A
LE
SUB
SIST
EMEL
OR
ELEM
ENTE
FIZ
ICE
ALE
SIS
TEM
ULU
IST
RU
CTU
RA
LEFA
CTO
RI C
AU
ZALI
(INTR
ĂR
I)
τr τe
τeτrK=
K > 1 K = 1 K < 1Zone
stabileZone în
stare limităZone
instabile
CU
TIA
NEA
GRĂ
(BLA
CK
BO
X)
UNITARE ŞI
Fig. 6.1 Schema de principiu a conceptului de sistem aplicat la studiul stabilităţii
versanţilor (C. Marinescu, 1988)
50
A
B
C
Fig. 6.2 Diagrame ce arată caracterul sistemelor în cascadă şi intersecţia lor pen-
tru a forma sisteme proces - răspuns (Chorley şi Kennedy, 1971)
Terenul aferent unui bazin hidrografic poate fi asimilat unui corp (spaţiu de stare)
a cărui stare de rezistenţă (tensională) este modificată dinamic de “factorii deviatori”
care pot fi scurgerile concentrate. În acest caz, considerând pământul ca sistem,
parametrii ce îi caracterizează fiecare proprietate au două componente, una funcţională
şi una statistică, ce pot fi exprimate cu relaţia:
v = f(x, y, z) + ξ
în care: v este valoarea unei proprietăţi cercetate; x, y, z - coordonate; f(x, y, z) -
componenta funcţională (legică); ξ - componenta statistică (abatere întâmplătoare inde-
pendentă de coordonate).
51
Raportul dintre componentele legice şi cele întâmplătoare apare în comportarea
sistemului sub forma unei intensităţi mai mari sau mai mici a abaterilor parazitare, care
sunt cu atât mai considerabile cu cât este mai mare rolul componentei întâmplătoare.
Sistemul geomorfologic fluvial, sau cazul său particular sistemul geomorfologic
torenţial, suprapus pe un bazin hidrografic, este uşor de delimitat şi de identificat. Ast-
fel, cumpăna de ape delimitează sistemul geomorfologic, iar întregul câmp de flux de
materie şi energie direcţionat gravitaţional şi influenţat întotdeauna de starea din aval -
nivelul de bază - a sistemului, constituie sistemul în cascadă. Fluxul de materie şi
energie cauzat de transferul tangenţial al energie solare este semnificativ la nivel re-
gional şi este dat de mişcările maselor de aer, cu proprietăţile lor de umiditate, tem-
peratură, viteză de mişcare, care traversează sistemul geomorfologic fluvial, lăsându-şi
amprenta într-un anumit tip de modelare a reliefului. Majoritatea proprietăţilor maselor
de aer cu efect asupra sistemului geomorfologic fluvial sunt preluate la nivelul regimului
scurgerii lichide.
Se poate face diferenţa între un sistem geomorfologic fluvial şi unul torenţial
având în vedere gradul de torenţializare al bazinului hidrografic, exprimat prin coefi-
cienţi de torenţialitate (S. A. Munteanu et al., 1991). Pentru ambele sunt relevante mai
multe categorii de subsisteme:
Subsistemul morfologic redă relaţiile dintre forme şi variabilele morfologice, res-
pectiv componentele şi / sau atributele sistemelor naturale ale suprafeţei terestre, ce se
pot denumi cu termenul generic de morfometrie. Variabilele morfometrice (morfologice)
au caracter descriptiv şi sunt utile pentru identificarea sistemelor şi stabilirea relaţiilor
(corelaţiilor) dintre componentele acestora. Exemple de subsisteme morfologice sunt:
morfometria bazinului hidrografic, morfometria versanţilor, geometria hidraulică a
albiilor, etc.
Subsistemul în cascadă este “un traseu interconectat la transportul de materie şi
energie sau amândouă, împreună cu stocajele de energie şi materie pe care le poate
solicita sistemul” (Huggett, 1985) ale cărui componente asigură circuitul de materie şi
energie cu stocajele corespunzătoare, solicitate de către sistem.
A - un sistem morfologic ce conţine două subsisteme compuse din 8 variabile
morfologice (R1, S1, M1, M1x, R2, S2, M2, M2
x) legate pentru a forma o structură de
corelaţii;
52
B - un sistem în cascadă ce conţine două subsisteme legate prin intrări şi ieşiri (I1,
I2, I3) care sunt înfăţişate prin regulatori (R1, R2) stocaje (S1, S2) din care rezultă ieşiri
(O1, O2);
C - sistemele morfologice şi în cascadă de mai sus sunt legate pentru a forma un
sistem proces - răspuns prin întrepătrunderea celor doi regulatori (R1, R2) şi a celor două
stocaje (S1, S2) care exercită simultan atât rolul componentelor cascadei cât şi de
variabile morfologice
RavenatNeravenat
0,01 0,1 1,0 10,0 100,00,01
0,1
1,0
10,0
100,0
Aria bazinului de drenaj (km2)
Rap
ortu
l pan
tă /
lăţim
e (1
/ km
)
Zona pragului
Relaţia dintre raportul panta talvegului / lăţimeavăii şi aria bazinului de drenaj, ca ilustrare
a zonei de prag geomorfic ce separă fundurile de vale ravenate de cele neravenate (Bradley, 1980)
geomorfic
Ravenat
Neravenat
0 20 40 60 80 100 1200,005
0,01
0,05
0,1
Aria bazinului hidrografic (km2)
Pant
a fu
ndul
ui d
e va
le (m
/ m
)
Relaţia dintre raportul panta talvegului şi ariabazinului de drenaj, ce ilustrează pragul geomorfic ce separă fundurile de vale
ravenate de cele neravenate (Patton şi Schumm, 1973)
Figura 6.3 Pragul de ravenare
În cadrul sistemelor geomorfologice fluviale şi torenţiale se pot distinge cele ce
implică sedimentele sau apa, respectiv cascada albiilor cu subsistemele în cascadă ale
fazei solide şi lichide. Versantul sau oricare mal poate fi asimilat unui sistem alcătuit din
două subsisteme între care există conexiuni inverse (feed back) şi anume:
- subsistemul stării de rezistenţă a terenului;
- subsistemul stării de eforturi şi deformaţii în teren.
- sisteme proces - răspuns - exprimă relaţiile dintre forme şi procese ca o
interacţiune ce se realizează pe două căi: procesele alterează formele, iar formele odată
schimbate alterează procesele. Sistemele proces - răspuns exprimă legăturile dintre un
53
sistem morfologic şi un sistem în cascadă, cuprinzându-le pe amândouă. Important
pentru sistemele geomorfologice fluviale şi torenţiale este că:
- operaţiile sunt fundamental controlate de mărimea şi frecvenţa intrărilor în
cascade;
- buclele de feedback operează atât în crearea unui echilibru între variabilele
sistemului morfologic cât şi a stării staţionare în cascadă;
- schimbări progresive în structura şi operarea într-un sistem pot apărea dacă sunt
schimbări în intrările în sistem sau dacă are loc o degradare a stării interne a sistemului.
PRAGURI GEOMORFICE
Un fapt important este acela că incizia unui canal poate fi inerentă în dezvoltarea
erozională a unei văi, şi că ea apare atunci când sunt depăşite anumite praguri
geomorfice (Schumm, 1977). Cel mai cunoscut exemplu de prag este cel necesar a fi
trecut pentru punerea în mişcare a particulelor de o anumită mărime. La creşterea
treptată a puterii curentului de apă, se poate ajunge la un prag de viteză de la care începe
mişcarea particulelor, iar în timpul scăderii progresive a puterii, alte praguri de viteză
pot fi întâlnite şi mişcarea particulelor încetează. În hidraulică, pragurile sunt descrise cu
ajutorul numerelor Froude şi Reynolds, care definesc condiţiile în care curgerea devine
supercritică sau turbulentă. Deosebit de dramatice sunt modificările caracteristicilor
fundului albiei la valori-prag ale puterii curentului (Simons şi Senturk, 1977). În aceste
exemple, o variabilă externă se modifică progresiv şi, în consecinţă, declanşează
schimbări abrupte (bruşte) sau chiar cedarea în interiorul sistemului afectat. Acesta este
un prag extrinsec. Deci, pragul există în interiorul sistemului, dar el nu va fi traversat şi
nu vor apărea modificări fără influenţa unei variabile externe.
Celălalt tip prag este cel intrinsec şi, în acest caz, modificările apar fără schimbări
ale vreunei variabile externe. Un exemplu de prag intrinsec este acela în care
meteorizarea progresivă, de lungă durată, înrăutăţeşte caracteristicile de rezistenţă ale
materialelor din versanţi până când are loc o ajustare a pantei şi deplasări în masă
(Kirkby, 1973). Un alt exemplu este acela că în regiunile semiaride depunerea
progresivă a sedimentelor măreşte panta talvegului până când se produce cedarea prin
ravenare.
54
Semnificaţia conceptului de prag geomorfic este că schimbările erozionale şi
depoziţionale bruşte pot fi inerente în dezvoltarea normală a unui peisaj şi că o
schimbare a unei variabile externe nu este întotdeauna necesară pentru ca un prag
geomorfic să fie depăşit şi pentru ca un eveniment geomorfic semnificativ să aibă loc
(de exemplu ravenarea).
În mod obişnuit se consideră că pragul este fie rezultatul unei cauze, fie al unui
efect. Aceasta înseamnă că putem vorbi de praguri hidraulice, praguri de viteză, de
forfecare sau ale puterii curentului, peste care sedimentele încep să se mişte sau malurile
cedează dar, de asemenea, putem vorbi despre praguri ale stabilităţii malurilor, canalului
sau versanţilor, atunci când cauzele cedării nu sunt clare sau înţelese. De aceea,
pragurile geomorfice pot fi de două feluri şi pot fi definite în felul următor: un prag
geomorfic este un prag al stabilităţii unei forme de relief, care este depăşit fie printr-o
schimbare intrinsecă a formei de relief însăşi, care poate implica o modificare a
rezistenţei materialelor din care este alcătuită, fie printr-o schimbare a unei variabile
externe (M. D. Harvey şi S. Schumm, 1985).
D. Ritter (1978) consideră că problema influenţei pantei versantului sau
talvegului asupra ravenaţiei a fost definitiv rezolvată de către S. Schumm (Figura 6. 3) în
mai multe lucrări începând din 1957.
Studiile de teren efectuate de Schumm şi Hadley (1959) în văi din Wyoming,
Colorado, New Mexico şi Arizona au arătat că ravenele discontinue pot fi legate de
accentuarea locală a pantei suprafeţei fundului văii. Începutul eroziunii prin ravene în
aceste văi tinde să fie localizat în zonele mai abrupte ale inflexiunilor convexe ale
fundului văii. Extinzând puţin această idee, se poate spune că, pentru o regiune dată cu
aceeaşi geologie, mod de folosinţă a terenurilor şi aceeaşi climă, există o pantă critică a
văii după care, pe partea mai abruptă, fundul văii este instabil.
Autorii precizează că, în lipsa înregistrărilor hidrologice pentru zonele studiate,
au utilizat aria bazinului de drenaj ca un înlocuitor al debitului scurgerilor sau de
viitură şi că relaţiile la care au ajuns nu sunt valabile pentru bazine mai mici de 1813 ha.
În aceste bazine mici, variaţiile învelişului vegetal, care sunt probabil legate de aspectul
bazinului de drenaj sau de variabilitatea proprietăţilor depozitelor aluviale, împiedică
identificarea unei valori de prag pentru panta critică.
55
Studiul depozitelor aluviale din zonele secetoase a sugerat faptul că marile
evenimente pluviale, cu frecvenţă redusă, pot fi semnificative numai dacă este depăşit un
anumit prag geomorfic. Este motivul pentru care evenimentele de mare magnitudine şi
frecvenţă redusă pot avea efecte minore şi numai pe plan local. Această concluzie se
bazează pe concluziile lui Wolman şi Miller (1960) privind importanţa geomorfică a
evenimentelor de mare magnitudine. Autorii au concluzionat că, o mare contribuţie o au
evenimentele relativ frecvente şi de mărime medie, totuşi, ploile torenţiale (marile
evenimente) şi viiturile pot avea un rol major în modificarea peisajului. Aceasta şi alte
observaţii indică faptul că un eveniment major poate să aibă fie o importanţă majoră, fie
una minoră în modificarea peisajului şi o explicaţie a dovezilor contradictorii necesită
acordarea unei atenţii suplimentare conceptului de prag. Unele peisaje sau componente
ale lor au evoluat în aparenţă spre o stare de instabilitate geomorfică şi aceste peisaje vor
fi modificate semnificativ de către un eveniment major dar infrecvent, în timp ce altele
nu vor fi afectate. Deci, vor exista chiar în interiorul aceleiaşi regiuni, răspunsuri diferite
la aceleaşi condiţii de stress.
Când unele componente ale peisajului cedează în faţa agenţilor erozionali iar
altele nu, este clar că pragurile erozionale au fost depăşite numai local.
Identificarea pragurilor geomorfice dintr-o anumită zonă constituie de fiecare
dată o contribuţie semnificativă la înţelegerea detaliilor morfologiei regionale.
VARIABILE
Noţiunea de sistem este una dintre cele mai cuprinzătoare idei din domeniul
gândirii umane, reprezentând un ansamblu de elemente legate între ele prin forme de
interacţiune şi interdependenţă.
Prin analogie cu cibernetica, se folosesc termenii de efecte de intrare sau intrări
(input) pentru acţiunea factorilor şi corespunzător, efecte de ieşire sau ieşiri (output)
pentru răspunsul sistemului. Efectele de intrare sunt factori exteriori faţă de sistemul
examinat, iar efectele de ieşire pot fi modificări ale proprietăţilor sistemului, carac-
terizate prin parametri (C. Marinescu, 1988).
În cunoaşterea variabilităţii unui sistem geomorfologic fluvial, se ţine cont de
condiţiile de control: stadiul de evoluţie în care se află relieful, tipul de relief (ca
energie, grad de fragmentare, altitudine); de realitatea celor două subsisteme (morfologic
56
şi în cascadă) ale unui sistem fluvial, zonarea acestuia în sensul Schumm (S. A. Schumm
& R. W. Lichty, 1965).
În figura 6.4 prezentăm schema propusă de I. Ichim şi colaboratorii pentru
determinarea variabilelor unui bazin hidrografic.
Teoretic, numărul de variabile ale unui sistem geomorfologic fluvial este foarte
mare. Experienţa cercetătorilor de până acum a evidenţiat însă, un număr rezonabil de
variabile (între 16 - 30) cu care se poate descrie sistemul morfologic al unui sistem
fluvial. Vom enumera o parte dintre acestea:
- perimetrul bazinului (P, în km);
- suprafaţa (aria) bazinului (Sb, în km2);
- ordinul reţelei (în sistem Strahler) (Ω);
- mărimea bazinului (în sistem Shreve) (µ);
Fig. 6.4 Schemă privind determinarea variabilelor într-un bazin
hidrografic (I. Ichim et al., 1986)
57
- circularitatea bazinului (Sb/ suprafaţa
cercului cu acelaşi perimetru) (c);
- coeficientul de formă al bazinului (diametrul cercului înscris bazinului / dia-
metrul cercului circumscris bazinului) (cf);
- altitudinea medie a reliefului bazinului hidrografic (Hm);
- altitudinea minimă în bazin (Hmin);
- altitudinea maximă în bazin (Hmax);
- energia de relief maximă în bazin (altitudinea relativă) Emax;
- înclinarea medie a reliefului pe bazin (grade) (Ib);
- integrala hipsometrică (IH);
- raportul de relief (înălţimea relativă / lungimea bazinului (RR);
- numărul de segmente de albie, pe ordin de reţea (N1, N2, N3. . . Nn);
- lungimea totală a reţelei hidrografice (Lt);
- raportul de bifurcaţie (Rb);
- densitatea reţelei de drenaj (totală sau / şi pe ordine de mărimi (Dt);
Cel puţin o parte din aceste variabile au fost testate de unii cercetători şi în studiul
ravenelor.
Menţionăm că un parametru important pentru cunoaşterea, în general, a
fenomenului de ravenaţie într-o regiune este distanţa de la vârful ravenei la cumpăna de
ape, numită şi distanţa critică de ravenare (Graf, 1977) pentru că dă o măsură a stadiu-
lui procesului de ravenare. În analiza statistică a repartiţiei ravenelor pe teritoriul dintre
Siret şi Prut, Rădoane et al. (1992 şi 1995) constată că “frecvenţa maximă înregistrată a
cestui parametru este cuprinsă între 0 şi 200 m, media fiind de 170 m.
Pentru a ilustra modul de interconectare al unor variabile ale albiilor aluviale,
prezentăm în figura 6.5 modelul lui Richards (1982), în care variabilele independente
sunt subliniate cu culoarea bleu. Relaţiile directe sunt semnalate prin (+) iar cele inverse
cu (-). Se poate observa că unele variabile, ca sinuozitatea sau lungimea de undă a
meandrelor, nu prezintă relevanţă în cazul ravenelor.
În studiile orientate direct asupra ravenelor se utilizează o serie de variabile
specifice, cum ar fi:
- lungimea ravenei măsurată de la vârf (L, în m);
58
- relieful ravenei (energia de relief), E, în m);
panta văii(Iv)
lungimea deundă a mean-
drelor
panta albiei(Ia)
sinuozi-tate (S)
lărgime(l)
puterea peunitate delungime
(Ω)
putereape unitatesuprafaţă
(w)
debit laalbii pline
(Q)
depozitemaluri
% praf/argilă
amplitudi-nea patului
(Ig)
raportullărgime /
adâncime (F)adâncime
(h)
debitulsolid(R)
factorfrecare (Ff)
viteza(v)
lungimea deundă a mor-fologiei pa-tului (λ) depozite
albied50
-
-
- -
-
- -
-
-
-
--
-
-
- -
-
+
+
+
+
++
+
++ +
+
+
+
+
+
+
+
+-
Fig. 6.5 Sistemul albiilor aluviale. Variabilele independente sunt panta
văii, debitul la albie plină, depozite de maluri, depozite de albie; mărimea
materialului din albie (d50), controlat prin litologie, este factor semi -
independent. Relaţiile directe sunt arătate cu (+), cele inverse prin (-). Unele
legături sunt reversibile (Richards, 1982)
- suprafaţa în plan a ravenei (SA, în m2);
- aria maximă în plan a ravenei (HX, în m2);
- adâncimea medie (HD, în m);
- lăţimea (B, în m);
- perimetrul secţiunii transversale (P, în m);
- lăţimea fundului ravenei (LFR, în m);
- raportul lăţime / adâncime (F = B / HX);
- aria secţiunii transversale (SS, în m2);
- raza hidraulică (RH = SS / B, în m);
- factorul de formă (Heede, 1974), SF = HX / HD;
59
- volumul cumulat de material înlăturat (pe unitatea de lungime a ravenei), W, în
m3 / m;
- prin procese de mal (WS, în m3/m);
- prin procese de incizare (tăiere verticală), WA, în m3/m;
- raportul procese de mal / incizie liniară (G);
- diametrul granulometric median al materialului:
- pe fundul ravenei (DA, în mm);
- în malurile ravenei (DT, în mm);
- conţinutul procentual de praf / argilă:
- pe fundul ravenei (FA, %);
- în malurile ravenei (FT, %);
- media ponderată a conţinutului procentual de praf / argilă în cadrul secţiunii
transversale a ravenei (M).
Pentru caracterizarea formei albiei, la alegerea variabilelor morfologice, se ţine
cont că geometria albiei este tridimensională. Deşi morfologia ravenelor este destul de
complexă, ea poate fi foarte bine definită de “proprietăţile morfologice complete” care
sunt secţiunea transversală, forma în plan şi profilul longitudinal.
În figura 6.6 prezentăm modelul geomorfologic al lui Winkley (1981 din I. Ichim
et al., 1989) în care se poate observa modul de interconectare al variabilelor grupate pe
domenii de interacţiune.
FACTORI DE CONTROL
Dintre variabilele selecţionate se consideră factori de control toate variabilele
independente la intrarea în sistem care determină schimbările şi relaţiile de feedback.
Majoritatea cercetătorilor are în vedere marile categorii de factori, componente
ale landşaftului:
1) Timpul
2) Relieful iniţial
3) Geologia (litologie, structură)
4) Clima
5) Vegetaţia (tip, densitate)
6) Volumul reliefului sistemului mai sus de nivelul de bază
60
7) Hidrologia (scurgerea şi producţia de sedimente pe unitatea de suprafaţă în
zona a -I- a)
8) Morfologia reţelei hidrografice
9) Morfologia versanţilor
10) Hidrologia (debitul lichid şi solid în zona a -II- a şi a -III- a)
11) Morfologia albiei şi văii şi caracteristicile depozitelor din zona a -II- a
12) Sistemul morfologic de acumulare şi caracteristicile depozitelor din zona a -
II- a.
De asemenea, se consideră că energia extrinsecă sistemului este clima, iar energia
intrinsecă este panta văii modificată şi ca răspuns la mişcările verticale ale scoarţei.
Cele trei zone identificate de S. A. Schumm, menţionate mai sus în enumerarea
celor 12 variabile mari, (zona a I a - bazinul de recepţie - a producţiei de aluviuni, zona a
II a - râul - a transportului de aluviuni şi zona a III a - câmpia litorală sau piemontul - a
acumulării de aluviuni) se pot asimila unui bazin hidrografic torenţial, cu unele
precizări:
- ravenele în întregime sau văile (bazinele) lor se încadrează de multe ori în zona
a I a a unor bazine hidrografice fluviale;
- zona a II a - sectorul de transport - are o dezvoltare restrânsă în cazul ravenelor
şi poate fi asimilat albiei principale sau pârâului torenţial (dacă există);
- sectorul de depunere - zona a III a - este bine reprezentat în cazul ravenelor prin
conurile aluvionare (conul aluvionar unic corespunzător deltelor râurilor şi depunerile
dintre praguri).
Urmărind cronologic opiniile diferiţilor autori cu privire la factorii determinanţi
în morfodinamica ravenelor constatăm că: Woodburn (1949) consideră că precipitaţiile
şi spălarea versanţilor sunt cauzele principale. Thompson (1964) alege pentru modelul
său următorii factori: suprafaţa de drenaj amonte de vârful ravenei, conţinutul de argilă
al depozitelor din pragul de obârşie, şi precipitaţiile. Beer & Johnson (1963) au avut în
vedere suprafaţa de drenaj ca înlocuitor al mărimii scurgerii lichide, suprafaţa terasată
din aria de drenaj, lungimea ravenei şi distanţa de la vârful ravenei la cumpăna de ape.
Seginer (1966) consideră că suprafaţa de drenaj amonte de vârful ravenei, ca o măsură a
scurgerii lichide, este responsabilă pentru regresarea vârfului ravenei. Piest et al. (1975a)
izolează ca factor dominant scurgerea, care explică 70 - 78 % din variaţia ratei de
61
TIMPUL Scara variază de la secundă la milioane de
ani (complet independent)
REGIM CLIMATIC - Vânt - Precipitaţii - Temperatură
REGIM HIDROLOGIC (condiţiile bazinului hidrografic al albiei)
- Panta văii - Frecvenţa scurgerii şi durata - Vegetaţie - Infiltraţia - Producţia de apă - Mişcarea apei la sol - Producţia de sedimente - Cantitatea de apă la sol
feedback REGIM FLUVIAL SAU AL SECTORULUI DE ALBIE (râul între variaţia geologică şi / sau afluenţi)
- Panta sectorului - Forma albiei - Configuraţia albiei în sector
- Variaţia aluviunilor
- Geometria hidraulică
feedback REGIM HIDRAULIC (într-o anumită secţiune)
- Gradientul hidraulic local - Geometria locală - Viteza, curgere secundară, turbulenţa
- Vâscozitate şi relaţii cu numărul Froude
- Elemente de rugozitate - Forţa tractivă - Mărimea sedimentelor şi concentraţia în suspensii
- Viteza de cădere a aluviunilor
REGIM FIZIC (al variabilelor fizico geografice şi geologice)
- Relief - Regim tectonic - Rezistenţa şi comportarea depozitelor
- Forma bazinului
- Distribuţia depozitelor - Altitudinea bazinului - Stratigrafia aluvionarului - Poziţia continentală - Structura - Variaţii geologice între marile
schimbări climatice
ACTIVITĂŢI UMANE - Utilizarea terenurilor - “Sustragerea” apei - Construcţii - Mişcări de depozite - Schimbarea geometriei
Fig. 6.7 Lanţul proceselor naturale şi al raţionamentelor pentru cunoaşterea proceselor geomorfologice cu evidenţierea efectului condiţiilor climatice
(Baker, 1974, cf. I. Ichim et al., 1989
62
eroziune a ravenei. Heede (1971) consideră că cel mai important rol îl are apa de
infiltraţie care determină apariţia sufoziunii. Într-o altă lucrare Piest et al. (1975b)
menţionează că omul contribuie la dezvoltarea ravenelor prin perturbările locale şi prin
influenţa asupra scurgerii. Kosov et al. (1982) arată că densitatea ravenelor se află în
relaţie directă cu despădurirea terenurilor. Welch (1986) se arată foarte categoric: din
cauza complexităţii fenomenului, efectul unui singur factor este imposibil de izolat.
După părerea lui, eroziunea în ravene este controlată de o sumă de 6 factori care
acţionează în interdependenţă, şi anume: precipitaţiile, scurgerea, morfometria
reliefului, tipul de sol, utilizarea terenului şi stabilitatea malurilor.
Împărtăşim opinia lui Stocking (1981) conform căruia factorii care afectează
eroziunea prin ravene pot fi grupaţi astfel:
- factori intrinseci ai sistemului geomorfologic (climă, relief, rocă, vegetaţie);
- factori extrinseci sistemului geomorfologic (majoritatea sunt factori antropici,
de exemplu: suprapăşunatul, despădurirea, practici agricole defectuoase, amplasarea
necorespunzătoare a drumurilor, etc.).
Această împărţire a factorilor cu rol determinant în iniţierea şi dezvoltarea
ravenelor poate fi formulată şi altfel:
- factori naturali;
- factori antropici.
În categoria factorilor naturali se includ variabilele sistemului geomorfologic
fluvial identificate de Schumm şi Lichty (1965): timpul, clima, relieful, geologia,
vegetaţia, etc.
Kerstin Nordstrom (1988) schiţează un model ipotetic de îmbinare a variabilelor
aparţinând celor două categorii, grupându-le astfel:
Variabile intrinseci:
- formarea solului (viteza, gradul de dezvoltare al diferitelor orizonturi);
- adâncime suficientă a materialului;
- existenţa (prezenţa solurilor duplex, respectiv a unor depozite permeabile, mai
uşor erodabile, deasupra unor roci mai greu erodabile);
- seceta prin provocarea fisurilor de contracţie;
- precipitaţii intense;
63
- umiditatea solului datorată precipi-taţiilor anterioare (uneori poate avea şi
caracter extrinsec);
- apropierea de cumpăna de ape;
- coborârea nivelului de bază (poate avea şi caracter extrinsec).
Variabile extrinseci:
- practici de amenajare antierozională;
- urme de vite, drumuri, etc.;
- păşunat;
- tehnici de cultivare a terenului;
- intervenţii asupra gradului de umidi-tate a solului, nivelului freatic, etc.;
- intervenţii antropice asupra nivelului de bază.
Timpul
Pentru sistemul geomorfologic fluvial, în general, în legătură cu factorul timp, se
pot aminti următoarele:
- profilul longitudinal al unui râu, în ansamblu, se raportează ca geneză şi
evoluţie la secvenţa timpului ciclic (geologic), cu luarea în considerare a următorilor
factori:
- relieful iniţial (stadiile de evoluţie, caracteristicile energetice);
- geologia (litologie, structură, tectonică);
- clima (variaţiile în timp lung ca tipuri de climat, cu elemente conducătoare
pentru evaluarea temperaturii medii multianuale, extreme şi cantităţi medii de pre-
cipitaţii)
- nivelul de bază care intervine ca relaţie majoră între factorul geologic (prin
mişcările tectonice) şi cel climatic.
- morfologia albiilor este nedeterminată la scara timpului ciclic; în schimb, la
scara timpului “grade” formele de albie sunt “determinate” şi “independente”.
Studiul factorilor de control pe nivele de organizare, cu indicarea componentelor
de bază, poate duce la rezultate de o deosebită acurateţe. Majoritatea modelelor reţin 4 -
6 nivele de organizare a factorilor de control. În acest sens, modelul propus de Baker
(1974) ilustrat în figura 6.7 evidenţiază lanţul relaţiilor ce există în transmiterea influ-
64
enţelor diferiţilor factori şi modul în care se poate îmbina raţionamentul deductiv cu cel
inductiv în cunoaşterea proceselor geomorfologice.
Ahnert (1988) include ravenele în categoria microreliefului, cu (ca) forme foarte
dinamice, având vârste cuprinse între un an şi câteva sute de ani.
REGIM FLUVIAL- panta, configuraţiaalbiei- geometriahidraulică (lărgime,adâncime, razahidraulică)
EVIDENŢATERENULUI-asupramorfologieifluviale şisedimentologice
CONDIŢIIHIDRAULICE
LOCALE- transportaluviuni- viteza
REGIM HIDROLOGICREGIONAL
- scurgere | - vegetaţia- producţia | - înclin. reliefului de | - textura aluviuni | drenajului
VARIABILECLIMATICE- precipitaţii- temperatură- variaţiitemporale
STRUCTURAGEOLOGICĂ,LITOLOGIE ŞI
RELIEFULINIŢIAL
Raţionament deductiv
Raţionament inductiv
Informaţii de teren
feedback
Fig. 6.7 Lanţul proceselor naturale şi al raţionamentelor pentru cunoaşterea proceselor geomorfologice cu evidenţierea efectului condiţiilor climatice (Baker, 1974, cf. I. Ichim et al., 1989
C. C. Park şi K. J. Gregory (1975) au folosit o metodă inedită de datare, din
geologie, aceea a transformărilor “spaţiu - timp”. Astfel, estimând rata de eroziune
(formare) a întregului bazin hidrografic prin compararea vârstelor extreme ale
formaţiunilor geologice cu dimensiunile morfometrice ale văii, au aplicat această rată în
cazul ravenei. Au obţinut astfel o vârstă a ravenei (a transformării pârâului în ravenă) cu
numai cinci ani diferită de cea dedusă din informaţiile culese de la localnici (29 de ani).
Clima
Clima, una din variabilele independente ale sistemului geomorfologic fluvial, are
o influenţă importantă asupra proceselor de ravenaţie deoarece determină agresivitatea
agenţilor erozionali, tipul şi densitatea vegetaţiei. Zachar (1982). Temperatura, variaţiile
ei şi regimul precipitaţiilor pot conduce la modificarea structurii terenului prin formarea
fisurilor şi golurilor favorabile proceselor de sufoziune. Cercetătorii care au studiat
erodabilitatea diferitelor categorii litologice au observat rolul decisiv al umidităţii
datorate precipitaţiilor anterioare.
Colectivul staţiunii “Stejarul” Piatra Neamţ a testat influenţa unor factori cli-
matici asupra ravenaţiei în Podişul Moldovenesc prin utilizarea coeficientului
hidrotermic definit de Zachar în 1982:
65
CHTRt
= ⋅∑∑
10
în care ΣR reprezintă suma precipitaţiilor iar Σt reprezintă suma temperaturilor
aerului mai mari de 10oC. Zachar aprecia că ravenele sunt caracteristice zonelor în care
coeficientul hidrotermic este cuprins între 1,25 - 2,5. În urma studiului efectuat
(Rădoane şi Rădoane, 1992), s-a constatat că cea mai mare densitate a ravenelor pe 1
km2 se întâlneşte în arealele în care CHT este cuprins între 1,21 şi 1,80.
În figura 6.8 ilustrăm o încercare de abordare pe sistem GIS, “cu mijloace
rudimentare” (dacă se poate spune aşa), numai grafic deocamdată, a influenţei unor
factori climatici asupra distribuţiei ravenelor pe teritoriul Moldovei dintre Siret şi Prut.
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 Moldova
dintre Siret şi Prut(după Rădoane, Rădoane, 1992 şi 1995) )
Fig. 6. 8 Comparaţie între răspândirea ravenelor în Moldova dintre Siret şi Prut şi repartiţia precipitaţiilor
atmosferice şi a temperaturii aerului (în valori medii anuale)
În lipsa unei hărţi digitale a situaţiei actuale a ravenării pe teritoriul respectiv,
precum şi a unui pachet software GIS performant, s-au utilizat datele de inventariere a
peste 9000 de ravene de către Maria Rădoane et al., (1992, 1995) ce au fost reprezentate
ca densitate de puncte (fiecare punct reprezintă un pătrat cu suprafaţa de 1 km2, în care
66
au fost semnalate ravene cu o anumită densitate, în studiul original exprimată în km /
km).
Se poate observa că arealele delimitate de izolinii nu sugerează existenţa unei
legături clare între cei doi factori climatici şi “pattern”-ul pe care îl formează repartiţia
ravenelor reprezentată ca densitate de puncte.
Este şi motivul pentru care, conform rezultatelor studiului efectuat de autorii
menţionaţi, toate valorile coeficientului hidrotermic calculate pentru teritoriul Podişului
Moldovenesc se încadrează în intervalul 1,25 - 2,5, deci zona este în întregime propice
dezvoltării ravenelor.
Aceasta arată, odată în plus, că variabilele climatice trebuiesc considerate la o altă
scară şi în alţi termeni (intensitate, agresivitate pluvială, interval de recurenţă al
fenomenelor meteorologice, etc.). Unele variabile climatice au fost introduse într-o
formulă a umidităţii disponibile în sol, cu ajutorul căreia se poate estima riscul de
iniţiere a ravenelor într-o regiune dată, şi anume:
WR R
ts =− '
în care: Ws este umiditatea disponibilă din precipitaţiile anterioare, R precipitaţiile
anuale, R’ precipitaţii anuale necesare creşterii plantelor (R’= 30(t+7), iar t este tempera-
tura medie anuală. Riscul de iniţiere a ravenaţiei este mare la valori mici ale lui Ws
(Rădoane et al., 1997).
Relieful
Rolul unor variabile morfometrice ale reliefului zonal asupra repartiţiei ravenelor,
a fost evidenţiat în mai multe lucrări publicate, de către cercetătorii Staţiunii “Stejarul”
Piatra Neamţ, în urma inventarierii unui număr de peste 9000 ravene pe teritoriul
Moldovei dintre Siret şi Prut. Variabilele considerate au fost: panta, lungimea şi
orientarea versantului, suprafaţa bazinului de drenaj şi distanţa dintre vârful (pragul)
de obârşie al ravenei şi cumpăna de ape. Pentru teritoriul studiat s-a constatat că cea
mai mare susceptibilitate la iniţierea ravenelor se află la intersecţia următorilor factori:
- orientarea versanţilor spre NE şi SV (versanţii văilor consecvente);
- panta versanţilor între 20 - 30 %;
- lungimea versanţilor între 300- 500 m;
67
- litologia predominant nisipoasă.
În Slovacia (Zachar, 1982) peste 90 % din ravene se întâlnesc pe pante cuprinse
între 2 - 15o.
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 6.9. 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.
Mai mulţi autori au subliniat rolul pantei versantului sau a talvegului în iniţierea
şi morfodinamica ulterioară a ravenelor (regresarea vârfurilor).
Conceptul de echilibru dinamic în cazul ravenelor
Factorul de formă (adâncimea maximă / adâncimea medie) ca expresie a formei
canalului a avut valori mari (în medie 2,0). Aceste valori reprezintă secţiuni transversale
cu perimetre udate mari care în schimb indică ineficienţa hidraulică a ravenelor.
Parametrii hidraulici testaţi - lungimea reţelei de drenaj, profilul şi factorul de
formă - au fost interpretaţi ca indicând stadii tinere în dezvoltarea ravenelor (tânăr şi
matur timpuriu). Deci se poate spune că dezvoltarea ravenelor trebuie să fie recunoscută
în termeni de evoluţie a reliefului, trecând de la stadiul de tânăr spre bătrâneţe. Dacă
stadiile de dezvoltare ar putea fi exprimate în termeni ai ratelor de eroziune şi de
producţii de sedimente, s-ar găsi astfel un instrument valoros pentru administratorul
bazinului hidrografic.
Când s-a comparat geometria hidraulică a ravenelor cu cea a râurilor s-a sugerat
că stadiul de maturitate al ravenelor trebuie să fie caracterizat prin echilibru dinamic.
Această condiţie nu reprezintă un adevărat echilibru între forţele opuse, dar include
capacitatea de adaptare la schimbări pe termen scurt şi deci de a redobândi echilibrul
(Heede, 1975).
În timpul stadiului de tinereţe procesele de ravenare evoluează spre atingerea
unui echilibru dinamic, în timp de în stadiul de bătrâneţe ravena îşi pierde caracteristicile
pentru care a fost denumită ca atare şi seamănă mai mult cu un curs de râu "normal".
68
Versanti cu expozitie VESTICÃ Versanti cu expozitie ESTICÃ Versanti cu expozitie NORDICÃ
Figura. 6. 9. Hărţi digitale „zebră” ale versanţilor cu diferite orientări din Podişul Moldovei
69
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 6. 10. Răspândirea pădurilor în Podişul Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut (Adaptare după Conea I. şi Velcea I., din Ujvary I., 1972)
70
Totuşi, dezvoltarea ravenelor poate să nu se sfârşească cu stadiul de bătrâneţe.
Modificări ale mediului cum ar fi, de exemplu, un nou tip de folosinţă a terenului,
fluctuaţii climatice sau mişcări de ridicare ale scoarţei pot conduce la reîntinerire ducând
ravena în stadiul de tinereţe. Condiţia stării de stabilitate ca reprezentând adevăratul
echilibru este una teoretică şi cu greu poate fi aplicată sistemelor de ravene, cu excepţia
doar a unor intervale scurte de timp. Schumm şi Lichty (1965) au exprimat un punct de
vedere similar atunci când au arătat că anumite componente ale bazinului de drenaj se
pot afla în echilibru stabil.
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
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 6.10,
6.11 şi 6.12 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.
71
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 6.11. Răspândirea pădurilor în Colinele Tutovei (Podişul Bârladului) între 1828 - 1972 (După Pompiliu Poghirc, 1972)
72
10 km 30 km 50 km 70 km 90 km 110 km 130 km 150 km 170 km
10 km
20 km
30 km
40 km
50 km
60 km
70 km
80 km
90 km
100 km
110 km
120 km
130 km
140 km
150 km
160 km
170 km
180 km
190 km
200 km
210 km
220 km
230 km
240 km
250 km
260 km
270 km
280 km
290 km
300 km
310 km
320 km
Figura 6.12. Distribuţia ravenelor în Podişul Moldovei (Rădoane et al., 1992, 1995) şi
situaţia pădurilor în 1974 (harta I.C.P.A. la scara 1:500.000, 1994)
73
GEOLOGIA SUBSTRATULUI ŞI SOLURILE Alcătuirea geologică a substratului este considerată, în general, ca o variabilă
independentă a sistemului geomorfologic fluvial, ca un factor pasiv. Personalitatea ro-
cilor este evidenţiată în mod diferit în procesul erozional, în funcţie de poziţia şi
competenţa lor, pe de o parte, şi de agresivitatea agenţilor erozionali, pe de altă parte.
Substratul litologic privit ca masiv conferă procesului de ravenaţie aspecte variate
legate de structura şi textura lui, definite de stratificaţia şi de caracteristicile reţelelor de
fisuri, pe de o parte, şi de competenţa şi celelalte aspecte petrografice sau petrologice, pe
de altă parte.
În studiul ravenelor, alcătuirea geologică se abordează la diferite scări, începând
cu nivelul particulelor elementare (ca atunci când se cercetează erodabilitatea solurilor
pe modele fizice sau in situ) şi ajungând
Regimul apelor subterane, căile şi direcţiile de acces ale acestora spre organismul
torenţial determină uneori întreaga morfodinamică a ravenei prin favorizarea sufoziunii
de exemplu şi, de cele mai multe ori, mecanismele de cedare a malurilor şi
morfosculptura minoră rezultată.
Având în vedere alcătuirea geologică a teritoriului Podişului Moldovei aşa cum a
fost ea prezentată sumar (cf. C. Ghenea, Ana Ghenea şi Emilia Saulea, 1968) fără a
aminti nici una dintre dovezile paleontologice pe baza cărora s-a făcut separarea
unităţilor stratigrafice şi evidenţiind prin caractere italice numai tipurile de roci
predominante, se pot trage următoarele concluzii:
• Pe suprafeţe mari, se poate spune că rocile ce alcătuiesc ţinutul Moldovei au
drept caracteristici comune vârsta geologică determinată pe baza faunei macro şi
micropaleontologice şi a criteriilor geometrice, precum şi apartenenţa la marea
structură monoclinală;
• Pentru caracterizarea unei zone atât de vaste în termeni cantitativi, eşantionarea
necesară analizelor statistice se poate face pe principiile geostatisticii informaţionale,
deoarece caracteristicile intrinseci ale masivelor de roci diferite sunt variabile
regionalizate.
• Analizarea hărţii geologice la scara 1:1.000.000 (pe care din motive practice nu
se figurează toate depozitele cuaternare pentru că ar masca limitele geologice
importante) a teritoriului Moldovei dintre Siret şi Prut sugerează posibilitatea separării
74
unui număr mic de zone (cel puţin patru) pe criteriul vârstei depozitelor care aflorează.
Rădoane et al., 1994, 1995) consideră că unor zone delimitate în acest fel le corespund
le corespund anumite caracteristici litologice exprimate printr-o fracţiune granulometrică
dominantă.
• Compararea hărţilor din figurile 6.13, 6.14 şi 6.15 sugerează următoarele:
- harta geologică a depozitelor precuaternare (în termenii vârstelor geologice)
oferă puţine indicii privitoare la tendinţa distribuţiei în suprafaţă a ravenelor din Podişul
Moldovei;
- zonele cu cea mai mare densitate a ravenelor par să se suprapună cel mai bine
pe ceea ce pe hărţile (în scara 1:1.000.000) editate sub egida Institutului de Geologie şi
Geofizică (1978) este figurat drept “Cuaternar nedivizat”. Faptul poate deveni
interesant dacă la această categorie se adaugă toată suita de depozite deluvio-coluviale şi
cele aluviale de pe talvegul văilor seci, care, în definitiv, acoperă cu o pojghiţă (veneră)
subţire depozitele mai vechi şi sunt întâlnite primele de către agenţii erozionali. Acest
mod de a privi lucrurile corespunde observaţiilor de teren, şi menţiunilor unor autori
diferiţi, conform cărora ravenele se asociază cu prezenţa stratificaţiilor “duplex” (un
orizont mai uşor erodabil peste unul mai rezistent). În plus, depozitele cuaternare, privite
global, sunt predominant nisipo-prăfoase cu o componentă grosieră reprezentată de
pietrişuri şi bolovănişuri, deci, materialele cele mai uşor erodabile.
În concluzie: distribuţia areală a ravenelor din Podişul Moldovenesc este
rezultatul istoriei cuaternare a teritoriului, iar amploarea (în termenii volumelor
de material excavat şi ai stadiilor de dezvoltare ale profilelor longitudinale)
proceselor de ravenaţie este dictată de poziţia geometrică a depozitelor mai
rezistente la eroziune, de multe ori mai vechi. Un alt argument în sprijinul acestor
afirmaţii este acela că, la majoritatea ravenelor, pe lângă regimul hidraulic al depozitelor
aluvionare de albie, poziţia şi competenţa unor orizonturi litologice (argile sau materiale
argiloase, marne, plăci de gresie, etc.) dictează poziţia pragurilor morfologice pe profilul
longitudinal, înălţimea şi durata de existenţă a acestora.
75
VII. ALEGEREA VARIABILELOR ŞI FACTORILOR DE CONTROL
Studiul experimental al influenţei alcătuirii geologice asupra morfodinamicii unei
forme de relief presupune efectuarea, încă de la început, a două operaţii pregătitoare: a)
alegerea variabilelor ce caracterizează stratele ce compun structura respectivă şi b)
alegerea variabilelor morfometrice ale formei de relief studiate corespunzătoare scării la
care se desfăşoară cercetările. Pentru o analiză statistică corectă, ambele categorii de
variabile trebuie să rezulte din prelucrarea unui număr suficient de mare de determinări
morfometrice, teste sau încercări geotehnice, analize fizico-chimice, etc.
În practică, este dificil să se determine o valoare medie reprezentativă pentru
fiecare proprietate datorită marii variabilităţi locale a faciesurilor litologice, fracturilor,
discontinuităţilor, gradelor diferite de alterare, etc. Măsurarea cu aceeaşi precizie pe
teren a fiecărei caracteristici este de asemenea dificilă, datorită lipsei unei metodologii
bine stabilite cu care să se manipuleze o gamă largă de proprietăţi. Pentru a se
minimaliza aceste dificultăţi, pentru măsurarea in situ a caracteristicilor fizico-mecanice
ale rocilor, se apelează la teste rapide şi necostisitoare cum sunt: determinarea rezistenţei
la penetrare pe con, rezistenţa la forfecare cu palete, etc. Cu ajutorul penetrometrului, de
exemplu, se pot determina simultan mai multe caracteristici de rezistenţă (geotehnice)
ale terenului. În definitiv, se poate spune că obţinerea oricărei caracteristici de rezistenţă
a rocilor implicate în procesele erozionale este posibilă prin simpla calibrare a
aparatului. În consecinţă, odată determinată rezistenţa rocii cu un astfel de aparat, se pot
face numeroase consideraţii privind caracteristicile rocilor sau masivului respectiv, se
pot explica multe din variabilele morfometrice ale reliefului. Neomogenitatea
formaţiunilor geologice, anizotropia rocilor, condiţiile de colectare a probelor, metodele
de confecţionare a epruvetelor, cât şi dimensiunile acestora sunt factori ce conduc de
regulă la obţinerea unei răspândiri relativ mari a valorilor proprietăţilor fizico-mecanice
ale rocilor. Cu toate că analizele şi încercările se realizează în aceleaşi condiţii,
rezultatele lor luate separat se deosebesc unele de altele, manifestând o variaţie aparent
nedeterminată, întâmplătoare. În aceste condiţii alegerea valorilor caracteristice din
mulţimea de date culese de experimentator nu este posibilă fără o prelucrare statistică
riguroasă. Pentru exprimarea cât mai sintetică a ansamblului de informaţii pe care îl
76
conţine mulţimea acestor date, este util ca operaţiunile de prelucrare să facă posibilă
cunoaşterea:
- împrăştierii sau dispersiei valorilor;
- centrului lor de grupare;
- valorii caracteristice sau reprezentative a distribuţiei.
Experimentatorul are posibilitatea să stabilească anticipat numărul de probe sau
încercări care sunt necesare pentru determinarea cu probabilitatea şi precizia dorită a
valorilor caracteristice ale indicilor fizico-mecanici.
Din punct de vedere statistic, soluţia ideală ar fi ca numărul de determinări să
tindă către infinit. Pentru că această condiţie este imposibil de realizat şi pentru că odată
cu creşterea numărului de determinări cresc şi costurile, practic la stabilirea valorilor
caracteristice se utilizează numai datele unei selecţii care trebuie să îndeplinească
condiţia:
P P x tn
m x tn
= − < < +⎡
⎣⎢
⎤
⎦⎥
∂ ∂
în care P este probabilitatea sau coeficientul de încredere; x - media selecţiei; m -
media teoretică a colectivităţii din care s-a extras selecţia; ∂ - abaterea medie pătratică; t
- variabilă ce depinde de mărimea gradului de libertate f al selecţiei; n - mărimea
selecţiei (numărul de încercări).
GEOSTATISTICA INFORMAŢIONALĂ - METODĂ DE ANALIZĂ A PROPRIETĂŢILOR FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR - VARIABILE REGIONALIZATE
Dintre modelele matematice, analiza regresiei reprezintă unul dintre cele mai
accesibile instrumente prin care se stabileşte legătura între diferitele fenomene studiate.
Unul din dezavantajele utilizării acestei metode în geomorfologie este acela că există
riscul unei colectări nesocotite de date, care poate duce la deformări grosolane în
interpretarea rezultatelor. Deşi absolut obiectivă, bazată pe statistica matematică şi pe
teoria probabilităţilor, ea necesită un “mare efort de gândire” (Huggett, 1985) asupra
legăturilor cauzale dintre variabilele incluse în analiză, cunoaşterea temeinică a
domeniului abordat, astfel încât cercetătorul să fie capabil să facă distincţia relaţiilor
cauzale de cele formale (cf. Rădoane et al., 1996).
77
O mare parte din dezavantajele utilizării statisticii variabilelor aleatoare în
studiul proprietăţilor fizico-mecanice ale rocilor pot fi eliminate prin utilizarea metodei
geostatistice informaţionale pentru care unii parametri ce caracterizează un corp
geologic (substratul unei forme de relief) ca, de exemplu, grosimea unor strate,
conţinutul într-un anumit element chimic sau mineralogic, distribuţia unei fracţiuni
granulometrice, sau a unor proprietăţi compuse de stare, sunt considerate drept variabile
regionalizate. Variabilele regionalizate nu au sens decât dacă sunt legate de o zonă bine
determinată a spaţiului numită câmp geometric (o regiune geografică, un district, o
formaţiune geologică, un eşantion prelevat dintr-un anumit punct).
Cercetarea experimentală a acestei idei a fost făcută de D. G. Krige (1950) în
estimarea rezervelor zăcământului aurifer Witwatersrand din R. S. Africană. Rezultatele
sale i-au servit lui Georges Matheron să elaboreze între 1952-1954 teoria variabilelor
regionalizate, acesta creând în final o adevărată teorie pentru studiul fenomenelor
naturale, sociale, etc. şi anume pentru studiul unor parametri legaţi de un anumit suport
geometric (o zonă, o regiune, un volum mic sau mare de rocă, etc.).
Tratarea prin metodele statisticii clasice a parametrilor geologici ar conduce doar
la estimaţii globale ale fenomenelor şi ar distruge structurile spaţiale (Zorilescu, 1986).
Însuşi termenul de geostatistică a fost introdus de G. Matheron pentru a
concretiza aplicaţiile statisticii matematice în studiul fenomenelor geologice. În practică,
geostatistica studiază modul de estimare mai realistă (raţională) a zăcămintelor minerale
şi anume estimarea cât mai aproape de realitate a celor trei parametri importanţi:
cantitatea în care se găseşte un anumit mineral, conţinutul mediu într-un anumit element,
cu evidente implicaţii asupra stabilirii celor mai eficace reţele de probare şi explorare
geologică.
Se poate observa că metoda geostatisticii informaţionale poate fi deosebit de utilă
în studiul proprietăţilor intrinseci ale masivelor de roci, în optimizarea metodologiei
recoltare a probelor, în optimizarea reţelelor de puncte din care se obţin informaţii sau se
iau eşantioane, cu aplicaţii mai actuale ca oricând în GIS.
Variabilele regionalizate sunt funcţii de spaţiu, definite într-un câmp natural
omogen (în general o formaţiune geologică), plecând de la un suport geometric
determinat (volumul probei) şi a căror variaţie în spaţiu, prezintă caractere de relativă
78
continuitate (pseudocontinuitate), fără ca această variaţie să poată fi exprimată
matematic printr-o relaţie analitică.
Orice variabilă regionalizată prezintă:
- un aspect aleator, constând din variaţii imprevizibile de la un punct la altul;
- un aspect de structură, care reflectă anumite proprietăţi specifice (dintre care cea
mai importantă este raza de influenţă).
Din punct de vedere geologic, noţiunii de variabilă regionalizată, i se asociază:
a) localizarea. Variaţiile parametrului studiat au loc într-un domeniu
limitat, numit câmp sau domeniu geometric. Domeniul geometric poate
fi întregul corp geologic sau numai o parte a sa. O variabilă
regionalizată este definită pe un suport geometric (de exemplu
eşantioanele recoltate dintr-o formaţiune geologică, care au o anumită
formă, mărime şi mai ales o anumită orientare).
Se mai utilizează şi noţiunea de suport punctual, întrucât volumul probei este
foarte mic comparativ cu volumul întregului corp geologic.
b) continuitatea. În afara grosimii formaţiunilor geologice, în cazul cărora se
poate vorbi de continuitate în sens strict matematic, în cazul celorlalte variabile
regionalizate se poate studia cel mult o aşa numită continuitate în medie. Dacă se
notează cu f(M) valoarea variabilei regionalizate în punctul M şi prin f(M0) valoarea sa în
M0, se spune că avem de a face cu o continuitate în medie dacă
[ ]lim ( ) ( )M M
f M f M→
− =0
02
0 .
În cazul unor discontinuităţi extreme în natură, avem de a face cu efectul de
pepită.
Prin urmare, în general, variabilele regionalizate privite ca funcţii de punct nu
sunt continui. De aceea fost necesar să se definească unele funcţii continue, cum sunt
covariograma şi semivariograma.
c) Tot cu ajutorul variogramelor şi semivariogramelor se poate studia anizotropia
unui anumit fenomen, spre exemplu se poate decide dacă un anumit corp geologic
(formaţiune) este izotrop sau anizotrop.
Studiul anizotropiei este important deoarece permite evidenţierea direcţiilor mai
importante de variaţie sau evidenţierea unor zonalităţi.
79
Dacă variogramele sau semivari-ogramele determinate pe anumite direcţii ale
câmpului de regionalizare se suprapun, atunci fenomenul cercetat se consideră izotrop.
În caz contrar, aceste caracteristici diferă şi avem de aface cu o anizotropie, ceea ce
impune luarea unor decizii diferite în funcţie de direcţia pe care se studiază fenomenul.
Anizotropia poate fi geometrică şi zonară. Anizotropia geometrică se defineşte
prin existenţa unui elipsoid de corelaţie spaţială. Se poate spune că o structură prezintă
anizotropie geometrică dacă printr-o transformare afină a axelor de coordonate se obţine
o semivariogramă izotropă.
Anizotropia zonară se întâlneşte frecvent şi este definită de o comportare
asemănătoare a semivariogramelor determinate pe diferite secţiuni orizontale şi o
comportare diferită pe verticală.
Covariograma şi semivariograma. În calculele specifice explorării corpurilor
geologice, interpolările şi extrapolările sunt inevitabile; rezultatele obţinute din punctele
sau zonele efectiv cercetate, fiind extinse în zonele adiacente. Din această cauză, valorile
medii reale (pe bloc sau corp) ale parametrilor geometrici şi de calitate, vor fi diferite de
valorile medii calculate. Corecţia dintre cele două o reprezintă tocmai varianţa sau
dispersia caracteristică.
În cazul unei formaţiuni geologice pentru un parametru real mr necunoscut, se
determină o valoare medie calculată din mai multe valori individuale (mi), obţinute din
lucrările de explorare. Prin urmare se estimează o valoare mr necunoscută prin una
calculată m.
Dacă presupunem că porţiunea explorată, se deplasează rigid cu toate lucrările de
explorare asociate (foraje, profile de sol, puncte de probare din aflorimente), în cuprinsul
întregului corp geologic (Vk), reţeaua (câmpul) k, ocupând toate poziţiile posibile,
valorile mr şi m devin variabile regionalizate şi varianţa estimării lui mr prin m este
tocmai valoarea medie, în câmpul k a expresiei (mr - m)2.
Admiţând că funcţia aleatoare z(M), a cărei realizare este variabila regionalizată
f(M), este staţionară, adică momentele sale de ordinele I şi II sunt independente de
poziţia punctului M şi depind numai de poziţia vectorului rh (distanţa dinte punctele M
şi M+ ), atunci geostatistica defineşte şi operează cu următoarele noţiuni: rh1. valoarea medie a variabilei;
- într-un interval liniar O - L
80
mL
f M dML
= ⋅∫1
0
( )
- într-un spaţiu tridimensional
mV
f M dvk k
= ⋅∫∫∫1
( )
în care: Vk = volumul corpului geologic, k = volumul conturat de o reţea
elementară, dv = elementul de volum al punctelor de cercetare (probe punctuale).
2. varianţa;
- într-un interval liniar O - L
[ ]σ 2 21= = − ⋅∫G O
Lf M m dM
O
L
( ) ( )
- într-un spaţiu tridimensional
[ ]σ 2 21= = − ⋅∫∫∫G O
Vf M m dv
k k
( ) ( )
3. covarianţa sau covariograma a două valori distanţate cu h;
- într-un interval liniar O - L
[ ][ ]G hL h
f M m f M h m dMO
L h
( ) ( ) ( )=−
− + − ⋅−
∫1
- într-un spaţiu tridimensional
[ ][G hV
f M m f M h m dvk k
( ) ( ) ( )= − + −∫∫∫1 ] ⋅
4. variograma; reprezintă varianţa erorii care se comite atunci când se atribuie
variabilei regionalizate în punctul M+h, valoarea sa din punctul M şi este redată printr-o
curbă, ce corespunde ecuaţiei generale:
[ ]σh G O G h2 2= −( ) ( )
- într-un spaţiu unidimensional
[ ]σ hO
L
Lf M h f m dM2 21
= + −∫ ( ) ( ) ⋅
- într-un volum
81
[ ] [ ] σ γ2 22
1= = + −∫∫∫( ) ( ) ( )
rh
Vf M h f M dv
k k
Funcţia 2γ(h) - variograma - este de cele mai multe ori înlocuită în calcule cu
jumătatea ei γ(h) numită semivariogramă. Mai exact, semivariograma, este definită ca
jumătatea mediei pătratelor diferenţelor dintre valorile variabilei regionalizate, în două
puncte situate la distanţa “h” unul de altul.
Semivariograma reprezintă deosebirea, iar covariograma asemănarea dintre
valorile variabilei regionalizate, în două puncte situate la distanţa “h” unul de altul.
Din interpretarea (semi) variogramei experimentale, se poate stabili echidistanţa
dintre lucrările de explorare (punctele de recoltare a probelor, sau de efectuare a
testelor), pe direcţia respectivă (în general se consideră distanţa optimă, abscisa
punctului în care semivariograma începe să oscileze puternic.
OPTIMIZAREA REŢELELOR DE EXPLORARE
Se aminteşte că în analizarea formelor de relief în sistem GIS, obţinerea
informaţiilor din nodurile unei reţele de puncte (sau raportarea datelor efectiv obţinute,
prin interpolare sau extrapolare, la o reţea) este o practică frecventă. Precizia estimărilor
şi măsura în care datele culese reflectă caracteristicile teritoriului respectiv, depinde de
tipul reţelei, forma geometrică şi dimensiunile ochiurilor reţelei, orientarea acesteia faţă
de anumite tendinţe în suprafaţă sau în spaţiu ale caracteristicilor, etc.
O reţea optimă de explorare, trebuie să îndeplinească două condiţii:
a) să furnizeze, în limita unor erori acceptabile, informaţiile necesare
interpretărilor;
b) să fie cea mai economică.
Metodele de stabilire a reţelelor optime de explorare, s-ar putea clasifica în două
grupe:
- metode care îşi propun păstrarea constantă a valorilor medii, sau asigurarea unei
precizii acceptabile în estimarea parametrilor consideraţi;
- metode ce utilizează probabilităţile de interceptare a tendinţelor spaţiale (sau în
suprafaţă) ale parametrilor consideraţi, prin reţele de explorare cu echidistanţe date.
82
Menţionăm următoarele metode de stabilire a distanţelor optime dintre lucrările
de explorare:
1. Metoda statisticii matematice
2. Metoda eliminărilor succesive
3. Metoda comparării gradelor de precizie
4. Metoda entropiei informaţionale
5. Metoda probabilităţilor de intercep-tare
6. Metoda interpolării geologice
7. Metoda geostatistică
Fiecare metodă prezintă avantaje şi dezavantaje, dar vom face câteva referiri
numai la unele dintre ele.
De exemplu, cercetarea caracteristicilor de stare (rezistenţă la agenţii erozionali),
prin teste de penetrare statică pe con, a unei suprafeţe de teren pe care se desfăşoară
lucrări agricole, fie ea şi de dimensiunile câtorva zeci de metri pătraţi, presupune
efectuarea unui număr imens de încercări pentru ca valoarea medie obţinută să fie
reprezentativă, din următorul motiv: rezistenţa la penetrare, în acest caz, variază foarte
mult în spaţiu şi timp datorită variaţiilor distribuţiei umidităţii pe profil şi în suprafaţă,
variaţiilor texturale ale solului, tipului şi stadiului de vegetaţie al plantelor şi, mai ales, în
funcţie de frecvenţa trecerilor cu utilajele agricole prin diferite puncte, conform
tehnologiei de lucru. Neutilizarea unei metode de optimizare a reţelei de puncte în care
se efectuează testele conduce la obţinerea unor valori medii fără nici o asigurare
statistică. Utilizarea metodei entropiei informaţionale şi a celei geostatistice a condus la
mărirea echidistanţei de probare de la 30 cm (=lăţimea roţii unui tractor) la cea optimă
de 2 m.
De asemenea, se pot aminti problemele ce apar la stabilirea modului de recoltare
a probelor de aluviuni din albia unui râu, din cuveta unui lac, sau la stabilirea masei
optime a probei iniţiale.
Se pot presupune problemele ce apar atunci când se încearcă caracterizarea
printr-un singur indice a unei suprafeţe de dimensiunile Podişului Moldovei.
Modalităţile de aplicare a metodelor statisticii matematice în cuantificarea
variabilelor aleatoare, utilizate în Geografia fizică, au fost prezentate, cu exemplificări
83
din practica cercetării unor aspecte privitoare la teritoriul Podişului Moldovei şi din
Carpaţii Orientali, de către Rădoane et al.(1996).
Metoda entropiei informaţionale. Orice corp geologic poate fi considerat ca o
sursă de informaţii, din care, prin intermediul unor parametri (generatori de semnale
purtătoare de informaţii), se poate studia un anumit fenomen. Entropia informaţională,
reprezintă cantitatea de informaţii a mulţimii semnalelor.
Presupunând că parametrul de studiat şi considerat ca generator de semnale este
procentajul unei anumite fracţiuni granulometrice, expresia entropiei informaţionale
este:
H p C p Ci ii
= − ⋅∑ ( ) log ( )
unde: Ci = procentul în greutate al fracţiunii minerale respective, p(Ci) =
probabilitatea apariţiei acestei fracţiuni cu satisfacerea condiţiei p Cii
( ) =∑ 1
Probabilităţile sunt estimate de frecvenţele relative ale distribuţiei fracţiunii.
Deoarece sunt multe date, se lucrează pe intervale de clasă, determinându-se frecvenţele
relative ale intervalelor de clasă.
Pornind de la o zonă a corpului geologic studiată cu o reţea deasă (a × a), se
calculează entropia informaţională pentru această reţea H1, iar apoi, prin răriri succesive
(2a × 2a, …, na × na), se obţine un şir de valori ale entropiei informaţionale.
Întrucât o reţea mai deasă asigură o mai bună cunoaştere a corpului geologic, se
consideră reţea optimă, ultima reţea pentru care entropia informaţională mai este încă
sensibil egală cu entropiile anterioare. Se poate chiar utiliza eroarea relativă a
entropiilor:
eH H
HrHi
ii= −
−⋅1 100
care se compară cu o valoare erHd iar pentru a ilustra mai bine variaţia entropiei
informaţionale cu echidistanţa reţelelor de explorare se întocmesc diferite grafice (fig.
7.1).
Metoda probabilităţilor de interceptare poate fi aplicată la studiul oricăror
corpuri geologice, pentru care unele caracteristici intrinseci urmărite prezintă
84
discontinuităţi lentiliforme (de exemplu prezenţa sub formă de lentile a unor roci), sau în
interiorul cărora se presupune că există anumite tendinţe direcţionale ale unor parametri.
În principiu, se calculează probabilitatea de interceptare a zonelor amintite mai
sus, cu reţele de forme şi dimensiuni date, şi se alege reţeaua cu dimensiunile
corespunzătoare probabilităţii de interceptare, ce are o valoare destul de mare, dar
satisface şi din punct de vedere economic. Din punct de vedere geometric, problema
constă în a determina probabilitatea interceptării unei suprafeţe de un contur dat, cu cel
puţin un punct al unei reţele plane de puncte.
În tabelul 7.1, prezentăm după D. Zorilescu (1986) relaţiile de calcul ale
probabilităţilor de interceptare pentru diferite configuraţii ale reţelelor de explorare şi
diferite dispoziţii relative ale obiectelor urmărite.
Metoda entropiei informaţionale. Stabilirea semivariogramei experimentale şi a
celei teoretice mai poartă şi denumirea de studiul structural al corpului geologic. Etapele
ce se parcurg în realizarea acestui studiu sunt:
1. Se stabileşte spaţiul bi- sau tridimensional în care se tratează parametrul
respectiv în cadrul corpului geologic;
2. Se delimitează zonele omogene din punct de vedere geologic şi se fac studii
structurale pe zone;
3. Se aleg variabilele regionalizate;
4. Se stabilesc direcţiile principale de variaţie ale caracteristicilor;
5. Se calculează media aritmetică şi varianţa fiecărei variabile regionalizate;
6. Se calculează semivariogramele, după fiecare direcţie aleasă, iar rezultatele se
reprezintă grafic, în acelaşi sistem de axe; se stabileşte prezenţa sau absenţa anizotropiei;
7. Se determină modelul teoretic valabil pentru întreaga zonă omogenă şi pentru
orice direcţie a vectorului rh ;
8. Se reprezintă grafic modelul teoretic şi se determină parametrii relaţiilor
analitice.
RECOLTAREA PROBELOR DE ROCĂ SAU SOL
În vederea analizării caracteristicilor materialelor din malurile şi talvegul
ravenelor, recoltarea, metodele de recoltare a eşantioanelor diferă în funcţie de
caracteristica urmărită (textură, mineralogie, chimism, caracteristici geomecanice, etc.).
85
Unele aspecte privind principiile ce trebuiesc respectate la recoltarea probelor de
aluviuni din albia râurilor pentru asigurarea statistică a rezultatelor au fost prezentate de
Rădoane et al. (1996). Precizăm că, în studiile efectuate la Staţiunea Perieni, utilizăm
metodele stabilite în geologie la explorarea zăcămintelor de minereuri unde este
necesară o precizie dosebită, pentru că de aceasta depinde cantitatea de rezerve pusă în
evidenţă de lucrările de prospecţiune şi explorare.
Metoda brazdelor se poate
aplica atât în cazul materialelor
din maluri, cât şi a celor din
vârfurile sau pragurile ravenelor
şi mai puţin în cazul aluviunilor
(datorită marii variabilităţi în
spaţiu a texturii). Atunci când
anumite strate nu sunt accesibile
în aflorimente datorită poziţiei
lor, se pot executa trepte la
diferite înălţimi. Pentru
determinarea caracteris-ticilor
geomecanice ale rocilor se
utilizează, în mod curent, o
variantă a acestei metode, aceea a
monoliţilor. Atunci când anumite zone se pot considera omogene din punct de vedere al
caracteristicilor urmărite, se recoltează probe reprezentative din fiecare entitate
litologică. Altfel, de multe ori este necesară probarea prin brazde continuă, pentru
surprinderea tuturor variaţiilor pe verticală.
Fig. 7.1 Variaţia caracteristicilor informaţionale
în funcţie de echidistanţa de probare geologică (D. Zorilescu, 1986)
Atunci când anumite aspecte nu pot fi urmărite în aflorimente, se pot aplica
metodele de explorare cu ajutorul forajelor. Sondajele manuale executate în malurile sau
în talvegul ravenelor asigură reprezentativitatea, şi obiectivitatea unei probări optime. În
foraje se pot recolta atât probe tulburate cât şi sub formă de carote, din fiecare strat sau
în mod continuu. În găurile de foraj se execută , cu aparatura adecvată, diferite încercări
geotehnice in situ (rezistenţa la penetrare statică sau dinamică pe con, rezistenţa la
forfecare cu palete -vane test-, etc.).
86
Recoltarea optimă a eşantioanelor de rocă şi sol nu se poate realiza fără
respectarea următoarelor condiţii:
- alegerea celei mai raţionale metode de probare;
- stabilirea intervalului optim dintre probe;
- determinarea masei optime a probei iniţiale.
Alegerea celei mai raţionale metode de probare se face în funcţie de:
- grosimea entităţilor litologice cu caractere asemănătoare;
- aspectele texturale ale formaţiunilor geologice;
- caracterul repartiţiei fracţiunilor granulometrice;
- precizia necesară în determinarea caracteristicii urmărite;
- accesibilitatea tehnică a metodei;
- productivitatea şi costul luării probelor.
Pentru stabilirea intervalului optim dintre probe, precum şi pentru determinarea
masei optime a probei iniţiale, se pot aplica aceleaşi metode menţionate în cazul
optimizării reţelelor de explorare. Un aspect important ce priveşte repartiţia
caracteristicilor urmărite în cadrul corpului geologic îl constituie caracterul contactului
dintre zona în interiorul căreia se poate considera că o aceasta este uniform distribuită şi
restul masivului. Astfel, contactul poate fi clar (net) sau difuz, când trecerea se face
treptat. În cel de al doilea caz, masa iniţială a probelor marginale se determină
experimental.
STABILIREA VALORILOR DE CALCUL ALE PROPRIETĂŢILOR FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR
Într-un punct de recoltare a probelor sau în care se efectuează o determinare,
pentru toate caracteristicile geotehnice, cu excepţia rezistenţei la forfecare, valorile
normate de calcul An se obţin ca medii aritmetice ale valorilor caracteristice ale valorilor
corespunzătoare ale caracteristicii luată în consideraţie:
An
Ani
i
n
==∑1
1
în care Ai este valoarea individuală a caracteristicii geotehnice, iar n numărul de
determinări.
87
Pentru caracteristicile de forfecare, valorile normate se determină cu metoda celor
mai mici pătrate. În cazul rezistenţei la forfecare determinată printr-o metodă care oferă
perechi de valori ϕ şi c, dreapta lui Coulomb rezultată din folosirea valorilor normate ϕn
şi cn, se obţine din ecuaţia:
τ σ ϕ= +tg cn n
în care:
tgn
nn i i i i
i i
ϕσ τ σ τ
σ σ=
−
−∑∑∑
∑∑ 2 2( )
şi
cn
n i i i i
i i
=−
−∑ i∑∑∑
∑∑σ τ σ σ τ
σ σ
2
2 2( )
În relaţiile de mai sus, σi şi τi sunt coordonatele unui punct i într-un sistem de
axe σ - τ care definesc rezistenţa la forfecare a unei probe încercate.
Pentru obţinerea prin metoda celor mai mici pătrate a valorilor normate ale
caracteristicilor de tăiere, atât pentru forfecările directe efectuate în casete cât şi pentru
cele efectuate în eforturi triaxiale, numărul valorilor n trebuie să fie de cel puţin 6.
Valorile geotehnice de calcul A se obţin din valorile normate An care se înmulţesc
cu un coeficient de siguranţă ko conform relaţiei:
A = koAn
în care:
k0
11
=±ρ ,
ρ fiind indicele de precizie a determinării valorilor medii, semnul acestuia
luându-se în aşa fel încât coeficientul ko rezultat să conducă la o creştere a siguranţei
valorii de calcul obţinută.
88
Tabelul 7.1 Relaţii de calcul al probabilităţilor de interceptare pentru diferite configuraţii
(D. Zorilescu, 1986)
89
Calculul indicelui de precizie se face cu relaţiile:
ρ α=S
A n , pentru ϕ şi c,
ρ α=SnAn , pentru greutatea volumetrică γ,
ρ = 0 pentru restul caracteristicilor geotehnice (Marchidanu, 1987).
Problema cea mai delicată, însă, la alegerea valorilor caracteristicilor geotehnice
constă în stabilirea valorilor reprezentative pentru o anumită suprafaţă.
VIII. INIŢIEREA PROCESELOR DE RAVENARE CAUZELE INIŢIERII RAVENĂRII
În ce priveşte cauzele iniţierii proceselor de ravenare, fiecare autor care a cercetat
ravenele a considerat necesar să îşi precizeze poziţia. Urmărind cronologic aceste opinii,
constatăm că ele privesc fie iniţierea întregului mecanism de ravenare, fie iniţierea unui
anumit proces considerat dominant.
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
(tabelul 8.1). Autorii consideră că soluţia problemei începutului proceselor de ravenaţie
poate fi găsită prin identificarea zonelor de prag geomorfic.
În acest demers se poate proceda la inventarierea gradienţilor de pantă ca în
figura 23, şi la studierea atentă a depozitelor aluviale de pe fundul văii (Figurile 8.1 şi
8.2).
Heede (1976), în Alcali Creek confirmă această observaţie şi anume că ravenele
discontinue apar acolo unde are loc o ruptură de pantă.
Investigaţiile lui Patton & Schumm (1975) efectuate asupra marnelor-roci mamă
de petrol din vest Colorado au arătat că rupturile de pantă se datorau afluenţilor care
creau mari conuri aluviale pe fundul văilor. Cum nu au avut la dispoziţie înregistrări
privind debitele lichide, autorii au corelat pantele cu suprafeţele (ariile) bazinelor
drenate. S-a observat că pentru suprafeţe mai mari de 10 km2 există o relaţie deosebit de
semnificativă între gradientul de pantă, suprafaţa drenată şi ravenare. Ravenele
discontinue apăreau numai dincolo de o anumită valoare critică a pantei corespunzătoare
90
Tabelul nr. 8.1 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.
unei anumite suprafeţe drenate. Autorii considerau că astfel de rezultate pot fi
aplicate numai în regiuni în care clima, vegetaţia şi geologia pot fi considerate constante.
Astfel administratorul terenului are o unealtă valoroasă care îi spune unde se pot forma
ravenele discontinue.
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 =
91
Nivelul fundului vechi, aluvial,
Fundul ravenei
0.02
7 0.03
6 0.02
3 0.02
2 0.00
9 0.02
3 0.01
4 0.01
8 0.01
8
0.01
4
0.01
7
0.01
2
0.01
2 0.01
7
0.00
7
0.00
6
0.01
1
Fundul ravenei
20'
0 0 400'
Fig. 8.1 Profilul ravenelor discontinue din Manning Draw, Niobrara County, Wyoming. Cifrele sunt gradienţii fiecărei secţiuni a profilului
5'
0 200'
Aluviuni recente (con de dejecţie)
neravenat
(după S. A. Schumm şi R. F. Hadley, 1957)
(după S. A. Schumm şi R. F. Hadley, 1957)
Fig. 8.2 Aluvionearea pe tronsonul inferior al unei ravene discontinueTraphagen Draw, Niobrara County, Wyoming
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.
92
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.
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.
Piest et al. (1975) subliniază faptul că parametrul concentraţie de sedimente este
în mod obişnuit un mai bun indicator de eroziune decât debitul de sedimente. Se dau
două motive: (1) debitul de sedimente este produsul dintre debitul lichid şi concentraţia
de sedimente care introduce o valoare statistică tampon în orice relaţie de corelaţie cu
scurgerea; (2) scurgerea nu este o variabilă de bază şi ar masca alte variabile de vreme
ce se corelează bine cu factorii ce condiţionează eroziunea în bazinul hidrografic.
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. Pe pârâul Alcali, în vestul statului Colorado, unde solurile au până la 60 % argilă
procesele de cedare a malurilor ravenelor au loc în principal în timpul evenimentelor
pluviale suficient de puternice pentru a umezi şi deci a scădea coeziunea depozitelor de
mal, dar insuficiente pentru a produce scurgeri.
Mai mulţi autori (Leopold et al., 1964, Hamilton, 1970) explică iniţierea unor
ravene prin cedarea canalelor subterane ("piping") şi că acest proces este un important
element în înaintarea pragurilor spre amonte.
O sarcină importantă a geomorfologului este aceea de a localiza încă din stadiul
incipient componentele instabile ale peisajului.
93
MODELE DE PREDICŢIE A LOCULUI DE APARIŢIE A RAVENELOR
Ravenele efemere se formează acolo unde există scurgeri de suprafaţă
concentrate suficient de puternice ca mărime şi durată pentru a susţine eroziunea şi
curgerea canalizată (Thorne et al., 1986).
Chiar dacă precipitaţiile nu sunt suficient de puternice pentru a produce scurgeri,
eventual şi concentrate, ravene efemere pot totuşi să apară în adâncituri ("swales")
(Dunne & Black, 1970) pentru că nivelul de saturaţie este mai mare acolo datorită
faptului că apa infiltrată undeva mai sus găseşte aceste adâncituri ca fiind cele mai la
îndemână să iasă la suprafaţă.
În termeni generali se consideră că pe măsură ce intensitatea curgerii creşte
probabilitatea de detaşare şi antrenare a particulelor de la suprafaţă sau a agregatelor este
mai mare. Se utilizează mai multe noţiuni când se încearcă să se facă predicţii asupra
cantităţii de material erodat. Două sunt mai des utilizate: viteza şi efortul de forfecare la
interfaţa lichid-solid.
Cel mai general şi într-un fel cel mai de succes parametru al intensităţii curgerii
este puterea curentului (Yang, 1977). Aceasta este definită de:
gQSρω =
94
unde ω este puterea curentului, ρ = densitatea, g = acceleraţia gravitaţională, Q =
debitul volumetric, S = panta (gradientul) energiei. Din ecuaţia de mai sus se vede că
densitatea apei şi acceleraţia gravitaţiei fiind constante, puterea curentului depinde de
produsul debit-pantă.
Prima etapă în vederea predicţiei locului de apariţie a canalelor incizate include
analiza topografiei terenului. Această analiză se poate face cu ajutorul calculatorului
utilizând programul întocmit de Zevenbergen şi Thorne (1987) care de altfel a fost
inclus ca o subrutină în pachetul de programe GIS IDRISI.
Se stabileşte o reţea de puncte care să acopere întreaga zonă în cauză. Cota
fiecărui punct este înregistrată într-un calculator. Panta, aspectul, curbura (concavitatea)
şi aria bazinului de drenaj amonte de fiecare punct se calculează cu un program realizat
de Zevenbergen şi Thorne care reprezintă o dezvoltare a programului lui Evans (1980).
Pentru analiza topografică a terenului, Evans a ales o suprafaţă pătratică definită
de ecuaţia:
Z = Ax2 + By2 + Cxy + Dx + Ey + F (1)
Cei patru indici topografici ai lui Evans au fost panta, aspectul, curbura profilului
şi curbura planului (perpendicular pe precedentul) şi erau calculaţi în jurul punctului
central al submatricei 3x3.
Pentru a descrie mai precis topografia terenului Zevenbergen şi Thorne au descris
suprafaţa prin ecuaţia mai generală şi mai "flexibilă":
Z = Ax2y2 + Bx2y + Cxy2 + Dx2 + Ey2+ Fxy + Gx + Hy + I (2)
Cei 9 parametri pot fi determinaţi cu ajutorul celor 9 cote (elevaţii) Z1…Z9
numerotate sistematic ca în figura alăturată şi anume:
A = [(Z1 + Z3 + Z7 + Z9)/4 -(Z2 + Z4 + Z6 + Z8)/2 + Z5]/L4 (3)
B = [(Z1 + Z3 - Z7 - Z9)/4 - (Z2 - Z8 )/2 ]/L3 (4)
C = [(- Z1 + Z3 - Z7 + Z9)/4 + ( Z4 - Z6 )/2]/L3 (5)
D = [(Z4 + Z6)/2 - Z5]/L2 (6)
E = [(Z2 + Z8 )/2 - Z5]/L2 (7)
F = (- Z1 + Z3 + Z7 - Z9)/4L2 (8)
G = (- Z4 + Z6)/2L (9)
H = (Z2 - Z8)/2L (10)
I = Z5 (11)
95
Z5 este punctul central (x = y = 0). L este distanţa dintre punctele matricei şi
trebuie să fie exprimate în aceleaşi unităţi de măsură ca şi Z.
Indicii topografic se determină prin diferenţierea ecuaţiei modificate şi prin
rezolvarea ecuaţiilor rezultate pentru punctul central Z5 (x = y = 0). Panta este derivata a
întâia şi este calculată în direcţia aşa numitului "aspect" (= direcţia pantei maxime θ).
θθ sincos HGSZSLOPE +=∂∂= (12)
De vreme ce la origine,
cosθ =-G/(G2 + H2)1/2 şi
sinθ = -H/(G2 + H2)1/2,
SLOPE = - (G2 + H2)1/2 (13)
Semnul minus indică că direcţia θ este în josul pantei şi prin convenţie este
ignorat. Direcţia pantei maxime (θ) sau "aspectul" se găseşte prin diferenţierea ecuaţiei
12 pentru a-i găsi minimul.
0cossin/ =+−=∂∂ θθθ HGSLOPE (14)
sau
θ = arctan (- H / -G) (15)
Semnul numărătorului şi al numitorului din ecuaţia 15 arată în ce cadran se află
θ. Curbura în orice direcţie φ este derivata a doua a lui Z în funcţie de S.
( )φφφφ sincossincos2/ 2222 FEDSZCurbura ++=∂∂= (16)
96
Cele două direcţii în care interesează curbura sunt în direcţia pantei (φ = 0), dând
curbura profilului şi transversal pe pantă (φ = θ + π/2) dând aşa numita curbură a
platformei (PLANC).
( )θθ sincossincos2 22 FEDPROFC ++−= (17)
( )θθ cossincossin2 22 FEDPLANC −+= (18)
Se subliniază faptul că ecuaţiile 16, 17 şi 18 nu dau curbura adevărată dar sunt de
fapt derivate direcţionale. Definiţia matematică a curburii (în radiani / unităţi de lungime)
este o funcţie atât de derivata a doua cât şi de derivata întâia (panta exprimată în termeni
adimensionali) şi este dată de: ( ) ( ) 23222 /1// SZSZK ∂∂+∂∂= (19)
Determinarea lui UPAREA (aria bazinului de drenaj amonte) pentru fiecare punct
se bazează pe presupunerea că fiecare punct reprezintă un pătrat de reţea de arie L2 şi se
leagă această arie, plus aria din amonte, de un punct vecin. Un punct primeşte "arie" de
la oricare dintre cele opt puncte vecine ale sale care au pante înclinate spre acest punct
central. Dacă nici un vecin nu are panta înclinată spre punctul central atunci aria amonte
a punctului central este zero. UPDIST se determină în acelaşi timp cu UPAREA. Un
punct, totuşi, poate să primească "distanţă de drenaj" de la unul din cei opt vecini, şi
anume de la cel cu cea mai mare "distanţă de drenaj", plus distanţa de la punctul
contribuabil la punctul central.
Calculatorul identifică locaţiile propice apariţiei ravenelor efemere utilizând un
indice topografic compus (CTI), pentru fiecare punct al reţelei, definit ca:
CTI = A ⋅ S ⋅ PLANC
Unde CTI = indice topografic compus, A = aria bazinului de drenaj amonte, S =
panta locală, şi PLANC = curbura. PLANC este o măsură a convergenţei terenului, ce are
valori negative pentru pinteni (ridicături) şi pozitive pentru adâncituri ("swales"). Ea
reprezintă gradul de convergenţă al suprafeţei care conduce la concentrarea scurgerii.
Aria bazinului de drenaj amonte este utilizată ca un înlocuitor al debitului scurgerilor,
acestea două fiind de obicei foarte puternic corelate pozitiv. Indicele topografic compus
reprezintă deci parametrii majori care controlează modelul şi intensitatea scurgerilor
concentrate de pe teren. Totuşi, locaţiile cele mai propice apariţiei ravenelor efemere ca
urmare a acestor scurgeri depinde tot de susceptibilitatea solului la eroziune.
Susceptibilitatea la eroziune este dificil de definit pentru că depinde de mulţi factori
97
inclusiv zona geografică, tipul de sol, conţinutul de materie organică, sistemul de lucrare
a solului, tipul de cultură şi stadiul de dezvoltare, sistemul de măsuri antierozionale. În
lipsa unei metode teoretice de predicţie a susceptibilităţii la ravenare efemeră s-a adoptat
metoda pragmatică conform căreia fiecărei zone, caracterizată de anumite intensităţi ale
factorilor mai sus menţionaţi, îi corespunde o anumită valoare a indicelui topografic
compus (CTI) de la care se produce ravenarea. Acest CTIcritic reprezintă o anumită
intensitate a curgerii concentrate necesară pentru iniţierea ravenării. În final indicele
topografic compus critic se determină în colaborare cu fermierul prin identificarea unui
punct din grila stabilită iniţial, apropiat de vârful ravenei, în fiecare adâncitură, în fiecare
an.
Odată prezisă localizarea zonelor propice ravenării efemere (zonele cu CTI >
CTIcritic) următorul pas în calculul eroziunii este să se prezică mărimea ravenelor.
Metoda este empirică: se exclud valorile CTI mai mici decât valoarea critică şi se reţin
numai celelalte. Pentru anumite zone din Mississippi, Dr. Lawson Smith a stabilit
următoarea relaţie:
( )5
41
CTIAREAX =−
unde X-AREA = aria secţiunii transversale a ravenei efemere după un an de
dezvoltare, iar CTI = indicele topografic compus al zonei în cauză, cu CTI > CTIcritic.
Eroziunea prezisă prin această metodă aproximează valorile observate în teren.
De notat că metoda nu numai că identifică corect localizarea vârfurilor ravenelor, dar
preezice cu succes faptul că unele ravene sunt discontinue datorită aplatizării
gradientului şi divergenţei curgerii în anumite puncte în lungul traseelor lor.
Dezvoltzarea actuală a unui sistem de ravene este imprevizibilă (impredictibilă)
pentru că depinde de condiţiile meteorologice care sunt nedeterminate (Thorne et al.,
1980).
Cuantificarea puterii erozive a scurgerii de suprafaţă este posibilă prin utilizarea
unor măsuri diferite ale intensităţii scurgerii cum ar fi efortul de forfecare (τ = ρgRS),
viteza de forfecare (critică de antrenare) (u* = (gRS)0,5) sau puterea curentului (ε =
ρgqS) în care ρ este densitatea apei, g aceeleraţia gravitaţiei, R raza hidraulică, S este
sinusul unghiului de pantă şi q debitul unitar al scurgerii.
98
Ecuaţiile de bază utilizate de modelele CREAMS, EGEM şi WEPP (Foster,
1986) sunt:
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−⋅=
cc T
GDD 1
unde D = rata de detaşare în lungul pereţilor canalului (masă/arie*timp)
Dc = rata maximă de detaşare sau capacitatea de detaşare a curgerii
(masă/arie*timp)
G = încărcătura de sedimente a scurgerii (masă/timp)
Tc = capacitatea de transport a scurgerii, calculată cu relaţia lui Yalin
(masă/timp).
( )ccc KD ττ −⋅=
unde Kc = factorul erodabilităţii canalului (masă/arie*timp)
τ = efortul de forfecare mediu al curentului de apă (forţă/arie)
τc = efortul de forfecare critic al solului (forţă/arie)
Rauws şi Govers (1988) consideră că apariţia ravenelor poate fi provocată de
către scurgerile concentrate, chiar şi la precipitaţii mai slabe de 10 mm/h dacă bazinul
hidrografic este suficient de mare şi efortul de forfecare al curgerii depăşeşte o valoare
critică suportată de către orizontul superficial al solului. Ultima este pozitiv corelată cu
rezistenţa la forfecare a solului (Fig. 8.3).
Metoda predicţiei locului de apariţie a ravenelor (canalelor incizate) cu ajutorul
analizei topografice a terenului, din care se obţin ariile drenate în fiecare punct şi
gradienţii de pantă, prin care se înlocuiesc debitele lichide şi intensitatea acestora este
larg utilizată şi în prezent, şi chiar în condiţiile utilizării celor mai moderne metode de
calcul (GIS). Cercetătorii belgieni Vandaele, Poesen, Vandekerckhove (1996, 1998) au
făcut o sinteză a lucrărilor publicate pe această temă comparând şi rezultatele obţinute în
diferite zone ale globului.
Seturi de date din diferite regiuni ale globului referitoare la relaţia gradientul
critic al pantei (Scr) şi aria bazinului de drenaj amonte (A) necesare pentru incizie au fost
reprezentate într-un sistem de axe logaritmice (atât abscisa cât şi ordonata). Rezultatele
sunt reprezentate în figura (Fig. 8.4). Pentru datele lui Montgomery şi Dietrich (1994)
sunt reprezentate numai punctele cele mai de jos.
99
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
TORRI et al. (1987)
RAUWS & GOVERS (1988)
Rezistenţa la forfecare a solului c (kPa)
Vite
za c
ritică
de a
ntre
nare
u (c
m/s
ec)
Fig. 8.3 Viteza critică de antrenare a solului (u) pentru iniţiereaşiroirilor şi a ravenării ca o funcţie de rezistenţa la forfecare
a solului, măsurată în timpul producerii scurgerilor (stare umedă)(Rauws & Govers, 1988)
După metoda lui Patton şi Schumm (1975) s-au trasat linii drepte prin zona
punctelor celor mai joase corespunzătoare zonelor incizate. Această linie trasată prin
dreptul punctelor celor mai de jos ale fiecărui nor reprezintă o aproximaţie a relaţiei
pantă critică - arie necesară pentru incizie. În consecinţă înseamnă că sub această linie
nu mai are loc incizia. Fiecare astfel de linie poate fi reprezentată şi ca o funcţie de
putere între panta critică şi arie:
bcr AaS −⋅=
unde Scr gradientul critic de pantă (m/m), A = aria bazinului de drenaj (ha), a =
coeficient, iar b un exponent. În mod surprinzător, pentru cele mai multe relaţii
exponentul -b este mai mult sau mai puţin constant şi egal cu -0,40. Numai puţine date
au valori uşor diferite pentru exponentul -b încadrându-se între -0,26 şi -0,6 şi anume
pentru datele din Colorado ale lui Patton şi Schumm (1975) şi pentru cele din Sierra
Nevada ale lui Montgomery şi Dietrich (1988).
100
Coeficienţii din realaţia lui Scr corespunzători diferitelor seturi de date
Autorii a - b Vandaele et al., 1995 Centrul Belgiei 0,025 -0,40
-0,35 Govers, 1991 0,0035 -0,40
Poesen et al., 1995 0,08 -0,40 -0,30
Boardman, 1992 0,09 -0,25 IGN, 1983 0,06 -0,40 Vandaele et al., 1995, Portugalia 0,02 -0,35 Montgomery şi Dietrich (1988), Oregon 0,25 -0,40
Montgomery şi Dietrich (1988), California 0,27 -0,40
Montgomery şi Dietrich (1988), Sierra Nevada 0,35 -0,60
Patton şi Schumm (1975) 0,16 -0,26
În ciuda diferenţelor între zonele studiate în termeni de morfologie, climă, modul
de folosinţă a terenului şi sistemele erozionale (rigole, ravene discontinue, etc.),
exponentul -b al relaţiei este aproape identic. Influenţa metodelor folosite şi a diferitelor
caracteristici ale seturilor de date asupra relaţiei pantă critică - arie se crede că este
reflectată în valoarea constantei a. De aceea constanta a prezintă importante variaţii şi
acoperă mai multe ordine de magnitudine. Pentru zonele în care gradienţii de pantă,
ariile de drenaj şi procesele erozionale pot fi considerate mai mult sau mai puţin
apropiate, aria critică necesară iniţierii inciziei a fost cea mai mare pentru South Downs
(a = 0,09) iar cea mai mică pentru centrul Belgiei (a = 0,025). În ce priveşte diferitele
procese erozionale, se constată că cele mai mici valori pentru a corespund la eroziunea
prin şiroire (rigole) (a = 0,0035), iar cele mai mari pentru iniţierea ravenării efemere prin
mici alunecări de teren. Aceasta indică faptul că aria de drenaj deasupra unui prag,
pentru o pantă dată, este sistematic mai mare pentru ravenele efemere decât pentru
rigole. Chiar în cadrul aceleiaşi regiuni (de exemplu centrul Belgiei) aria necesară
iniţierii ravenării efemere, pentru o pantă dată, prezintă importante variaţii (de la 0,025
la 0,08). Relaţia inversă între Scr şi A se consideră a reprezenta o condiţie critică de prag
pentru iniţierea inciziei. Reprezentată în scară logaritmică ea apare ca o linie dreaptă.
Pentru punctele situate sub această linie eroziunea prin ravene nu apare. Totuşi, aşa cum
101
au arătat Patton şi Schumm (1975) această relaţie nu implică în mod necesar faptul că
ravenarea are loc.
a
a
a
a a a
Anglia
ia
ia
ţa
ţa
Pant
a cr
itică
(m/m
)
Aria bazinului de drenaj amonte (ha)
(rigole)
(fotografii)
(fotografii) (rigole)
Anglia
regiunea
(teren)
Fig. 8.4 Gradientul critic de pantă faţă de aria bazinului de drenaj amonte pentru seturi de date diferiteşi liniile drepte trasate prin punctele cele mai de jos corespunzătoare gradientului şi ariei. California(Montgomery şi Dietrich, 1988), Oregon (Montgomery şi Dietrich, 1988), Sierra Nevada (Montgomeryşi Dietrich, 1988), centrul Belgiei rigole (Govers, 1991), Colorado (Patton şi Schumm, 1975), centrul
Belgiei câmp (Poesen et al., 1995), centrul Belgiei fotografii (Vandaele et al., 1995), South Downs(Boardman, 1992), nordul Franţei (I.G.N., 1983), sudul Portugaliei (Vandaele et al., 1995)
(după Vandaele et al., 1996) Begin şi Schumm (1979) au încercat să lege relaţia pantă critică-arie de un
parametru care să aibă o semnificaţie fizică. Ei au ales efortul de forfecare mediu
exercitat de către curentul de apă asupra fundului văii. Utilizând relaţii empirice între
raza hidraulică a curgerii (R) şi debit (Q), şi relaţii similare între debit şi aria de drenaj
(Leopold et al., 1964; Dunne şi Leopold, 1978) ei au substituit raza hidraulică a curgerii
(R) în formula originală a efortului de forfecare. Ca urmare, s-a obţinut o relaţie între un
indicator al efortului critic de forfecare, aria de drenaj şi panta văii:
( ) SAc rfcr γ=Γ
unde Γcr este indicatorul al efortului critic de forfecare, A este aria de drenaj (ha),
S gradientul pantei văii (m/m), rf este un exponent, c este o constată şi γ este greutatea
volumetrică a apei. Potrivit acestei ecuaţii, linia ce desemnează valorile egale ale
indicatorului efortului crtic de forfecare reprezentată pe hârtie log-log este o dreaptă.
Dacă se pune Panta S în ordonată şi A în abscisă atunci panta acestei drepte este -rf.
102
Bazat pe unele consideraţii teoretice, Begin şi Schumm, (1979) au găsit că -rf trebuie să
varieze între -0,4 şi -0,2.
Solurile lutoase par să fie foarte sensibile la eroziune, în special după lungi
perioade de secetă.
Datorită conjugării efectului ploilor de mare intensitate cu marea erodabilitate a
orizontului superior, ratele de eroziune sunt mai mari în primăvară şi toamnă (Vandaele
şi Poesen, 1995).
O NOUĂ TEORIE PRIVIND INIŢIEREA RAVENELOR "DE DISCONTINUITATE"
Robinson şi Hanson distingeau în 1999 două categorii de ravene dintre care una a
aşa numitelor ravene "de discontinuitate". Prin aceste ravene de discontinuitate autorii
înţelegeau ravene formate în zonele modificărilor bruşte de pantă, aproximativ ideea
Patton şi Schumm, deci la trecerea peste unele praguri morfologice (biefuri). Această
situaţie nu are nimic de a face cu ravenele "de mal" semnalate de mai multe ori de
Poesen et al. Autorii nu fac alte precizări privind geneza acestui tip de ravene.
Mai semnalăm faptul că Smith şi Bretherton (1972) argumentează ideea că
incizarea canalelor are loc la trecerea de la versanţi, convecşi la cei concavi, însă autorii
înţeleg această trecere în plan orizontal (de la pinteni la văi) (Fig. 8.5).
Fig. 8.5 Hartă topografică schematică
(Smith şi Bretherton, 1972)
O succesiune de ravene (ravene discontinue) dezvoltate pe versantul nord-estic al
dealului Văcăşana, din bazinul Pereschiv, (Fig. 8.6) ne-a sugerat ideea că unele ravene
pot lua naştere printr-un alt mecanism decât cele semnalate până în prezent, mai ales
103
când este vorba de canale incizate în depozite argiloase, greu erodabile prin curenţi
concentraţi care curg pe pante mici.
Fig. 8.6 Succesiune de ravene "de discontinuitate", în Dealul Văcăşana, B.H. Pereschiv, 1997
Din imagine rezultă că cele trei ravene subliniate au fost incizate iniţial la o
anumită distanţă în aval faţă de maximul unei proeminenţe morfologice (un prag, un
mamelon, o convexitate), după ce apa a trecut peste proeminenţa respectivă în sensul
contrapantei, deşi avea posibilitatea să urmeze unele zone concave prin diversiune.
Fig. 8.7 Schema de calcul a bătăii lamei
104
Încercând să găsim exprimarea în termeni hidraulici a acestei situaţii, am găsit-o
pe aceasta ca fiind similară cu aruncarea unei lame de apă în câmp gravitaţional
(trambulină), fenomen ce este utilizat ca soluţie de disipare controlată a energiei în
construcţiile hidrotehnice, la unele baraje în formă de arc (Prişcu R., 1983). Dispozitivul
ales pentru explicarea situaţiei date se numeşte în termeni de specialitate trambulină
aruncătoare ("saut de sky").
Fig. 8.8 Determinarea bătăii lamei deversante:
a - coordonate relative; b - coeficientul de rezistenţă globală
Trambulina aruncătoare constă dintr-o placă deversantă cu pantă mare, terminată
la partea inferioară cu o consolă curbă, plasată la o cotă superioară faţă de bieful aval.
Apa deversată capătă o accelerare suplimentară pe curbă şi este proiectată la o distanţă
mare în aval. La soluţiile moderne traseul în plan al trambulinei are forme foarte variate
urmărind reglarea lungimii de bătaie a lamei şi localizarea zonei de impact. Există
variante cu îngustarea lăţimii curentului, pentru mărirea lungimii de bătaie, cu evazarea
trambulinei, pentru a asigura împrăştierea lamei, cu trambuline înclinate, pentru a
imprima o mişcare de torsiune sau a orienta curentul, evitând impactul în anumite zone.
La dimensionare se determină zona de bătaie a lamei şi eventual adâncime
apâlniei de eroziune. Bătaia lamei se poate determina printr-un calcul simplu, pornind de
la ecuaţiile de aruncare înclinată, în câmpul gravitaţional, al unei particule de apă.
Vladimirescu I. (1971) a propus o metodă de calcul mai exactă, introducând în ecuaţiile
105
de echilibru ale particulei o forţă de rezistenţă globală, în care dominantă apare
rezistenţa aerului. În conformitate cu notaţiile dinfigură forţele care acţionează asupra
unei particule deversate sunt:
- greutatea proprie G = mg;
- forţa tangenţială dtdvmT = ;
- forţa centrifugă ρ
2mvC = ;
- forţa de rezistenţă globală n
GvvGWu
12
=⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛=
În aceste ecuaţii, ρ reprezintă raza de curbură în punctul considerat, iar vu viteza
particulei în momentul W = G. Scriind ecuaţia de echilibru dinamic
se obţine ecuaţia diferenţială: 0____
=+++ CGTW
θθ
θ cos11
ntg
vddv
+= (1)
ale cărei condiţii la limită sunt:
θ = θ0, v = v0;
2πθ =− , v = vu. (2)
Prin integrare se obţine soluţia exprimată în mărimi adimensionale:
⎩⎨⎧
−=⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛nv
v 1cos
1cos0
22
2
0 θθ
⎪⎪⎭
⎪⎪⎬
⎫
⎥⎥⎥⎥
⎦
⎤
⎢⎢⎢⎢
⎣
⎡
⎟⎠
⎞⎜⎝
⎛ +
⎟⎠⎞
⎜⎝⎛ +
+−
245
245
lncossin
cossin
002
02 θ
θ
θθ
θθ
tg
tg (3)
Coordonatele trambulinei pot fi exprimate parametric prin:
dtvdx θcos=
dtvdy θsin= (4)
106
θθ
cosgddt −=
care sub formă integrată conduc la:
1
202
0
1 Ig
vdv
gx −=−= ∫
θ
θ
θ
2
202
0
1 Ig
vdtgv
gy −=−= ∫
θ
θ
θθ (5)
Cu relaţiile (3) şi (5) parametrii mişcării sunt bine definiţi. Pentru uşurinţa
calculului se poate utiliza nomograma din (Fig. 8.8) care indică variaţia coordonatelor
traiectoriei.
Fig. 8.9 Variaţia coeficientului de viteză în secţiunea contractată
Valoarea rezistenţei globale exprimată prin n se determină prin corelarea datelor
furnizate de măsurători şi experienţe cu rezultatele obţinute prin calcul. Legătura dintre
n şi viteza de aruncare v0 este prezentată în (Fig. 8.8 b).
În cazul trambulinelor este importantă evaluarea energiei disipate pe traseul de
descărcare, care afectează lungimea de bătaie. Este important ca energia disipată să fie
minimă şi ca urmare suprafeţele de curgere să fie realizate cât mai netede.
Disiparea energiei cu ajutorul unui astfel de dispozitiv ridică încă două probleme
specifice: disiparea energiei pe traseul de evacuare şi aerarea lamei deversante.
107
Evaluarea energiei disipate pe paramentul deversant se poate face indirect cu
ajutorul diagramei din figura 8.9. În funcţie de grosimea lamei deversante şi de căderea
totală H0 se indică mărimea coeficientului de viteză ϕ, cu care se poate calcula viteza în
secţiunea contractată.
Înălţimea lamei aerate (ha) se poate obţine cu ajutorul diagramei din figura 8.10
admiţând cunoscute viteza şi debitul specific.
Fig. 8.10 Înălţimea lamei aerate în funcţie de viteză
În final, aflăm că prognoza afuierilor sau dizlocărilor din albie în zona de impact,
care ar fi foarte utilă, deoarece, după cum s-a constatat la multe lucrări, odată amorsate
asemenea dizlocări se pot extinde foarte mult, nu are soluţii până în prezent. Pentru
lucrări importante sunt indicate studii de laborator.
În concluzie, reîntorcâdu-ne la ravenele de discontinuitate, putem spune că
deocamdată se pot face predicţii asupra traiectoriei urmate de lama de apă, care la
anumite debite se poate desprinde de sol şi provoca dizlocări în zona de impact, nu însă
şi asupra eroziunii prin jet.
108
IX. STUDIUL EXPERIMENTAL AL PROPRIETĂŢILOR FIZICE ALE ROCILOR
MOI CE AU INFLUENŢĂ ASUPRA MORFOLOGIEI ŞI DINAMICII RAVENELOR
Rezistenţa masivelor de rocă în faţa agenţilor denudaţionali are două laturi:
rezistenţa activă sau proprietăţile rocii care se opun efectelor agenţilor şi rezistenţa
pasivă sau proprietăţile rocii care reduc efectele agenţilor. Toţi ceilalţi factori cum ar fi
proprietăţile chimice fiind consideraţi egali, rezistenţa activă poate fi reprezentată printr-
o combinaţie a: (1) tăria sau rezistenţa mecanică şi (2) discontinuităţile masivului de rocă,
în timp ce rezistenţa pasivă este reprezentată de (3) permeabilitatea. Aceste trei
proprietăţi ale fiecărei formaţiuni variază mult în funcţie de (4) gradul de alterare.
Studierea proprietăţilor diferitelor componente ale scoarţei terestre se face în
funcţie de domeniul de activitate al cercetătorului respectiv, de scopul şi intenţiile
acestuia.
Proprietăţile de rezistenţă ale substratului se pot canaliza sau grupa (pentru a nu
utiliza termenul de clasificare sau separare) după două direcţii în funcţie de procesele
şi/sau agenţii care tind să îi modifice forma sau structura, respectiv procese erozionale şi
procese gravitaţionale:
Erodabilitatea şi rezistenţa la încercări mecanice care provoacă corpului sau
masivului eforturi şi deformaţii (compresiune, întindere, forfecare, şocuri, vibraţii, etc.).
Prima categorie include proprietăţile studiate mai mult în cazul eroziunii de suprafaţă
pentru a fi utilizate în estimarea eroziunii cu ajutorul Ecuaţiei Universale a Eroziunii
Solului (USLE) - Wischmeier - Smith (1978) prin factorul “K”. Cea de a doua categorie
cuprinde proprietăţi mai mult studiate în domeniul alunecărilor de teren şi mai puţin în
cel al ravenelor.
Modelul Wischmeier - Smith este utilizat şi în prezent, în multe ţări, pentru esti-
marea eroziunii de suprafaţă, dar mai mulţi cercetători (R. Shreve, M. Kirkby, C. Thorne)
au ajuns la concluzia că utilizarea acestei ecuaţii în cazul eroziunii de adâncime conduce
la subestimarea cu circa 50 % a volumului de rocă erodat, cel puţin datorită
imperfecţiunilor în determinarea factorului “K” pentru rocile subjacente orizonturilor de
sol.
O situaţie oarecum similară am observat şi noi, în încercarea de a testa un model
ce leagă rezistenţa la penetrare statică a rocilor de umiditatea, de greutatea volumetrică şi
de compoziţia granulometrică. Astfel, modelul care funcţionează foarte bine în cazul
109
orizonturilor superficiale de sol exploatate agricol, este inaplicabil în cazul ravenelor
adânci chiar şi la roci necoezive (neconsolidate).
DATE DIN GEOLOGIE
Practic, geologia prin subramurile ei, acoperă cea mai mare parte a aspectelor des-
criptive 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) 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
110
calcare, eroziunea în adâncime prezintă forme specifice foarte variate, denumite forme
carstice. Calcarele fiind roci relativ dure, se apropie în această privinţă de rocile
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 115 - 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. Acestor forme de eroziune de mal li se adaugă cele
descrise de I. Ioniţă (1997) pe malurile ravenelor adânci, studiate, care dau malurilor
aspecte de contraforţi, alveole, etc.
111
DATE DIN MINERALOGIE
Din perspectiva mineralogiei se constată că, unele proprietăţi ale rocilor sedi-
mentare variază pe fondul unei aparente monotonii, indiferent de localizarea geografică.
De exemplu, greutatea specifică a mineralelor variază în limite restrânse în jurul unei
medii de 2,7 coborând la 2,5 pentru unii feldspaţi, pentru a atinge în mod excepţional 3,5
pentru olivină şi 5,2 pentru unele minerale feroase. De asemenea, densitatea aparentă a
pământurilor (inclusiv solurile) variază, în mod obişnuit, în intervalul 1,25 - 1,9 g/cm3.
Această constanţă se explică prin faptul că SiO2 şi Al2O3 constituie ei singuri
74,2% din oxizi iar O şi Si 75% din elementele simple; elementele dominante Si şi Al,
vecine în clasificarea lui Mendeleev şi având greutăţi atomice apropiate (28,06 şi 26,97)
nu este de mirare că greutatea specifică a particulelor solide variază puţin.
Tehnica analizei difractometrice cu raze X permite efectuarea analizelor minera-
logice ale particulelor din domeniul coloidal.
Pentru studiul mecanicii pământurilor sunt interesante cele trei familii mari de
minerale argiloase: caolinitele illitele şi montmorillonitele.
Caolinitul este alcătuit din foiţe neutre sau care în tot cazul sunt neutre într-o mare
măsură. Practic nu este posibilă o înlocuire izomorfă. Suprafaţa specifică este limitată la
20 sau 30 m2/g; structura elementară are o grosime de 7 &A ; raportul SiO2/Al2O3 este
mic. Această argilă este cea mai puţin periculoasă pentru lucrările inginereşti.
La cealaltă extremitate a scării se află un mare număr de pământuri degresante sau
decolorante, care sunt constituite în special din montmorillonit, rocile cele mai tipice din
această categorie fiind bentonitele. Raportul SiO2/Al2O3 este mare. În foiţe există
posibilităţi considerabile de înlocuiri izomorfe, atât în elementul cristalin tetraedric cât şi
în cel octaedric. Datorită legăturilor slabe care există între foiţe, apa şi ionii de
compensare pătrund uşor între foiţe şi provoacă umflări caracteristice. Suprafaţa
specifică este mult mai mare; cu anumiţi cationi (Ca) ea poate depăşi 100 m2/g; foiţa
elementară are o grosime de 14 Å. Aceste argile impun cea mai mare prudenţă.
Între aceste două familii se găsesc rocile micacee, alcătuite dintr-un constituent
foarte răspândit: illitul, denumit de asemenea şi attapulgit, care din multe puncte de
vedere are proprietăţi intermediare.
Unele analize mineralogice cantitative efectuate asupra probelor prelevate din
diferite orizonturi litologice implicate în morfodinamica ravenelor sau a alunecărilor de
112
teren prezintă rezultate uimitor de asemănătoare în termenii grupelor principale de
minerale argiloase (caolinit, illit, montmorillonit). În consecinţă, cercetările privind
proprietăţile fizice ale rocilor supuse eforturilor şi deformaţiilor şi erodabilitatea lor se
efectuează pe amestecuri preparate în laborator sau separate din stare naturală, în diferite
proporţii, ale mineralelor argiloase aparţinând grupelor principale (smectite, candite,
etc.).
Orientarea şi legătura microagregatelor într-o argilă. Unele dintre proprietăţile
cele mai importante ale pământurilor, ce au în componenţa lor o fracţiune oarecare de
argilă, depind de orientarea şi legăturile foiţelor sau microagregatelor formate de
mineralele argiloase.
La modul general, se pot admite două tipuri de orientări: un tip faţă-muchie (fig.
9.1a) şi un tip faţă-faţă (fig. 9.1b).
a b Fig. 9.1 a - structură de tip flocular: contacte feţe-muchii; b - structură de tip
dispers: contacte feţe-feţe (Cacquot şi Kerisel, 1968)
Argilele sedimentare prezintă în general structura faţă-muchie (denumită adesea
floculară), cu o structură mai afânată pentru argilele depuse în apă sărată, cationul Na+
fiind înconjurat de un strat gros de apă.
Orientarea şi legăturile foiţelor sau microagregatelor formate de mineralele
argiloase are o influenţă decisivă asupra parametrilor rezistenţei la forfecare şi în special
asupra coeziunii.
Cacquot şi Kerisel (1968) subliniază următoarele aspecte privitoare la structura
microcristalină a argilelor:
1. Argilele prezintă coeziune; aceasta creşte atunci când scad golurile; ea este într-
o anumită măsură funcţie de orientarea microagregatelor (la montmorillonit, şi de
cationii adsorbiţi);
2. Compresibilitatea montmorillonitelor este mai mare decât cea a caolinitelor
tocmai datorită prezenţei apei între structurile de 10 &A ;
3. Argilele sunt corpuri ereditare, în sensul că păstrează amprenta celor mai
113
puternice compresiuni suferite, dar această memorie este alterată de prezenţa vaporilor
de apă; în cazul compresiunii monoaxiale alcătuirea şi rezistenţa mecanică sunt
anizotropice.
4. Sub eforturi nesferice argilele au proprietăţi care evoluează un timp îndelungat.
DATE DIN OPTICĂ
Cu ajutorul unui microscop sau al unei lupe binoculare se analizează unele detalii
morfologice şi morfometrice ale particulelor de nisip cum ar fi: gradul de rotunjime
(sfericitate) al granulelor şi suprafaţa specifică (suprafaţa particulelor pe unitatea lor de
masă.
Microscopul polarizant este utilizat în mod obişnuit pentru analiza mineralogică a
particulelor din categoriile granulometrice praf - argilă.
Folosirea ultramicroscopului electronic sau a microscopului electronic cu baleiaj
permite să se examineze mai în detaliu particule care compun argilele cele mai fine.
Particulele ce pot fi analizate sunt de ordinul a 0,1 până la 1µ. Detaliile observate pe
suprafaţa granulelor sau foiţelor minerale se cataloghează şi dau indicaţii asupra originii
granulelor, proceselor diagenetice suferite şi naturii transportului (urmele şocurilor şi
frecărilor din timpul transportului sunt specifice).
Utilizarea acestor tehnici în cazul ravenelor permite separarea surselor de material
aluvionar, urmărirea traseelor parcurse în timpul eroziunii, transportului şi sedimentării.
DATE DIN STATISTICA DIMENSIONALĂ - ANALIZA GRANULOMETRICĂ
Dintre trăsăturile petrografice fundamentale, textura unei roci derivă din acele
calităţi ale constituenţilor săi care definesc dimensiunile absolute şi relative ale par-
ticulelor, forma acestora şi caracterul suprafeţei lor. Analiza texturii unui depozit
sedimentar constituie un examen complex, prin care se stabilesc categorii granulometrice,
morfometrice şi morfoscopice.
Studiul granulometric permite stabilirea de categorii dimensionale pentru toate
tipurile de roci - mobile sau consolidate, detritice sau cristalizate.
Studiul morfometric permite stabilirea de categorii privind forma particulelor şi
parametrii formei.
Prin analiza morfoscopică se urmăreşte caracterul suprafeţei granulelor şi se poate
preciza mediul în care acestea au evoluat.
114
Trăsăturile granulometrice şi morfometrice ale unui depozit sedimentar
controlează îndeaproape şi modul în care particulele sale constituente vin în contact şi
determină repartiţia golurilor într-un sediment sau o rocă.
Particulele sedimentare au dimensiuni foarte variate, acoperind în mod frecvent
domeniul dintre un micron şi un metru.
Studiul şi utilizarea practică a depozitelor detritice nu se pot realiza fără ca aceste
particule să fie clasificate în funcţie de dimensiunea lor. Prin împărţirea acestui domeniu
continuu de dimensiuni în clase rezultă scara granulometrică.
Diviziunile scărilor granulometrice sunt în mare măsură arbitrare. Spre exemplu,
la stabilirea limitei dintre nisip şi praf (silt) s-a avut în vedere iniţial dimensiunea par-
ticulelor de la care acestea nu mai pot fi percepute prin pipăire, sau, limita praf-argilă s-a
stabilit aproximativ la dimensiunea de la care particulele nu mai pot fi separate cu ochiul
liber.
Viabilitatea unei astfel de scări depinde în primul rând de acceptarea şi utilizarea
sa de către un număr cât mai mare de specialişti. Dacă unele limite ale claselor
granulometrice corespund anumitor proprietăţi fizice ale sedimentelor, aceasta reprezintă
un avantaj suplimentar al scării respective.
Prin varietatea lor cele câteva zeci de scări granulometrice existente (fig.9.2 şi
9.3), reproduse din sinteza lui Anastasiu (1983, cf. Hurjui, 2000), pot produce confuzii în
ceea ce priveşte semnificaţia dimensională a termenilor granulometrici.
Tabelul 9.1 Denumirile principalelor categorii dimensionale de sedimente clastice
(N. Anastasiu şi D. Jipa, 1983)
Termeni granulometrici Termeni litologici
Roci consolidate Roci mobile Termeni care se aplică atât rocilor mobile cât şi celor consolidate
CONGLOMERAT PIETRIŞ PSEFIT RUDIT GRESIE NISIP PSAMIT ARENIT SILTIT SILT ALEURIT SILT
ARGILĂ ARGILĂ PELIT LUTIT
Denumirile utilizate în geologie pentru principalele categorii dimensionale de
sedimente clastice sunt sintetizate în tabelul 9.1.Domeniul de variaţie a mărimii par-
ticulelor sedimentare (de la blocuri la coloizi) este foarte mare. Diferenţele de ordinul
micronilor sunt importante în cazul depozitelor argiloase şi chiar siltice. Pentru par-
115
ticulele mari, centimetrice şi decimetrice, variaţiile dimensionale de ordinul micronilor
sunt lipsite de importanţă. În plus, ţinând seama de forma neregulată a acestor particule,
diferenţele de câţiva microni sunt practic imposibil şi inutil de măsurat.
Menţionăm, în cele ce urmează, unele aspecte privitoare la implicaţiile orientării
şi legăturilor foiţelor sau microagregatelor formate de mineralele argiloase asupra
analizelor granulometrice. Se cunoaşte faptul că, datorită complexităţii fenomenelor de
la nivelul structurii microcristaline, nu s-a putut standardiza niciuna din metodele de
analiză granulometrică. De asemenea, metoda sedimentării şi extragerii fracţiunilor cu
ajutorul pipetei Kubjena oferă rezultatele cele mai constante.
Metodele de analiză granulometrică, inclusiv cele prin sitare prevăd distrugerea şi
eliminarea materiilor organice şi a carbonaţilor, pe de o parte, iar pe de altă parte,
dispersia particulelor aflate în suspensie, satisfacerea în mare parte a sarcinilor electrice
ale feţelor foiţelor argiloase prin tratarea cu carbonat de litiu, hidroxid de sodiu,
hexametafosfat de sodiu, etc. Dacă eliminarea carbonaţilor se poate face complet, gradul
de dispersie al particulelor este greu de controlat. Ca urmare, rezultatele analizelor
granulometrice pot prezenta erori de până la 40 % datorită desfacerii incomplete a
particulelor aparţinând la diferite clase granulometrice. Pe de altă parte, prin desfacerea
completă a legăturilor dintre particule şi distrugerea microagregatelor înseamnă că
analizele granulometrice oferă o imagine a distribuţiei cristalelor elementare (mai mult
sau mai puţin măcinate natural sau în timpul analizei) şi aceasta excluzând argila
coloidală.
Faptul a fost observat şi de Canarache (1990a) iar Anastasiu et al. (1983) arată că
unele erori mari ale analizelor granulometrice, în general, nu pot fi eliminate decât prin
faptul că suntem conştienţi de existenţa şi de modul de apariţie al lor. În concluzie,
atunci când se utilizează rezultatele analizelor granulometrice ca indicator al
erodabilităţii anumitor formaţiuni geologice trebuie să fim conştienţi de măsura în care
acestea reprezintă textura naturală a rocilor.
DATE DIN GEOLOGIA STRUCTURALĂ Unele dintre proprietăţile cele mai importante ale rocilor şi pământurilor privite ca
masiv, sunt cele legate de structura şi textura masivului. Structura şi textura masivelor
rezultă în principal din două direcţii: una provenită din litogeneza (petrografia) rocilor -
stratificaţia (textura corpului intrusiv sau efuziv în cazul rocilor magmatice sau meta -
116
Fig. 9.2 Scări granulometrice utilizate în geologie, pedologie şi tehnică. Limitele claselor în
milimetri. Surse de informare: 1- Krumbein şi Pettijohn (1938); 2 - Pettijohn (1957); 3 - Correns,
Barth şi Eskola (1940); 4 - Rădulescu (1965); 5 - Folk (1968); 6 - Blatt, Middleton şi Murray
(1970). (din N. Anastasiu şi D. Jipa, 1983)
Fig. 9.3 Variabilitatea limitelor dimensionale ale principalelor fracţiuni granulometrice,
după diverşi autori (din N. Anastasiu şi D. Jipa, 1983)
117
-amorfice), şi a doua ca una dintre consecinţele proceselor diagenetice - fisuraţia.
De multe ori, fisurarea rocilor a fost abordată mai mult din punct de vedere
descriptiv şi mai puţin din cel al cauzelor: s-au examinat deci mai mult simptomele decât
însuşi mecanismul de producere. În figura 9.4 ilustrăm tipurile principale de roci în
funcţie de gradul de dezvoltare a fisurilor. Clasificarea cuprinde o serie de microfracturi
care începe cu microfisurile izolate (mai mici de 0,1 mm) şi se încheie cu fisurile ce
transformă practic roca în sistem de particule. De fapt cazurile a, b şi c nu sunt în mod
esenţial distincte, deoarece fisurile sunt mai mult sau mai puţin deschise şi au o orientare
mai mult sau mai puţin sistematică.
Fig. 9.4 Clasificarea rocilor, propusă de Muller (din A. Caquot şi J. Kerisel, 1968): a -
monolite; b - blocuri legate; c - blocuri joantive; d - sistem de particule
Fisurarea depinde în special de starea de eforturi. Permeabilitatea la aer dă
posibili-tatea ca să se facă o evaluare cantitativă a gradului de fisurare; de pildă, dacă se
măsoară permeabilitatea la aer a unei roci supusă unei încercări de compresiune simplă,
se constată că aceasta variază cu efortul aplicat, în sensul că la început scade (reîndesare
a scheletului), apoi creşte (redeschiderea fisurilor şi apariţia unor fisuri noi) de îndată ce
se depăşeşte un prag care adesea nu reprezintă decât a patra sau a cincea parte din limita
de rupere.
118
PROPRIETĂŢI ALE PĂMÂNTURILOR LEGATE DE PREZENŢA APEI ÎN STRUCTURA LOR
O serie importantă de proprietăţi fizice ale pământurilor este legată de prezenţa
apei sub diferite forme în structura cristalină şi în cea a agregatelor. Există trei tehnici
principale de studiere a acestor proprietăţi: analiza termică diferenţială, analiza ter-
moponderală şi cu ajutorul limitelor Atterberg.
Prima metodă, analiza termică diferenţială permite determinarea apei cuprinse în
reţeaua cristalină a mineralelor, respectiv apa de constituţie.
Analiza termoponderală permite determinarea unei serii de proprietăţi fizice ale
pământurilor dintre cele mai importante şi anume: umiditatea, indicele golurilor şi po-
rozitatea.
Un pământ cu particule fine, saturat, se poate prezenta în diverse stări în funcţie
de abundenţa fazei lichide. În anul 1905, suedezul Atterberg a definit limitele care separă
modurile de comportare ale pământurilor în prezenţa apei.
În sensul micşorării umidităţii, se întâlnesc următoarele patru stări:
a) Starea fluidă. Pământul nu are decât o coeziune slabă pentru că practic
pământul nu rezistă unui efort de forfecare. El are aspectul unui fluid, tinde să curgă şi să
se niveleze după o suprafaţă orizontală.
b) Starea plastică. Pământul are o coeziune mai importantă, nu tinde să se nive-
leze, dar supus unor sarcini mici se deformează mult fără ca să se rupă.
c) Starea solidă cu contracţie. Deformabilitatea corpului este mult mai redusă.
Supus uscării el pierde o parte din apa sa interstiţială contractându-se apreciabil. Este
vorba aici de pierderea apei adsorbite care se găseşte între foiţe.
d) Starea solidă fără contracţie. Volumul corpului nu mai scade atunci când
conţinutul de apă scade: are loc eliminarea hidroxililor de constituţie.
Limitele stabilite de Atterberg separă stările de curgere, plasticitate şi contracţie,
reprezintă nişte umidităţi ale pământului în zonele de trecere de la o stare la alta şi se
notează cu wL, wP şi wS.
Cu alte cuvinte, peste wL este vorba de starea fluidă; între wL şi wP de starea plas-
tică; de la wP la wS de starea solidă cu contracţie iar sub wS de starea solidă fără con-
tracţie. Se obişnuieşte ca umidităţile caracteristice wL, wP şi wS să nu se exprime ca
rapoarte ci ca procente. Astfel dacă w la trecerea din starea fluidă în starea plastică este
egală cu 0,51, se va scrie wL=51.
119
Determinarea experimentală a limitelor Atterberg se face după cum urmează:
a) Limita de curgere se determină cu ajutorul cupei Casagrande, asupra unei paste
preparată din proba de analizat, în laborator; în pasta tipărită (întinsă) în cupă se practică
o incizie cu ajutorul unei spatule în formă de “V”. Se imprimă apoi cupei şocuri egale
(se lasă să cadă de la o înălţime de 3cm). La limita de curgere, incizia în formă de V
trebuie să se închidă pe lungimea de 1cm după 25 de lovituri.
b) Limita de plasticitate corespunde umidităţii minime pentru care pământul mai
poate fi rulat sub forma unor mici cilindri, având 3 mm diametru, fără să se rupă.
c) Limita de contracţie reprezintă exact umiditatea necesară ca să se umple porii
pământului atunci când volumul este minim. Această limită se determină mai rar.
Pe baza limitelor superioară şi inferioară de plasticitate, după cum mai sunt
denumite wL şi wP, se defineşte indicele de plasticitate IP:
IP= wL - wP
Pe măsură ce proporţia de nisip creşte, determinarea limitelor de plasticitate
devine din ce în ce mai dificilă. Se presupune că la limită wP tinde către wL. Deoarece
indicii IP ai amestecurilor în care predomină nisipurile (tocmai cei mai interesanţi în
practică) sunt cei la care eroarea este maximă, se acordă interes încercării denumită
“echivalent de nisip”.
Dacă pentru un anumit număr de pământuri naturale se reprezintă în abscisă limita
de curgere şi în ordonată limitele de plasticitate, se obţin puncte destul de apropiate de o
dreaptă. Avem: IP = αwL - β, α şi β fiind constante care depind de compoziţia
mineralogică: α variază de la 0,7 la 0,8 iar β de la 13 la 20. Această dreaptă se numeşte
dreapta lui Casagrande.
Rezultă deci că wL, wP şi IP variază în acelaşi sens şi că, fără excepţie, cunoaşterea
uneia din aceste valori este suficientă pentru a stabili punctul de pe dreaptă corespun-
zător pământului argilos respectiv. Toate acestea se explică destul de bine. Cu cât argila
are mai multe elemente fine, cu atât suprafaţa sa specifică este mai mare şi în consecinţă
cu atât mai multă apă este necesară pentru a o trece de la o stare la alta. Dreapta lui
Casagrande nu este unică pentru unul şi acelaşi pământ.
Cu tot caracterul puţin simplist al aparaturii folosite, datorită preciziei destul de
mari a rezultatelor experimentale, limitele lui Atterberg prezintă interes. Chiar dacă nu
au un caracter ştiinţific, ele sunt încercări de identificare şi clasificare a pământurilor
foarte utile în calculele de stabilitate a versanţilor şi malurilor, fiind legate strâns de
120
procentajul de elemente fine. Este recunoscut rolul deosebit de important al particulelor
fine de praf şi argilă coloidală în procesele erozionale şi în stabilitatea (instabilitatea)
malurilor şi versanţilor. Loessurile, roci predominant prăfoase, sunt unele din rocile cel
mai uşor erodabile de pe suprafaţa terestră, iar conţinutul de argilă este indisolubil legat
de alunecările de teren. De aici interesul de a compara IP cu procentajul de elemente fine
în vederea caracterizării într-un anumit fel a activităţii acestora: mai precis se numeşte
activitate coloidală a argilei raportul:
Ad
=2µ
I P
în care d2µ reprezintă fracţiunea mai mică decât 2µ.
Pentru argile normale, coeficientul de activitate este de la 0,75 la 1,25; pentru ar-
gile active el este superior lui 1,25 şi atinge 2 pentru argilele montmorillonitice
(bentonită); pentru argile inactive (caolinite) el este inferior valorii de 0,75.
Se are în vedere că limitele Atterberg se referă la argile (pământuri capabile de o
anumită plasticitate) în stare tulburată. Tulburarea, întocmai ca şi repetarea eforturilor,
schimbă structura argilelor până într-atât încât o aceeaşi argilă, având o anumită
umiditate wL, care după Atterberg este în stare de curgere, atunci când este netulburată
prezintă o consistenţă care nu aduce cu nimic cu starea de lichiditate. Se defineşte
indicele de lichiditate IL ca fiind:
w w w wP P−w w IL P P−
=−
O argilă plastică netulburată poate avea un indice de lichiditate mai mare ca 1,
deoarece ea poate avea o umiditate superioară limitei de curgere.
Indicele de lichiditate IL este foarte important de luat în considerare în încercările
de identificare a pământurilor, pentru că, cu cât acesta este mai mare, cu atât pământul
respectiv este mai apropiat de starea de curgere, deci într-o stare mai periculoasă.
Pe baza limitelor Atterberg, R. Chorley et al. (1984) prezintă o clasificare a
deplasărilor în masă.
DATE DIN CHIMIE
Variatele reacţii chimice ce au loc în rocile sedimentare prezintă importanţă pen-
tru studiul ravenelor în procesele de preparare a materialelor (meteorizaţie), precum şi în
121
procesele ulterioare de eroziune, transport, sedimentare şi mai ales stabilizare.
Pentru o categorie importantă de ravene mai mulţi autori au ajuns la concluzia că
sufoziunea (“piping”, tunelare) constituie procesul dominant în regresarea vârfurilor.
Apa poate activa sodiul prezent în sol şi poate cauza dispersia argilei prin modifi-
carea distribuţiei sarcinilor electrice pe suprafeţele şi muchiile foiţelor argiloase. Rata de
dispersie depinde de relaţia dintre conţinutul ionic al solului şi apa de percolare. În
solurile cu conţinut mare de argilă, dispersia este însoţită de schimb cationic pe suprafaţa
miceliilor de argilă. Aceasta implică o reînlocuire a cationilor legaţi bivalent cum ar fi
Ca2+ şi Mg2+ prin ioni monovalenţi de Na+, K+ sau bicarbonat, în apa de percolare,
crescând astfel, forţele repulsive ale miceliilor. Ionul cel mai eficient în cauzarea
dispersiei este Na. Stadiul critic la care se produce instabilitatea în argile este o funcţie a
procentului de Na solubil şi a tipurilor de minerale argiloase. Un conţinut redus de săruri
în apa de percolare (seepage) creşte susceptibilitatea dispersiei prin creşterea
potenţialului de schimb cationic (Sherard et al., 1972).
Relaţia între conţinutul de Na+, Mg2+ şi Ca2+ din sol este exprimată în mod
obişnuit ca raport de absorbţie a sodiului (RAS):
RASNa
Mg C=
+
+
+ +( )2 2
2
O măsură a sodiului disponibil în sol este dată de procentul de Na schimbabil
(PSS):
PSS Nacapacitatea de schimb cationic
=⋅ ⋅ ⋅
+
Toate valorile sunt date în meq/100g sol.
Cu cât sunt mai mari valorile RAS şi PSS, cu atât este disponibil mai mult sodiu
pentru a cauza dispersia şi, în consecinţă, o mai mare erodabilitate a solului. Pe această
bază se presupune că erodabilitatea solului şi potenţialul pentru sufoziune sunt mai re-
duse pentru valori mai mici ale RAS şi PSS. În realitate fenomenele sunt mult mai com-
plexe. De exemplu, s-a constatat că PSS<15 poate cauza dispersia argilei dacă
concentraţia de Mg2+ este mai mare decât cea a Ca2+ (McIntyre, 1979).
B. H. Heede şi L. F. DeBano (1984) au analizat modificările de natură geomorfică,
edafică şi cele suferite de vegetaţie, ca urmare a modificării chimismului materialelor
122
implicate în morfodinamica unor ravene din vestul statului Colorado, în timpul evoluţiei
acestor formaţiuni spre stabilizare “reabilitare”). Probele colectate pe profile transversale
au fost analizate pentru: pH, calciu solubil, magneziu şi sodiu în extract saturat; calciu
total magneziu şi sodiu; sodiu solubil în apă; capacitatea de schimb cationic; textura
solului. S-au calculat de asemenea procentul de Na schimbabil (PSS) şi indicele SAR
(RAS = rata de absorbţie a sodiului). Analizele efectuate au arătat că stabilizarea
ravenelor a avut loc în trei stadii:
1) Malurile neacoperite cu vegetaţie, cu soluri sodice au cedat (“s-au dezintegrat”);
2) Materialul erodat din aceste maluri a fost alterat şi spălat;
3) Când suficient Na a fost spălat din materialele erodate, ravenele s-au stabilizat
şi taluzele au fost acoperite cu vegetaţie, după ce vechiul material coluvial sau aluviunile
s-au depus la baza malurilor cu mare conţinut de sodiu.
Aceste schimbări au condus la o stabilizare generală a ravenelor, la reducerea
cantităţilor de material aflat în suspensie şi la reducerea vârfurilor de viitură
(impetuozităţii scurgerilor).
DATE DIN GEOMORFOLOGIE
Ichim et al. (1990), Rădoane şi Rădoane (1992), în urma inventarierii şi analizei
statistice a repartiţiei unui număr de peste 9000 ravene de pe cuprinsul Platformei
Moldoveneşti, constată că:
1. În raport cu structura geologică şi expoziţia versanţilor, cele mai multe ravene
şi cea mai mare densitate a lor se înregistrează pe versanţii văilor consecvente, respectiv
versanţii cu expoziţie NE şi SV. Pe aceste direcţii se află dispuse 50 % din numărul total
de ravene inventariate , după care urmează , cu o frecvenţă de 15 %, versanţii cu
expoziţie NV, respectiv frunţile de cuestă. O statistică asemănătoare a fost realizată
ţinând cont de alcătuirea litologică a terenurilor în care s-au format ravenele. Pe teritoriul
Platformei Modoveneşti au fost diferenţiate patru complexe litologice, denumite L, L2,
L3 şi L4, pe baza procentului de praf-argilă din depozitele ce compun perimetrul albiilor
minore (canalele principale) calculat cu formula lui Schumm (1960), dispuse de la nord
la sud.
Formula de calcul a factorului M propus de S. Schumm este:
MSC B SB D
B D=
⋅ + ⋅⋅
22
123
în care: SC este procentul de praf - argilă din depozitele de fund ale secţiunii
ravenei; SB reprezintă procentul de praf - argilă din depozitele din malurile ravenei; D
este adâncimea maximă a ravenei (în m) iar B, lăţimea ravenei (în m).
Deşi, nu există o mare diferenţiere între faciesuri, se remarcă totuşi o creştere a
procentului de nisip în depozite spre sudul Moldovei. Statistica ravenelor în funcţie de
litologia dominantă arată o diferenţiere a repartiţiei foarte evidentă între L1, pe de o
parte, şi L2 L3 şi L4, pe de altă parte. Astfel, dacă pentru zona marnelor basarabiene
dominanţa o dau repartiţiile pe versanţii consecvenţi (expoziţie NE şi SV în proporţie de
60% din totalul de 3577 ravene), pe celelalte litologii apare, în plus, o componentă foarte
accentuată a repartiţiei pe direcţie NV, cea care corespunde cu frunţile cuestelor.
Probabil, în aceste sectoare frunţile de cuestă au pante mai puţin accentuate decât în nord
şi favorizează dezvoltarea formaţiunilor de adâncime.
2. În raport cu energia versantului ravenat, frecvenţa maximă a ravenelor se
înregistrează pe versanţii cu energie cuprinsă între 50 şi 100m (media fiind de 53m);
Alcătuirea litologică influenţează mai puţin această repartiţie. Apare totuşi o diferenţiere
între zonele cu energii de relief extreme (L2 şi L4);
3. În raport cu panta versantului ravenat, repartiţia frecvenţei numărului de ravene
prezintă următorul tablou: pantele cuprinse între 16 - 32 m/100 m caracterizează 60 %
din versanţii ravenaţi, cu excepţia versanţilor modelaţi pe L1, unde pantele ravenate sunt
sub 16 % (media 15,7 %), iar în celelalte cazuri (L2, L3, L4) pantele ravenate sunt sub
16 %.
4. În raport cu lungimea versantului, numărul cel mai mare de ravene a fost
identificat pe versanţii cu lungimi între 250 - 300 m, indiferent de alcătuirea litologică a
depozitelor.
Autorii au mers mai departe cu analiza statistică a repartiţiei ravenelor analizând
şi variabilele ce descriu geometria ravenelor inventariate, respectiv adâncimea, lăţimea
şi lungimea. Rezultatele obţinute le-au permis calcularea volumului de rocă excavat
prin procesul de ravenare în teritoriul dintre râurile Siret şi Prut ca fiind de 274 mil.
m3. Dacă acest volum este transformat în strat de sol şi rocă şi se repartizează uniform pe
suprafaţa teritoriului studiat rezultă o grosime de 10,9 mm de material. Comentând mai
departe aceste date, se poate aprecia că volumul de material excavat de către ravenele
din întregul Podiş Moldovenesc este comparabil cu de circa şase ori volumul de apă
stocat în Acumularea Soleşti, sau, mai expresiv, aproximativ volumul de material
124
excavat pentru formarea bazinului unei mici văi cum este de exemplu valea Roşcani
(NV de municipiul Bârlad, ≈ 7km2 suprafaţa bazinului şi circa 11km lungimea reţelei
de ravene care au format această vale). Dacă se adoptă ideea cu tentă finalistă că
ravenele au o durată de existenţă cuprinsă între 100 - 300 ani, se poate ajunge la cifre
neverosimile privind vârsta reliefului datorat ravenelor.
De asemenea, fără a intra pe terenul nesigur al consideraţiilor privind eventuale
rate ale denudării calculate pe baza acestor date, şi plecând de la ideea vehiculată în
literatura de specialitate că solul se formează cu o rată de 1cm/1000 ani, se constată că
eroziunea prin ravene, la scara timpului geologic, este un proces morfogenetic normal în
evoluţia reliefului.
DATE DIN FIZICA ATOMICĂ
În urma experienţelor nucleare pentru testarea bombelor atomice desfăşurate în
perioada 1962-1964, precum şi după accidentul nuclear de la Cernobâl - Ucraina din
anul 1986, în diferite zone ale globului, pe suprafaţa solului s-au depus cantităţi
detectabile de izotopi radioactivi. Repartiţia zonală ulterioară a izotopilor radioactivi
datorată proceselor de eroziune, transport şi sedimentare este cunoscută cu un anumit
grad de precizie din lucrările lui Walling (Walling D.E. şi Quine T.A., 1993).
Variaţia temporală a căderilor anuale de Caesium - 137 în emisfera nordică pune
clar în evidenţă două maxime corespunzătoare evenimentelor amintite. De asemenea,
Walling a stabilit o metodologie prin care izotopul radioactiv 137Cs, derivat din testele de
explozii sau în urma accidentelor nucleare, se poate utiliza ca trasor în studiile de
eroziune şi sedimentare.
Prin folosirea tehnicii de spectrometrie gamma se poate caracteriza activitatea
specifică a Caesium-137 la suprafaţa solului şi în depozitele aluvionare.
Începând din anul 1996, I. Ioniţă a aplicat această tehnică în cazul unor ravene
discontinue din împrejurimile Staţiunii Perieni. Pe baza probelor recoltate din 5 în 5 cm
din vârfurile unor ravene discontinue şi a analizelor efectuate la IFIN Măgurele-
Bucureşti, de către R. M. Mărgineanu, I. Ioniţă a identificat cele două maxime ale
conţinutului de 137Cs pe coloana litologică şi a făcut aprecieri asupra ritmului de agradare
a fundului şi de regresare a vârfurilor ravenelor.
Aceeaşi tehnică a fost aplicată la Staţiunea Perieni şi în studiul distribuţiei
aluviunilor din cadrul acumulării Antoheşti (b. h. Berheci).
125
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.
Noţiunea de erodabilitate, utilizată mai des în mediul cercetătorilor eroziunii solu-
lui, 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). 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.
126
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 ⋅⋅⋅⋅⋅=
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
127
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.
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 9. 5. 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).
128
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
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. 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 9.5. 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
129
Prediction Project). Varianta modificată (Renard, 1991) a acestei ecuaţii se numeşte
RUSLE (Revised Universal Soil Loss Ecuation).
Römkens et al. (1986) a propus o procedură alternativă de calcul a factorului K
utilizând un singur parametru textural.
Declercq şi Poesen (1992) evaluează cele două modele de calcul a factorului K,
cel clasic şi cel al lui Romkens bazat pe “media geometrică a mărimii particulelor”:
K DgDg
( ) . . exp .log .
.= + − ⋅
+⎛⎝⎜
⎞⎠⎟
⎡
⎣⎢
⎤
⎦⎥00035 00388 05
151907584
2
Pentru evaluarea acestui model valorile factorului K obţinute în studii desfăşurate
în diferite colţuri ale lumii, atât pe baza ploilor simulate cât şi a celor naturale, au fost
grupate în clase în funcţie de media geometrică a mărimii particulelor (“Dg”) definită de
Shirazi & Boersma (1984) ca fiind:
Dg mm e f mi i( ) ( . ( ln ))= ∑⋅ ⋅0 01
unde
fi = fracţiunea granulometrică i (pro-cente de greutate)
mi = media aritmetică a limitelor fracţiunii granulometrice I (mm).
Factorul erodabilităţii K descris în RUSLE (Renard, 1991) se determină cu
ajutorul nomogramei (Wischmeier et al., 1971). Römkens et al., (1986) a propus o
procedură alternativă de calcul a lui K numai pe baza unui parametru textural (Dg).
O aproximare algebrică utilă a nomogramei (Wischmeier et al., 1971) este
propusă:
K(nom) = ((2,1·(S(100-C))1,4·10-4·(12-OM))/100)·0,1317
în care:
S = procentul de praf + nisip fin (2 - 100 µm)
C = procentul de argilă (0 - 2 µm)
OM = conţinutul de materie organică = conţinutul de carbon x 1,72 (Davies, 1974)
K(nom) = exprimat în tone⋅ha⋅h/ha⋅MJ⋅mm.
Calculul lui K pentru soluri cu fracţiunea praf foarte mare (peste 70 %) nu este
permisă de către autori şi se obţine numai grafic. Oricum aplicabilitatea acestei
nomograme la soluri bine agregate este pusă sub semnul întrebării (Römkens et al.,
1986).
Römkens et al. (1988) a observat o semnificativă corelaţie negativă între
130
conţinutul de argilă şi erodabilitatea solului. Luarea în considerare a conţinutului de
materie organică din sol duce la o mai precisă estimare a factorului K. Pentru solurile cu
textură fină (Dg = 1 - 80 µm) creşterea conţinutului de materie organică conduce la
valori observate mai mici ale factorului K. Pentru solurile cu textură grosieră (Dg = 80 -
600 µm), dimpotrivă, se observă o creştere a erodabilităţii solului odată cu creşterea
conţinutului de materie organică.
Domeniul de variaţie al factorului K determinat prin ambele metode precum şi o
c
i
p
e
g
Z
s
e
Fig. 9.6 Comparaţie a relaţiilor dintre K(Dg) şi K(nom) pe de o parte şi Dg pe de altă parte, pentru 8542 probe de sol din nordul Belgiei
(După Declercq şi Poesen, 1992)
omparaţie între acestea se poate observa în figura 9.6. Este demn de subliniat faptul că,
ndiferent de modul de calcul al factorului erodabilităţii K, acesta scade pentru
articulele cu diametrul Dg < 10 µm şi pentru cele cu diametrul mai mare de 100 µm şi
ste mare pentru particulele din interiorul intervalului.
Considerând numai solurile cu mai puţin de 10% fragmente de roci (> 2 mm) în
reutate, K se obţine din expresia (Romkens et al., 1986):
K Dg e Dg( ) . . ( . (((log ) . )/ . ) )= + ⋅ − ⋅ +00035 00388 0 5 1519 0 7584102
C. R. Thorne şi L. W.
evenbergen, (1990) arată că estimarea eroziunii de suprafaţă (prin şiroire) se poate face
implu şi rapid cu ajutorul modelului Wischmeier - Smith, însă aplicarea USLE la
roziunea în adâncime, cel puţin în cazul “ravenelor efemere” conduce la estimări de
131
ordinul a circa jumătate din pierderile reale de sol.
Considerăm că motivul principal îl constituie imperfecţiunile în determinarea şi
definirea factorului K pentru orizonturile litologice subjacente orizonturilor de sol
lucrate agricol, mai precis chiar în modul în care sunt considerate fracţiunile
granulometrice (se dă o importanţă prea mare uneia dintre fracţiuni în lipsa unei expresii
cu ajutorul căreia să se acorde atenţia cuvenită fiecărei fracţiuni).
Explicaţia s-a găsit cu ocazia încercărilor de validare a modelului semiempiric
“PENETR” (Canarache, 1994) în cazul ravenelor din împrejurimile Staţiunii Perieni.
Erodabilitatea solurilor are două laturi în funcţie de poziţia vectorilor agenţilor
erozionali faţă de suprafaţa terenului:
- erodabilitatea solului sub acţiunea picăturilor de ploaie (vectori oblici sau
perpendiculari pe suprafaţa terenului);
- erodabilitatea solului sub acţiunea curenţilor concentraţi (vectori tangenţi la
suprafaţa terenului).
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) au definit
detaşabilitatea drept cantitatea de sol 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
132
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). 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.
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)
133
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 st
sh= >ψ ϕ ψ ϕϕ( , , ) ( ,'
r h) (5)
unde şi sunt funcţii, h = adâncimea fluidului, = mărimea particulei, iar sh =
factorul de formă al particulei.
ψ ψ '
Introducând (5) în (4) se obţine:
),,(/ shhst ϕψττ > (6)
sau:
τψτt
s>1 (7)
În concluzie detaşabilitatea solului (D) poate fi definită astfel:
s
hshDτϕψ ),,(
= (8)
134
unde h sh, ,ϕ 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).
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 este invers proporţional cu rezistenţa la forfecare a solului. Autorii au propus
următoarea ecuaţie:
135
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
ss
=τ (12)
Torri et al.(1987) 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).
ERODABILITATEA PĂMÂNTURILOR SUB ACŢIUNEA CURENŢILOR CONCENTRAŢI
Studierea erodabilităţii pământurilor (soluri dar şi rocile ce apar în malurile
ravenelor şi cursurilor permanente) se face fie în laborator pe probe păstrate în stare
naturală sau modelate, fie in situ.
Scopul principal al metodologiilor de determinare a erodabilităţii diferitelor
orizonturi litologice este acela de a prezice efortul critic de forfecare necesar pentru
iniţierea eroziunii şi rata acesteia pe baza compoziţiei şi structurii solului, a conţinutului
său de apă, tipului şi cantităţii de minerale argiloase, chimismului apei din pori şi a celei-
agent erozional. Testele constau în: determinarea unor proprietăţi-indicator (inclusiv
analize granulometrice, determinarea densităţii, greutăţii specifice, a umidităţii şi
limitelor Atterberg), a chimismului (cationi schimbabili), starea de dispersie dielectrică a
solului netulburat, teste efectuate pe modele fizice (canale) asupra unor probe
netulburate sau remodelate, teste în cilindrul rotativ pe probe tulburate pentru
determinarea efectelor chimismului apei din pori şi a celei-agent erozional.
Grissinger şi Asmussen (1963) au descoperit că rezistenţa la eroziune a solurilor
136
argiloase creşte în funcţie de timpul (perioada) cât sunt umezite. Ei au explicat prin
aceea că atunci când argila este umezită iniţial, apa liberă eliberează legăturile dintre
particule, dar aceasta, fiind apă liberă este absorbită, mineralele argiloase sunt hidratate
şi legăturile dintre particule sunt întărite. Aceasta ilustrează cum legăturile chimice
dintre particule variază în timpul istoriei modificărilor de umiditate suferite de sol.
Cercetările de laborator efectuate de Grissinger (1966) privind rezistenţa la
eroziune hidrică a unor sisteme de argile selectate au arătat următoarele:
- creşterea concentraţiei de minerale argiloase induce o stabilitate mai mare;
- creşterea densităţii aparente are o slabă influenţă asupra stabilităţii;
- influenţa orientării particulelor argiloase şi a conţinutului antecedent de apă este
neconcludentă, dar variază în funcţie de amestecul de minerale argiloase;
- stabilitatea creşte odată cu creşterea conţinutului antecedent de apă, pentru
luturile prăfoase, pentru probele illitice, montmorillonitice şi pentru probele caolinitice
orientate;
- stabilitatea scade odată cu creşterea conţinutului antecedent de apă, pentru
probele caolinitice neorientate;
- creşterea gradului de orientare a particulelor de lut-prăfos conduce la reducerea
stabilităţii, dar nu modifică influenţa conţinutului antecedent de apă;
- rata de eroziune creşte odată cu creşterea temperaturii apei.
În continuare putem enumera câteva concluzii mai importante la care au ajuns
diferiţi cercetători, în încercarea de a găsi proprietăţi fizico-mecanice ale solului
potenţiale indicatoare ale erodabilităţii:
• Franti et al. (1985) au efectuat experimente de erodabilitate în câmp, pentru
două tipuri de sol, cu diferite lucrări de pregătire a terenului, executate. Rezistenţa la
forfecare cu palete şi con suedez căzător suedez. Indicatorii testaţi sunt slabi indicatori
ai erodabilităţii.
• Nearing şi West (1988) au studiat consolidarea prin presupunere la efort,
sucţiune. Au concluzinat că testele efectuate cu con suedez căzător, vane test şi
penetrometru de buzunar au o valoare îndoielnică în caracterizarea solului din punct de
vedere al erodabilităţii.
• Govers şi Loch (1993) au constatat că umiditatea iniţială, gradul de compactare
şi îmbătrânirea au o importanţă deosebită pentru erodabilitatea materialelor.
137
Determinările nu au furnizat un singur indicator dar au arătat relaţiile dintre rezistenţa la
eroziune şi tăria rocii. Autorii au observat că rezistenţa la eroziune creşte odată cu
creşterea umidităţii.
• Poesen (1993) constată din analiza cantitativă a datelor privind rezistenţa la
eroziune a diferitelor orizonturi ale unui profil tipic de loess că orizontul Bt este de 3 sau
4 ori mai rezistent decât orizonturile A2 şi A3.
• Poesen (1993) constată că cea mai mare rezistenţă la forfecare cu palete în stare
umedă (saturaţie artificială) o au orizonturile B1t şi B2t. Valorile relativ mari din zona
orizontului A1 sunt puse pe seama rădăcinilor de plante.
• Morrison et al. (1994) au încercat să caracterizeze efectul condiţiilor dinaintea
apariţiei scurgerilor, cum sunt arăturile şi timpul scurs de la efectuarea arăturilor,
măsurând tăria şi unele umidităţi antecedente. Concluzia: indicatorii testaţi sunt inutili
pentru predicţia eroziunii prin şiroire şi rigole.
• Parker et al. (1995) a observat că rezistenţa solului măsurată cu conul suedez
căzător, pentru un sol nisipo-prăfos se corelează cu gradul de compactare al solului, dar
că numai rezistenţa (tăria) solului şi compactarea sunt slabi indicatori de erodabilitate.
• Hanson (1992, 1993) şi Hanson şi Robinson (1993) folosind aparatul cu jet
împingător submersat au observat efectele compactării, umidităţii şi densităţii solului
asupra erodabilităţii. Concluzia generală:
- erodabilitatea scade dacă densitatea creşte, la o umiditate constantă;
- erodabilitatea scade dacă umiditatea creşte, la o densitate constantă.
• Faptul că erodabilitatea creşte odată cu densitatea a fost observat şi de Kuty şi
Yen (1976), Lentz et al. (1990), Ghebreyessus (1994)
Hanson (1995) a testat unii indicatori ai rezistenţei solului (rezistenţa la penetrare
statică pe con cu penetrometru de buzunar, rezistenţa la penetrare dinamică cu con
suedez, rezistenţa la compresiune monoaxială, relaţia efort-deformaţie) ca potenţiali
indicatori care să caracterizeze rezistenţa unui sol la eroziune. Testele au fost efectuate
asupra a două tipuri de sol, cu umiditatea între 8-22 % şi densitatea de la 1, 0-1,9 g/cm3.
Rezistenţa la eroziune creşte odată cu creşterea densităţii şi a umidităţii. Curba efort-
deformaţie a avut, de asemenea, o tendinţă crescătoare odată cu creşterea densităţii şi
umidităţii. Concluzia: indicatorii testaţi, deşi afectaţi de umiditate şi densitate sunt slabi
indicatori ai erodabilităţii.
138
DETERMINAREA EXPERIMENTALĂ A ERODABILITĂŢII MATERIALELOR CU
COEZIUNE MICĂ din malurile ravenelor şi cursurilor permanente se poate face, in situ, cu
ajutorul echipamentului proiectat şi testat de E. H. Grissinger, W. C. Little şi J. B.
Murphey (1981) pe care îl prezentăm schematic în figura 9.7.
COMPARTIMENTRECTANGULAR
CUTIE DEINTRARE
ALIMENTARECU APĂ
SUPRAFAŢA APEI SUPRAFAŢA DE TESTAT
PRE-TEST
COMPARTIMENTDE
TURBULENŢĂ
NIVELE MÂNER TRANSPORTDIVIZOR
STĂVILAR
CANALE TAMPON
COTZONĂ PAT DESCHISCOMPARTIMENT
TRANZIŢIE
Fig. 9.7 Echipament portabil pentru determinarea erodabilităţii materialelor
slab coezive din maluri (Grissinger et al., 1981)
Echipamentul are cinci părţi componente de bază: un canal rectangular cu
marginile inferioare crestate, o cutie de intrare cu disipator de turbulenţă, un sector de
tranziţie, un sector cu fundul deschis şi un cot cu sloturi divizoare.
Prin utilizarea acestui echipament autorii au ajuns la următoarele concluzii:
- s-au identificat două forţe erozive;
- materialele relativ uscate înainte de testare au fost erodate excesiv, datorită
efectului de dizlocare apărut la umezire;
- materialele relativ umede înainte de testare nu au prezentat erodabilitate
excesivă şi s-a constatat că ratele de eroziune înregistrate depind numai de eforturile de
forfecare de pe fund (pat);
- conţinutul de argilă s-a corelat semnificativ cu ratele de eroziune dependente de
efortul de forfecare din pat;
- vitezele maxime de neerodabilitate s-au corelat semnificativ cu aceleaşi rate de
139
eroziune atunci când suprafaţa terenului nu a prezentat caracteristici morfologice
deosebite;
- semnificaţia morfologiei suprafeţei (rugozitatea) a variat în funcţie de scară, de
mărimea componentelor morfologice.
DETERMINAREA ERODABILITĂŢII SOLURILOR (ROCILOR MOI) PRIN METODA INDIRECTĂ A APARATULUI DE FORFECARE CU PALETE (VANE-TEST)
Ideea determinării erodabilităţii rocilor moi sedimentare cu ajutorul unor aparate
simple cum ar fi aparatul de forfecare cu palete sau penetrometrul a tentat pe mulţi
cercetători. De cele mai multe ori, cum s-a mai menţionat, rezultatele nu sunt pe măsura
aşteptărilor, în sensul că rezistenţa la penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare cu
palete (vane-test) (= coeziunea) sunt slabi indicatori de erodabilitate.
Totuşi, Poesen în mai multe articole (1990, 1993, 1996) găseşte rezistenţa la
forfecare cu palete, determinată în condiţii de saturaţie, ca fiind chiar foarte bună
indicatoare de erodabilitate şi afirmă că "Rezistenţa la forfecare a solului în stare umedă
(la saturaţie) a diferitelor suborizonturi şi grosimea acestora este de importanţă
deosebită în predicţia dezvoltării oricărui tip de ravene" (Poesen şi Govers, 1990).
0,00
63
0,01
0
0,01
6
0,02
5
0,04
0
0,06
3
0,10
0
0,15
8
0,25
1
0,39
8
0,63
1
0
5
10 2
4
55
6 2
1 5
1
Dg (mm)
Rez
iste
nţa
la fo
rfeca
re (k
Pa)
Fig. 9.8 Relaţia între mărimea medie geometrică a particulelor(Dg) şi media corespunzătoare a rezistenţei la forfecare cu palete
(După Poesen, 1992) Dintre cele 14 proprietăţi ale solurilor testate numai trei au fost în mod
semnificativ corelate cu clasele de erodabilitate atribuite la 1 % nivel de încredere şi
anume: umiditatea (r = -0,93), rezistenţa la forfecare a solului (r = -0,82) şi rezistenţa la
forfecare a solului măsurată la saturaţie artificială (r = -0,89).
140
Relaţia dintre media geometrică a mărimii particulelor (Dg) pentru 31 de soluri şi
media corespunzătoare a rezistenţei la forfecare (C) (= coeziunea, n. n.) a orizontului lor
superior (5 cm grosime) este ilustrată în figura 9.8, C a fost măsurat cu un aparat de
forfecare cu palete, de buzunar, în stare de ploaie stabilă, după ce solul cernut a primit
30-60 mm de ploaie într-o oră. Numerele se referă la numărul tipurilor de sol pentru care
a fost măsurată rezistenţa la forfecare (Poesen, 1992).
În 1995 Poesen analizează relaţia efortului de forfecare limită necesar iniţierii
ravenării, utilizată adesea: SR = T⋅C-1 > Z, în care T = efortul de forfecare (antrenare)
depus de apă (curgere) = (d⋅g⋅R⋅S), în care d = densitatea fluidului, g = acceleraţia
gravitaţiei, R = raza hidraulică şi S = panta suprafeţei solului, C = rezistenţa la forfecare
la suprafaţa solului, la saturaţie (Pa) măsurată cu un aparat cu palete, Z = raportul de
forfecare critic pentru iniţierea eroziunii prin şiroire (0,0001 < Z < 0,0005).
Autorul constată o aparentă inconsistenţă a termenilor de comparaţie (rezistenţa
la forfecare a solului şi efortul de forfecare al curentului) în privinţa ordinului de mărime
(de circa 2000 - 10000 ori). Faptul este explicat prin aceea că rezistenţa la forfecare
astfel determinată supraestimează rezistenţa (tăria) locală a solului, în timp ce efortul de
forfecare al curentului subestimează efortul de forfecare local asociat cu evenimentele
turbulente.
DETERMINAREA ERODABILITĂŢII SOLURILOR (ROCILOR MOI) CU AJUTORUL
APARATULUI CU JET SUBMERSAT (HANSON ET AL., 1996)
De obicei, pentru caracterizarea solurilor pentru care interesează gradul de
compactare se utilizează rezultatele determinărilor de umiditate (w) şi densitate aparentă
(γd). Pentru determinarea erodabilităţii solurilor autorii au conceput un aparat în care
probele de sol sunt supuse unui jet submersat.
De altfel, considerăm că pentru studiul erodabilităţii materialelor din pragurile
ravenelor un aparat ca acesta este cel mai portivit, deoarece simulează cel mai bine
modul în care acţionează apa în cădere.
Rezultatele testelor efectuate cu acest aparat sunt exprimate sub forma unui indice
al jetului Ji care indică rezistenţa la eroziune a solului. Valorile lui Ji indică după cum
urmează: Ji > 0,015, soluri nerezistente; 0,005 < Ji < 0,015, moderat rezistente; Ji < 0,005,
rezistente la eroziune.
141
Valoarea indicelui Ji depinde de adâncimea pe care are loc scobirea (erodarea în
adâncime sub inluenţa jetului submersat) conform relaţiei:
931,0
1⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛=
ttUJ
tD
ois
(1)
unde
Ds = adâncimea maximă a scobiturii
t = timpul
Ji = indicele de eroziune prin jet
t1 = 1 secundă sau echivalentul unei secunde dacă timpul este măsurat în alte
unităţi decât secunde (de exemplu, dacă t este măsurat în minute, t1 = 1/60 min)
S-au stabilit două relaţii:
- Pentru probe de sol preumezite în laborator, relaţia între indicele eroziunii
prin jet submersat şi umiditate şi densitatea aparentă este:
( ) ( )di wJ γ018,0%0027,0080,0 −−= , r2= 0,93 (2)
- Pentru probe de sol care nu au fost preumezite în laborator înainte de testare,
relaţia între indicele eroziunii prin jet submersat şi umiditate şi densitatea aparentă
este:
( ) ( )di wJ γ074,0%0022,0169,0 −−= , r2 = 0,66 (3)
ERODABILITATEA ROCILOR DURE Având în vedere scara de timp a proceselor de ravenaţie şi intensitatea acţiunii
agenţilor erozionali implicaţi, erodabilitatea rocilor dure sub acţiunea apei sau vântului
prezintă conotaţii deosebite faţă de situaţia descrisă până acum pentru pământuri, şi
numai în cazurile în care aceste roci au o pondere importantă în stratificaţia zonei.
Scurgerile concentrate chiar şi în cazul viiturilor impetuoase nu au forţa şi nici timpul
necesar pentru a da naştere unor forme de relief de mărimea ravenelor.
Totuşi, amintim câteva din proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor dure a căror
influenţă a fost testată de către unii cercetători în cazul taluzelor şi versanţilor.
142
Din marea varietate de proprietăţi ale rocilor, tăria şi permeabilitatea sunt privite
drept cei mai eficaci factori în dezvoltarea formelor de relief structurale (Bloom, 1978).
Aceste proprietăţi, totuşi, sunt exprimate în mod obişnuit în termeni descriptivi ca rocă
tare, rezistentă, permeabilă. Relaţia dintre litologie şi denudaţie este puţin înţeleasă în
sens cantitativ (Ritter, 1978). Aceasta se datorează faptului că efectele tăriei şi
permeabilităţii rocilor nu au fost niciodată investigate pe baza măsurătorilor de teren, cu
câteva excepţii: Melton (1957) privitor la capacitatea de infiltraţie, Suzuky (1982, 1983)
- tăria rocilor şi discontinuităţile structurale (Suzuky, 1985).
Pentru a face o comparaţie între proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor dure cu
cele moi, de care ne ocupăm de fapt în prezenta lucrare, includem tabelul 9.2. Se poate
observa că rocile dure au evident coeziunea mult mai mare decât rocile moi. Unghiul de
frecare internă, însă, este comparabil cu cel al nisipurilor. Şi coeziunea însă, dacă rocile
sunt fisurate şi alterate, scade la valori comparabile cu cele ale rocilor moi.
ALEGEREA VARIABILELOR MORFOMETRICE CARACTERISTICE
ALE TERITORIULUI ŞI RAVENELOR Schumm S.A. (1977) consideră că un studiu cantitativ al formelor de relief poate fi
făcut în teren şi/sau pe hărţi topografice şi aerofotograme.
În funcţie de modul în care s-au combinat activităţile de teren şi laborator în
studiul ravenelor pe plan mondial s-au conturat două tendinţe şi anume:
a) Prima, în care, hărţile topografice sunt apreciate ca extrem de utile dar ele
trebuie suplimentate atât cu munca de teren cât şi cu folosirea aerofotogramelor. Fluxul
de date obţinute se pretează foarte bine pentru prelucrări statistico-matematice. Aceasta
este tendinţa imprimată de Schumm S.A. şi colaboratorii cu rezultate deosebite pentru
ravenele discontinue din zonele semiaride.
Grupul de cercetători ştiinţifici de la Staţiunea “Stejarul” - P. Neamţ (Ichim I.,
Rădoane Maria, Rădoane N., et al.) reprezintă corespondentul românesc al “curentului”
american.
Avantajul acestei abordări constă în rapiditatea descoperirii de regularităţi
(legităţi). În schimb, se resimte o anumită doză de echivoc.
b) A doua tendinţă se bazează pe următoarea ierarhizare: munca de teren, folosirea
aerofotogramelor şi, pe ultimul loc, hărţile topografice. Aceasta este tendinţa asociată
143
Tabelul 9.2
Valorile limită ale coeziunii şi unghiului de frecare internă
(Băncilă I. et al., 1980)
Denumirea rocii Greutatea
volumetrică (gf/cm3)
Umiditatea (%)
Coeziunea în epruvetă (kgf/cm2)
Unghiul de frecare internă
(o) I. Roci tari a. eruptive
Granite, profire cuarţifere, sienite, porfire gabbrodiorite 2,60-3,00 0,40-0,50 360-420 36
Gabbrouri, gabbrodiabaze, diabaze, peridotite, piroxenite 2,80-3,20 - 320-400 34
b. Metamorfice şi sedimentare Cuarţite 2,64 0,50 350-700 36 Jaspilite, corneene, cerneene hidrohematitice, şisturi silicioase -argiloase
2,60-3,40 0,20-0,40 300-380 34
Şisturi cuarţitice clorito-sericitoase, filite, tufite, serpentinite, skarne, gresii cuarţitice, calcare
2,50-2,90 - 0,14-0,80 33
II. Roci de tărie medie a. Eruptive slab alterate
Granitoide, porfire cuarţifere, sienite, sienito - diorite, granodiorite, granodiorit-porfire
2,50-2,75 0,20-1,05 205-285 35
Porfirite, gabbrodiabaze, diabaze, spilite 2,75-3,00 - 210-285 36
b. Eruptive alterate Sienito - diorite, keratofire, granodiorite, porfirite, gabbrodiorite
2,40-2,66 - 120-180 34
c. Metamorfice Cuarţite 2,61 - 165 34 Cuarţite caolinizate 2,24 - 48 30 Şisturi sericitoase 2,80-2,90 - 140-180 35 Filite - - 152 27 Magnetite 4,32 - 190 34 Roci talcoase - carbonatice 2,50-2,90 - 85-120 42 Serpentinite şistificate 2,50 - 23 33
d. Sedimentare Cărbune 1,26-1,58 5,0 28 36 Calcare 2,44-2,67 0,1-4,0 140-165 27-32 Calcare alterate, gresii, gresii argiloase 2,37-2,67 75-175 35
Calcare cu ciment carbonatat 2,27 170 36 III. Roci cu tărie mică. Eruptive şi metamorfice puternic alterate
Gabbro-diorite 2,40 - 14,3 36 Şisturi 2,12 18 1,2-13,6 28 Gresii, diabaze, dolomite siderite 2,00-2,10 19,6-3,16 1,4-7,5 34
144
studiilor de proces (mecanismele ravenării), iniţiată de Piest R.F. şi colaboratorii în
cadrul Serviciului de Cercetări Agricole din S.U.A. Ei au obţinut rezultate notabile
privind evoluţia ravenelor continue din statele Iowa şi Nebraska, în Cordonul
Porumbului din Marile Câmpii Americane.
În România, preocupări asemănătoare au fost iniţiate de Academicianul M. Moţoc,
P. Stănescu, Iuliana Taloescu, Gh. Mihaiu ş.a.
Munca de teren este consumatoare de timp dar această abordare măreşte
considerabil precizia estimărilor.
Principalele obiective urmărite sunt:
• Evoluţia diferenţiată a ravenelor prin evidenţierea următorilor indicatori:
- creşterea în lungime (regresarea vârfurilor);
- creşterea suprafeţei efectiv ocupată de ravene;
- volumul şi cantităţile de material erodat şi eventual depus.
• Stabilirea perioadei critice de ravenare;
• Identificarea scenariilor de producere şi evacuare a sedimentelor
(aluviunilor).
Măsurătorile pe teren. Prima cerinţă a unui studiu intensiv privind eroziunea
malurilor ravenelor sau a unui anumit curs de apă este întocmirea unei hărţi detaliate a
conturului malurilor.
Experienţa mai multor cercetători a arătat că tehnica utilizării unei busole şi a unei
rulete sau a teodolitului şi ruletei prezintă cele mai multe avantaje.
Prima operaţie constă în instalarea unei reţele de ţăruşi care să acopere întregul
perimetru al ravenei (ambele maluri). Ulterior, reţeaua de ţăruşi şi poziţia fiecărui
element definitor al morfologiei canalului se ridică topometric cu ajutorul teodolitului,
sau se stabileşte cu ajutorul ruletei şi al unei busole. Ţăruşii principali (care vor fi
utilizaţi ca repere pentru măsurătorile ulterioare, de revenire) se materializează prin
borne metalice, din lemn sau şpalieri din beton armat, îngropate sau semi-îngropate dacă
nu îl deranjează pe proprietarul terenului sau dacă nu există pericolul ca acestea să
dispară. Odată stabilită reţeaua de reperi, se efectuează determinări morfometrice
planimetrice sau nivelitice pe baza secţiunilor transversale cu ajutorul teodolitului,
nivelei, ruletei şi busolei sau a unei combinaţii a acestor aparate şi dispozitive.
Teledetecţia. Aerofotogramele şi fotogramele terestre sunt larg utilizate pentru
145
monitorizarea dinamicii canalelor naturale, de către cercetătorii care dispun de
mijloacele necesare (mai ales suficiente date ale zborurilor de teledetecţie). Metoda
prezintă două avantaje principale: (1) se pot acoperi zone mai extinse şi lungimi mai
mari ale cursurilor de apă şi (2) oferă informaţii asupra unor perioade mai lungi de timp.
Mai nou, Chandler (1989, 1994 şi 1995) a utilizat tehnica fotogrammetriei
analitice bazată pe fotograme terestre şi aerofotograme în studiul morfodinamicii albiilor
naturale şi al stabilităţii versanţilor, obţinând pe calculator imagini şi informaţii
tridimensionale.
O altă metodă relativ nouă de monitorizare a morfodinamicii unor forme de relief
(inclusiv ravene) este cea utilizată în SUA de Ritchie et al. (1991, 1992 şi 1993). Cu
ajutorul laserului aeropurtat autorii au executat profile morfometrice transversale ale
unor canale naturale, cu viteză şi precizie foarte mare.
X. ELEMENTE DE MORFODINAMICĂ A RAVENELOR
STADIILE DE DEZVOLTARE A RAVENELOR Heede B.H. (1974, 1975) afirmă că: “gospodărirea bazinelor hidrografice ar
putea avea un instrument util dacă stadiile ravenelor pot fi exprimate în rate de eroziune
şi producţii de sedimente”.
O primă tentativă reprezentativă este consemnată în 1939 de către Ireland H. et al.,
care identifică patru stadii de ravenare în Piemontul Carolinei de Sud - SUA după cum
urmează:
1. Stadiul de incizie a canalului, în care tăierea este relativ înceată;
2. Stadiul de dezvoltare activă, caracterizat prin: regresarea pragului şi marmitei,
subminarea şi surparea malurilor, adâncirea canalului. Surparea malurilor şi pragului
alternează cu evacuarea periodică a materialului surpat. Acesta este cel mai violent
stadiu de creştere a ravenei.
3. Stadiul 3 este o perioadă de ajustare a canalului de echilibru. Panta malurilor
este redusă prin meteorizaţie, şiroiri şi deplasări în masă.
4. Stadiul 4 este o perioadă de stabilizare caracterizată printr-o dezvoltare slabă şi
acumularea de material solid nou peste vechea suprafaţă.
Deci criteriul de bază privind diferenţierea acestor stadii l-a reprezentat dinamica
146
proceselor (gradul de activitate) din ravenă. Pentru o delimitare mai clară autorii
apelează la două criterii complementare. Astfel, separarea primelor două stadii este
definitivată printr-un criteriu pedologic.
În stadiul întâi, de debut, ravenarea lucrează în orizonturile A şi B. În plus, se
precizează: “acesta este timpul când măsurile de protecţie pot fi cel mai bine
întreprinse”. În stadiul al doilea ravena penetrează baza orizontului B şi începe
ferestruirea în substratul mai slab. După autorii citaţi “acesta este stadiul cel mai puţin
favorabil pentru aplicarea cu succes a măsurilor de combatere”.
Pentru ultimele stadii se asociază un criteriu biologic, respectiv gradul de
acoperire cu vegetaţie. Astfel, în stadiul 3 plantele se instalează în partea inferioară a
malurilor. Progresiv, vegetaţia contribuie la stabilizarea ravenei, specifică stadiului 4.
Aceste patru stadii sunt legate nu numai de evoluţia în timp a unui tronson de
ravenă dar, de asemenea, subliniază diferenţele în morfologia ravenei de la gură până la
obârşie.
Deci această schemă de separare a celor patru stadii de evoluţie a ravenelor se
bazează pe combinarea mai multor criterii de apreciere şi diferenţiere.
Leopold L.B., Wolman M.G. şi Miller J.P. (1964), fac aprecieri generale privind
procesul de ravenare şi forma profilelor geomorfologice. Autorii respectivi stabilesc
patru stadii de dezvoltare al unui arroyo (canal de scurgere adâncit) derivate din evoluţia
ravenelor discontinue (Figura 10.1):
- Stadiul de iniţiere a ravenelor;
- Stadiul de avansare a ravenelor discontinue;
- Stadiul contopirii parţiale a ravenelor discontinue;
- Stadiul integrării complete într-o singură ravenă.
Aceeaşi autori precizează că la ravene panta fundului se ajustează relativ rapid în
raport cu lăţimea canalului, în timp ce la râurile obişnuite situaţia se inversează: lăţimea
se poate ajusta rapid în timpul inundaţiilor, dar panta se ajustează încet. Dacă privim cu
mai multă atenţie această abordare teoretică se constată că s-a lăsat suficient loc şi pentru
speculaţie! Astfel, prin compararea profilelor aferente primelor două stadii se observă că,
în stadiul avansării ravenelor discontinue, pe lângă creşterea în lungime şi adâncime se
sugerează şi o alungire spre aval. Subliniem că, în cazul respectiv de ravene discontinue
tipice (izolate) o asemenea evoluţie este imposibilă deoarece tronsonul inferior dispare
progresiv prin colmatare.
147
d
ş
n
p
m
C
e
d
Vale neravenată1
2
3
4
5
A - A'
A - A'
A - A'
A - A'
A - A'
A
A
A
A
A A'
A'
A'
A'
A'Ravene discontinue iniţialeAvansarea ravenelor discontinueStadiul primei contopiriIntegrarea completă într-o
singură ravenă
Fig. 10.1 Stadiile de dezvoltare ale unui canal de scurgere (arroyo) din ravene
discontinue (după Leopold L. B., Wolman G. M & Miller G. P., 1964)
O preocupare asemănătoare o întâlnim şi la Bariss N. (1977). Pentru ravenele
ezvoltate în pătura de loess în Nebraska Centrală, prin investigarea formei transversale
i a dinamicii ravenării, acesta distinge trei faze (stadii):
- Faza iniţială, specifică prezenţei micilor ravene discontinue;
- Faza de canal instabil sau faza de dezvoltare activă, când fundul canalului este
eregulat iar malurile abrupte şi instabile au pante de peste 450.
- Faza de stabilizare începe după încetarea inciziei canalului. Ravena se lărgeşte şi
anta malurilor coboară in jur de 400.
Heede H. Burchard (1974, 1975, 1976) excelează în studiul ravenelor şi în
etodele de combatere a acestora în zona montană semiaridă din vestul SUA.
onsiderând că râurile se află într-un stadiu de dezvoltare de maturitate ori de bătrâneţe,
l apreciază că, fiind mai recent apărute, ravenele sunt expresia stadiilor juvenile de
ezvoltare. În acest spirit Davisian el distinge trei stadii de ravenare:
148
- Stadiul de tinereţe, caracterizat prin formarea ravenelor discontinue;
- Stadiul de maturizare timpurie, definit prin contopirea (fuzionarea) ravenelor
discontinue şi transformarea lor în ravene continue;
- Stadiul de maturitate, de echilibru dinamic, a fost dedus prin compararea
geometriei hidraulice a ravenelor studiate cu cea a râurilor. Autorul subliniază însă că
existenţa acestui stadiu nu a putut fi verificată (confirmată) de ravenele studiate.
Specialiştii din fosta Uniune Sovietică consideră că ogaşele şi ravenele au o
evoluţie stadială (Sobolev S.S., 1961). În stadiul I albia are dimensiuni mici (30-50 cm)
şi fundul este paralel cu terenul.
În stadiul II se produce o adâncire (2-10 m) şi o creştere accentuată prin
regresarea obârşiei, fundul având panta diferită de cea a terenului. În stadiul III se
realizează profilul de echilibru şi în stadiul IV se produce stingerea spontană.
Stănescu P. (1975 în lucrarea “Eroziunea solului şi metodele de combatere” de
Moţoc M., et al.,) admite că acest tip de evoluţie se explică parţial prin modificarea în
timp a mărimii suprafeţei de colectare.
Din literatura geomorfologică românească se prezintă câteva preocupări mai
semnificative. În lucrarea devenită clasică “Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea
accelerată”, Victor Tufescu (1966) individualizează patru stadii de dezvoltare a
ravenelor:
- Stadiul eroziunii în ogaşe, când profilul longitudinal al formaţiunilor îl imită pe
cel al reliefului pantei cu toate neregularităţile acesteia;
- Stadiul al doilea reprezintă stadiul de ravenare activă (regresarea vârfurilor,
surparea malurilor, adâncirea fundului, profil longitudinal neregulat) când “ravenele sunt
cel mai greu de combătut”.
- Stadiul al treilea când profilul longitudinal al ravenei tinde spre profilul de
echilibru, secţiunea transversală se lărgeşte şi începe să se fixeze plantele pionier.
- Stadiul al patrulea, de stabilizare, caracterizat prin încetarea regresiilor
obârşiilor, a eroziunii de fund. Vegetaţia fixează ravena, fundul se aluvionează. La
sfârşitul acestui stadiu ravena devine vale!
Pe baza cercetărilor întreprinse în Subcarpaţii Buzăului şi în diferite alte unităţi de
relief, D. Bălteanu (1978 şi 1983) distinge tot patru stadii de evoluţie a formelor de
eroziune torenţială:
- Stadiul incipient de eroziune discontinuă începe atunci când formele eroziunii
149
de adâncime nu-şi modifică traseul. Profilul longitudinal al canalului de scurgere se
diferenţiază de cel a versantului prin apariţia pragurilor.
- Stadiul de formare a ravenelor discontinue coincide cu conturarea unui bazin de
recepţie care determină concentrarea scurgerii.
- Stadiul de integrare a ravenelor discontinue în ravene continue (cu un canal
neîntrerupt) definit prin alcătuirea ravenei din segmente omogene, inegale, despărţite
prin praguri accentuate de integrare.
- Stadiul de realizare a profilului de echilibru dinamic corespunde fazei de
diminuare treptată a proceselor de eroziune şi de evacuare a materialelor de pe versant.
În acest stadiu se realizează şi profilul de echilibru transversal al malurilor. Odată cu
instalarea vegetaţiei ravena se transformă într-o văiugă sau vâlcea.
În concluzie, se poate spune că principalele criterii care au stat la baza definirii
stadiilor de evoluţie a ravenelor au fost: gradul de activitate, respectiv dinamica
proceselor şi diferenţierea profilelor geomorfologice ale ravenelor, în special a celui
longitudinal.
SECŢIUNEA TRANSVERSALĂ
În morfologia şi dinamica albiilor de râuri, în general, secţiunea transversală
constituie o unitate ierarhică fundamentală. Se ajustează prin: procese de ajustare de sine
stătătoare; proprietăţi morfologice care permit extrapolări şi generalizări pentru sectoare
de albii; legi care guvernează structura şi funcţia acesteia. Aşa se explică faptul că
dezvoltarea teoriei regimului şi a conceptului de geometrie hidraulică au avut ca bază de
plecare analiza secţiunilor transversale în raport cu gradul lor de stabilitate sau
deformabilitate.
Stabilitatea şi forma secţiunii transversale. Spre deosebire de cursurile cu caracter
permanent, în cazul ravenelor, deoarece procesele de mal au o pondere cu câteva ordine
de mărime mai mare decât procesele de incizare verticală, datorate curentului de apă
(Graham, Veness şi Blong, 1980, 1982), cel puţin în cazul ravenelor continue, de fund de
vale, sectorul de albie al secţiunii transversale ocupă în măsură diferită partea inferioară
a canalului. Ca urmare, debitele de formare a albiei discutate în cazul cursurilor
permanente, în cazul ravenelor prezintă o semnificaţie deosebită atunci când ne referim
la acest sector.
Din punct de vedere al formei secţiunii transversale, în literatura de specialitate, s-
150
a conturat o convergenţă spre două clase principale, în “V” şi “U”, sugerate de Ireland et
al (1939).
Pe această bază Imeson A.C. şi Kwaad F.J.P.M. (1980), diferenţiază patru tipuri
de ravene, cu exemple fotografice din nordul Marocului şi lângă Maseru Lesotho (citate
în capitolul “clasificarea ravenelor”).
Nordstrom Kerstin (1988), pornind de la formele de bază ale secţiunii transversale
(“V” şi “U”), deosebeşte mai multe forme intermediare dintre care mai frecventă este
secţiunea trapezoidală.
Atât particularităţile formelor de bază cât şi cele intermediare se pot discuta şi
exprimă stadiul de dezvoltare (Heede, 1974, 1975, 1976), tipul de ravenă (continuă sau
discontinuă), capacitatea de transport a tronsonului respectiv (prin gradul de aluvionare)
sau poziţia faţă de vârful ravenei în sensul ipotezei ergodice, “a drumului de timp”
(Schumm, Chorley şi Sugden, 1984). În figura 10.2, fără pretenţia de a fi separat anumite
tipuri, ilustrăm într-o schiţă idealizată, câteva ravene cu secţiuni transversale
intermediare între formele de bază (“V” sau “U”), pentru a sublinia rolul litologiei şi al
diferitelor procese asupra formei secţiunii. Evidenţiem, de asemenea, faptul că, în
perimetrul secţiunii (perimetrul udat + cel supus proceselor gravitaţionale), materialele
aduse la suprafaţă sau depuse sunt rezultatul unor procese diferite şi ca urmare au şi
roluri diferite.
În cazul (A) apare o ravenă cu secţiune intermediară, care:
- a străbătut toate orizonturile de sol;
- are fundul colmatat parţial;
- nu prezintă depozite la baza taluzului
- în forma malurilor depozitele mai rezistente îşi reliefează personalitatea.
În cazul (B) apare o ravenă cu secţiune intermediară, care:
- a străbătut toate orizonturile de sol;
- are fundul colmatat parţial;
- depozitele de la baza malurilor şi de pe suprafaţa acestora reprezintă materiale
care contribuie la formarea taluzului cu tendinţa de a masca depozitele din loc.
În cazul (C) apare o ravenă cu secţiune intermediară, mai precis trapezoidală,
stabilizată temporar, care:
- a străbătut toate orizonturile de sol;
- are fundul colmatat parţial;
151
A B C
D E F
G H I
J
Fig. 10.2 Exemple de secţiuni transversale ale ravenelor, (idealizate), cu evidenţierea
naturii diferite a depozitelor care participă la realizarea formei, ca rezultat al unor
procese diferite.
- materialele provenite din dezagregarea orizonturilor originale au avut
posibilitatea (au fost lăsate de către curenţii de apă) să formeze taluzele şi au mascat în
întregime depozitele din loc.
Cazul (D) prezintă o situaţie asemănătoare cu cea din cazul (A) la care , însă,
procesele de eroziune şi transport sunt dominante şi ca urmare pe fund nu apar aluviuni,
iar în forma malurilor depozitele mai rezistente îşi reliefează personalitatea.
În cazul (E), pe suprafaţa malurilor apar blocuri constituite din materiale originale,
alunecate în felii sau prăbuşite; fundul poate fi parţial colmatat.
Cazul (F) reprezintă o situaţie similară cu cea din (C), dar la care malurile sunt
formate din depozite originale.
Cazul (G) reprezintă o ravenă în formă de “V”, dezvoltată în depozite omogene
sau heterogene, la care, chiar în cazul unor ravene de mari dimensiuni, care au străbătut
depozite diferite ca litologie, canalul are forma triunghiulară datorită retragerii malurilor
152
paralel cu ele însele sub influenţa proceselor de meteorizare (îngheţ-dezgheţ).
Cazul (H) prezintă o ravenă în formă de “U” care se poate dezvolta atât în
depozite omogene, cât şi în depozite heterogene, dar cu erodabilitate comparabilă. Cazul
(I) prezintă o ravenă de o formă oarecum deosebită, dezvoltată în depozite omogene sau
într-un sol “duplex”, la care forma scobită a malurilor se datorează proceselor de
meteorizaţie.
Cazul (J) reprezintă o ravenă în forma literei ”V”, mult aplatizată, dezvoltată
exclusiv în depozite argiloase (un exemplu îl constituie ravenele din bazinul Pereschiv,
Dealul Văcăşana).
Fig. 10.3 Secţiunea transversală a ravenei din Valea Buzanului, B. H. Chineja, 1999
Având în vedere aceste câteva exemple, menţionăm faptul că recoltarea
eşantioanelor pentru caracterizarea din punct de vedere litologic a oricărei ravene trebuie
să respecte identitatea fiecărei entităţi litologice care apare în perimetrul secţiunii şi
procesele în urma cărora acestea ocupă locul actual. Probarea aluviunilor se face în
foraje care trebuie să intercepteze fundul original, amplasate pe secţiuni transversale la
intervale stabilite optim prin metoda geostatisticii informaţionale.
Poesen (1989) a distins două tipuri de ravene pe baza localizării lor în teren,
respectiv ravene efemere şi ravene de mal (asociate cu malurile).
153
Ravenele efemere se împart în funcţie de raportul lăţime adâncime (WDR) în
două tipuri: unele cu WDR ≤ 1, iar altele cu WDR >> 1. Forma secţiunii transversale a
ravenelor efemere este controlată de o combinaţie de diferiţi factori:
- factori care determină lăţimea curgerii concentrate (intensitatea ploii, mărimea
bazinului, coeficientul de scurgere, rugozitatea suprafeţei şi panta, morfologia zonei de
concentrare);
- factori care determină intensitatea curgerii concentrate (debitul curgerii şi panta
suprafeţei);
- factori care determină rezistenţa solului la detaşare şi transport (umiditatea
solului, structura solului şi caracteristicile profilului). Se ilustrează influenţa pantei
talvegului şi a prezenţei unui suborizont mai rezistent (hardpan, orizontul Bt, un orizont
coluvial compact, etc.) - corelaţie negativă, r =-081, p < 0,01.
Fig. 10.4 Ravenă de mal în BH Chineja, Valea Buzanului, 1999
Ravenele efemere cu WDR >> 1 provoacă cele mai mari pierderi de sol pentru că
sunt mai mult late decât adânci, în schimb cele cu WDR ≤ 1 sunt mai greu de astupat.
Efectul gradientului de pantă al talvegului local şi al prezenţei unui orizont mai
rezistent (Bt, hardpan, etc.) asupra lăţimii, adâncimii sau raportului lăţime / adâncime în
cazul unor ravene efemere din centrul Belgiei a fost studiat de Poesen(1990):
154
- Dacă în cadrul profilului de sol nu apare vreun orizont mai rezistent (orizontul Bt,
hardpan, etc.), în apropierea suprafeţei terenului, gradientul pantei talvegului nu pare să
afecteze lăţimea ravenei în mod semnificativ, dar are un efect pozitiv semnificativ asupra
adâncimii şi deci asupra raportului lăţime / adâncime. Adâncimea unei ravene efemere
creşte rapid dicolo de o pantă critică de 0,03-0,04, lucru care este conform cu cercetările
lui Savat şi De Ploey (1982) şi Govers (1985).
- Dacă totuşi, în cadrul profilului de sol apare vreun orizont mai rezistent, în
apropierea suprfaeţei terenului, adâncimea ravenei rămâne mică şi de aceea lăţimea şi
raportul lăţime / adâncime sunt mari, chiar dacă gradientul pantei talvegului este mare.
Ravenele de mal (figura 10.4) sunt considerate forme de eroziune discontinue şi
se formează acolo unde curentul traversează un prag morfologic (nu se fac precizări de
detaliu), dar urmând goluri structurale preexistente cum ar fi crăpături, găuri de animale,
etc., sau unde au loc prăbuşiri ale canalelor subterane.
Stabilitatea sectorului de albie din partea inferioară a canalului ravenei (porţiunea
udată, modelată hidraulic) este privită, de regulă, din două puncte de vedere:
(i) Stabilitate dinamică, identificată în raport cu regimul de ajustare a variabilelor
dependente ce definesc o secţiune în funcţie de variabilele independente. Pentru
definirea acestui tip se folosesc diverse relaţii morfometrice: Leopold - Maddock (1953);
Velikanov (1954, 1962); Altunin (1950, 1956); Hâncu (1971, 1978); Bătucă, (1981); (cf.
I. Ichim et al., 1989). Aceste tipuri de relaţii sunt amplu discutate în literatura de
specialitate de la noi, fapt pentru care nu le vom relua şi discuta în mod special. În mod
curent, la dimensionarea şi controlul albiilor stabile, se aplică astfel de relaţii. Spre
exemplu, în cazul relaţiilor morfometrice de tipul Leopold - Maddock, din categoria
“ecuaţiilor de regim”, caracterul logic este dat de valorile exponenţilor şi nu de valorile
coeficienţilor de multiplicare care exprimă condiţiile locale de natură fizico-geografică.
(ii) Forma cea mai stabilă a unei secţiuni se identifică în raport cu aşa-numitul
coeficient de formă, calculat ca relaţie între suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa unei
parabole în care se înscrie secţiunea. Cercetările asupra unui mare număr de secţiuni de
râu au condus la considerarea a două forme generale stabile, strâns legate de natura şi
starea de agregare a depozitelor din perimetrul albiei (Lane, 1935, cf. I. Ichim et al.,
1989):
- forma parabolică largă, pentru secţiunile de albii cu perimetrul alcătuit din
155
nisipuri omogene necoezive. Pentru acestea, “factorul de formă” calculat ca raport între
suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa unei parabole a fost determinat la valori între 0,90-
1;
- forma rectangulară sau trapezoidală, pentru secţiunile de albii cu perimetrul
alcătuit din depozite argilo-prăfoase cu mare coeziune. Pentru acest tip de secţiuni,
“factorul de formă” a fost calculat ca raport între suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa
secţiunii unui trapez ori dreptunghi înscris secţiunii. Variaţia “factorului de formă” a fost
înregistrată între 0,56 şi 0,92 (Lane, 1935) dar poate avea şi valori de 1,0 (cazul albilor
cercetate de Kennedy în India).
Secţiunea transversală a ravenelor se poate aborda şi dintr-o altă perspectivă,
utilizând terminologia şi tehnicile de investigare a versanţilor. Deoarece, de multe ori,
secţiunea transversală prezintă un anumit grad de asimetrie şi chiar elemente
morfometrice diferite de la un mal la altul, datorită unor compoziţii litologice diferite sau
a intensităţii diferite a proceselor, aceasta poate fi împărţită în două sectoare prin linia
talvegului, iar malurile analizate separat ca nişte versanţi aflaţi în “stare embrionară”.
Între cele două situaţii extreme: maluri active modelate în depozite originale şi maluri
stabilizate la care taluzul a atins muchia ravenei, se pot deosebi situaţii intermediare în
care orizonturile superficiale se menţin golaşe la unghiuri apropiate de verticală, iar în
bază sfărâmăturile (aterisamentele) au putut forma un taluz. În orice caz, stabilitatea
malurilor astfel abordate se poate analiza prin metodele clasice ale echilibrului limită, ele
aflându-se în principal sub acţiunea proceselor gravitaţionale.
În cazul ravenelor parţial sau complet stabilizate se pot deosebi două situaţii mai
des întâlnite:
a) cazul secţiunilor transversale trapezoidale, cu malurile complet taluzate la
unghiuri apropiate de unghiul de taluz natural al materialului respectiv şi fundul plat
datorită aluvionării;
b) cazul viroagelor sau vâlcelelor cu malurile (versanţii) concave şi fundul plat,
pe care cu greu se mai pot identifica vechile praguri ale ravenelor discontinue.
Pentru sectorul taluzat al secţiunii ravenelor se poate presupune că unghiul pe care
îl formează malul cu orizontala este egal cu unghiul de taluz natural al materialului
provenit din sfărâmături. Ideea a fost atribuită lui Ward (1945, cf. Carson M. A., 1977) şi
mult timp larg acceptată de către geomorfologi. Însuşi unghiul de taluz natural este
considerat a fi aproximativ egal cu unghiul de frecare internă al materialelor granulare
156
în stare afânată, care este de 35o.
Chandler (1973), Kirkby şi Statham (1975), Statham (1976) au pus la îndoială
aceste considerente.
Chandler (1973) arată că, probabil în cele mai multe cazuri, sugestia lui Ward
(1945) nu este valabilă şi că unghiurile de taluz natural tipice de 35o sunt invariabil mai
mici decât unghiul de frecare internă al materialelor granulare aflate în stare afânată, care
este în mod obişnuit ≥ 39o.
Modul de abordare al lui Kirkby şi Statham (1975) este radical diferit, autorii
pornind de la proprietăţile fizice şi fricţionale ale granulelor individuale aflate în cădere
în loc de rezistenţa la forfecare a materialelor care formează taluzul. Modelul de formare
a taluzelor prin acumularea granulelor aflate în cădere implică mişcarea particulelor una
câte una în josul pantei. Din raţionamentul lor rezultă că distanţa medie ( )x pe care o
parcurge o anumită particulă este:
xh d
d=
⋅ ⋅−
sin cossin( )
'
'
2 β φφ β
µ
µ
din care, prin măsurarea lui h (înălţimea de cădere) şi a lui ( )x în lungul unei
pante fixe de înclinare (β), unghiul de frecare dinamică al unei particule pe taluz ( )
poate fi calculat cu relaţia:
φ µ'
d
tan sin tan'φ βµdhx
= + ⋅⎛⎝⎜
⎞⎠⎟1 β
Statham (1976) ajunge la concluzia că materialele granulare prezintă în mod
obişnuit două “unghiuri de taluz natural” - unul mai mare la care poate începe
deplasarea particulelor şi unul mai mic, la care deplasările în masă încetează (cf.
Carson M. A., 1977).
ROLUL DEPOZITELOR DE ALBIE ŞI AL VEGETAŢIEI ÎN AJUSTAREA FORMEI
SECŢIUNII TRANSVERSALE
Pentru perimetrul udat al secţiunii transversale a ravenelor depozitele de albie şi
vegetaţia au un rol în oarecare măsură similar cu cel jucat în cazul cursurilor permanente,
cu particularităţile pe care le impune regimul debitelor lichide şi solide, precum şi scara
la care evoluează ravenele faţă de cursurile permanente.
157
Depozitele din perimetrul secţiunii transversale controlează forma acesteia, care
este în relaţie directă cu tipul de debit solid pe care râul îl tranzitează (Schumm, 1977).
Astfel, râurile care transportă predominat debit în suspensie au malurile alcătuite, în cea
mai mare parte, din material fin (praf şi argilă); râurile care transportă predominat debit
târât, au malurile alcătuite din depozite nisipoase. Schumm (1960) propune o relaţie din
care să rezulte modificarea secţiunii transversale F (ca raport între lăţime-adâncime)
funcţie de conţinutul de praf-argilă (M) din perimetrul secţiunii respective. Parametrul M
reprezintă procentul de material aluvial din maluri mai mic de 0,074 mm şi se determină
astfel:
MS B S h
B hp m
=⋅ + ⋅
+
( ) (22
)
unde Sp este procentul de praf-argilă în patul albiei; Sm - procentul de praf-argilă
în malurile albiei; B - lăţimea albiei; h - adâncimea albiei.
Forma secţiunii transversale F variază în funcţie de M conform relaţiei:
F = 255 M-1,08
Albiile al căror perimetru este alcătuit predominant din materiale fine, vor tinde
spre o formă a secţiunii transversale îngustă şi adâncă. Dimpotrivă, un depozit
predominant grosier în maluri, reflectă o albie cu secţiune largă şi puţin adâncă.
Lăţimea şi adâncimea cresc spre aval odată cu creşterea debitului, dar dacă M
creşte spre aval, adâncimea va creşte mai repede decât lăţimea, întrucât forma albiei se
ajustează la schimbarea depozitelor din perimetru.
Rolul materialului din perimetrul secţiunii transversale a fost dedus şi cu ajutorul
unei regresii multiple bazată pe datele lui Schumm (1960):
B Q Mma= ⋅ −255 058 0 6. . .
şi
h Q Mma= ⋅003 0 35 0 6. . .
Astfel, la un debit dat, cursurile cu maluri predominat prăfoase sunt înguste şi
adânci, în timp ce acelea cu maluri predominant nisipoase sunt largi şi puţin adânci. Din
relaţia Q B h V= ⋅ ⋅ se deduce că:
v Qma= ⋅123 0 07. .
158
din care se constată că viteza creşte foarte puţin în lungul canalului cu creşterea
debitului mediu de viitură (Qma); deci poate fi considerată independentă faţă de factorul
sedimentologic. În schimb adâncimea şi lăţimea albiei, respectiv factorul de formă F:
F Q Mma= ⋅ −800 015 120. .
este foarte puternic controlat de materialul din perimetrul albiei şi într-o proporţie
mică de debit.
Influenţa procentului de nisip în materialele din maluri asupra producţiei de
sedimente a fost studiată de Miller et al. (1962) în dealurile de loess din Mississippi. Ei
au găsit că volumul anual de sedimente produs a fost între 0,091 - 0,425 m3 / hectar de
suprafaţă ravenată expusă. Rata mai mică a fost asociată cu ravene adânci de 6 m, cu
maluri verticale având un procent scăzut de nisip necimentat, iar rata mai mare era legată
de ravene adânci de 12 m, cu maluri verticale şi un mare procent de nisip necimentat.
Heede (1971): în Alkali Creek producţia de sedimente este legată de compoziţia
chimică a solurilor.
Rezultatele de analiză multivariată a morfologiei albiilor (Mosley, 1981) sunt
relevante şi pentru morfologia secţiunii transversale. Autorul ajunge la concluzia că:
suprafaţa secţiunii transversale este controlată de debitul dominant, dimensiunea
materialului din patul albiei şi caracterul depozitelor din maluri. Factorii enumeraţi
explică 90 % din variabilitatea morfologiei secţiunii transversale.
Vegetaţia din patul albiei şi din maluri exercită şi ea un control important nu
numai asupra stabilităţii malurilor, ci şi în ce priveşte forma secţiunii transversale.
Acesta este evident mai ales în cazul albiilor mici, în lungul cărora Zimmerman et
al.(1967) au identificat variaţii ale lăţimii albiei pe măsură ce râul traversează o zonă
împădurită sau o zonă de fâneţuri. Reţeaua densă şi fină a rădăcinilor de ierburi
stabilizează malurile şi albia devine îngustă.
Sistemele de rădăcini care au ajuns să fie expuse în malul albiei (prin erodarea
materialului terigen) prezintă o rezistenţă mai mare la eroziune decât solul şi aluviunile.
S-a arătat, de exemplu, că rădăcini cu diametrul de 5 cm expuse în malul albiilor sunt de
20.000 ori mai eficace împotriva eroziunii decât malurile lipsite de vegetaţie (Smith,
1976 cf. I. Ichim et al., 1989). Pentru un sistem de albii mici ce traversează zone
împădurite, Keller şi Swanson (1979) au determinat o relaţie între diametrul arborilor (x
în m) şi lungimea malului cu reţea de rădăcini (y în mm) cu rol protector pentru malul
159
râului (fig. 10.5a) pe baza căreia a stabilit că lungimea malurilor protejate de rădăcinile
arborilor este de aproximativ 5 ori diametrul arborelui.
Secţiunea transversală a albiilor cu malurile protejate de o “perdea” de rădăcini
are o formă ca în figura 10.5b. În baza malurilor s-au format nişe care sunt în relaţie cu
nivelul minim al apelor şi, indirect, cu nivelul hidrostatic (Mosley, 1981).
Un alt aspect al influenţei vegetaţiei asupra formei albiei şi proceselor de transport
este legat de resturile organice (trunchiuri şi crengi) transportate în timpul viiturilor şi
părăsite pe maluri şi în albie.
Aceste resturi pot afecta forma şi procesele de albie prin creşterea sau
descreşterea stabilităţii malurilor.
PROFILUL LONGITUDINAL
Profilul longitudinal este, în ordine, cea de a treia unitate holarhică a unei albii (cf.
I. Ichim et al., 1989). Este trăsătura cea mai evidentă şi persistentă, indiferent de
condiţiile climatice în care evoluează, de dimensiunile cursului sau de roca în care este
adâncită albia. Chiar şi şiroirile care se dezvoltă pe versanţii haldelor într-un an sau doi,
au profiluri asemănătoare râurilor naturale (Leopold, Wolman şi Miller, 1964).
Fig. 10.5 Rolul vegetaţiei în protecţia malurilor.
A - relaţia între diametrul trunchiului şi lungimea malului cu reţea de rădăcini; B - forma secţiunii transversale cu malurile protejate de o “perdea” de rădăcini
(Keller şi Swanson, 1979, cf. I. Ichim et al., 1989)
160
Profilul longitudinal este ajustabil la schimbările factorilor de control (schimbări
climatice, iviri de roci cu duritate diferită), rezultatul fiind forma optimă în cazul căreia
cheltuirea de energie pentru tranzitul de apă şi sediment să fie minimă.
Pe baza experimentelor de laborator, Gilbert (1877) a oferit o primă observaţie
asupra genezei formei profilului şi anume: panta profilului longitudinal este invers
proporţională cu debitul lichid (cf. I. Ichim et al., 1986). Cercetările ulterioare au avut în
vedere un număr din ce în ce mai mare de variabile, care ar putea explica forma
profilului, precum şi tendinţele de evoluţie, printre care: debitul lichid, caracteristicile
materialului din patul albiei, debitul solid (în suspensie sau târât), tipul de rocă in situ în
care este modelat profilul, etc. Factorii de control ai pantei profilului. Se consideră că profilul longitudinal
reprezintă o funcţie a următoarelor variabile: debitul lichid (Q); debitul solid (evacuat
din albie) (Qs); dimensiunea materialului de albie (d).
Semnificaţia depozitelor de albie în controlul pantei. Depozitele aluvionare ce
tranzitează canalele ravenelor nu dau naştere unor microforme de relief atât de variate ca
în cazul cursurilor permanente. În schimb rolul morfologiei lor este decisiv pentru
morfodinamica ravenelor în general, din momentul iniţierii proceselor şi până la
stabilizare. Aceste aspecte au fost lămurite definitiv de către Schumm (1957), iar în
ultimii ani I. Ioniţă (1997) le-a urmărit în detaliu în cadrul unor ravene din Colinele
Tutovei, cu foraje manuale şi măsurători morfometrice.
Efectul litologiei asupra formei profilului longitudinal al ravenelor a fost cercetat
de către mai mulţi autori, întocmindu-se modele matematice atât empirice cât şi
deterministe.
Forma profilului longitudinal al unor ravene din Podişul Moldovenesc a fost
studiată de Rădoane et al. (1992, 1995). Autorii au avut în vedere atât ravene cu profilul
longitudinal convex cât şi concav. Câteva din concluziile acestor studii sunt:
Forma profilului longitudinal al ravenelor este în general convexă, uşor concavă
în sectorul de confluenţă al ravenei Aceasta înseamnă că ele se află în stadiul de tinereţe
(vigoare geomorfologică, Graf, 1977);
S-a avut în vedere influenţa litologiei depozitelor din care sunt alcătuite pragurile
asupra înălţimii acestora. S-a constatat existenţa unei corelaţii negative între înălţimea
pragurilor şi procentul de praf-argilă (particule mai mici de 0,02 mm) al depozitelor lor,
după relaţia:
161
paPHp ⋅−= 0165,00051,1log cu r = 0,899 şi n = 27
Conţinutul mare de praf-argilă (de exemplu, peste 70 %) determină praguri de
talveg cu înălţimi sub 50 cm. Cu cât conţinutul de nisip se măreşte, înălţimea pragurilor
poate creşte la peste 1 m.
Ecuaţiile exponenţiale explică 46-70 % din forma profilelor longitudinale ale
ravenelor. În timp, concavitatea de la baza ravenei va migra spre amonte, prin retragera
râpei de obârşie şi a pragurilor de talveg până la condiţia apropierii de forma profilului
de râu (Heede, 1974). Ponderea concavităţii în cadrul profilului de ravenă poate indica
stadiul lor de evoluţie (Heede, 1975).
Procesele urmărite de Heede în vederea stabilirii stadiilor de dezvoltare ale
ravenelor l-au condus pe acesta la concluzia că ravenele discontinue reprezintă stadiul de
tinereţe în dezvoltarea ravenelor. Au loc pronunţate modificări ale lăţimii canalului şi
pantei fundului ca şi extinderea canalului spre amonte, conducând la fuziunea ravenelor.
Nu se cunosc situaţii în literatură în care să se arate că nu au existat ravene discontinue
înainte de dezvoltarea unora continue. În absenţa unor praguri litologice naturale care să
influenţeze situaţia în alt sens, dispariţia knick points-urilor (pragurilor) ar indica faptul
că ravena a atins stadiul de echilibru dinamic.
Diferenţele dintre râuri şi ravene se manifestă la nivelul reţelei de drenaj, al
profilului şi factorului de formă.
Spre deosebire de râuri ravenele îşi ajustează mai repede panta fundului decât
lăţimea ca răspuns la modificarea curgerii şi sedimentelor.
Modelul Kirkby (1969 şi 1971) tip proces-răspuns bazat pe ecuaţia de continuitate exprimă în limbaj matematic interacţiunile dintre procesele exogene la
suprafaţa terestră şi sensul evoluţiei formelor de relief modelate inclusiv de eroziunea
prin ravene. Tendinţa liniei de profil a versanţilor modelaţi de factorii exogeni (pentru
care a fost creat, de fapt, modelul) se asimilează profilului malurilor ravenelor,
profilului văilor dezvoltate datorită pâraielor efemere sau ravenelor de fund de vale şi,
în acelaşi timp, profilului longitudinal al albiilor (canalelor naturale de scurgere).
În analiza cantitativă a raporturilor meteorizare - evacuare Kirkby (1971) se
foloseşte de rata proceselor, evaluată prin prisma factorilor topografici, în special
gradientul versantului şi distanţa de la creastă la punctul bazal (intersecţia profilului real
162
al versantului cu orizontala locului dat). Rezultatul este inclus într-o ecuaţie de
continuitate, care pentru versanţi ia forma: (Transport interior de deluviu) - (Transport
exterior de deluviu pe o unitate de lungime a profilului versantului) - (creşterea grosimii
solului extinsă în cursul meteorizării substratului) = (descreşterea elevaţiei suprafeţei
terenului). Sub formă de ecuaţie diferenţială se poate scrie:
∂∂
µ∂∂
Sx
wyt
− − ⋅ =( )1 (a)
în care y = înălţimea versantului; x = distanţa orizontală de la creastă; S =
transportul mediu de deluviu (exclusiv materialul organic); w = rata coborârii suprafeţei
substratului prin meteorizare; z = grosimea solului format (fig. 10.6).
Sol
zS(x,y)
Suprafaţa
versantuluiw
x1x = distanţa de la creastă
Substrat
yo
y =
elev
aţia
Fig. 10.6 Stabilirea ecuaţiei de continuitate pentru transportul deluviului prin
prisma factorilor topografici (J. M. Kirkby, 1971)
Pentru schimbarea în grosime a solului poate fi folosită o altă ecuaţie de
continuitate: (creşterea adâncimii solului) = (creşterea elevaţiei suprafeţei terenului) +
(reducerea elevaţiei substratului), sau în termeni diferenţiali:
∂∂
∂∂
µ∂∂
zx
yt
w wsx
= + = − (b)
În condiţii de meteorizare limitată solul nu poate spori în grosime astfel că rata
creşterii ∂ ∂z t/ este zero. A doua ecuaţie de continuitate poate, atunci, fi scrisă:
∂ ∂y t w/ = − . Această ecuaţie dă rata coborârii versantului în termenii rate variabile a
meteorizării substratului.
În cazul transportului limitat, rata medie a transportului, S, poate fi înlocuită de
163
capacitatea proceselor indicată de C, care este definită ca rata medie de acţiune a
proceselor subordonate condiţiilor în care mult mai mult material este disponibil decât a
fost vreodată transportat de acele procese.
Eliminând rata meteorizării w, ecuaţia de continuitate primeşte forma:
∂∂
µ∂∂
µ∂∂
Cx
yt
zt
= − + − ⋅( )1 (c)
În această expresie ultimul termen poate fi adesea ignorat deoarece ambele sale
componente tind să fie mici.
Capacitatea proceselor de evacuare C poate fi exprimată ca o funcţie a distanţei de
la creastă, multiplicată de o funcţie de putere a tangentei versantului:
C f xyx
n
= −⎛⎝⎜
⎞⎠⎟( )
∂∂
(d)
Există aşadar o soluţie asimptotică spre care se îndreaptă tendinţa formei reale a
versantului. Această soluţie este denumită “formă caracteristică”, deoarece depinde de
procese şi nu de forma iniţială a versantului.
Din cele examinate rezultă că ecuaţiile de continuitate ale profilului versantului
permit unele consideraţii generale privind secţiunile concave sau convexe. De asemenea,
se poate stabili condiţia în care profilul tinde să devină concav sau convex pe întreaga sa
lungime (fig. 10.7).
Astfel ecuaţia de continuitate pentru transportul limitat poate fi formulată ca:
∂∂Cx
T= (e)
unde T = rata mecanică a coborârii suprafeţei versantului; C = capacitatea ratei de
transport care are forma ecuaţiei (d).
Combinând ecuaţiile (d) şi (e):
C f xyx
Tdxn x
= −⎛⎝⎜
⎞⎠⎟ ∫( )
∂∂ 0
sau
164
Creep
Spălarea soluluiRâuri
fără ravenarecu ravenare
Spălarea solului
Fig. 10.7 Reprezentare grafică adimensională ilustrând aproximativ forma caracteristică
a profilului versantului pentru o anumită serie de procese (M. J. Kirkby, 1969)
∂∂yx
Tdx
f x
x n
= −
⎧
⎨⎪⎪
⎩⎪⎪
⎫
⎬⎪⎪
⎭⎪⎪
∫0
1
( ) (f)
Diferenţiind cu raportul la x:
∂∂
2
20
1 1
02
yx
Tdx
f x
Tf x Tdxf x
f x
x n n
= −
⎧
⎨⎪⎪
⎩⎪⎪
⎫
⎬⎪⎪
⎭⎪⎪
−⎧
⎨⎪⎪
⎩⎪⎪
∫ ∫−
( )
( ) ( )
( )
/
Întrucât / f(x) este pozitiv, semnul lui este acelaşi ca semnul
expresiei:
Tdxx
0∫ ∂ ∂2 2y x/
f xf x
T
Tdxx
' ( )( )
−
∫0
(g)
165
Dacă există o rată diferită de zero a coborârii suprafeţei (To ≠ 0) lângă creastă,
atunci pentru valori mici ale lui x:
Tdx T xx
≡∫ 00
şi expresia (g) devine:
f xf x x
' ( )( )
−1
(h)
Dacă funcţia f(x) se comportă ca x lângă creastă, atunci creasta (muchia
versantului) va fi convexă ( < 0) dacă m < 1; concavă dacă m > 1. ∂ ∂2 y x/ 2
În apropierea cursului râului sau a punctului bazal de evacuare, T = T1, rata
coborârii punctului bazal, , este egală cu lungimea versantului xTdxx
0∫ 1 multiplicat de
către rata medie de coborâre a versantului T, atunci, dacă f(x) se comportă ca xm lângă
punctul bazal, expresia (g) devine:
1
1
1
xm
TT
−⎛⎝⎜
⎞⎠⎟
(i)
Baza versantului va fi, deci, concavă dacă punctul bazal este fix sau în ridicare
(T1≤0), pentru orice m>0. Dacă punctul bazal începe să coboare în altitudine (T1>0),
atunci se pot distinge cazurile:
a) coborâre normală a pantei cu aceeaşi reducere a unghiului versantului (T1<T).
În acest caz baza versantului va fi cu siguranţă concavă dacă m≥1;
b) adâncirea râului cu T1>T , în care situaţie convexitatea bazală este formată dacă
m< T1/T.
M. J. Kirkby (1971) dezvoltă sub raport matematic şi abordarea profilului prin
prisma “formei caracteristice”, unde acesta depinde de procese şi nu de forma iniţială a
versantului.
Convexitatea superioară a versanţilor rezultă prin combinarea acţiunii proceselor
de meteorizare, creep şi pluviodenudaţie. Concavitatea bazală se dezvoltă ca urmare a
retragerii (nu neapărat la un unghi neschimbat) a părţii de versant adiacent văii prin
spălări de suprafaţă şi în soluţie; în parte poate fi rezultatul procesului de acumulare a
166
materialelor provenite din sectoarele superioare.
Menţionăm rezultatele experienţelor efectuate de Purnavel Gh. (1997) asupra
profilului longitudinal al unor ravene din împrejurimile Staţiunii Perieni (b. h. Tutova).
Autorul a comparat grafic şi statistic profilele longitudinale ale unor ravene, trasate cu
ajutorul planurilor topografice şi al măsurătorilor de teren, în vederea determinării
influenţei lucrărilor transversale de amenajare asupra evoluţiei ravenelor. Ravenele
selectate (analizate) aparţin la două categorii: ravene active şi ravene considerate ca fiind
stabilizate şi trebuie să satisfacă aproximativ toate criteriile necesare pentru a putea fi
comparate (litologie, hidrologie, localizare pe versant, etc.). Această metodă de abordare
permite obţinerea unor informaţii cu privire la stadiul de evoluţie în care se află ravenele
active faţă de ravenele stabilizate, dezvoltate în aceleaşi condiţii naturale, cu sau fără
lucrări transversale de amenajare. S-au obţinut rezultate ce nu pot fi, deocamdată,
generalizate, ele fiind valabile numai pentru perimetrul studiat.
Autorul a obţinut următoarea ecuaţie ce descrie tendinţa profilului longitudinal de
echilibru:
H H ebL= ⋅ ⋅0 0007.
în care: H = cota talvegului ravenelor (m); Hb = cota nivelului de bază local (m); L
= lungimea de la nivelul de bază (m).
Analizând comparativ profilul longitudinal al unei ravene de versant amenajată cu
lucrări de tipul barajelor din zidărie de piatră cu mortar şi căderi de tip jilip din beton în
trei condiţii (neamenajată, amenajată cu panta de proiectare determinată clasic şi
amenajată utilizând ca pantă de proiectare tendinţa profilului longitudinal de echilibru)
se constată următoarele:
• Dacă nu s-ar fi amenajat, talvegul iniţial continua să se raveneze adâncindu-se
în unele zone cu 3 până la 5 m;
• Actuala amenajare (utilizând panta de proiectare determinată clasic) a stopat în
cea mai mare parte fenomenul de ravenare, realizând aterisări de circa 450 mc. la o
înălţime de lucrări de 36,9 m, cu excepţia treimei inferioare unde au apărut fenomene de
afuiere erodându-se un volum de circa 80 mc; Dacă s-ar fi amenajat, utilizând ca pantă
de proiectare tendinţa profilului longitudinal de echilibru, s-ar fi realizat aterisări de circa
1500 mc. la o înălţime de lucrări de 49,2 m şi fenomenele de afuiere nu-şi mai făceau
simţită prezenţa obţinându-se o eficacitate de trei ori mai mare.
167
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.
În figura 30 reproducem din Imeson şi Kwaad (1980) graficul ce ilustrează modul
de evoluţie a două tipuri de ravene (amintite în capitolul “Clasificarea ravenelor”), într-o
perioadă de circa 80 ani.
În figura 31 se ilustrează modul de evoluţie a fiecăruia din cele patru tipuri de
ravene identificate de autorii menţionaţi.
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
Unul din modelele folosite pentru determinarea timpului de relaxare al sistemelor
în care a intervenit o perturbare majoră este legea exponenţială pe care Graf (1977, fig.
32) a generalizat-o la descrierea ajustării tuturor sistemelor geomorfologice.
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 A bt x ty t= + − ⋅
Rădoane 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,
168
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 70 % fiind sub 30
m), distanţa medie de la vârful ravenei la punctul de echilibru (respectiv cumpăna de ape)
este de 330 m. Aceste caracteristici plasează procesul de ravenaţie din arealul
exemplificat în categoria moderat (conform clasificării Kalinicenko şi Ilinski, 1976).
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.
Rezultatele obţinute sunt redate grafic (figura 33). 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:
169
5,0
8,0
qCAS cr⋅
=
unde
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.
Observaţiile de teren arată că în zonele intens cultivate din centrul Belgiei,
sedimentarea apare la pante cuprinse între 2 şi 4 % şi la pante cuprinse între 4 şi 6 %
pentru unele zone cu vegetaţie mai sporadică din sud estul Spaniei.
EFICACITATEA HIDRAULICĂ A RAVENELOR
În timpul unui studiu privind caracteristicile unor canale de scurgere din vestul
S.U.A., Schumm S.A. (1960 şi 1963) a descoperit că forma canalului râurilor stabile,
exprimată ca raport lăţime-adâncime (F), se asociază cu procentajul de sediment mai fin
decât 0,074 mm în perimetrul canalului (M):
F = 225 M-1,08.
Acest factor de formă (F), stabilit de Schumm, a fost ulterior preluat şi utilizat
deseori în studiul cantitativ al ravenelor. Astfel, Serviciul de Conservare a Solului din
S.U.A., în anul 1966, în “Technical Release No.32 (Geology)”, în evaluarea lărgirii
ravenelor recomandă compararea adâncimii (D) şi lăţimii între muchii (TW). Pentru două
condiţii de bază s-au stabilit următoarele relaţii:
D = 0,34 TW în soluri coezive;
D = 0,57 TW în soluri necoezive.
Rezultă că lăţimea ravenei este de trei ori mai mare decât adâncimea în
materiale coezive şi de 1,75 ori mai mare în materiale necoezive.
Pentru studierea morfologiei ravenelor Heede B.H. (1974) examinează
geometria hidraulică a unui număr de 17 ravene din bazinul Pârâului Alkali, situat pe
flancul vestic al Munţilor Stâncoşi în statul Colorado - SUA. Au fost luaţi în considerare
trei parametri:
- analiza numărului de ordin a reţelei hidrografice;
170
- variaţia formei profilului longitudinal;
- factorul de formă, respectiv raportul dintre adâncimea maximă şi cea medie.
Adâncimea medie s-a obţinut prin divizarea secţiunii transversale la lăţimea canalului,
între muchiile ravenei.
Noul indicator de formă este mai elaborat decât raportul lăţime-adâncime (F)
stabilit de Schumm. Heede recomandă ca “acest parametru trebuie interpretat precaut,
totuşi, deoarece el se poate asocia cu o varietate de secţiuni transversale, neobişnuite,
de ravenă”. Autorul apreciază că valoarea 2,0 a factorului de formă reprezintă “pragul
de eficienţă hidraulică”, în sensul că valorile superioare sunt specifice unei secţiuni cu
un perimetru udat mare şi indică o ineficientă hidraulică a canalelor. Factorul formă al
ravenelor cercetate în bazinul P. Alkali a avut valori relativ mari (în medie 2,0) şi
exprimă stadii juvenile de dezvoltare a ravenelor. Râurile în echilibru dinamic au în
medie un factor de formă mai mic de 2,0 şi, deci, se caracterizează printr-o eficienţă
hidraulică mai mare.
În acest spirit, Maria Rădoane, I. Ichim, N. Rădoane şi V. Surdeanu (1990) au
analizat un număr de 8 ravene discontinue: şapte în Câmpia Moldovei şi una, Giurgeni,
în Podişul Central Moldovenesc, la izvoarele râului Bârlad. Pentru aceste ravene cu
lungimea cuprinsă între 173 - 428 m autorii au determinat “factorul de formă Heede” în
133 secţiuni transversale de ravenă. Prin reprezentarea grafică a valorilor factorului de
formă (Ff) funcţie de distanţa de la vârful ravenei (lungimea ravenei, Lr) s-a stabilit
următoarea relaţie:
Ff = 1,287 + 0,00199 Lr
dar coeficientul de corelaţie este slab (r = 0,392). Punctul de intersecţie a dreptei
de regresie cu linia pragului de eficienţă hidraulică se plasează la o distanţă medie 350 m
de vârful ravenei ceea ce indică sectorul de unde ravenele din Câmpia Moldovei trec
într-un stadiu matur de evoluţie şi chiar de stingere.
I. Ioniţă (1997), analizând secţiunile totale ale ravenelor discontinue din
împrejurimile Staţiunii Perieni a stabilit un nou indicator de eficacitate hidrologică prin
raportarea secţiunii actuale (Sa) la secţiunea colmatată (Sc). Valoarea 1,0 a acestui factor
de formă (Sa/Sc) reprezintă “pragul de eficacitate hidrologică” a ravenei. De asemenea,
autorul propune şi un substituent al acestui indicator, de forma lăţimea fundului / lăţimea
canalului la nivelul muchiilor (b/B), mai uşor de determinat pe teren.
Semnificaţia valorilor este diferită de cea din “varianta Heede”. Astfel, valorile
171
superioare pragului de eficacitate hidrologică (valorile supraunitare) sunt caracteristice
tronsonului eficient de ravenă, capabil să evacueze apă şi material solid. Valorile
subunitare definesc tronsonul ineficient de ravenă, care pe termen lung este sufocat de
aluviuni (cf. I. Ioniţă, 1997). Autorul argumentează cele afirmate cu exemple din V.
Căldării, V. Hârcioaia, V. Puştii (b. h. Jeravăţ superior), V. Gornei (V. Poiana Codrului,
b. h. Simila), Valea Timbrului, pe cuesta Jeravăţului. Determinarea unei secţiuni
colmatate presupune eforturi însemnate (foraje sau şanţuri - profile de sol -), umane şi
materiale. De aceea, autorul a considerat utilă, găsirea unui alt parametru care să ofere o
modalitate mai comodă de estimare a indicatorului de competenţă hidrologică (Sa/Sc).
Deoarece, secţiunea utilă (actuală) a ravenelor discontinue, cu fundul afectat de
aluvionare, are forma trapezoidală, a ajuns la concluzia că “raportul dintre lăţimea
fundului (b) şi lăţimea ravenei între muchii (B) poate fi substituentul potrivit”.
Relaţia dintre indicatorul morfometric (b/B), şi indicatorul de eficacitate
(competenţă) hidrologică (Sa/Sc) s-a calculat cu ajutorul unor ecuaţii de regresie (funcţie
putere). Astfel, s-a evidenţiat o legătură inversă şi puternică (R2 = 0,9533 sau 0,9653)
între indicatori pentru ravenele discontinue, singulare. Punctul de intersecţie al liniei de
regresie cu linia pragului de eficacitate hidrologică (1,0) se realizează la valoarea de 0,47
- 0,48 a raportului b/B. Valorile ce depăşesc acest plafon critic exprimă, de fapt,
ineficacitatea hidrologică a ravenei şi sunt predominante ca distribuţie.
În cazul ravenelor discontinue, succesive, evazate (“difuzor scurt”, cf. I. Ioniţă,
1997) punctul de intersecţie se obţine la valoarea de 0,59 - 0,60 a raportului b/B.
Pe ravenele discontinue, succesive, convergente (“confuzor”) din Valea
Vasilache şi Valea Timbrului relaţia dintre cei doi indicatori este directă şi strânsă (R2 =
0,9664). Plafonul limită al raportului b/B are valoarea 0,48 dar şi la acest tip de ravene
tronsonul ineficace are o pondere scăzută şi majoritatea ravenei se caracterizează prin
valori supraunitare ale raportului Sa/Sc.
Pe de altă parte, autorul a urmărit să evidenţieze influenţa umezirii bazei ravenelor
asupra eficacităţii lor hidrologice. Se evidenţiază dublarea şi chiar triplarea eficacităţii
hidrologice pe ravenele umede în comparaţie cu ravenele uscate. Apa curgând la debite mici capătă o putere deosebită atunci când curge pe pante
mari sau în cădere. Teoretic conform relaţiei intensităţii curgerii exprimată prin puterea
curentului (Yang, 1977):
gQSρω =
172
unde ω este puterea curentului, ρ = densitatea, g = acceleraţia gravitaţională, Q =
debitul volumetric, S = panta (gradientul) energiei, dacă urmărim evoluţia numai prin
prisma pantei (S), se observă că numai datorită modului de variaţie al tangentei, puterea
curentului creşte de circa 10 ori la pante cuprinse între 45o şi 60o, ajungând să crească de
50, 5729, sau 50.000 ori la peste 80o. Se intră într-o zonă de nedeterminare numerică, în
care apa nu poate depăşi energia sa potenţială egală cu m⋅g⋅h. Totuşi, cum altfel ar putea
fi explicată evoluţia ravenelor discontinue de obârşie de vale (de exemplu cele din B. H.
Jeravăţ, Valea Timbrului, figura 10.8) care prezintă masive praguri aluvionare ce se
retrag la debite extrem de mici. Apa peliculară, ajunsă la muchia pragului se prelinge pe
firele de iarbă care atârnă sau pe rădăcini şi cade sub formă de picături subminând cu o
forţă nebănuită pragul. Retragerea are loc prin cedare gravitaţională.
Fig. 10.8 Ravene discontinue în B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului, 1998 (Foto I. Ioniţă)
173
XI. MODELAREA MATEMATICĂ A EVOLUŢIEI RAVENELOR
MODELE STATISTICE
Beer şi Johnson (1963) au considerat ca variabilă dependentă modificarea ariei
suprafeţei ravenate. Rezultatele au arătat că procesul de ravenare a fost cel mai bine
reprezentat printr-un model logaritmic:
30360,02473,014
7954,08
0440,06
0982,041 01,0 XeXXXXX −−−=
unde X1 = modificarea ariei suprafeţei ravenate (acres)
X3 = abaterea precipitaţiilor de la normal (inch)
X4 = indicele scurgerii de suprafaţă (inch)
X6 = aria suprafeţelor amenajate cu terase din cadrul bazinului (acres)
X8 = lungimea ravenei la începutul perioadei (feet)
X14 = lungimea totală de la cumpăna apelor până la gura de vărsare (feet)
Toate variabilele au fost evaluate faţă de valorile din creşterile trecute ale
ravenelor.
Thompson (1964) a analizat efectul cantitativ al variabilelor independente ale
bazinului hidrografic asupra ratei de înaintare a vârfurilor. Variabilele au fost: aria
drenată amonte de vârful ravenei, raporturile energie de relief / lungime ale bazinelor
amonte de vârf, lăţimea şi adâncimea ravenelor, înălţimile pragurilor, densitatea
drenajului şi canalelor din fiecare bazin, circularitatea bazinelor, lungimea canalelor,
panta talvegului imediat amonte de prag, variabila climatică a precipitaţiilor (suma
precipitaţiilor pe 24 ore egale sau mai mari de 13 mm) şi un factor de sol aproximativ
egal cu conţinutul de argilă al profilului de sol prin care pragul avansează. Analiza
regresiei a arătat că 77 % din varianţă a fost explicată de cele patru variabile. Testul t a
arătat că numai aria drenată, precipitaţiile şi solul au fost deosebit de semnificative în a
exprima rata de avansare a ravenei prin ecuaţia de regresie (model liniar), la nivelul de
încredere de 5 %. Variabila D (adâncimea ravenei) nu este semnificativă. De asemenea,
demn de reţinut este că din analiza statistică a datelor lui Thompson a rezultat că este
discutabil dacă panta talvegului imediat amonte de prag (S) este semnificativă la nivelul
de încredere de 5 %.
Valoarea de 0,77 a coeficientului de determinare R2 indică existenţa unei relaţii
deosebit de eficiente, devreme ce numai 1/4 din varianţă este datorată altor variabile
nemăsurate. Această pătrime neexplicată împiedică utilizarea ecuaţiei de predicţie şi în
174
alte proiecte.
În zonele de badlands din sudul Israelului, care sunt puternic disecate de ravene,
datele de teren au fost analizate statistic şi s-a propus un model simplu de avansare a
ravenelor (Seginer, 1966). Seginer a testat trei parametri geometrici ai bazinului ce pot fi
măsuraţi uşor: aria bazinului, lungimea bazinului în lungul depresiunii principale şi
diferenţa maximă de altitudine din bazin. Analiza regresiei pentru mai multe combinaţii.
Aria bazinului hidrografic a fost găsită ca fiind cel mai important factor ce determină
abateri de la medie.
Ecuaţia de predicţie a fost:
50,01ACE=
unde E este rata de avansare a vârfului ravenei (pragului), A este aria bazinului
care este drenat prin vârful ravenei, iar C1 este o constantă care variază de la un bazin la
altul.
Este evident că o abordare simplificată a cuantificării proceselor de ravenare, cum
este cea de mai sus, în cel mai bun caz reprezintă relaţii empirice valabile pentru un
anumit bazin la un moment dat. Presupunerea distribuţiei uniforme a precipitaţiilor
(exprimată prin aria bazinului hidrografic), geologiei uniforme, a solurilor şi vegetaţiei,
moduri de folosinţă a terenului neschimbate, pentru a numi doar câteva, nu permit
formularea unor predicţii pertinente.
Ido Seginer (1966) considera că în sudul Israelului ravenele erau în general
continue, dar că fiecare dintre ele poate avea mai multe praguri în lungul ei.
De asemenea, el considera că se poate presupune că există o bună corelaţie între
aria secţiunii transversale a unei ravene într-un punct şi distanţa de la acest punct la
vârful ei. Forma unei asemenea ravene idealizate este aceea de pană şi pe măsură ce
vârful înaintează ravena se lărgeşte şi se adânceşte ceea ce este echivalent cu a spune că
volumul de sol pierdut este egal cu produsul dintre rata de avansare a vârfului şi aria
secţiunii transversale a ravenei la confluenţa cu o alta de ordin imediat superior.
Limitările ecuaţiilor de predicţie bazate pe relaţiile statistice ale câtorva parametri
şi factori selectaţi au fost ilustrate de asemenea şi prin alte studii.
Investigaţiile statistice menţionate au făcut ceva lumină asupra variabilelor
implicate în creşterea ravenelor, dar cuantificarea şi predicţia creşterii sunt încă lipsite de
precizie pentru că ratele trecute de avansare (ravenare) nu indică în mod necesar ratele
175
viitoare.
Un model deterministic de creştere a ravenelor a fost propus pe baza
investigaţiilor efectuate asupra badlands-urilor din SE Alberta, Canada, unde climatul,
litologia şi energia de relief total disponibilă sunt uniforme (Faulkner, 1974). Vegetaţia
este practic absentă. Modelul inspirat de legea creşterii allometrice a lui Huxley (1964)
este de forma: 1
1dycx=
unde x este mărimea unui organ, y reprezintă mărimea organismului căruia
organul îi aparţine, iar c1 şi d1 sunt constante.
În mod obişnuit neuniformitatea factorilor de mediu cum sunt solul şi vegetaţia
este o regulă. Curgerea intermitentă prin ravenele efemere adaugă o altă sarcină
formidabilă atunci când se încearcă să se facă suficient de flexibilă o lege prezentă încât
să ţină cont de numeroasele combinaţii din teren.
MODELUL RĂDOANE (1994)
Începând din anul 1988 Maria Rădoane, N. Rădoane şi I. Ichim de la Staţiunea
“Stejarul” Piatra Neamţ, au publicat rezultatele unui program de cercetare a proceselor
de ravenaţie din Podişul Modovenesc: Ichim, Mihai (1988); Rădoane et al. (1988); Ichim
et al. (1990); Rădoane, Rădoane (1992), Rădoane et al. (1994a şi b); Rădoane et al.
(1995). În anul 1994 autorii menţionaţi publică un model empiric ce oferă posibilitatea
predicţiei ratei de avansare a ravenelor din Podişul Moldovenesc.
Pentru întocmirea modelului autorii au utilizat datele de măsurători morfometrice
şi ale analizelor granulometrice culese pe parcursul a 14 ani din studiile efectuate asupra
a 38 de ravene din zona dintre Siret şi Prut, precum şi hărţi topografice şi aerofotograme
în scara 1:2000.
Dintre ravenele investigate, 22 sunt dezvoltate în terenuri predominant marnoase
sau argiloase, iar 16 pe terenuri predominant nisipoase
Variabilele luate în considerare au fost grupate în:
- variabile ce caracterizează dezvoltarea în profil longitudinal a ravenei (lungimea
ravenei, suprafaţa activă, volumul de material dislocat);
- variabile ce caracterizează secţiunea transversală a ravenei (adâncimea maximă,
lăţimea, suprafaţa secţiunii transversale);
176
- variabile ce caracterizează depozitele de suprafaţă ale ravenei (diametrul median
al particulelor din perimetrul secţiunii transversale);
- variabile ce caracterizează morfologia bazinului de drenaj a ravenei, considerat
amonte de vârful ravenei (suprafaţă, pantă, energie).
Toate grupele de variabile au fost cuantificate în funcţie de punctul de obârşie al
ravenei (vârful ravenei). După experienţa lui Seginer (1966) zona de obârşie a ravenelor
se modifică foarte rapid şi atrage după sine modificarea tuturor parametrilor geometrici
din aval.
Autorii au considerat că factorul cu influenţa cea mai mare asupra ratei de
regresare a ravenelor din Podişul Moldovenesc este factorul litologic exprimat printr-o
măsură a compoziţiei granulometrice. Ecuaţia de regresie multiplă propusă a fost de
forma:
R a A L E Pab c d e= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅
(pentru ravenele incizate în marne şi argile)
R a b A c E d L e Pa = + ⋅ + ⋅ + ⋅ + ⋅
(pentru ravenele incizate în roci nisipoase)
unde Ra = rata de avansare a vârfului, în m/an; A = aria bazinului de drenaj
amonte de vârful ravenei, în ha; L = lungimea ravenei, în m; E = energia de relief a
bazinului , în m; P = panta medie a bazinului de drenaj, în m/100 m. Drept variabile
independente s-au ales, deci, nişte înlocuitori ai mărimii scurgerilor şi ai vitezei de
concentrare în vârful ravenei.
Analizele au inclus: (a) obţinerea matricei de corelaţie a tuturor variabilelor
investigate; (b) dezvoltarea unui model prin utilizarea regresiei pas cu pas.
Cea mai importantă variabilă independentă a ratei de regresare a ravenelor a fost
găsită ca fiind aria bazinului de drenaj din amonte de vârf. Această suprafaţă explică 54
% din varianţă în cazul rocilor marno-argiloase şi 68 % în cazul rocilor nisipoase.
Potrivit autorilor, rezultatele testării acestui model indică o rată accelerată de
dezvoltare a ravenelor imediat după momentul iniţierii şi o reducere sau chiar o sistare a
avansării după atingerea unei lungimi de echilibru.
Deci, distanţa dintre gura ravenei până la punctul de pe talveg în care apa nu mai
are suficientă energie pentru a învinge rezistenţa suprafeţei este considerată ca lungime
de echilibru (cf. Graf, 1977 din Rădoane et al., 1995). Ravenele nu se mai dezvoltă în
177
amonte de acest punct.
S-a constatat că lungimea de echilibru a ravenelor dintre Siret şi Prut variază în
funcţie de pantă, geologie şi morfologie. Pe roci argilo-marnoase, lungimea de echilibru
este de 350 - 400 m, în timp ce pe rocile nisipoase aceasta are valori între 200 - 250 m.
MODELE CONCEPUTE PE SUPORT GIS
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.
Modul de analiză a topografiei terenului conceput de Thorne şi Zevenbergen
(1986) a fost prezentat deja în cadrul acestei lucrări. 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, fig. 11.1; 11.2;
11.3; 11.4); se elimină adânciturile şi gropile;
- Calcularea pantei, aspectului şi ariilor suprafeţelor înclinate;
- Calcularea distribuţiei scurgerilor; determinarea pantei celei mai abrupte
178
Perieni
Pogana
Fig. 11.1 Modelul numeric al terenului din zona Văii Roşcani
Fig. 11.2 Modelul numeric al terenului din zona Stoişeşti - Ghermăneşti
179
Fig. 11.3 Reprezentare "image" a zonei Stoişeşti – Ghermăneşti
Vale
a Bâ
rladu
lui
Plat
oul P
orce
ana
Ghermăneşti
Stoişeşti
Fig. 11.4 Reprezentare "relief cu umbre" a zonei Stoişeşti - Ghermăneşti
180
(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)
Vectorul a este:
Vectorul b merge de la vecinul sudic către cel nordic:
Produsul vectorilor dă vectorul normal n la vectorii a şi b
Aria paralelogramului creat de a şi b se calculează cu ajutorul
lungimii vectorului normal.
181
Calcularea pantei cu ajutorul a opt celule vecine
Panta este: Hidrografie
Distribuţia scurgerilor
Algoritmul D-8
Algoritmul D-8 procesează diferenţele de cotă dintre fiecare celulă şi celulele vecine cu
cote mai joase. Datorită distanţei mai mari, diferenţele de cotă pe diagonală se ajustează
cu 2 . Celula vecină cu cota cea mai mică primeşte întreaga cantitate de scurgere.
Algoritmul FD-8
Fracţia corespunzătoare diferenţelor de cotă dintre celule vecine este:
Cele mai bune rezultate pentru parametrul p se obţin pentru p = 1,1 (Freeman,
1991).
Înclinarea ϕ a suprafeţei pixelului este unghiul dintre vectorul normal n şi
vectorul z=(0,0,1),
182
care este perpendicular pe suprafaţa x-y:
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
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
183
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.
Prezentăm în continuare modelul Müller (1999) care fiind dezvoltat pe baza
cercetărilor efectuate asupra unor ravene de mari dimensiuni din Nord-Estul Insulei de
Nord a Noii Zeelande, are o particularitate interesantă. Ravenele considerate sunt
dezvoltate în roci teoretic coezive, argilite şi marne vechi, dar foarte puternic fisurate ca
urmare a punerii în loc a allochtonului Coastei Estice şi foarte susceptibile la alterare
prin sulfatare (Mazengarb, 1991). Depozitele aparţin Formaţiunii Whangai şi cuprind
alternanţe de marne dure silicioase fisurate, bine stratificate şi sfărâmate, de culoare
cenuşiu negricioasă, cu gresii subţiri şi marne calcaroase cenuşiu albicioase Cretacic
târziu-Paleogene. Credem că din această cauză ele s-au dezvoltat mai mult lateral decât
longitudinal, căpătând forme de amfiteatru. Observăm că sunt ravene continue de mari
184
dimensiuni din toate punctele de vedere, fără praguri înalte, ce la noi ar putea fi încadrate
în categoria torenţilor.
Fig. 11. 5 Ravena continuă în zona Ruatoria (Coasta Estică a Insulei de Nord a Noii
Zeelande) dezvoltată în marne şi argilite puternic fisurate ce alternează cu gresii în plăci subţiri, de vârstă Cretacic-Paleogen. (Foto Harley D. Betts, decembrie , 1999)
Se presupune că eroziunea prin ravene a fost iniţiată (accelerată) datorită ridicărilor
tectonice, dar mai ales datortă tăierii masive a pădurilor din perioada 1880-1920. Din
mărturiile localnicilor rezultă că ravena Tarndale (800 m lungime x 500 m lăţime x 300
m adâncime) s-a format în locul unei masive alunecări de teren care la rândul ei a apărut
după 20 ani de la tăiera pădurii, în iarna anului 1915.
În anii '60 zona a fost împădurită, dar efectul asupra fenomenelor de ravenaţie a fost
minor.
Cantitatea de precipitaţii în Bazinul Waipaoa variază între 1000 şi 3000 mm anual.
Cercetătorii germani şi cei neozeelandezi care s-au ocupat de ravenele din bazinul
Waipaoa au dispus de aerofotograme din trei momente: 1939, 1958 şi 1992. Din figura
11. 6 obţinută prin compararea modelelor digitale ale terenului se observă modul de
evoluţie al ravenelor din interfluviul Mangatu - Te Weraroa, de pe o suprafaţă de 4 km2.
185
Se poate observa că ravenele mari (Tarndale şi Mangatu) au depăşit limitele
bazinelor hidrografice trasate pentru situaţia din 1958, iar pe de altă parte, evoluţia lor
este mai degrabă areală decât liniară. Din aceste două motive Müller et al. (1999) au fost
nevoiţi să cuantifice rata evoluţiei prin aria ravenată, pe de o parte, iar pe de altă parte să
introducă în model aria ravenei însăşi (Burkard şi Kostaschuk, 1997) pentru a rezolva
problema consumării bazinului hidrografic.
Müller M. U., Dymond J. R., (1999) 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)
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
unde Aw = aria măsurată în amonte, Amin ş
iniţiere (ha). Acestea sunt definite ca valoarea m
posibilă şi respectiv valoarea maximă de prag pe
minimă este pur şi simplu cea mai mică valoare
s-a produs ravenarea, în timp ce valoarea maxi
subbazinele sunt ravenate. Ecuaţia (1) indică pro
după despădurire.
S-a considerat că retragerea pragurilor (de fap
hg Ac
dtdL
1=
unde dLg/dt eset modificarea de lungime a r
empiric ce depinde de natura materialului şi Ah es
Burkard şi Kostaschuk (1997) au descope
este influenţată de aria din amonte şi de aria rav
drenată către ravenă este o măsură a cantităţii tot
186
dacă Aw < Amin
dacă Amin ≤ Aw≤Amax (1)
i Amax pragurile minim şi maxim pentru
inimă de prag peste care ravenarea este
ste care ravenarea este sigură. Valoarea
a ariei vreunui bazin hidrografic în care
mă este valoarea ariei peste care toate
babilitatea de ravenare a unui subbazin
t a vârfului ) se afce liniar către amonte:
(2)
avenei în timp (m/an), c1 un coeficient
te aria din amonte de vârf.
rit că rata de creştere a ariei ravenelor
enei însăşi. Se consideră că aria totală
ale 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)
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.
187
193919581992Con aluv.CumpanaCanal
6
7
4 5
8
9
10
3
11
Mangatu
Tarndale
Fig. 11. 6. Evoluţia unor ravene din bazinul Waipaoa Noua Zeelandã în perioada 1900 – 1992 (după Derose R. C. et al., 1998)
188
XII. MIGRAREA PRAGURILOR RAVENELOR
Migrarea pragurilor este una din cele două preocupări majore ale autorilor care au
cercetat ravenele.
Cele mai multe aspecte din acest domeniu pot fi mai bine înţelese dacă se cunosc
rezultatele cercetărilor efectuate de Dr. Kerry M. Robinson şi Gregory Hanson în
canalul hidraulic la Stillwater, Oklahoma, în ultimii 10 ani.
În 1994, ocupându-se de problema apariţiei ravenelor (canalelor ce prezintă
praguri bine definite în amonte) în zona deversoarelor barajelor, autorii au constatat
următoarele:
Într-o scurtă paranteză amintim că la multe baraje, în Statele Unite, indiferent de
natura materialelor din care sunt construite, deversoarele de ape mari se fac totuşi sub
forma unor canale de pământ înierbate, în ideea că aceste canale vor fi străbătute de apă
cu o probabilitate de cel mult 4 % şi deci eventualele pagube produse atât de rar sunt
suportabile.
Apariţia ravenelor pe fundul unor canale înierbate se produce în trei faze. Faza
întâia este una erozională şi are ca efect distrugerea şi înlăturarea covorului vegetal,
dacă există, şi dezvoltarea scurgerii concentrate. Faza a doua are loc prin eroziunea în
continuare, în aval, ca urmare a efortului concentrat ce conduce la formarea unui prag
vertical sau aproape vertical. Faza a treia a procesului erozional cuprinde avansarea spre
amonte a pragului, acre poate fi de asemenea însoţită de lărgire şi adâncire.
Faza I – înlăturarea covorului vegetal şi formarea scurgerii concentrate
Dacă se consideră că cedarea este rezultatul eroziunii prin covorul vegetal,
relaţiile care guvernează acest fenomen sunt:
( ).
cedk ττε −= (1)
cu 2.
1 ⎟⎠
⎞⎜⎝
⎛⎟⎠⎞
⎜⎝⎛ −=
nn
CdS sFe γτ (2)
în care
ε = rata de eroziune sau detaşare exprimată în unităţi de volum pe unitatea de
suprafaţă, în unitatea de timp
189
kd = coeficientul ratei de detaşare (detaşabilitate) exprimat în unităţi de volum pe
unitatea de suprafaţă, în unitatea de timp, pe unitatea de efort unitar
τe = efortul erozional efectiv exercitat asupra solului
τc = efortul critic de prag al solului
γ = densitatea apei
d = adâncimea scurgerii
S = panta gradientului energiei
CF = factorul acoperirii cu vegetaţie
ns = rugozitatea granulelor de sol exprimată în termenii coeficientului lui
Manning
n = numărul lui Manning
Dacă se presupune că curgerea este uniformă şi stabilă, d devine adâncimea
normală de curgere şi S panta canalului. CF, ns şi n se găsesc în normative de proiectare.
Reprezentând proprietăţile solului prin indicele de plasticitate, integrând ecuaţia 1 până
la punctul de distrugere a covorului vegetal cu presupunerea că τe >>τc şi calibrând cu
date de la deversoarele naturale, rezultă relaţia care descrie timpul de cedare a covorului
vegetal (Temple, 1992):
∫ +=ft
we Idt0
509τ (3)
unde tf este timpul de cedare al covorului vegetal iar Iw este indicele de
plasticitate al solului cu τe în Pascali şi t în ore. Având hidrograful deversorului
cunoscut, tf din ecuaţia 3 poate fi determinat prin integrarea numerică. Integrarea
întregului hidrograf cu partea stângă a ecuaţiei 3 mai mică decât cea dreaptă indică o
forţă de atac insuficientă pentru a provoca cedarea.
Deşi nu s-a observat în laborator, se poate specula că pentru eforturi mari, modul
de cedare se poate schimba trecând în distrugerea generală a covorului vegetal printr-un
efort hidraulic turbulent masiv (grosier). În unităţi metrice, curba care limitează ecuaţia
3 este descrisă de relaţia:
21
21
6462
46,0
98 +⎟
⎠⎞
⎜⎝⎛ −=τrD
(4)
în care Dr este adâncimea disponibilă pentru pătrunderea rădăcinilor în metri şi τ
190
efortul hidraulic total în Pascali.
CF, factorul acoperirii cu vegetaţie (Temple et al., 1987) reprezintă condiţiile
locale. Dacă stratul vegetal a fost înlăturat în întregime valoarea potrivită pentru factorul
CF este zero.
Faza II de eroziune prin curenţi concentraţi reprezintă tranziţia de la faza 1 la faza
3 (avansarea pragului). Începe în momentul în care întregul înveliş vegetal a fost
înlăturat şi se formează curgerea concentrată. Ea se sfârşeşte în momentul în care
eroziunea este suficient de puternică pentru a produce plonjarea apei cu concentrarea
energiei şi efortului la baza pragului. Este similară cu discontinuitatea majoră descrisă
mai sus cu excepţia faptului că protecţia vegetală a fost local înlăturată şi că diferite
materiale pot fi întâlnite pe măsură ce eroziunea progresează.
Dacă se presupune că panta fundului în zona concentrării curgerii este egală cu
panta fundului canalului, că eroziunea este limitată de rata detaşabilităţii şi că toate
elementele de rugozitate din zona de concentrare a scurgerii pot fi potenţial detaşate de
către curent, atunci efortul efectiv erozional este egal cu efortul total şi poate fi calculat
cu:
( )Shde +== γττ (5)
unde
d = adâncimea curgerii în afara zonei curgerii concentrate
h = adâncimea erodată în zona de concentrare a efortului şi curgerii.
Prin definiţie τc este efortul mediu în timp la care mişcarea particulelor începe.
Unii cercetători cum ar fi Lavelle şi Mofjeld (1987) au pus sub semnul întrebării
faptul dacă mişcarea incipientă există de fapt. Pentru materialele care se prezintă ca
particule separate (discrete) se utilizează în general diagrama lui Shields ca bază pentru
determinarea efortului critic de forfecare pentru începerea mişcării (ASCE – Societatea
Americană a Inginerilor Civili, 1966). Această abordare a fost adoptată şi de Temple şi
Hanson luând ca diametru reprezentativ al particulelor, rădăcina cubică a volumului
particulelor. Pentru materialele geologice aflate în stare naturală (in situ) această
abordare este aproximativă pentru că nu ia în considerare forma particulelor şi
fenomenul de interblocare. Pentru condiţiile din apropierea suprafeţei terenului ce
prezintă interes pentru formarea pragurilor aceasta nu ar fi o problemă atât de gravă, în
comparaţie cu materialele din adâncime datorită tendinţei materialelor de suprafaţă de a
191
fi fost deranjate în prealabil. Pentru materialele geologice nederanjate se impun studii
suplimentare.
Din literatura de specialitate s-a dedus că coeficientul de erodabilitate poate fi
calculat pe baza procentului de argilă, densităţii aparente şi indicelui de plasiticitate:.
⎟⎟
⎠
⎞
⎜⎜
⎝
⎛⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−=
10,3406,0
%121,0exp10
w
d
d
wd ck
γγ
γγ
(6)
unde
kd = rata eroziunii în unităţi de (cm3/N-s)
c% = procentul de argilă
γd = densitatea aparentă Mg/m3
γw = densitatea apei Mg/m3
Coeficientul de determinare (r2)pentru ecuaţia 6 a fost 0,71.
Sfârşitul fazei 2 (curgere concentrată, detaşarea materialelor de suprafaţă) şi
începutul fazei 3 (avansarea pragului) se defineşte ca punctul în care curgerea plonjează
şi dezvoltă o faţă verticală cu efort crescut şi disipare a energiei curentului la bază. De
aceea depinde de debit. Deşi condiţiile actuale la tranziţie vor depinde de asemenea de
pantă şi de condiţiile din aval, o primă estimare se poate obţine prin examinarea
scufundării (submergenţei) unei căderi de apă faţă de o suprafaţă orizontală cu ieşire
liberă şi a condiţiilor critice la muchia pragului. În aceste condiţii, o pânză suspendată
va avea tendinţa să fie susţinută (df = h) ori de câte ori înălţimea cascadei, h, este mai
mică sau egală cu adâncimea critică a curgerii, dc (Rand, 1955). Pentru h mai mare decât
dc, pânza va tinde să fie nesusţinută şi va tinde să plonjeze spre aval. De aceea, pentru
aplicaţiile la care nu sunt disponibile informaţii mai detaliate, sfârşitul fazei 2 şi
începutul fazei 3 de pot fi aproximate prin condiţia de egalitate între adâncimea de
eroziune şi adâncimea critică. Pentru o adâncime de eroziune mai mare decât adâncimea
critică, va exista posibilitatea avansării pragului.
O scurtă trecere în revistă a unor rezultate obţinute pe tema migrării pragurilor
indică:
• Powledge şi Dodge (1985) au constatat cu ocazia efectuării unor teste în
canalul hidraulic că creşterea gradului de compactare Proctor de la 95 %, la 102 % a
avut ca rezultat înjumătăţirea cantităţii de sol erodat.
192
• Robinson (1990) a observat că compactarea a avut un impact semnificativ
asupra ratei de avansare a pragurilor într-un sol compactat la două densităţi diferite.
Solul a fost compactat la între 82 şi 90 % compactare Proctor standard la un test şi între
95 şi 105 % la celălalt. Rata de avansare a pragului s-a redus de la 0,17 m/min la 0,001
m/min datorită compactării crescute.
• Hanson (1992)şi Hanson şi Robinson (1993) au ajuns la aceleaşi concluzii
efectuând testele cu ajutorul aparatului de testare a erodabilităţii cu jet submersat.
• Stein şi Julien (1993) au determinat că rata de avansare a pragurilor depinde de
detaşabilitatea materialelor imediat deasupra şi dedesubtul (amonte şi aval) pragului.
Dacă eroziunea deasupra pragului este dominantă, atunci înălţimea pragului scade şi
tinde să se apropie de fundul canalului. Dacă predomină eroziunea aval de prag, atunci
pragul migrează spre amonte păstrând o faţă aproximativ verticală.
• Stein (1993) a examinat două moduri de migrare a pragurilor: 1) Praguri
rotaţionale care tind să se aplatizeze pe măsură ce înaintează; şi 2) Praguri abrupte care
tind să păstreze o faţă verticală în timpul migrării. Rata detaşării sedimentelor imediat
amonte şi aval de prag a fost utilizată pentru a aprecia care tip de prag predomină.
EXPERIENŢE EFECTUATE ÎN CANALUL HIDRAULIC, DE DIMENSIUNI APROPIATE
DE CELE REALE, CU PRIVIRE LA MIGRAREA PRAGURILOR
În continuare se vor prezenta rezultatele cercetărilor efectuate de către Hanson G.
J., Robinson K. M. şi Cook K. R., într-un canal hidraulic (figura 12.1) între anii 1990 -
1998. În 1994, testele s-au efectuat într-un canal hidraulic cu dimensiunile de: 29,3 m
lungime, 2,4 m adâncime, 1,8 m lăţime, la un debit unitar de 0,86 m3/s/m.
Materialul a fost argilă nisipoasă roşie. Umiditatea solului a variat între 12,6-15,9
% fapt ce a îngreunat compararea rezultatelor datorită puternicei influenţe pe care
umiditatea o are asupra proprietăţilor fizico-mecanice ale solului.
S-au efectuat 11 teste în canalul hidraulic, examinându-se rata de avansare a
pragurilor, cu trei înălţimi ale pragului şi trei debite. Alţi parametri urmăriţi au fost:
umiditatea, densitatea aparentă, rezistenţa la compresiune monoaxială şi adâncimea apei
în marmită (backwater level). Rata de avansare a fost de 0,5-1,5 m/h.
193
Scara
Canal de măsurarea debitului
Canal de testarepropriu-zis
Fig. 12.1 Dispozitivul experimental (canalul hidraulic) utilizat pentru
experienţele privind rata de avansare a pragurilor
S-a constatat că natura şi mărimea compactării au un impact deosebit asupra
comportării solurilor. Alte constatări au fost:
- rata de avansare a crescut uşor odată cu creşterea înălţimii pragului, la un debit
constant;
- la praguri înalte şi debite mici este cel mai probabil să se formeze pânze aerate,
în vreme ce căderile mici şi debitele mari produc pânze neaerate;
- buzunarul de aer de sub pânză devine mai mic dacă înălţimea căderii a scade în
timp ce debitul creşte;
- pragurile au avansat în timpul testelor atât cu faţă verticală cât şi cu faţă
înclinată;
- testele cu umiditate mare a materialului au prezentat eroziune pe faţa verticală a
pragului.
194
INFLUENŢA UNUI NIVEL DE NISIP ASUPRA RATEI DE AVANSARE A PRAGULUI
Prezenţa unui nivel de nisip într-un profil de sol influenţează rata de avansare a
pragurilor.
Canal demăsurarea debitului
Cădere
Zonă de liniştiredin pământ Canal de testare
propriu-zis
Bw
din pământCanal de ieşire
Deversorcu înălţimereglabilă
Fig. 12.2 Canalul hidraulic cu posibilitatea reglării nivelului apei la baza pragului (în
marmită) (Robinson şi Hanson, 1994)
În acelaşi canal (29,3 m lungime, 2,4 m adâncime, 1,8 m lăţime) s-au plasat
straturi de sol de 15 cm grosime, compactate la umiditatea optimă de compactare. Un
strat de nisip de 30 cm grosime a fost plasat la baza pachetului de 1,2 m grosime, pe o
lungime de 12,2 m. Testele s-au desfăşurat menţinându-se un debit de 1,55 m3/s şi o
adâncime a apei în “marmită”, la baza pragului, de 1,0 m. (Figura 12.2) S-a constatat că
ratele de avansare ale pragului au scăzut pe măsură ce densitatea medie şi rezistenţa
medie la compresiune monoaxială a solului testat au crescut. Rezistenţa solului a crescut
atunci când densitatea solului a crescut (compactare artificială). Când materialul de
deasupra orizontului de nisip a fost mult mai rezistent la eroziune, prezenţa orizontului
de nisip a crescut în mod dramatic rata de avansare a pragului. Materialul a fost înlăturat
de la baza pragului, s-au format crăpături de distensiune şi s-au produs deplasări în masă.
Pe măsură ce erodabilitatea materialului de deasupra creşte, influenţa stratului de nisip
scade (Figura 12.3).
INFLUENŢA ADÂNCIMII APEI DE LA BAZA PRAGULUI
ASUPRA RATEI DE AVANSARE
În 1996, în canalul hidraulic, materialul testat a fost dispus pe o lungime de 12,2
m, 1,8 m lăţime şi aproximativ 1,3 m înălţime. Pentru luarea probelor s-au consumat
circa 1,2 m de umplutură. Restul de 11 m de umplutură au fost testaţi expunând fiecare
porţiune de câte 2,75 m lungime la un nivel diferit al apei din "marmită" (de la baza
195
pragului). Debitul a fost pentru toate testele de 1,6 m3/s.
Ava
nsar
e (m
)
Timpul (ore)
Lentilă de nisip
Fără lentilă de nisipdx/dt=1,7m/h
dx/dt=0,15 m/h
Fig. 12.3 Influenţa prezenţei unei lentile de nisip în stratificaţia unui prag asupra
ratei de avansare (Hanson şi Robinson, 1997)
Menţinerea aceloraşi condiţii de sol s-a dovedit a fi o problemă dificil de rezolvat.
Astfel variaţiile umidităţii solului şi densităţii au un impact dramatic asupra ratei de
avansare a pragului (Robinson şi Hanson, 1995). Pe măsură ce umiditatea solului şi
densitatea cresc, rata de avansare a pragurilor de descreşte şi invers, respectiv la
umiditate şi densitate mică apar cele mai mari rate de avansare a pragurilor.
Efortul exercitat asupra feţei pragului este maxim atunci când raportul
adâncimea apei la baza pragului / înălţimea pragului (Bw/H) este de aproximativ 0,8.
Nivelul apei de la baza pragului a influenţat rata de avansare cu un factor
cuprins între 2,6 şi 7,5 pentru intervalul în care au variat umiditatea şi densitatea (w
=12,1-14,4 %, iar γd = 1,60-1,73 g/cm3.
SCOBIREA LA BAZA PRAGULUI
Opt teste au fost efectuate, în condiţii de sol diferite, măsurându-se rata
eroziunii verticale imediat aval de prag (în zona în care plonjează apa). Toate testele
au fost efectuate în condiţii de apă scăzută în marmită pentru a crea condiţiile cele
196
mai defavorabile.
Este de aşteptat ca pe măsură ce adâncimea pe care are loc eroziunea verticală
prin jet creşte rata eroziunii laterale (spre baza pragului, spre pereţi) să fie mare.
Robinson (1992) a dezvoltat o ecuaţie de predicţie a efortului pentru condiţiile de apă
scăzută în marmită:
( ) ( ) ( ) ( ) 114,0582,0001,032 ///011,0/ −−= awaaah DBDHgDqDT γ
unde:
Th = efortul maxim orizontal mediu-în-timp
γ = densitatea apei
Da = adâncimea apei deasupra pragului
q = debitul unitar
g = acceleraţia gravitaţională
H = înălţimea căderii
Bw = nivelul apei în marmită
Din această relaţie rezultă că pe măsură ce creşte înălţimea pragului (căderii)
creşte şi efortul orizontal.
Concluzii: • Variaţia proprietăţilor solului influenţează rata eroziunii prin jet în măsură mai
mare decât înălţimea pragului (efortul de forfecare creşte odată cu înălţimea pragului,
dar această influenţă este umbrită de proprietăţile fizice ale solului, respectiv variaţia
umidităţii în intervalul amintit a făcut greu de decelat relaţiile dintre debit, înălţimea
pragului şi rata eroziunii).
• Gradul de compactare, are o influenţă deosebită asupra eroziunii verticale.
• Rata scobirii (eroziunea prin presiunea jetului care plonjează şi ricoşează)
scade pe măsură ce densitatea solului şi umiditatea cresc.
INFLUENŢA COMPACTĂRII SOLULUI ASUPRA RATEI DE AVANSARE A
PRAGURILOR
Gradul de compactare şi umiditatea solului au un efect clar asupra rezistenţei
solului în timpul migrării pragurilor. O compactare sporită şi un conţinut de apă apropiat
de umiditatea optimă de compactare a solului au ca efect creşterea rezistenţei solului.
Rezultă că un conţinut de apă mai mare decât umiditatea optimă de compactare a solului,
197
care se poate determina în laborator, are ca efect scăderea rezistenţei solului.
Parametrii rezistenţei la compresiune monoaxială (rezistenţa la compresiune
monoaxială, integrala ariei de sub curba efort-deformaţie până la punctul de cedare (Is)
şi modulul de elasticitate (Es) se dovedesc a fi indicatori acceptabili ai rezistenţei
solurilor în timpul migrării pragurilor. Is nu este folosit în mod obişnuit de ingineri. A
fost descris de Panwar şi Siemens (1972) ca fiind energia de cedare / unitatea de volum
de sol. Autorii au stabilit o relaţie empirică între rata de avansare a pragurilor şi Is:
Ar = 2,6(Is)-1,5
unde Ar = rata de migrare a pragului în m/h, iar Is este exprimat în kPa.
MĂSURAREA EFORTULUI AMONTE DE MUCHIA UNUI PRAG
Într-un canal hidraulic construit în întregime din plastic acrilic, cu dimensiunile
de 2,4 m lungime, 0,3 m lăţime şi 0,6 m înălţime, s-a modelat un prag de sol, ce
avansează datorită unui curent de apă. Piesa cea mai importantă a acestui model a
constituit-o un traductor special (flush-mounted hot-film) cu care s-a putut măsura
efortul exercitat de apă în foarte mare detaliu, pe interfaţa lichid-solid, începând de la
muchia pragului spre amonte.
După cum se cunoaşte din teorie, la trecerea peste un prag lama de apă se
îngustează. Experienţele, efectuate pentru numere Froude cuprinse între 1 şi 4, au arătat
că în imediata apropiere a muchiei pragului efortul exercitat de către curentul de apă
asupra terenului creşte. Deci cu cât ne depărtăm de muchie acesta scade.
S-a stabilit o ecuaţie de predicţie a efortului limită ce are semnificaţie legată de
rata de avansare a pragurilor, de forma:
( ) ( )[ ]tf EcSbaaeD ln/ln ++=γτ
unde
τ = efortul de forfecare limită la muchie
Da = adâncimea apei în apropierea muchiei
a = -5,79
b = 1,28
c = 41,25
Sf = suprafaţa de frecare
Et = termen energetic adimensional ce se calculează cu formula:
198
gv
ppg
v
Ec
tνγ∆−
+=
2
2
unde
vc = viteza critică
ν = vâscozitatea cinematică
g = acceleraţia gravitaţiei
MODELE DETERMINISTE PRIVIND MIGRAREA PRAGURILOR
Piest et al., (1975) au descris importanţa forţelor tractive pe pereţii ravenei, a
deplasărilor în masă la nivelul malurilor şi al curăţării fundului de materialul căzut de
către curentul de apă. S-a subliniat de asemenea rolul apei de infiltraţie, de subsuprafaţă.
Stabilitatea malurilor de râuri ca şi a malurilor ravenelor implică câteva procese
similare cum ar fi eroziunea laterală şi degradarea fundului. Stabilitatea malurilor de
râuri a fost analizată folosind metoda Culmann a stabilităţii versanţilor (Lohnes şi
Handy, 1968; Osman şi Thorne, 1988; Alonso şi Combs, 1990).
May (1989) şi Palmerton (1991) au abordat tema eroziunii rocilor şi proceselor
de responsabile de avansarea pragurilor în cazul deversoarelor de pământ. A fost
subliniată influenţa deplasărilor în masă asupra ratei de avansare a pragurilor. Aceste
cercetări au arătat că potenţialul erozional al mişcării spre amonte al knickpoints-urilor
este controlat de geometria pragului, de viteza de mişcare a apei, de presiunea de sub
pânza de apă.
Modelele De Ploey (1989) şi Temple (1992) pot fi uşor aplicate odată ce
utilizatorul a estimat coeficienţii de erodabilitate dependenţi de material.
Stein şi Julien (1993) au examinat în detaliu problema migrării pragurilor de
rigole. Modul de migrare a fost determinat dintr-un parametru de stabilitate al pragului,
definit ca un raport în scară de timp al detaşării sedimentelor amonte şi aval de prag.
Dacă predomină eroziunea amonte de prag atunci înălţimea pragului descreşte gradual şi
se apropie de fundul canalului. Dacă predomină eroziunea aval de prag (la baza
pragului), atunci pragul migrează spre amonte cu o faţă aproximativ verticală.
Barfield et al., (1991) au determinat un model deterministic al eroziunii canalelor.
199
Acest model permite calculul dezvoltării găurilor datorate jetului şi cedarea pragurilor.
Eforturile de forfecare pe pereţii canalului sunt calculaţi cu ajutorul teoriei jetului
împingător.
Relaţiile simple privitoare la migrarea pragurilor s-au axat aproape întotdeauna
pe energia căderii ca fiind mecanismul conducător (De Ploey, 1989; Temple, 1992;
Temple şi Moore, 1994). Aceste modele se pot împărţi în două categorii.
Prima categorie se bazează pe premisa existenţei unui coeficient dependent de
natura materialului şi a unui parametru al atacului hidraulic, astfel:
( )ABdtdx
= (1)
unde:
dx/dt = rata de avansare a pragului spre amonte
B = un coeficient al ratei de avansare dependent de natura materialului
A = atacul hidraulic
În această categorie se încadrează două modele. Primul este cel dezvoltat de De
Ploey (1989). Al doilea model de avansare a pragurilor este propus de Temple (1992) şi
este similar cu cel propus de Kohl et al. (1988).
De Ploey (1989) a propus o ecuaţie care lega rata de avansare a pragului de
energia cinetică a căderii de apă şi un factor dependent de natura materialului:
( )[ ]hugqEdtdx
r 2/2+= (2)
unde:
dx/dt = rata de avansare (m/h)
q = debitul unitar (cm3/h/cm)
Er = coeficientul ratei de avansare dependent de material (s2/cm2)
g = acceleraţia gravitaţională (m/s2)
u = viteza medie a curgerii la muchia pragului (m/s)
h = înălţimea pragului (căderii) (m)
Coeficientul Er este o funcţie de densitatea materialului, tăria (rezistenţa)
materialului, geometria pragului şi de proprietăţile mecanice şi structurale ale
materialului.
Al doilea model, cel propus de Temple (1992) este de forma:
200
zv HqCdtdx
⋅⋅= (3)
unde:
C = coeficientului care depinde de material [(s1/3/(m1/6-h)]
q = debitul unitar (cm3/h/cm)
H = modificarea gradientului energiei la trecerea peste prag (m)
v şi z = exponenţi egali cu 1/3 şi respectiv 1/2.
Autorul consideră că H poate fi considerat egal cu înălţimea pragului.
Kohl et al., (1988) au exprimat acelaşi model în termenii ratei detaşabilităţii
pragului în loc de rata migrării pragului.
Modelele din a doua categorie se bazează pe premisa existenţei unui coeficient
dependent de material şi a unui atac hidraulic excesiv:
( )0AABdtdx
−= ) (4
unde A0 reprezintă pragul dependent de material sub care avansare pragului nu
are loc.
Analizând modelul lui Kohl, Elliot şi Laflen (1993) au observat că la rate scăzute
de curgere, detaşabilitatea a fost nesemnificativă şi că trebuie introdus un termen-prag
dependent de material care să îmbunătăţească relaţia. Utilizând o valoare-prag
dependenta de material, Temple şi Moore (1994) au propus relaţia:
⎥⎦
⎤⎢⎣
⎡−= '
.'.a
t
a
EEPdtdx
(5)
unde
P = coeficient dependent de material, al ratei de avansare (m/s1/3)/(N1/3/h) .
E = rata disipării energiei pe unitatea de lăţime a pragului, qγH (N/s)
tE.
= pragul energetic necesar pentru a genera avansarea pragului (N/s)
a' = un exponent determinat empiric (=1/3)
q = debitul unitar (m3/s/m)
201
γ = densitatea apei (N/m3)
Modelul Temple şi Moore este atractiv pentru că P şi sunt funcţii de acelaşi
parametru şi anume indicele erodabilităţii pragului, Kh:
tE.
( )'log' dKbP he += (6)
şi
( )⎥⎦⎤
⎢⎣
⎡
⋅= he Kb
ht eaKE 101log21
(7)
unde a, b, b' şi d' sunt constante determinate empiric, iar Kh este indicele de
erodabilitate al materialului din care este constituit pragul.
P este limita prin aceea că trebuie să fie mai mare sau egal cu 0,0352
(m/s1/3)/(N1/3/h), aşa cum au stabilit autorii (Temple şi Moore, 1994).
Avansarea pragurilor compuse din materiale diferite nu este încă bine înţeleasă.
S-a observat că un material mai slab situat în partea inferioară creşte rata de avansare
(Robinson şi Hanson, 1995). Ce contribuţie are fiecare material la avansarea pragului nu
este clar încă.
Temple şi Moore (1994) au ales o medie ponderată cu adâncimea a logaritmului
indicelui de erodabilitate al pragului, pentru materialele expuse (care aflorează), Khi,
pentru a reprezenta indicele de erodabilitate compozit al pragului, Khc pentru acele
praguri cu multiple materiale:
( )
⎥⎥⎥⎥⎥
⎦
⎤
⎢⎢⎢⎢⎢
⎣
⎡∑
=
=
h
Kh
hc
n
ihii
eK
1
ln
(8)
Adâncimile individuale ale diferitelor materiale sunt desemnate prin hi şi
adâncimea totală a pragului este h.
Termenul Er compus (Erc) se calculează tot ca o medie ponderată cu adâncimea:
h
EhE
n
irii
rc
∑== 1
(9)
Concluzii:
202
Rezultatele determinărilor efectuate în canalul hidraulic au fost comparate cu cele
trei modele existente.
- Parametrii materialului pentru cele trei ecuaţii Er, C şi Kh se corelează foarte
bine între ei şi respectiv cu rata de avansare a pragului. Corelaţia atât de bună
acestor parametri cu rata de migrare a pragului indică faptul că parametrii
hidraulici, cel puţin în acest caz, nu sunt semnificativi! (Figura 12.4).
Fig. 12.4 Corelaţia dintre rata de avansare a pragului şi coeficienţii de erodabilitate (Hanson, Robinson şi Cook, 1996)
- Deşi proprietăţile solului par să domine procesul de migrare a pragului, totuşi se
pare că cele trei modele nu descriu foarte bine procesele hidraulice. In acest sens se
atrage atenţia asupra efectului neliniar pe care îl are adâncimea apei la baza pragului (în
marmită) (= Bw). Bw determină creşterea ratei de avansare a pragului la o valoare
maximă atunci când raportul Bw/h se apropie de 0,8 după care scade.
- Proprietăţile solului măsurate, cu excepţia modulului de elasticitate se corelează
semnificativ cu dx/dt, cu Er, C şi Kh.
- Volumul porilor şi densitatea aparentă, care se corelează puternic între ei, au cea
mai bună corelaţie cu Er, C şi Kh.
INDICELE ERODABILITĂŢII PRAGURILOR
În scopul predicţiei ratei de avansare a pragurilor, autorii au caracterizat
depozitele geologice cu un indice al erodabilităţii pragului, definit de Kirsten (1988):
Kh = Ms (RQD/Jn) Js (Jr/Ja) (1)
unde:
Kh = indicele de erodabilitate al pragului
203
Tabelul 12.1
Coeficienţii de determinare ai corelaţiilor dintre rata de avansare a pragurilor
(dx/dt) şi coeficienţii de erodabilitate Er, C şi Kh
Variabila dx/dt Er C Kh
Indicele porilor (e) 0,70 0,67 0,70 -0,72
Densitatea aparentă (t/m3) -0,68 -0,65 -0,68 0,73
Umiditatea (%) -0,51 -0,51 -0,55 0,69
Indicele de erodabilitate la jet (Ji) 0,50 0,50 0,52 -0,53
Rezistenţa la compresiune monoaxială (kPa) -0,38 -0,37 -0,40 0,53
Deformaţia la cedare (%) -0,43 -0,44 -0,45 0,70
Is la cedare (kPa) -0,45 -0,46 -0,47 0,72
Es la cedare (kPa) 0,27 0,29 0,30 -0,43
Ms = număr de tărie a masivului de rocă
RQD = desemnarea calităţii rocii (Deere & Deere, 1988)
Jn = numărul sistemului de fisuri
Js = numărul structurii relative
Jr = numărul rugozităţii fisurilor
Ja = numărul gradului de alterare al fisurilor
INDICELE ERODABILITĂŢII PRAGULUI
EROZIUNENE-EROZIUNE
PUTE
REA
MA
X A
CU
REN
TULU
I
Fig. 12.5 Indicele de erodabilitate al pragurilor
(Kirsten, 1988)
În alte materiale se dau detalii privind determinarea parametrilor necesari pentru
204
calcularea lui Kh. Pe scurt: numărul de tărie a masivului de rocă (Ms) reprezintă tăria
unui anumit volum de rocă (căruia îi corespunde bineînţeles o anumită masă) fără a ţine
cont de variabilitatea proprietăţilor în interiorul corpului. Raportul RQD/Jn reprezintă
mărimea medie a blocurilor sau fragmentelor de rocă definite de fracturi, sau mărimea
medie a particulelor materialului granular. Termenul Js reflectă orientarea structurii
materialului faţă de câmpul de curgere. Termenul Jr/Ja reprezintă rezistenţa la forfecare
a masivului pe feţele fracturilor, sau rezistenţa la forfecare a legăturilor inter-particule
(de interblocare).
Pentru evaluarea problemei avansării pragului se utilizează puterea curentului.
Considerând o parte din prag de lăţime egală cu unitatea, energia disipată de curgere în
unitatea de timp la curgerea peste prag este: .
HqE γ= (2)
unde:
q = volumul curgerii peste prag pe unitatea de lăţime
γ = greutatea volumetrică a apei
H = micşorarea gradientului energiei la trecerea peste prag
Dacă se consideră că modificarea energiei specifice a curgerii (energia cinetică
plus adâncimea) la intrarea şi la ieşirea din prag este mică în comparaţie cu înălţimea
pragului atunci H devine înălţimea pragului. O primă estimare a pragului de atac se
poate face reprezentând rata maximă de disipare a energiei (ordonată) faţă de indicele de
erodabilitate al pragului (abscisă) (Figura 12.5). Evaluarea condiţiilor de erodabilitate s-
a făcut prin examinare vizuală după evenimentele ce au produs scurgeri. Linia trasă în
figură reprezintă o aproximare "la ochi" şi reprezintă o primă aproximare a avansării sau
pragului de erodare.
Din examinarea figurii se constată că panta liniei în reprezentare pe scări
logaritmice este 0,5 pentru puncte corespunzătoare unor indici de erodabilitate mai mari
de 0,5.
Se mai observă că pentru praguri formate în nisipuri necoezive cu pante egale cu
unghiul de repaus natural sau mai mari, avansarea (eroziunea) pragului trebuie să tindă
spre zero. De aceea e de aşteptat ca linia de avansare a pragului (de prag) să nu mai fie o
dreaptă. Ţinând cont de aceste consideraţii, forma relaţiei propuse este:
205
( )⎥⎦⎤
⎢⎣
⎡
⋅= he Kb
ht eaKE 101log21
(3)
unde:
Et = pragul energiei necesar pentru a genera avansarea pragului
a şi b = coeficienţi empirici
Coeficientul a determină poziţia verticală a liniei de prag, iar termenul
exponenţial controlează modul în care linia de prag tinde către zero pentru pragurile
formate din materiale fin granulare necoezive. Valorile care se potrivesc cu observaţiile
de teren sunt a = 52 iar b = -3,2 cu Et exprimat în KW/m. Rata cu care valoarea de prag
tinde spre zero este dată de valoarea lui b.
Relaţia prin care se exprimă rata de avansare a pragului are forma:
( )⎩⎨⎧ −
=0
oAACdtdX
( )( ) ⎭
⎬⎫
≤−>−
00
o
o
AAAA
(4)
unde:
dX/dt = rata de avansare a pragului în direcţia amonte
C = coeficient dependent de natura materialului
A = atacul hidraulic
Ao = un nivel de prag dependent de material al atacului sub care nu are loc
avansarea pragului
O analiză preliminară a lui Temple (1992) care a aplicat conceptele energetice
unui subset de date, a indicat faptul că parametrul atacului poate fi exprimat sub forma
disipării de energie ridicată la o putere. Acceptarea acestui mod de abordare permite
rescrierea unei părţi din ecuaţia 4, cea corespunzătoare unui atac dincolo de pragul de
avansare:
( ) ⎥⎦⎤
⎢⎣⎡ −=
'' .a
ta EHqC
dtdX γ (5)
unde a' este un exponent determinat empiric.
În urma analizelor preliminare relaţia dintre coeficientul C şi coeficientul de
erodabilitate Kh a fost:
( ) '' ln dKbC h += (6)
cu condiţia că:
206
C ≥ c' (7)
Valorile constantelor au fost:
a = 52.500 N/s
b = -3,23
a' = 0,333
b' = -0,0369 m⋅s-1/3N-1/3h-1
c' = 0,0352 m⋅s-1/3N-1/3h-1
d' = 0,142 m⋅s-1/3N-1/3h-1
MODELUL ROBINSON & HANSON (1994)
PRIVIND MIGRAREA PRAGURILOR RAVENELOR
Robinson (1992) a dezvoltat ecuaţii de predicţie a eforturilor şi presiunii pe
pereţii unei căderi de apă. Măsurarea eforturilor s-a făcut cu ajutorul unui model testat la
diferite combinaţii de debite, înălţimi ale căderii, nivelului apei în marmită. Modelul de
predicţie a efortului a fost combinat cu o componentă a deplasărilor în masă pentru a
crea modelul de faţă. Modelul are o componentă a profilului pânzei de apă, una a
eforturilor pe pereţi (şi fund) şi o componentă a deplasărilor în masă.
Debitul specificDensitatea apeiAdâncimea apei
Înălţimea praguluiAdâncimea apei
pe prag
la baza pragului
COMPONENTA DE PREDICŢIE A PROFILULUI PÂNZEI DE APĂ
Pentru a prezice localizarea şi mărimea efortului transmis de către pânza de apă
asupra fundului albiei, este necesar să se precizeze traiectoria pânzei deasupra bălţii de
sub prag (marmitei). Parametrii de intrare pentru această predicţie sunt. Adâncimea apei
în apropierea pragului, debitul unitar, înălţimea căderii şi nivelul apei în marmită.
Adâncimea apei în apropierea pragului (Da), aşa cum a fost descrisă de Rouse (1943)
este măsurată amonte de prag, la o distanţă de 3,5 Da faţă de muchia acestuia. Pentru un
207
număr Froude egal cu unitatea adâncimea de apropiere este egală cu adâncimea critică.
A fost utilizată ecuaţia de predicţie a profilului pânzei (Robinson, 1992). În
general nivelul apei din marmită trebuie să fie mai mic de 0,9H pentru a asigura
plonjarea pânzei. Originea sistemului de coordonate pentru ecuaţia următoare este pe
muchia pragului. Variabila X reprezintă poziţia pe orizontală, iar Y poziţia pe verticală.
( ) CDXFKDY Ba
Aa +⋅= (F≥1, X≥0)(1)
unde
F = Va2/(gDa)
Da = adâncimea de apropiere
Va = viteza medie de apropiere
g = acceleraţia gravitaţiei
K = -0,483
A = -0,546
B = 1,600
C = 0,823
De notat că F este egal cu radical numărul Froude. Ecuaţiile 1 până la 4 sunt
adimensionale şi pot fi utilizate cu orice sistem consistent de unităţi.
Derivata acestei ecuaţii poate fi utilizată pentru determinarea unghiului de impact
al curgerii la intrarea în marmită. Punctul de impact cu fundul orizontal este determinat
presupunând că pânza este proiectată pe fund ca o tangentă a acestui unghi.
COMPONENTA PREDICŢIEI EFORTULUI
Efortul hidraulic maxim aproximat în timp a fost prezis pentru un perete vertical
şi un fund orizontal al căderii (cascadei).
EFORTUL ORIZONTAL DE FUND ASUPRA FEŢEI PRAGULUI
Mărimea efortului orizontal de fund mediu în timp (τh) poate fi descris cu
ajutorul ecuaţiilor unor relaţii adimensionale. Ecuaţia 2 se aplică pentru cazurile în care
apa din marmită are nivele ridicate, iar ecuaţia 3 pentru nivele scăzute.
τh/(γwDa) = 0,032[q2/(gDa)]0,204(H/Da)0,852(Bw/Da)-1,796 (2)
τh/(γwDa) = 0,011 [q2/(gDa)]0,001(H/Da)0,582(Bw/Da)-0,114 (3)
208
unde
γw = densitatea apei
q =debitul unitar
H = înălţimea căderii
Bw = nivelul apei în marmită
Fizic, distincţia între nivelele scăzute şi cele ridicate ale apei în marmită se
bazează pe viteza în miezul pânzei. Ecuaţia pentru nivele scăzute se aplică atunci când
miezul pânzei nu difuzează înainte de impact. Practic, valoarea potrivită se determină
calculând efortul cu ambele ecuaţii şi folosind valoarea minimă prezisă.
EFORTUL VERTICAL
Efortul maxim, mediu în timp, (τv) poate fi descris cu următoarea ecuaţie
adimensională:
τv/(γwDa) = 0,025 [q2/(gDa3)]-1,295(H/Da)0,026(Bw/Da)0,221(Xp/Da)-1,062
(4)
Xp este locul presiunii maxime exercitate asupra fundului. Aceasta corespunde cu
distanţa aval faţă de prag unde pânza loveşte fundul.
ECUAŢIA EFORTULUI EXCESIV
Odată ce au fost calculate efortul orizontal şi cel vertical, eroziunea cauzată de
aceste forţe se determină cu o ecuaţie a efortului excesiv. O ecuaţie de această formă a
fost larg utilizată şi a fost descrisă în oarecare detaliu de Hutchinson (1972).
( )ccK ττε −=.
(5)
unde .ε = rata eroziunii (cm/h)
Kc = coeficientul de erodabilitate [cm/(hPa)]
τ = efortul de forfecare pe perete (Pa)
τc = efortul critic de forfecare dependent material (Pa)
De vreme ce efortul critic de forfecare este în mod normal mult mai mic decât cel
pe perete, acest model presupune că forfecarea critică este zero. Rata eroziunii poate fi
calculată ca produsul dintre efortul de forfecare calculat şi coeficientul de erodabilitate.
209
COMPONENTA CEDĂRII ÎN MASĂ
Problema avansării ravenelor este o problemă tridimensională, care depinde de
geometria ravenei, de eforturile hidraulice şi de proprietăţile solului. Pentru a menţine
problema simplă, rata de avansare a fost determinată pe baza unei analize de stabilitate
bidimensionale. A fost utilizată metoda Culmann pentru examinarea forţelor ce
acţionează pe suprafaţa de cedare. Forţele active sunt greutatea blocului de sol la cedare
şi greutatea apei de deasupra blocului. Greutatea blocului de sol este în continuă
schimbare datorită eroziunii spre aval şi/sau subminării.
Fig. 12.6 Forţe implicate în dinamica pragului(Robinson şi Hanson, 1994)
Greutatea blocului (Ws)este dată de:
Ws = γs (T-Ev) [2H-(T-Ev) tanθ]/2 + γsEv(Z) (6)
unde
γs = densitatea solului (t/m3)
T = localizarea crăpăturilor de distensiune (m)
Ev = eroziunea de subminare cumulativă (m)
H = înălţimea căderii (m)
Z = dimensiunea verticală a blocului suspendat (m)
θ = unghiul planului de cedare faţă de orizontală, 45+φ/2
210
φ = unghiul de frecare internă (o)
Masa apei de deasupra blocului de sol (Ws) este dată de:
Ws = γwDaT
unde
γw = densitatea apei (t/m3)
Da = adâncimea apei de apropiere (m)
Forţele rezistente sunt forţa hidrostatică şi rezistenţa solului. Forţa hidrostatică
are o componentă orizontală în lungul feţei verticale a pragului şi o componentă
verticală în zona în care a apărut subminarea. Componenta orizontală (Th) este dată de:
Th =1/2γw[Bw-(H-Z)]2 (8)
Componenta verticală este dată de:
Th =1/2γw[Bw-(H-Z)]Ev (9)
Mărimea forţei datorate coeziunii solului (Fc) este dată de:
Fc = cL (10)
unde
c = coeziunea solului (Pa)
L = lungimea suprafeţei de alunecare (m)
Lungimea L poate fi scrisă ca:
L = (X-Ev)/cosθ (11)
În momentul în care începe eroziunea, L se micşorează, care în schimb duce la
micşorarea lui Fc. Mărimea forţei datorate unghiului de frecare internă (Ff) este dată de:
Ff = Ntanφ (12)
unde
N = rezultanta forţelor normale la suprafaţa de cedare (N/m)
φ = unghiul de frecare internă
Adunarea forţelor pe direcţia verticală duce la următoarea expresie:
Ws+Ww - Tv-Fcsinθ -N(tanφsinθ +cosθ)=0 (13)
Adunarea forţelor pe direcţia orizontală duce la următoarea expresie:
N(sinθ - tanφcosθ) – Th - Fccosθ = 0 (14)
Ecuaţiile 13 şi 14 pot fi rearanjate pentru a plasa pe N de o parte a egalităţii.
Expresia se simplifică şi mai mult utilizând următoarea:
(sinθ-tanφcosθ)/(tanφsinθ+cosθ)=tan(θ-φ) (15)
211
Se presupune că are loc cedarea pragului când forţele sunt egale cu 0. Combinând
ecuaţiile 13, 14 şi 15 se obţine.
(Ws+Ww-Tv-cLsinθ)[tan(θ-φ)]–Th-cLcosθ=0 (16)
Ecuaţia 16 poate fi utilizată pentru a determina punctul la care pragul devine
instabil şi apare cedarea. Cedarea poate să apară şi prin alte moduri decât forfecarea, dar
pentru această analiză s-a considerat că forfecarea este dominantă în toate cazurile.
Parametrii necesari pentru funcţionarea modelului sunt:
- hidrograful deversorului
- lăţimea deversorului
- înălţimea iniţială a pragului şi localizarea
- adâncimea până la un orizont mai rezistent la eroziune
- nivelul apei în marmită
- coeziunea solului
- unghiul de frecare internă al materialului
- densitatea solului
- efortul de forfecare critic
- coeficientul de erodabilitate al solului
- temperatura fluidului
Modelul consideră că distanţa T la care apar crăpăturile de distensiune este egală
cu H/2
SIMPLIFICĂRI ALE MODELULUI
1. Pentru toate calculele panta energiei a fost presupusă ca fiind egală cu panta
fundului care este egală cu 0 pentru un sector orizontal. Aceasta înseamnă că numărul
Froude pentru aceste sectoare este egal cu 1.
2. Ecuaţiile de predicţie ale efortului pot fi extrapolate dincolo de baza de date
existentă
3. Stratele de sol sunt aşezate orizontal în profilul de sol. Prezenţa unui orizont
mai rezistent în profilul de sol, situat sub un orizont mai erodabil va limita eroziunea
verticală. Materialele se presupun a fi izotrope.
4. Avansarea pragului se face prin cedare după suprafeţe care trec prin baza
pragului. Subminarea şi adâncirea care determină cedarea în masă rezultă din eforturile
transmise către pereţi (fund) prin jet împingător.
5. Un interval de timp este introdus în model prin scăderea înălţimii pragului
212
pentru a se lua astfel în considerare materialul rămas sau depus la baza pragului.
6. Nivelul apei în marmită este considerat a fi egal cu 80 % din înălţimea pragului.
7. Eroziunea verticală şi orizontală la un prag pot fi determinate printr-o ecuaţie a
efortului de forfecare excesiv.
8. Pragul ravenei înaintează pe lângă un mal cu o pantă de aproximativ 90o.
9. O crăpătură de distensiune se formează instantaneu la o distanţă de T = H/2
amonte de faţa pragului în momentul cedării (Terzaghi, 1941).
10. Regimul de umiditate al profilului de sol este neschimbat datorită expunerii
relativ scurte la curenţii de curgere.
Limitările prezente ale modelului sunt puse pe seama imperfectei cunoaşteri a
erodabilităţii solului, a proprietăţilor solurilor considerate ca masiv (un masiv de sol
fracturat şi fisurat ar trebui să cedeze mai rapid decât unul care nu are fracturi sau fisuri).
Adâncimea crăpăturilor de distensiune, amonte de muchia pragului are o influenţă
dramatică asupra ratei de avansare a pragului. Odată ce cedarea apare, materialul căzut
este depozitat la baza pragului. Timpul necesar pentru înlăturarea materialului şi pentru
a reînnoi subminarea este nevoie a fi mai precis descris. Sunt necesare mai multe
informaţii cu privire la forţele active hidraulice. Este necesară o metodă îmbunătăţită
pentru a estima adâncimea apei din marmită. Este necesară confirmarea eforturilor
exercitate asupra pereţilor în cazul căderilor de la înălţimi mari.
XIII. 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
213
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.
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) a sintetizat rezultatele obţinute de către diverşi autori în studiul
erodabilităţii (Tabelul nr. 13.1), 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
214
relativă.
1. Proprietăţile primare ale rocii care influenţează semnificativ stabilitatea la
eroziune sunt: mărimea medie a particulelor, conţinutul de argilă şi de materie organică,
densitatea aparentă sau indicele porilor şi diferite expresii care leagă soluţiile
hidrotermale de capacitatea de schimb ionic şi compoziţie (Grissinger, 1982).
Tabelul nr. 13.1
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
215
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
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. 13.2.
216
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.
Tabelul nr. 13.2
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.
217
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,
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:
218
'')( 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
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 13.1), 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
219
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 13.2).
Fig. 13.1 Aparatul de forfecare in situ, în foraj, cu cap de forfecare expandabil - Iowa Borehole Shear Tester
(W. C. Little et al., 1981)
Fig. 13.2 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).
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).
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
220
aluvionare) până la adâncimea de 10 m (Figura 13.3) 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 (Figura 13.4);
- 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;
- un aparat de forfecare cu palete (vane-test) Eijkelkamp (Figura 13.5);
- o trusă de prelevare a cilindrilor de greutate volumetrică Eijkelkamp în foraje de
până la 2,5 m adâncime (Figura 13.6).
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
221
Figura 13.3. Trusa de foraj manual Eijkelkamp
Figura 13.4. Trusa de penetrare statică pe con Eijkelkamp
222
Eijkelkamp
Figura 13.6. Trusa pentru determinarea greutăţii volumetrice Eijkelkamp
223
Figura 13.7 Penetrograful Eijkelkamp cu diagrama
224
de penetrare şi cele patru conuri
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.
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. 13.3 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 13.8. Diagrama din figura 13.8 este una sintetică, idealizată, şi
225
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 %.
Tabelul nr. 13.3
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
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
dezvoltarea ecuaţiei de regresie a rezistenţei la penetrare standard determinată în
laborator:
RPsCph= ⋅ ⋅0044 1039 7 5. . .γ 3
(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)
226
în care C este conţinutul de argilă (< 2 µm) în %.
Din ecuaţiile (1) şi (2) rezultă:
53.7047.1055.0 γ⋅⋅= CsRP (3)
Nisip grosier afânat
Argilă nisipoasă
Argilă prăfoasă
Nisip prăfos
Nisip fin îndesat
Figura 13. 8 Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con
n funcţie de textura materialului
Efectul umidităţii asupra rezistenţei la penetrare este ilustrat de următoarea
relaţie (Figura 13.9):
RP RP wr= ⋅1m
(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)
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:
227
Rez
iste
nţa
la p
enet
rare
(MPa
)
Umiditatea (%)
Figura 13.9. Influenţa umidităţii asupra rezistenţei la penetrare
(Canarache, 1990)
f dc= +0 875 0 0032. . (7)
unde dc este gradul de compactare (%) (Stângă, 1978) care rezultă din
dc TP TP TPm m= −100( ) / (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)
Mai departe se poate deduce
W w qs wr Sf= =100 100/ / ( ) (11)
Eliminarea constantei RP1. Din ecuaţia 4, înlocuind RP cu RPs şi wr cu 50 % şi
rearanjând termenii se obţine:
228
msRPRP −⋅= 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= ⋅ ⋅ ⋅036 10026 127 0 267. . . .γ γ C (14)
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 Sfsm
= 2 / ( ) (15)
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 13.10). 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
de utilă deoarece a atras atenţia asupra modului în care trebuie considerată textura
pământului şi anume:
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. Am constatat că, în utilizarea modelelor
229
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.
Fig. 13.10 Testarea modelului PENETR (Canarache A., 1990)
la C.C.D.C.E.S. Perieni
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.
Figura 13.11. Grafic pentru determinarea caracteristicilor γ, n şi e
(Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)
230
Figura 13.12. Abacă pentru determinarea unghiului de frecare internă în funcţie de
rezistenţa la penetrare statică pe con (Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)
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 13.11 şi 13.12) 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
231
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 13.3 şi 13.4 conţin o sinteză a caracteristicilor fizico-mecanice (în
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 13.13 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.
232
Tabelul nr. 13.3
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
233
Tabelul nr. 13.4
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)
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
234
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
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).
235
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Aluviuni recente Aluviuni mollice
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Depozite nisipoase Luturi diferite
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Nisip
Praf Argila0 25 50 75 100
25
50
75
100
0
0
25
50
100
75
Depozite "argiloase" Orizont Bt
Figura 13.13. Diagrame ternare ilustrând compoziţia granulometrică a principalelor
categorii litologice în care sunt incizate ravenele studiate
236
Carateristicile acestor depozite ne duc cu gândul la calculele lui Terzaghi
(1963), care cu formula înălţimii critice a malului
( )( )( )φαγ
φα−−
⋅=
cos1cossin4cH c
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).
- 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.
Toate caracteristicile claselor de roci enumerate (sintetizate în tabelele 13.3 şi
13.4) 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 13.14, 13.15, 13.16
şi 13. 16. bis 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.
237
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 13.14. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc
238
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
239
Figura 13.15. 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
Figura 13.16. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc
240
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 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 13.16 bis. 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.
241
STUDIU DE CAZ: INFLUENŢA STRUCTURII GEOLOGICE ASUPRA MORFOLOGIEI
RAVENELOR DIN VALEA ROŞCANI (B. H. TUTOVA)
Valea Roşcani din bazinul hidrografic Tutova (suprafaţa de 7 km≈ 2)
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.
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 13.17, 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
242
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.
Valea
Roşc
ani
Ravena Ursoi
Ravena Langa
Rave
na Făgăr
aşPoligon
Ravena Scrânghiţa
Ravena
I
II
IV V VI
VII
Ac . C
uibul Vulturi lo r
N
III
VIII
Figura 13.17. 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
243
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 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.
244
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.
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 14.1)
Tabelul nr. 14.1
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
245
vârfului (pragurilor) şi malurilor. Monitorizarea umidităţii din sol prin programe de
determinări tensiometrice (Fernandez et al. (1995), Francis (1985) 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:
( )( )''* 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:
( ) ( ) bwaa uuuc φφστ tantan '' −+−+= (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
246
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).
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:
247
( )' 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 :
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 −−= cH c (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).
248
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
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):
( ) ( ) bwaar c φµµφµστ tantan '' −+−+= (5)
unde ( a )µσ − 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:
( ) bbwaa ccc φψφµµ tantan '' +=−+= (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).
249
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.
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
250
obţinerii lui τ*cr (Wiberg şi Smith, 1987). D84 este diametrul particulelor pentru care 84
% din distribuţia granulometrică sunt mai fine.
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).
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), 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.
( ) ( )[ ]( )∑
∑−−
−+−++=
βαβφβαβφ
sinsin'tancoscostan'
ii
iiiib
iiii
s PWPUWSLc
F (13)
251
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
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:
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 acesta 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.
252
Pentru a determina condiţiile necesare antrenării blocurilor de material coeziv
adunate la baza malului, efortul critic de antrenare valabil pentru cele mai obişnuite
condiţii de la baza malului, se determină folosind abordarea Wiberg şi Smith (1987) 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 14.1.
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
253
numai de unghiul malului şi unghiul de frecare internă al materialului.
Profiluliniþial
al malului
Degradareafundului
Eroziunelateralã
Segmentul crãpãturilor relicte
Segmentul suprafeþei de taluzaresau alunecare
Figura 14.1. Profilul caracteristic natural al malurilor modelate prin eroziune fluviatilă
(Darby şi Thorne, 1996)
Nivelul hidrostatical apei freatice
Nivelul apei în canal
Figura 14.2. Analiza stabilităţii malurilor (Darby şi Thorne, 1996)
254
ANALIZA STABILITĂŢII MALURILOR
Scopul aceste analize este acela de a cuantifica toate forţele care acţionează
asupra blocului de mal (figura 14.2) 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.
Figura 14.2. Impactul apelor de suprafaţă şi subterane asupra presiunii din pori
într-un punct pe planul de cadare iniţial (Darby şi Thorne, 1996)
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
255
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)
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 14.3). Includerea termenului ζ se face pentru a ţine
256
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:
∑=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 14.1, pentru cote arbitrare
ale suprafeţelor apei.
Se consideră în continuare situaţia din figura 14.2 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 su care această rezultantă se direcţionează către suprafaţa malului este
dată de
257
xy FF /tan =ω (10)
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:
258
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)
Aceasta este, de fapt, baza pentru utilizarea obişnuită a acestei aproximaţii în
259
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
malului. Faptul este important deoarece există dovezi empirice că de fapt această
260
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, atunci 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)
unde yfp = cota muchiei malului (luncii) (m); ys = cota bazei malului neerodat (m); yk =
261
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 probabilitatea calculată cu (38) şi se procedează la fel în continuare cu toate
celelalte combinaţii posibile. Probabilitatea de cedare se găseşte prin suma tuturor
262
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 14.4. 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.
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
263
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 14.4) 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.
STUDIU DE CAZ PRIVIND STABILITATEA CANALELOR
NATURALE DE SCURGERE Un exemplu de abordare sistemică a stabilităţii canalelor naturale de scurgere îl
constituie cercetările efectuate de un colectiv al Laboratorului Naţional de Sedimentare
Oxford, Mississippi în bazinul Goodwin Creek (nordul statului Mississippi). Bazinul a
fost dotat cu tot instrumentarul necesar măsurării precipitaţiilor, scurgerii, concentraţiilor
de sedimente şi umidităţii solurilor. S-au colectat, de asemenea, şi alte date climatice,
privind acoperirea cu vegetaţie şi modurile de folosinţă a terenurilor. Cele mai
interesante concluzii sunt legate de stabilirea relaţiilor dintre mecanismele sau modurile
264
de cedare a malurilor şi unităţile stratigrafice individuale de “umplere” a văii. Astfel,
identificarea a şase unităţi stratigrafice cu caractere litologice şi de rezistenţă net diferite
şi datarea acestora prin metoda radiocarbonului (14C) a condus la următoarele concluzii:
• Cedarea malurilor canalelor (inclusiv a ravenelor) sub influenţa forţelor
gravitaţionale este procesul dominant şi dominat de caracteristicile litologice de
rezistenţă ale fiecărei unităţi stratigrafice identificată; fiecărei unităţi stratigrafice
identificate i se asociază un mecanism specific de cedare a malurilor;
• A fost evidenţiat rolul important al orizonturilor litologice, atât în cazul
cursurilor permanente cât şi în cazul ravenelor, asupra morfodinamicii canalelor, în
special asupra poziţiei şi perioadei de existenţă (menţinere) a pragurilor litologice din
talveg (“nick” sau “knick points”);
• Deşi forţele gravitaţionale sunt dominante, forţele hidraulice sunt de asemenea
semnificative. Atât eroziunea fluviatilă a bazei malului cât şi slăbirea rezistenţei
materialelor din maluri prin scurgere subterană influenţează stabilitatea acestora. Forţele
hidraulice controlează transportul materialului dizlocat (erodat, prăbuşit sau alunecat).
Dat fiind caracterul efemer al scurgerilor, continua umezire şi uscare a materialelor
conduce la înlăturarea unor cantităţi mici de material de pe conturul canalului şi aceasta
are o deosebită importanţă pe termen lung asupra instabilităţii canalului.
• Studiul debitelor solide şi lichide, al concentraţiilor de sedimente nu a condus
la concluzii la fel de interesante privind contribuţia eroziunii malurilor sau a celei de
fund, prin curenţi concentraţi, la eroziunea totală a ravenei. Autorii pun acest lucru pe
seama faptului că prăbuşirea malurilor datorată subminării sau acţiunii directe a
curentului cu provocarea crăpăturilor de distensiune aduce în canal cantităţi prea mari
(tampon) de material faţă de capacitatea redusă de transport a albiilor ravenelor. După 10
ani de studiu concluziile au avut un caracter general, ele putând fi rezumate prin
următoarea propoziţie: procesele de eroziune a malurilor sunt mai intense în zonele în
care canalul se îngustează şi pe latura concavă a tronsoanelor larg curbate. După 20 de
ani de experimentare, datele acumulate au permis analize cu ajutorul seriilor de timp. S-a
constatat că, pe termen lung, procesele de eroziune, transport şi sedimentare în
perimetrul canalului au o evoluţie policiclică. Această ultimă concluzie are, totuşi, o
semnificaţie deosebită în sensul că volumele de material depuse temporar în cuveta
canalelor, pe diferite tronsoane, trebuiesc privite cu precauţie atât timp cât nu se
cunoaşte precis periodicitatea proceselor.
265
PROCESE GEOMORFOLOGICE ŞI MECANISME DE EROZIUNE
A MALURILOR RAVENELOR În literatura de specialiate există relativ puţine date privind tipul şi ratele
proceselor geomorfice ce acţionează în morfodinamica ravenelor. Informaţii de referinţă
provin de la Serviciul de Cercetări Agricole al SUA, din unele rapoarte privind eroziunea
prin ravene ale unui colectiv condus de R. F. Piest (Piest et al.,1975; Bradford şi Piest,
1980; Roloff et al., 1981). Potrivit acestor autori principalele procese implicate în
eroziunea prin ravenare sunt cele de mal (alunecări în felii, prăbuşiri, şiroire şi eroziunea
până în stadiul de pământuri rele (badlands), iar transportul longitudinal este subordonat
proceselor de mal. În procesele de mal forţele gravitaţionale predomină asupra forţelor
care tind să se opună cedării malurilor prin deplasări în masă.
Forţele gravitaţionale sunt favorizate de presiunea apelor de suprafaţă, a celor de
infiltraţie sau a celor freatice emergente din lateral. Acestea din urmă sunt considerate
responsabile regresarea vârfurilor sau malurilor unei game largi de ravene prin procesele
de sufoziune pe care le provoacă. Procesele morfogenetice au intensitatea mai mare în
apropierea vârfurilor (pragurilor) şi din ce în ce mai mică pe măsură ce ne îndepărtăm de
acestea.
Se identifică două categorii mari de procese: (1) procese de incizare sau tăiere
verticală şi (2) procese de mal. În prima categorie erodarea fundului canalului este
importantă, ea conduce la supraînălţarea malurilor, apare în timpul evenimentelor
pluviale (scurgerilor) şi este cea mai eficientă în fazele descrescătoare ale hidrografului
viiturilor (Bradford şi Piest, 1980; Piest et al, 1976). Măsurătorile au arătat că materialele
dizlocate şi lipsitede coeziune pot fi antrenate şi transportate la viteze care depăşesc 0,61
cm/s. Pentru perioade scurte de timp viteza scurgerilor poate depăşi 3 m/s (Piest et al.,
1975).
Probema dominanţei uneia dintre cele două categorii de procese (incizare sau
procese de mal) asupra celeilalte nu este simplă. Totuşi, pentru determinarea importanţei
relative a celor două procese în dezvoltarea ravenelor se poate avea în vedere metoda
simplă de calcul prezentată de Veness (1980). Deşi unii autori consideră această metodă
a cercetătorilor australieni (Graham, Veness şi Blong) drept simplistă şi nerealistă, alţii o
consideră uşor de aplicat şi eficace. În orice caz ea poate constitui o bază de discuţie.
Se porneşte de la analizarea configuraţiilor unor secţiuni trasversale situate la
266
diferite intervale pe profilul longitudinal, în care se delimitează zonele erodate prin
incizie verticală, ca fiind cele obţinute prin trasarea unor linii verticale în dreptul
contactului fundului cu malurile (Wi), iar cele rămase (Wm) se atribuie proceselor de mal
(figura 14.5).
Într-un articol din 1982, Blong, Graham şi Veness prezintă rezultatele aplicării
acestei metode în cazul unor ravene din SE Australiei, dezvoltate în depozite aluvionare
de origine granitică. În acest caz autorii au constatat că procesele de mal predomină
asupra inciziei liniare cu un ordin de mărime de cel puţin 10. Volumele de material
atribuite celor două categorii de procese au avut o evoluţie ezitantă în lungul ravenelor
studiate după cum se vede în fig. 14.6 (numerele scrise lângă fiecare punct reprezentat
reprezintă distanţele faţă de vârf ale secţiunilor). În cazul unor ravene din zona arctică a
Canadei procesele au prezentat acelaşi model (şablon) de evoluţie la diferite distanţe de
vârf. Se constată că acest mod de calcul poate să subestimeze serios contribuţia
proceselor de mal, în special acolo unde eroziunea malului apare înainte de subminarea
acestuia şi înlăturarea materialului conduce la lărgirea fundului. Invers, faptul că aria
secţiunii transversale a zonei afectate de incizia liniară poate fi subestimată, este mai
puţin probabilă (Blong et al., 1982).
Rădoane et al.(1995) a aplicat metoda “Veness” unor ravene din Moldova şi a
constatat că procesele de mal contribuie cu de 1 - 5 ori mai mult material, decât incizia
liniară, la volumul total de rocă excavat de ravene şi că există diferite tendinţe de
evoluţie a ratei proceselor în lungul ravenelor legate de compoziţia granulometrică a
substratului. Pentru ravenele studiate s-a găsit următoarea ecuaţie de regresie pentru
volumele de material atribuite celor două categorii:
Pe roci cu un mare procent de praf-argilă, raportul Wi / Wm este în general
subunitar (incizia predomină în părţile superioare ale ravenelor) şi supraunitar sau chiar
mai mare ca 10 în părţile inferioare ale ravenelor (ravenele mai degrabă se lărgesc decât
să se adâncească). În acest caz raprezentarea în plan a conturului ravenei are o formă de
pană.
Pe roci cu un mare procent de nisip reprezentarea în plan a ravenei are o formă de
pară; procesele de mal predomină în părţile superioare ale ravenelor şii incizia în zonele
inferioare.
Dezvoltarea anumitor tipuri de procese implicate în morfodinamica ravenelor a
fost dedusă din distribuţia areală a granulometriei depozitelor superficiale. Cunoscând
267
faptul că particularităţile texturale ale materialelor sunt destul de senzitive pentru o serie
de procese exogenetice şi endogenetice, ele pot releva istoria poligenetică a ravenelor
(Klovan, 1966; East, 1985, citaţi de Rădoane et al., 1995). Autorii constată, de asemenea,
tendinţa de concentrare a particulelor de anumite mărimi în anumite puncte ale ravenelor.
1 10 1001
10
100
Volu
m d
e m
ater
ial î
nlăt
urat
prin
inci
zie
vert
icală
(mc/
m)
Volum de material înlăturat prin procese de mal (mc/m)
Fanhead Gully
4
10
16
30
39
50
60
70
80
Riley's Gully
Volu
m d
e m
ater
ial î
nlăt
urat
prin
inci
zie
vert
icală
(mc/
m)
Volum de material înlăturat prin procese de mal (mc/m)1 10 100
1
10
100
37
1115
19
22
Small Dam Gully
Volum
de m
ateria
l înlăt
urat
prin
inciz
ie ve
rtica
lă (m
c/m)
1
10
100
Volum de material înlăturat prin procese de mal (mc/m)1 10 100
10
20
3246
60
7090
100109130
200
235
Dead Cow Gully
Volu
m d
e m
ater
ial î
nlăt
urat
prin
inci
zie
vert
icală
(mc/
m)
Volum de material înlăturat prin procese de mal (mc/m)1 10 100
1
10
100
16
22
28
48
102122
148
Fig. 14.6 Evoluţia ratei proceselor (procese de mal/incizie liniară) în patru cazuri din New South Walles
(Grafic descompus după R. J. Blong, J. A. Veness, 1980)
Zone afectate prin procese de eroziune a malurilor
Zone afectate
de
incizia liniară
Lăţimea funduluiravenei
Fig. 14.5 Schema diferenţierii proceselor de eroziune în secţiuneatransversală a ravenelor (după J. A. Venness, 1980)
268
log . logWi Wm= +0 6522 cu r = 0,8467 şi n = 216
Pe fundul ravenelor există tendinţa de acumulare a materialelor cu granulaţie mai
mare decât în restul perimetrului secţiunii transversale, chiar dacă spectrul granulometric
nu este prea larg.
Pe profilul longitudinal al fundului ravenelor distribuţia granulometrică a
sedimentelor prezintă valori minime în zona vârfurilor (unde procesele de eroziune
predomină) şi valori maxime în zonele dintre praguri (unde predomină depunerea).
Această distribuţie granulometrică reprezintă un indiciu privind natura episodică a
transportului, în care Schumm (1985) a găsit cauzele iniţierii şi dezvoltării ravenelor
discontinue.
Atât înălţimea pragurilor cât şi distanţa dintre acestea şi vârful ravenei este legată
de factorul litologic. Exprimând factorul litologic prin procentul de praf-argilă, autorii
ilustrează relaţia amintită prin următoarea ecuaţie de regresie:
log . .TH SCP= − ⋅1 0051 0 0165 cu r = 0,899 şi n = 37
unde TH este înâlţimea pragului în metri iar SCP este procentul de praf - argilă.
Relaţia arată că un procent scăzut de praf - argilă în profilul de sol al pragului determină
menţinerea unor înălţimi maxime ale acestuia.
S-a găsit, de asemenea, o relaţie între frecvenţa apariţiei fenomenelor de alunecare
în vecinătatea ravenelor şi prezenţa particulelor cu diametre mai mici de 0,004 mm în
materialul superficial.
Pe măsură ce ravena tinde să se stabilizeze, distribuţia granulometrică tinde să se
uniformizeze.
Heede (1971) a arătat că stabilizarea unor ravene are loc în trei stadii ce se pot
identifica pe baza urmăririi unui proces de natură chimică. Spălarea sodiului din sol şi
înlocuirea lui cu calciu face posibilă colonizarea malurilor cu plante şi deci stabilizarea
mai rapidă. Durata acestui proces se datorează, în parte, climatului. De exemplu, în
climat semiarid procesul de stabilizare a ravenelor necesită circa 20 ani (Heede, 1971);
în nord-vestul Angliei acoperirea cu vegetaţie a malurilor începe atunci când ravenele
ating 20 m lungime, adică după cca. 55 ani (Harvey, 1992).
Calculele efectuate de Kirkby (1969, 1971), cu considerarea capacităţii proceselor,
au arătat că profilul de echilibru al ravenelor are o formă concavă şi se situează, într-o
reprezentare grafică la aceeaşi scară, deasupra râurilor.
269
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.
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
270
(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.
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
271
diferite, trecerea făcându-se brusc în lungul albiei. Locaţiile în care s-au efectuat testele
au fost alese chiar în astfel de puncte:
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
272
evidenţiază personalitatea în faţa agenţilor erozionali în două moduri:
- 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.
273
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 14.7 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.
274
Figura 14.7. Relaţia dintre litologie şi profilul malului, evidenţiată de valorile
rezistenţei la penetrare statică pe con în b. h. Roşcani
275
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 14.7), după o ecuaţie de forma:
y = 13,421 * e 0,0337 x cu r2 până la 0,95;
276
- 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.
Chen (1975) 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
277
stabilitate (tabelul 14.2).
Tabelul nr. 14.2
Factorul de stabilitate N Hs c c= ( / )γ , după Chen (1975)
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.
Există numeroase dovezi empirice că adâncimea maximă a crăpăturilor în
condiţii critice este egală cu jumătate din înălţimea malului (Terzaghi, 1943).
278
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 14.8 şi 14.9 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),
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
279
Figura 14.8. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Roşcani (b. H. Tutova,
obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975
Figura 14.9. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Timbrului (b. H. Jeravăţ),
obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975
280
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)
formacanalului 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.
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.
281
BIBLIOGRAFIE 1. ABERNETHY B., RUTHERFORD I. D., - (1998) Where along a river's length will vegetation most
effectively stabilise stream banks,Geomorphology 23, (1998) 55-75. 2. ABERNETHY B., RUTHERFORD I. D., - (1999) Riverbank reinforcement by riparian roots, In I.
D. Rutherford and R. Bartley (eds.), Second Australian Stream Management Conference: The Challenge of Rehabilitating Australian Streams, Adelaide. Cooperative Research Centre fo Catchment Hydrology, pp.1-7.
3. ABRAHAMS ATHOL D., PARSONS A. J., (1994) - On determining resistance to interrill overland flow, Water Resources Research, Vol. 30, No. 12, 3315-3521, American Geophysical Union.
4. ANASTASIU N., JIPA D., (1983) - Texturi şi structuri sedimentare, Ed. Tehnică, Bucureşti. 5. ANDERSON M. G., (1978) - Slope stability and valley formation in glacial outwash deposits,
North Norfolk, Earth Surface Processes, Vol. 3, p. 301-318, John Wiley & Sons. 6. BĂCĂUANU V., - 1968 Câmpia Moldovei - studiu geomorfologic. Ed. Acad. R.S.R., Bucureşti. 7. BĂCĂUANU V., - 1973 Evoluţia văilor din Podişul Moldovenesc. “Realizări în geografia
României”, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti. 8. BĂCĂUANU V., N. BARBU, M. PANTAZICĂ, AL. UNGUREANU, D. CHIRIAC, - (1980) Podişul
Moldovei. Ed. Şt. şi enciclopedică, Bucureşti. 9. BĂLTEANU D., - (1983) Experimentul de teren în geomorfologie. Aplicaţii la Subcarpaţii
Buzăului, Ed. Acad. RSR, Bucureşti, 157 p. 10. 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.
11. BEAUVAIS ANICET A., MONTGOMERY D. R., - (1996) Influence of valley type on the scaling properties of river planforms, Water Resources Research, Vol. 32, No. 5, pp. 1441-1448, American Geophysical Union.
12. BEER C. E., JOHNSON H. P., - (1963) Factors in Gully Growth in the Deep Loess Area of Western Iowa. Transaction of the ASAE, 6(3): 237-240.
13. BEGIN Z. B., SCHUMM S. A., - (1979) Instability of Alluvial Valley Floors: A Method for its Assessment. Transactions of the ASAE, 22(2): 347-350.
14. BETTIS III ATRHUR E., - (1999) Gully erosion, Adapted from Iowa Geology 1983, No. 8, Iowa Department of Natural resources.
15. 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.
16. BLONG R. J., GRAHAM O.P., VENESS J.A., - (1982) The role of Sidewall Processes in Gully Development. Earth Surface Processes and Landforms by John Wiley & Sons., vol 7, p. 381-385. Australia.
17. BLONG R. J., - (1985) Gully Sidewall Development in New South Walles, Australia. Soil Erosion and Conservation, eds. S.A. El-Swaifs, W. C. Moldenhauer, Soil Conservation Society of America, p. 574-583.
18. BRADFORD J. M., FARRELL D.A., LARSON W.E., - (1973) Mathematical Evaluation of Factors Affecting Gully Stability. Soil Society of America Proceedings, vol. 37, jan-febr. USA.
19. BRADFORD J. M., PIEST R. F., SPOMER R. G.,- (1975) Mechanisms of Erosion and Sediment Movement from Gullies, Present and Perspective Technology for Prediction Sediment Yelds and Sources, ARS-S-48, ARS-USDA, Washington DC.
20. BRADFORD J. M., PIEST R. F., - (1977) Gully Wall Stability in Loess-derived Alluvium, Soil Science Society of America Journal, Volume 41, no. 1, January-February 1977, 677 South Segoe Rd., Madison, W1 53711, USA.
21. BRADFORD J. M., PIEST R. F., SPOMER R. G.,- (1978) Failure Sequence of Gully Headwalls in Western Iowa, Soil Society of America Proceedings, vol. 42, 2, 323-328 p.
282
22. BRADFORD J. M., PIEST R. F., - (1980) Erosional Development of Valley-Bottom Gullies in the Upper Mid Western United States, in DR Coates andd J. D. Vitek (eds.), Threshold in Geomorphology Allen and Unwin, London, 75-101 p.
23. BROOKS S. M., ANDERSON M. G., COLLISON A. J. C., - (1995) Modeling the Role of Climate, Vegetation and Pedogenesis in Shallow Translational Hillslope Failure, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 20, p. 231-242.
24. BRUNORI F., PENZO M. C., TORRI D., - (1989) Soil Shear Strength: its Measurement and Soil Detachability, Catena, vol. 16, p. 59-71.
25. BUCUREŞTEANU MARIA, RĂDOANE MARIA, - (1992) Geochimia sedimentelor din ravena Gurguiata Mare, Lucr. Sem. "Dimitrie Cantemir", Nr. 11-12, 1991-1992.
26. CANARACHE A., - (1990) Fizica solurilor agricole, Ed. Ceres, Bucureşti. 27. 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.
28. CARSON M. A., - (1977) Angles of Repose, Angles of Shearing Resistance and Angles of Talus Slopes, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 2, p. 263 - 380, John Wiley & Sons.
29. CAQUOT A., KERISEL J., - (1968) Tratat de mecanica Pământurilor, Ed. Tehnică, Bucureşti. 30. CHANG H. H., - (1982) Fluvial Hydraulics of Deltas and Alluvial Fans. Journal of the
Hydraulics Division, ASCE, p.1282-1295. 31. CHORLEY R., SCHUMM S.A., SUGDEN D., - (1984) Geomorphology, Methuen & Co, London,
New York, Cambridge University Press. 32. 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.
33. 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.
34. 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.
35. DARBY S., THORNE C. R., - (1996) Development and Testing of Riverbank-Stability Analysis, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 122, p. 443-454.
36. DARBY S., - (1998) Modelling width adjustment in straight alluvial channels, Hdrological Processes, Vol. 12, p. 1299-1321, John Wiley & Sons Ltd.
37. DARBY S., - (1998) River Width Adjustment. Modelling, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 124, No. 9, p.903-917.
38. DECLERCQ F., POESEN J., - (1992) Evaluation of two Models to calculate the Soil Erodibility Factor K, Pedologie, XLII-2, p. 149-169.
39. DE PLOEY, - (1991) The Erosional Susceptibility of Catchment for Gullying according to the Es Model, Geomorph. Process and Environ., IGU, 21-30 june Kazan.
40. 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.
41. DONISĂ I., HÂRJOABĂ I., - (1974) Terasele Siretului între Roman şi Mărăşeşti, Anal.şt. Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi, secţ. II-c, t. XX.
42. DRON A., - (1987) Geotehnica pentru hidroamelioraţii, Ed Tehnică, Bucureşti. 43. 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.
44. FORMANEK G. E., MCCOOL D. K., PAPENDICK R.I., - (1984) Freeze-Thaw and Consolidation Effects on Strength of a Wet Silt Loam. Transaction of the ASAE, vol. 27, nr. 2, p. 1749-1752, 1984.
283
45. 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.
46. GUGIUMAN I., CÂRCOTĂ V., BAICAN V., - (1973) Judeţul Vaslui, Ed. Acad. R.R. România, Bucureşti
47. GRAF L. WILLIAM, - 1977 The Rate Law in Fluvial Geomorphology. American Journal of Science, vol.277, p. 178-191.
48. GREGORY K. J., PARK C. C., (1976) - The Development of a Devon Gully and Man, John Wiley & Sons.
49. GRISSINGER E. H., ASMUSSEN LORIS E., (1963) - Channel Stability in Undisturbed Cohesive Soils, Proc.: Workshop on Downstream River Channel Changes Resulting from Diversions or Reservoir Construction, US Department of Interior.
50. GRISSINGER E. H., (1966) - Resistance of Selected Clay Systems to Erosion by Water, Water Resources Research, First Quarter 1966, Vol. 2, No. 1.
51. GRISSINGER E. H., (1972) - Laboratory Studies of the Erodibility of Cohesive Materials, Proc. of the Mississippi Water Resources Conference, Water Resources Research Institute, Mississippi State University, State College, Mississippi.
52. 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.
53. GRISSINGER E. H., LITTLE W. C., MURPHEY J. B., (1981) - Problems with Eocene Stratigraphy in Panola County, Northern Mississippi, Southeastern Geology, Vol. 22, No. 1, February 1981, Duke University Durham, North Carolina.
54. GRISSINGER E. H., (1981) - Channel Change Workshop Problem No. 3, Elk River, Kansas, Proc.: Workshop on Downstream River Channel Changes Resulting from Diversions or Reservoir Construction, US Department of Interior.
55. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1981) - Chronology of Late Quaternary Valley Deposits in Northern Mississippi, The Geological Society of America 30th Anual Meeting with Southeast Section of the National Association of Geology Teachers, University of Southern Mississippi, Hattiesburg, Vol. 13, No. 1, Boulder, Colorado.
56. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1981) - Geomorphology of Upper Peters Creek Catchment, Panola County, Mississippi: Part I, Constraints on Water Budgets, Proc. of the Internat. Sympos. on Rainfall-Runoff Modelling held May 18-21, 1981, Mississippi State University, Water resources Publications.
57. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1982) - Geomorphology of Upper Peters Creek Catchment, Panola County, Mississippi: Part II, Within Channel Characteristics, Proc. of the Internat. Sympos. on Rainfall-Runoff Modelling held May 18-21, 1981, Mississippi State University, Water resources Publications.
58. GRISSINGER E. H., LITTLE W. C., MURPHEY J. B., (1982) - Late Quaternary Valley-fill Deposits in North-Central Mississippi, Southeastern Geology, Vol. 23, No. 3, October 1982, Duke University Durham, North Carolina.
59. GRISSINGER E. H., (1982) - Mass Wasting of Channel Bed and Bank Materials, Agronomy Abstracts, p. 265, 1982.
60. GRISSINGER E. H., (1982) - Bank Erosion of Cohesive Materials, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons.
61. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1983) - Morphometric Evolution of Man-Modified Channels, Proc. of the Conf. Rivers'83, Waterway, Port, Coastal and Ocean Division, ASCE/New Orleans, LA October 24-26, 1983.
62. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1983) - Present channel stability and late Quaternary valley deposits in northern Mississippi.
63. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1983) - Peak Flow Behavior in a Man-modified Channel, Proceedings of the Conference Rivers '83, Waterway, Port, Coastal and Ocean Division, ASCE/New Orleans, LA October 24-26, 1983.
64. GRISSINGER E. H., BOWIE A. J., - (1984) - Material and Site Controls of Stream Bank Vegetation, Transactions of the ASAE, Vol. 27, No. 6, pp. 1829-1835.
284
65. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1984) - Chronologies of Valley-Fill Units in North Mississippi, Journal of the Mississippi Academy of Sciences, Vol. XXIX, 1984.
66. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1984) - Width-to-Depth Variation in Two Mississippi Creeks, Proc of the D. B. Simons Symposium on Erosion and Sedimentation.
67. GRISSINGER E. H., (1986) - Similarity of Bank Problems on Dissimilar Streams. John Wiley & Sons.
68. GRISSINGER E. H., (1986) - Ephemeral Gullies as Sources of Sediment, Proc. of the Fourth Federal Interagency Sedimentation Conference, Vol. 1.
69. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1986) - Bank and Bed Adjustments in a Yazoo Bluffline Tributary, Third International Symposium on River Sedimentation, The University of Mississippi, March 31- April 4, 1986.
70. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Bank Stability of Goodwin Creek Channel, Northern Mississippi, USA, Fourth International Symposium on River Sedimentation, June 5-9, 1989, Beijing, China.
71. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Ephemeral Gully Erosion in the Loess Uplands, Goodwin Creek Watershed Northern Mississippi, USA, Fourth International Symposium on River Sedimentation, June 5-9, 1989, Beijing, China.
72. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Goodwin Creek Bank Instability and Sediment Yeld, Sediment Transport Modeling Proceedings International Symposium/ HY Div/ASCE, New Orleans, LA/August 14-18, 1989.
73. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Goodwin Creek Channel Morphology and Stability, Sediment Transport Modeling Proceedings International Symposium/ HY Div/ASCE, New Orleans, 1989
74. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1991) - Goodwin Creek Bank Instability and Sediment Yeld, Proc. of The 5-th Federal Interagency Sedimentation Conference, March 18-21, 1991, Las Vegas, Nevada, Federal Energy Regulatory Commisison.
75. GRISSINGER E. H., MURPHREE C. E. JR., (1991) - Instrumentation for Upland Erosion Research, Proc. of The 5-th Federal Interagency Sedimentation Conference, March 18-21, 1991, Las Vegas, Nevada, Federal Energy Regulatory Commisison.
76. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B.,(1993) - The Valley-fill Depositional Record of Holocene Palaeohydrology in Northern Mississippi, USA, Proc. of Industrial and Agricultural Impacts on the Hydrologic Environment, The 2-nd USA/CIS Joint Conference on Environmental Hydrology, Water Environment Federation, USA.
77. GRISSINGER E. H., (1996) - Reclamation of Gullies and Channel Erosion, Soil Conservation and Rehabilitation, Menachem Agassi, Emek-Hefer, Israel.
78. GRISSINGER E. H., (1996) - Rill and Gullies Erosion, Soil Conservation and Rehabilitation, Menachem Agassi, Emek-Hefer, Israel.
79. HADLEY R.F., SHOWN L. M., - (1976) Relation of Erosion to Sediment Yield. Proceedings of the Third Federal Inter-Agency Sedimentation Conference, Denver, Colorado.
80. HANSON G. J., ROBINSON K. M.,- (1994) Comparison of Headcut Advance Testing and Soil Tests Results. Hydraulic Engineering '94, 37 (5):427-431.
81. HANSON G. J., - (1995) Using Strength Indices to Characterize Erodibility of an Unsaturated Soil. ASAE Paper No. 952379, 1995 Annual International Meeting, Hyatt Regency Chicago, Chicago, Illinois, 18-23 June, 1995.
82. HANSON G. J., - (1995) Investigating Soil Strength and Stress-Strain Indices to Characterize Erodibility. Transactions of the ASAE, Vol. 39(3): 883-890.
83. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1996) Headcut Migration Analysis of a Compacted Soil. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 962120, 1996 ASAE Annual International Meeting, Phoenix Civic Plaza, Phoenix, Arizona, July 17, 1996.
84. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1996) Studies on the Erosion of a Compacted Soil. North American Water and Environment Congress, 1996 ASAE.
285
85. HANSON G. J., COOK K. R.,- (1996) Development of Excess Shear Stress Parameters for Circular Testing. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 972227, 1997 ASAE Annual International Meeting, Minneapolis Convention Center, Minneapolis Minnesota, August 10-14, 1997.
86. 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.
87. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1997) Experimental Flume Study of Headcut Migration. Proc. of the Conference on Management of Landscapes Disturbed by Channel Incision, ISBN 0-937099-05-8, pp. 503-509.
88. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1998) Effects of Compaction on Embankment Resistance to Headcut Migration. Proc. of the 1998 Annual Conference Association o the State Dam Safety Officials, October 11-14, Las Vegas, Nevada, pp. 13-20.
89. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1998) Erosion of Structured Material Due to Impinging Jet. Water Resources Engineering '98, pp. 1102-1107.
90. HANSON G. J., COOK K. R.,- (1998) Relationship of Soil Suction and Erodibility of a Compacted Soil. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982065, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 11-16, 1998.
91. HANSON G. J., TEMPLE D. M.,- (1998) Watershed Systems (PL-534): Hydraulic Research of the Past, Present and Future. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982015, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 12-16, 1998.
92. 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.
93. HÂRJOABĂ I., - (1965) Procese geomorfologice care contribuie la degradarea terenurilor din colinele Tutovei. An. Şt. Univ. Iaşi, s II, IX.
94. HEEDE B. H., - (1967) The fusion of discontinuous gullies. A cae Study, Bull. Int. Assoc. for Sci. Hydrol., XII, (4), 42-50 p.
95. 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.
96. HEEDE B. H., - (1975) Stages of development of gullies in the West. Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, U.S. Dep. Agric., Agric. Res. Serv., ARS-S-40, p. 155-161.
97. 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.
98. 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.
99. HEEDE B. H., DE BANO L. F., - (1984) Gully Rehabilitation - A Three Stage Process in a Sodic Soil, Soil Science Soc. of America Journal, vol. 48, no. 6, p. 1416-1422.
100. HEEDE B. H., - (1985) Channel Adjustments to the Removal of Log Steps: an Experiment in a Mountain Stream, Environmental Management, Vol. 9, No. 5, pp. 427-432, Springer Verlag New York Inc.
101. HEEDE B. H., - (1985) Aplication of geomorphological concepts to evaluate timber harvest influences on a stream channel - a case study, Zeitschrift fur Geomorphologie, Suppliment 55, p. 121-130, Berlin - Stuttgart.
102. HEEDE B. H., - (1986) Designing for Dynamic Equilibrium in Streams, Water Resources Bulletin, Vol. 22, No. 3, June 1986.
103. HEEDE B. H., - (1989) Flowing Water, Stream Form, and Trout: Interactions and Implications for Research and Management, Wild Trout IV Symposium, Yellowstone National Park, Wyo., September 18-19, 1989.
104. HEEDE B. H., - (1992) Stream Dynamics: An Overview for Land Managers, USDA Forest Service, General Technical Report RM-72.
286
105. HEMPHILL R. W., BRAMLEY M. E. - (1995) Protection of River and Canal Banks a guide to selection and design, CIRIA (Construction Industry Research and Information Association) Water Engineering Report, Butterworths, London.
106. 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 .
107. ICHIM I., RĂDOANE MARIA, - (1987) A Multivariate Statistical Analysis of Sediment Yield and Prediction in Romania, Catena Supplement 10, Braunschweig, p. 137-146.
108. ICHIM I., MIHAI GH., - (1988) Geometria formaţiunilor de adâncime şi problema surselor de aluviuni, Lucr. celui de al II- lea Simpozion “Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, P. Neamţ, 319-333.
109. ICHIM I., RĂDOANE MARIA, - (1988) Depozitele de albie in lungul Raului Siret si semnificatia lor morfologenetica, St. Cerc. geol. geofiz. geogr., Geografie, t. XXXV, p. 45-52, Ed. Acad. R. S. R.
110. ICHIM I., BĂTUCĂ D., RĂDOANE MARIA, DUMA D., - (1989) Morfologia si dinamica albiilor de rauri, Ed. Tehnica.
111. ICHIM I., RĂDOANE MARIA, - (1990) Channel Sediment Variability Along a River: A case Study of the Siret River (Romania), Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 15, p. 211-225, John Wiley & Sons.
112. IMESON A.C., KWAAD F. G. P. M., - (1980) Gully Types and Gully Prediction, K.N.A.G. Geografisch tijdschrift XIV, No.5, 429-441.
113. IONESI L., - (1989) Geologia României. Unităţi de platformă şi orogenul nord Dobrogean. Curs (vol. 1), Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
114. IONESI L., BARBU N., IONESI BICA, - (1993) Consideraţii asupra evoluţiei post - badeniene a Platformei Moldoveneşti, An. Univ. Suceava, s. geogr.- geol., an. II.
115. 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.
116. IONIŢĂ I., OUATU O., - (1985) Contribuţii la studiul eroziunii solurilor din Colinele Tutovei. Rev. Cerc. Agr. Moldova, vol. 3(71), Iaşi.
117. IONIŢĂ I., - (1986) Results of soil erosion study and conservation treatments in the Bârlad Tableland. Z. Geomorph, Berlin-Stuttgart.
118. IONIŢĂ I., - (1998) Studiul geomorfologic al degradărilor de teren din bazinul mijlociu al Bârladului, Teza de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.
119. IRELAND H.A., SHARPE, C.F.S., AND EARGLE, D.H., - (1939) Principles of Gully Erosion in the Piedmont of South Carolina, U.S. Dept. of Agriculture, Tech. Bulletin 633, 142 pp.
120. JACOBSON P., - (1963) Gully Control Methods in Iowa, Symposium 1. - Land Erosion and Control, Paper no. 17, III - 113.
121. JEANRENAUD P., - (1961) Contribuţii la geologia Podişului Central Moldovenesc. An. şt. Univ. Iaşi, s. II, t VII, 7.2.
122. JEANRENAUD P., - (1966) Contribuţii la cunoaşterea geologiei regiunii dintre valea Siretului şi valea Bârladului. An. şt. Univ. Iaşi, s.II, t. XII.
123. JEANRENAUD P., - (1971) Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut. Rez. Tezei doct., Iaşi
124. JEANRENAUD P., SARAIMAN A., - (1995) Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
125. KIRKBY M. J., - (1969) Hillslope process-response models based on the continuity equation, 126. KIRKBY M. J., - (1973) Erosion and Equilibrium, Physical Geography. 127. 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. 128. KIRKBY M. J., - (1980) The problem (Soil Erosion,Erosion in context, Mechanisms of erosion),
Soil Erosion, John Wiley & Sons Ltd. 129. KIRKBY M. J., - (1980) Modelling water erosion processes, Soil Erosion, John Wiley & Sons
Ltd.
287
130. KIRKBY M. J., NEALE R. H.,- (1987) A soil erosion model incorporating seasonal factors, International Geomorphology, Part II, John Wiley & Sons Ltd.
131. KIRKBY M. J., - (1988) Conditions for Valley Asymmetry derived from a Slope Evaluation Model.
132. LAVEE H., - (1991) Effects of size and incorporation of syntethic mulch on runoff and sediment yeld from interrils in a laboratory study with simulated rainfall, Soil & Tillage Research 21, p. 209-223, Elsevier Science.
133. LAVEE H., - (1994) Rock fragments in top soils: significance and processes, Catena 23, p.1-28, Elsevier Science, Amsterdam.
134. LĂZĂRESCU V., - (1976) Geologie fizica, Ed. Acad. Rom. 135. LEOPOLD L.B., MILLER J.P., - (1956) Ephemeral Streams, Hydraulic Factors and their
Relation to the Drainage Net. U.S. Geol. Survey, Prof. Paper 282 - A, 37 pp. 136. LEOPOLD L.B., WOLMAN G.M., MILLER J.P., - (1964) Fluvial Processes in Geomorphology.
W.H. Freeman and Co., San Francisco. 137. LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material & Longer Form Channel Changes. 138. 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. 139. LUK SHIU-HUNG - (1989) Spatial and Temporal Variations in the Strength of Loess Soils,
Lishi, China, Geoderma, 45, pp. 303-317, Elsevier Science Amsterdam. 140. LUK SHIU-HUNG - (1995) Rain infiltration into loess soils from different geographic regions,
Catena 25, pp. 21-32, Elsevier, Amsterdam. 141. MAC I., (1986) - Elemente de geomorfologie dinamica, Ed. Acad. R.S.R., Bucureşti. 142. MARCHIDANU E., (1987) - Practica geologică inginerească în construcţii, Ed. Tehnică,
Bucureşti. 143. MARINESCU C., (1988) - Asigurarea stabilităţii terasamentelor şi versanţilor, vol. I şi II, Ed.
Tehnică, Bucureşti. 144. MARTINIUC C., - (1954) Geomorfologia degradărilor de teren din bazinul mijlociu şi superior
al Tutovei. D.S. Com. Geol. (1950-1951), 38, Bucureşti. 145. MARTINIUC C., - (1954) Situaţia pânzelor de apă şi a hidrografiei regiunii colinare Puieşti-
Dracseni (regiunea Bârlad). D.S. Com. Geol. (1950-1951), 38, Bucureşti. 146. MARTINIUC C., - (1954) Pantele deluviale. Contribuţii la studiul degradărilor de teren. Probl.
Geogr., 1, Bucureşti. 147. MATSUKURA Y., MIZUNO K., - (1986) The influence of weathering on Geotechnical
Properties and Slope Angles of Mudstone in the Mineoka Earth-slide Area, Japan, Rock Weathering and Landform Evolution.
148. MATSUKURA Y., - (1992) Pore-Size Distribution of Loess from the Loess Plateau, China, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 13-3, p.169-183 (1992).
149. MCKENNEY ROSE A., GARDNER W. T., - (1995) Gully Erosion Minimization on Reclaimed Surface Mines using SSAST Computer Model, Journal of Irrigatio and Drainage Engineering, Vol. 120, No. 5, p. 911-923 (1994).
150. 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.
151. MITZUTANI T., - (1985) Experimental Study on the Evolution of the Longitudinal Profile of an Artificial Slope Composed of Volcanic Ash due to Gullying, Geomorphological Reports of Tokyo Metropolitan Univ., no. 20, p. 179-187.
152. MOLINAS A., - (1988) Dynamic Adjustments of Channel Width and Slope, International Conference on River Regime, 18-20 May, 1988, John Wiley & Sons Ltd.
153. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1992) Channel Initiation and the Problem of Landscape Scale, Science, Vol. 255, pp. 826-830, American Association for the Advancement of Science.
154. MONTGOMERY D. R., FOUFOULA-GEORGIOU E., - (1993) Channel Network Source Representation Using Digital Elevation Models, Water Resources Research, Vol. 29, No. 12, pp. 3925-3934, American Geophysical Union.
288
155. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1994) Landscape Dissection and Drainage Area-Slope Thresholds, Process Models and Theoretical Geomorphology, John Wiley & Sons Ltd.
156. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1994) A physically based model for the topographic control on shallow landsliding, Water Resources Research, Vol. 30, No. 4, pp. 1153-1171, American Geophysical Union.
157. MONTGOMERY D. R., - (1994) Valley incision and the uplift of mountain peaks, Journal of Geophysical Research, Vol. 99, No. B7, pp. 13913-13921, American Geophysical Union.
158. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1995) Hydrologic processes in a low-gradient source area, Water Resources Research, Vol. 31, No. 1, pp. 1-10, American Geophysical Union.
159. MONTGOMERY D. R., ABBE T. B., BUFFINGTON J. M., PETERESON P. N., SCHMIDT K. M., STOCK J. D., - (1996) Distribution of bedrock and alluvial channels in forested mountain drainage basins, Nature, Vol. 381, pp. 587-589.
160. MONTGOMERY D. R., BUFFINGTON J. M., - (1997) Channel reach morphology in mountain drainage basins, GSA Bulletin, May 1997, Vol. 109, no. 5, pp. 596-611.
161. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., TORRES R., ANDERSON PRESTRUD SUZANNE, HEFFNER J. T., LOAGUE K., - (1997) Hydrologic response of a steep, unchanneled valley to natural and applied rainfall, Water Resources Research, Vol. 33, No. 1, pp. 91-109, American Geophysical Union.
162. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., SULLIVAN KATHLEEN - (1998) The Role of GIS in Watershed Analysis, Landform Monitoring, Modelling and Analysis, John Wiley & Sons Ltd.
163. MONTGOMERY D. R., BUFFINGTON J. M., - (1998) Channel Processes, Classification, and Response, River Ecology and Management, Springer Verlag New York Inc.
164. MONTGOMERY D. R., SULLIVAN KATHLEEN., GREENBERG H. M., - (1998) Regional test of a model for shallow landsliding, Hydrological Processes, Vol. 12, pp. 943-955, John Wiley & Sons Ltd.
165. MONTGOMERY D. R., - (1999) Process Domains and the River Continuum, Journal of the American Water Resources Association, Vol. 35, No. 2, pp. 397-410, American Geophysical Union.
166. MOON B. P., - (1984) Refinement Techniques in Determining Rock Strength for Geomorphological Purposes.
167. MOON B. P., - (1986) Controls on the form and development of rock slopes in fold terrane, Hillslope Processes, Binghampton Symposium, Abrahams, A. D. (ea): Hillslope Processes, Binghampton Symposium, 1986.
168. MOORE R., - (1989) Analytical photogrammetry: a method for monitoring slope instability, Quarterly Journal of Engineering Geology, London, Vol. 22, pp. 97-110.
169. MOORE R., TEMPLE D. M., KIRSTEN H. A. D.,- (1994) Headcut Advance Threshold in Earth Spillways, Buletin of the Association of Engineering Geologists, Vol. XXXI, No. 2, June 1994 pp. 277-280.
170. MORGAN R. P. C., QUINTON J. N., SMITH R. E., GOVERS G., POESEN J. W. A., AUERSWALD K., CHISCI G., TORRI D., STYCZEN M. E., - (1998) - The European Soil erosion Model (EUROSEM): A Dynamic Approach for Predicting Sediment Transport from Fields and Small Catchments, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 23, 527-544, John Wiley & Sons.
171. MOŢOC M., - (1963) Eroziunea solului pe terenurile agricole şi combaterea ei. Ed. Agrosilvică, Bucureşti.
172. MOŢOC M., MUNTEANU S., BĂLOIU V., STĂNESCU P., MIHAI GH., - (1975) Eroziunea solului şi metodele de combatere, Ed. “Ceres”, Bucureşti.
173. MOŢOC M., - (1975) Combatera eroziunii solului, Reeditare curs, Fac. Îmbunătăţiri funciare, I. A. “N. Bălcescu”, Bucureşti.
174. 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.
289
175. MOŢOC M., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Estimarea ritmului de dezvoltare a ravenelor, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.
176. 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.
177. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1980) Aspecte noi privind lucrările de amenajare a ravenelor. Bibl. Agric. A.S.A.S., Bucureşti.
178. MOŢOC M., - (1983) Ritmul mediu de degradare erozională a solului în R.S.R.. Bul. inf. ASAS, nr.2, Bucureşti.
179. MOŢOC M., - (1984) Participarea proceselor de eroziune şi a folosinţelor terenului la diferenţierea transportului de aluviuni în suspensie pe râurile din România. Bul. Inf. ASAS, nr.13, Bucureşti.
180. MOŢOC M., OUATU O., - (1985) Formarea rigolelor şi intensitatea de transport a materialului solid, pe versanţii cu culturi agricole. Bul. inf. ASAS, nr.14, Bucureşti.
181. MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., (1984) - Channel Adjustments in a Yazoo Bluffline Tributary.
182. MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., (1985) - Channel Cross-section Changes in Mississippi's Goodwin Creek, Journal of Soil and Water Conservation, Vol. 40, No. 1, pp. 148-154.
183. MÜCHER H. J., - (1977) Experimental and Micromorphological Investigation of Erosion and Redeposition of Loess by Water, Earth Surface Processes, Vol. 2, pp. 117-124, John Wiley & Sons Ltd.
184. MÜCHER H. J., - (1985) Micromorphological Study of the Terrace Sands (Unit 4) and "Loams" (Unit 5) and their Palaeosols in the Belvedere Pit near Maastricht, Southern Limbourgh, The Nederlands, Mededelingen Rijks Geologische Dienst, VOL. 39-1.
185. MÜCHER H. J., - (1986) Aspects of Loess and loess-derived Slope Deposits: an Experimental and Micromorphological Approach, Nederlandse Geografische Studies, Nr. 23.
186. MÜCHER H. J., - (1990) The hydrological response of soil surfaces to rainfall as affected by cover and position of rock fragments in the top layer, Earth Surface Processes and Landforms 15, p. 653-671, John Wiley & Sons Ltd.
187. MÜCHER H. J., - (1990) Sedimentary Structures Formed in Eolian-Deposited Silt Loams under Simulated Conditions on Dry, Moist and Wet Surfaces, Soil Micromorphology, L. A. Douglas.
188. 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.
189. 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.
190. PARK C. C. - (1976) The Relationship of Slope and Stream Channel from the River Dart, Devon, Journal of Hydrology, 29, p. 139-147.
191. PARK C. C. - (1977) World-wide variations in hydraulic geometry exponents of stream channels: an analysis and some observations, Journal of Hydrology, 33, p. 133-146, Elsevier Science Publishing Company, Amsterdam.
192. PARK C. C. - (1978) Allometric analysis and Stream Channel Morphometry, Geographical Analysis, X, 3, 212-227.
193. PATTON P. C., SCHUMM S. A., - (1975) Gully Erosion, North Western Colorado: A Threshold Phenomenon, Geology, 3(2), 88-90 p.
194. PĂUNESCU M., POP V., SILION T., - (1982) Geotehnică şi fundaţii, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.
195. PETERSON H. V., - (1950) The Problem of Gullying in Western Valleys, In Trask, P. D. (ed.), Applied Sedimentation, pp.407-433, John Wiley & Sons Ltd., New York.
196. PICKUP G., - (1976) Alternative Measures of River Channel Shape and Their Significance, Journal of Hydrology (N. Z.), Vol. 15, No.1, 1976.
197. PICKUP G., - (1981) Stream Channel Dynamics and Morphology, Erosion and Sediment Transport in Pacific Rim Steeplands, IAHS Publ.. No. 132 (Christtchurch, 1981).
290
198. PIEST R.F., SPOMER G.R., - (1968) Sheet and Gully Erosion in the Missouri Valley Loessial Region. Transactions of the ASAE, p. 850-853.
199. PIEST R.F., BRADFORD M. JOE, WYATT M. GEORGE, - (1975) Soil Erosion and Sediment Transport from Gullies, U. S. Department of Agriculture, for Official Use.
200. PIEST R.F., BRADFORD J. M., SPOMER R.G., - (1975) Mechanisms of Erosion and Movement from Gullies, Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, ARS-S-40, p. 162-176.
201. PIEST R.F., KRAMER A. L., HEINEMANN G. H., - (1975) Sediment movement from loessial watersheds, Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, ARS-S-40, p. 130-141.
202. POESEN J., GOVERS G., - (1990) Gully Erosion in the Loam Belt of Belgium: Typology and Control Measures. In: Soil Erosion on Agricultural Land eds. Boardman, Foster and Dearing, Willey & Sons., p. 513-530.
203. POESEN J., - (1992) Mechanisms of overland-flow generation and sediment production on loamy and sandy soils with and without rock fragments, Overland Flow Hydraulics and Erosion Mechanics, A. J. Parsons & A. D. Abrahams(eds.), UCL Press, London.
204. POESEN J., - (1993) Gully typology and gully control measures in the European loess belt, Farm Land Erosion: In Temperate Plains Environment and Hills, Elsevier Science Publishers B. V.
205. POESEN J., - (1995) Soil Erosion in Mediterranean Environments, Proceedings of the European School of Climatology and Natural Hazards Course, El Campanello, Pueblo Acantilado, Alicante, Spain, 1993, R. Fantechi, D. Peter, P. Balabanis, J. L. Rubio.
206. POESEN J., TORRI D., MONACI F., - (1994) Rock fragment content and fine soil bulk density, Catena 23, p. 65-71, Elsevier Science Publishers B. V.
207. POESEN J., VANDAELE K., VAN WESMAEL B., - (1996) Contribution of gully erosion to sediment production on cultivated lands and rangelands, Erosion and Sediment Yield: Global and Regional Perspectives (Proceedings of the Exeter Symposium) July 1996. IAHS Publ. No. 236.
208. POESEN J., BOARDMAN J., WILCOX B., VALENTIN C., - (1996) Water erosion monitoring and experimentation for global change studies,Journal of Soil and water Conservation, pp. 386-390.
209. POESEN J., HOOKE J. M., - (1997) Erosion, flooding and channel management in Mediterranean environments of southern Europe, Progress in Physical Geography, 21, 2 (1997) pp. 157-199.
210. POESEN J., VANDAELE K., BAS VAN WESMAEL - (1998) Gully erosion: importance and model implications,NATO ASI Series Modelling Soil Erosion by Water, John Boardman & David Favis-Mortlock Eds., Springer-Verlag Berlin Heidelberg (1998) pp. 285-311.
211. POPA GH., ERHAN V., - (1982) Explorarea geologică şi evaluarea zăcămintelor, Curs litografiat, Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
212. PRIŞCU R., - (1983) Construcţii Hidrotehnice, volumul I, Editura Didactică şi Pedagogică - Bucureşti, 1983.
213. PROSSER I. P., ABERNETHY B., - (1996) Predicting the topographic limits to a gully network using a digital terrain model and process thresholds, Water Resources Research, Vol. 32, No. 7, p. 2289-2298, July, 1996 .
214. 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.
215. 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.
216. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., - (1988) The Series Analysis Applied to Vertical Dynamics Study of Channel Beds, Anal. St. Univ. "Al. I. Cuza" Iasi, t. XXXIV, s. II b., Geol.- Geogr.
291
217. RĂDOANE MARIA, I. ICHIM, N. RĂDOANE, V., SURDEANU, - (1990) Asupra profilului longitudinal şi a factorului de formă a ravenelor din Podişul Moldovei, Acad. Română, Studii şi Cercetări de Geografie, Tom. XXXVII, 67-74.
218. 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.
219. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1993) Folosirea metodei "cubului matricial" in evaluarea susceptibilităţii la alunecare de teren. caz studiu: Judetul Neamt, St. Cerc. de Geogr., t. XL, p. 111-118.
220. 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.
221. 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.
222. RĂDOANE MARIA, I. ICHIM, N. RĂDOANE, - (1995) Gully distribution and development in Moldavia, Romania, Catena 24: 127-146.
223. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1996) Morfologia şi dinamica ravenelor, Ed. Univ. “Ştefan cel Mare”, Suceava.
224. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., DUMITRESCU GH., URSU C., - (1996) Analiza cantitativă în geografia fizică, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
225. RĂDOANE N., - (1988) Studiul proceselor geomorfologice actuale şi microrelieful creat de ele în bazinele râurilor Pângăraţi şi Oanţu din Carpaţii Orientali, Teză de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.
226. RĂDOANE N., - (1990) Sezonalitatea şi desfăşurarea proceselor geomorfologice actuale în Valea Bistriţei (Aria Flişului), Lucr. Sem. Geogr. "Dimitrie Cantemir", Iaşi
227. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., SURDEANU V., - (1999) Ravenele, forme, procese, evoluţie, Editura Presa Universitară Clujeană, p. 266.
228. REINECK H. E., SINGH I. B., - (1980) Depositional sedimentary environments, Springer Verlag, Heidelberg.
229. RICHARDS K. S., - (1978) Slope stability and valley formation in glacial outwash deposits, North Norfolk, Earth Surface Processes, Vol. 3, 301-318 (1978), John Wiley & Sons Ltd.
230. RICHARDS K. S., - (1986) River channel dynamics - Introduction, International Geomorphology, Part 1, V. Gardiner, 1987, John Wiley & Sons Ltd., p. 541-547.
231. RITCHIE J. C., JACKSON T. J., EVERITT J. H., ESCOBAR D. E., MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., - (1991) - Airborne Laser Studies of the Landscape, Proceedings of the Fifth Federal Interagency Sedimentation Conference, Las Vegas Nevada, 1991, Federal Energy Regulatory Commission.
232. RITCHIE J. C., JACKSON T. J., EVERITT J. H., ESCOBAR D. E., MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., - (1992) - Airborne Laser: A tool to study landscape surface features, Journal of Soil & Water Conservation, Vol. 47, No. 1, 1992.
233. RITCHIE J. C., MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., GARBRECHT J. D., (1993) - Monitoring streambank and gully erosion by airborne laser, Proceedings of the Yokohama Symposium, July, 1993, YAHS Publ. no. 217, 1993.
234. RITTER D., - (1979) Process Geomorphology, William C. Brown Company Publishers, Dubuque, Iowa, Southern Illinois University at Carbondale.
235. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) A Deterministic Headcut Advance Model. Transactions of the ASAE, 37 (5):1437-1443.
236. ROBINSON K. M., HANSON G. J.,- (1994) Influence of a Sand Layer on Headcut Advance. Hydraulic Engineering '94, 37 (5):427-431.
237. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) Large Scale Headcut Erosion Testing. Transactions of the ASAE, Vol. 38 (2): 429-434.
238. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) Gully Headcut Advance. ASAE Meeting Presentation, 1994 International Winter Meeting, Atlanta Hilton and Towers, Atlanta, Georgia, December 13-16, 1994.
292
239. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1996) Gully Headcut Advance. Transactions of the ASAE, Vol. 39 (1): 33-38.
240. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1996) Influence of Backwater on Headcut Advance. North American Water and Environment Congress, 1996 ASAE.
241. ROBINSON K. M., HANSON G. J., COOK K. R., - (1996) Scour Below an Overfall. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 962121, 1996 ASAE Annual International Meeting, Phoenix Civic Plaza, Phoenix, Arizona, July 14-18, 1996.
242. ROBINSON K. M., COOK K. R., - (1997) Stress Measurement Upstream of an Overfall. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 972229, 1997 ASAE Annual International Meeting, Minneapolis Convention Center, Minneapolis Minnesota, August 10-14, 1997.
243. ROBINSON K. M., COOK K. R., - (1998) Stress Measurement Upstream of an Overfall. Transactions of the ASAE, Vol. 41(4): 1019-1024.
244. ROBINSON K. M., BENNETT S. J., CASALI J., - (1998) Headcut Dynamics and Ephemeral Gully Erosion. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982125, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 11-16, 1998.
245. ROBINSON K. M., RICE C. E., KADAVY K. C., TALBOT J. R., - (1998) Energy Losses on a Roller Compacted Concrete Stepped Spillway. Water Resources Engineering '98, pp. 1434-1439 .
246. ROBINSON K. M., IRWIN W.,- (1998) Hydraulic Structures for Erosion Control. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982131, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 11-16, 1998.
247. ROLOFF G., BRADFORD J.M., SCRIVNER C.L., - (1981) Gully Development in the Deep Loess Hills Region of central Missouri. Soil Society of America Journal, vol 45.
248. SAXTON K. E., SPOMER G. R., KRAMER L. A., - (1971) Hydrology and Erosion of Loessial Watersheds. Journal of the Hydraulics Division, ASCE, vol 97.
249. SCHMIDT K. M., MONTGOMERY D. R., - (1995) Limits to Relief, Science, Vol. 270, pp. 617-620, American Association for the Advancement of Science.
250. SCHNABEL S., GOMEZ AMELIA D., - (1993) Variability of gully erosion in a small catchment in South-west Spain, Acta Geologica Hispanica, v. 28 (1993), nr. 2-3, p. 27-35.
251. SCHUMM S. A., HADLEY R. F., - (1957) Arroyos and the Semiarid Cycle of Erosion. American Journal of Science, vol. 255, p. 191-174.
252. SCHUMM S. A., - (1963) A Tentative Classification of Alluvial River Channels, Geological Survey Circular 477, Washington D.C., p.1-10.
253. SCHUMM S. A., PARKER R. S., - (1966) Experimental study of drainage networks, 254. SCHUMM S. A., - (1969) A Geomorphic Approach to Erosion Control in Semiarid Regions.
Transactions of the ASAE, :60-68. 255. SCHUMM S. A., - (1974) Geomorphic Threshold and Complex Response of Drainage Systems,
in Proc. Fourth Ann. Geomorph. Symp. Marie Morisawa (ed.), State Univ. N. Y., Bingham, London and N. Y., 13901, p. 299-310.
256. SCHUMM S. A., - (1977) Applied Fluvial Geomorphology Chapter 4 from Applied Geomorphology, Hails, J. R. (Eds.), Elsevier New York.
257. SEGINER I., - (1966) Gully Development And Sediment Yield, Res. Rapp. 13, The Israel Min. of Agricult., Soil Conserv. Div., 30 pp.
258. SELBY M. J., - (1987) Rock Slopes, Slope Stability, M. G. Anderson & Keith S. Richards, 1987, John Wiley & Sons Ltd., p. 475-504.
259. SHREVE R. S., - (1979) Models for Prediction in Fluvial Geomorphology, Mathematical Geology, vol. 11, Nr. 2, p. 165-174.
260. SILION T., OLARU L., MUŞAT V., - (1982) Geomecanică, Curs Univ. “Al. I Cuza”, Iaşi. 261. SILION T., MUŞAT V., OLARU L., - (1984) Geologie inginerească, Curs Univ. “Al. I Cuza”,
Iaşi. 262. SIMON A., DARBY S., - (1997) Process form interactions in unstable sand-bed river channels:
A numerical modeling approach,Geomorphology 21, (1997) 85-106.
293
263. 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.
264. 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.
265. SIMONS D. B., LI RUH-MING, - (1982) Dynamic Modelling of Channel Responses, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons Ltd.
266. SPOMER R.G., MAHURIN R.L., PIEST R.F., - (1986) Erosion, Deposition and Sediment Yield from Dry Creek Basin, Nebraska. Transaction of the ASAE. Vol. 29, nr.2, p. 489-493.
267. 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).
268. SUZUKI T., NAKANISHI A., - (1990) Rates of Decline of Fluvial Terrace Scarps in the Chichibu Basin, Japan, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 11-2, p.117-149 (1990).
269. SUZUKI T., NAKANISHI A., - (1991) A Quantitative Empirical Model of Slope Evolution through Geologic Time, Inferred from Changes in Height-Ratios and Angles of Segments of Fluvial Terrace Scarps in the Chichibu Basin, Japan, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 12-4, p.319-334 (1991).
270. TEMPLE D. M., BREVARD J. A., MOORE J. S., HANSON G. J. GRISSINGER E. H., BRADFORD J. M., - (1993) Analysis of Vegetated Earth Spillways. Proceedings of Transactions of 10th Annual Conference of The Association of State Dam Safety Officials, 26-29 September 1993, Kansas City, MO, pp. 225-230.
271. TEMPLE D. M., HANSON G. J., - (1994) Headcut Development in Vegetated Earth Spillways. Transactions of the ASAE, Paper No. 93-2017, Vol. 10(5) pp. 677-682.
272. TEMPLE D. M., MOORE J. S., - (1994) Headcut Advance Prediction for Earth Spillways. Transactions of the ASAE, Vol. 40(3): 557-562.
273. TEMPLE D. M., MOORE J. S., - (1994) Headcut Advance Prediction for Earth Spillways. ASAE Meeting Presentation, Paper 942540, Atlanta Hilton and Towers, Atlanta , Georgia, USA, December 13-16, 1994.
274. THOMPSON R. J., - (1964) Quantitative Effect of Watershed Variables on Rate of Gully Head Advancement. Transactions of the ASAE, 7(1): 54-55.
275. 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.
276. THORNE C. R., - (1981) Stability of Composite River Banks, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 6, 469-484 (1981), John Wiley & Sons Ltd.
277. THORNE C. R., - (1981) Field Measurements of Rates of Bank Erosion and Bank Material Strength, IAHS, Publication Nr. 133, p. 503 - 512.
278. THORNE C. R., - (1982) Processes and Mechanisms of River Bank Erosion, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons Ltd., p. 227-270.
279. THORNE C. R., GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1984) - Field Study of Ephemeral Cropland Gullies in Northern Mississippi, 1984 Winter Meeting, American Society of Agricultural Engineers, Hyatt Regency, New Orleans, Louisiana, Paper No. 84-2550.
280. THORNE C. R., - (1986) Ephemeral Gullies as Sources of Sediment, Proc. of the Fourth Federal Interagency Sedimentation Conference, Vol. 1.
281. THORNE C. R., - (1987) Quantitative Analysis of Land Surface Topography, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 12, No. 1, 47-56.
282. THORNE C. R., BURT T. W., BUTCHER D. P.,- (1987) Terrain analysis for quantitative description of zero order basins, IAHS Special Publication No. 165, Erosion and Sedimentation in the Pacific Rim Steeplands, August 1987, pp.121-130.
283. THORNE C. R., - (1987) Terrain analysis for quantitative description of zero-order basins, Internat. Sympos. Erosion and Sedimentation, No. 165, p.121-130.
294
284. THORNE C. R., - (1998) River Width Adjustment. Processes and Mechanisms, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 124, No. 9, p.881-902.
285. THORNE C. R., ZEVENBERGEN L. W., - (1990) Prediction of Ephemeral Gully Erosion on Cropland in the Southeastern United States, in Soil Erosion on Agricultural Lands, eds. Boardman, Foster and Dearing, Willey & Sons, 461-464.
286. TORRI D., SFALANGA M., DEL SETTE M., - (1987) Splash Detachment: Runoff Depth and Soil Coesion, Catena 14, p. 149-155, , Braunschweig, 1987.
287. TORRI D., - (1987) A Theoretical Study of Soil Detachability, Catena Supplement 10, p. 15-20, , Braunschweig, 1987.
288. TORRI D., - (1994) Le basi fisiche del proceso erosivo, Rev. “Agronomia”, nr. 4, p. 249-257, Firenze.
289. TOVEY N. K., - (1981) Stability of Composite River Banks, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 6, 469-484 (1981), John Wiley & Sons Ltd.
290. TWIDALE C. R., - (1990) Weathering, soil development, and landforms, Groundwater Geomorphology; The role of subsurface water in Earth-surface processes and landforms: Boulder, Colorado, Geological Society of America Special Paper 252, Higgins, C. G., and Coates, D. R., eds..
291. TWIDALE C. R., - (1990) The Origin and Implications of some Erosional Landforms, Journal of Geology, 1990, vol. 98, p. 343-364, University of Chicago.
292. TWIDALE C. R., - (1997) Some recently developed landforms: climatic implications, Geomorphology, 19 (1997), p. 349-365, Elsevier Science Publishing Company, Amsterdam.
293. VANDAELE K., POESEN J., GOVERS G., BAS VAN WESMAEL., - (1996) Geomorphic threshold conditions for ephemeral gully incision, Geomorphology, No.16, p. 161-173, Elsevier Science B.V.
294. VANDAELE K., POESEN J., MARQUES DE SILVA J. R., DESMET P., - (1996) Rates of predictibility of ephemeral gully erosion in two contrasting environments, Geomorphologie: Relief, Processes, environment, No. 2, (1996), pp. 83-96.
295. VANDAELE K., POESEN J., MARQUES DE SILVA J. R., GOVERS G., DESMET P., - (1997) Assessment of factors controlling ephemeral gully erosion in Southern Portugal and Central Belgium using aerial photographs, Z. für Geomorphology N.F., 41, 3, Berlin - Stuttgart (September 1997), p. 273-287.
296. VANDEKERCKHOVE L., POESEN J., OOSTWOUD WIJDENES D., DE FIGUEIREDO T., - (1998) Topographical thresholds for ephemeral gully initiation in intensively cultivated areas of the Mediterranean, Catena 33 (1998), pp. 271-292, Elsevier Science B.V.
297. U.S.D.A. / S.C.S. - (1966) Procedure for determining rates of land damage, land depreciation and volume of sediment produced by gully erosion. Technical Release No. 32 (Geology), U.S. Department of Agriculture, Soil Conservation Service, Engineering Division.
298. WENNER C. G., - (1989) Soil and Water Conservation in the Farming Areas of Lesotho: A Review and some Proposals, The Extent of Soil Erosion - Regional Comparisons, in Applied Resource Management in the Tropics, DITSL, Witzenhausen.
299. YOUNG A., - (1973) The rate of slope retreat, Zeitschrift fur Geomorphologie, Suppl. Band 5, p. 65-77, Berlin - Stuttgart.
300. ZACHAR D., - (1982) Soil Erosion, Elsevier Scientific Publishing Co., New York. 301. ZHANG W., MONTGOMERY D. R., - (1994) Digital elevation model grid size, landscape
representation, and hydrologic simulations, Water Resources Research, Vol. 30, No. 4, pp. 1019-1028, American Geophysical Union.
302. ZORILESCU D., - (1986) Introducere în geostatistica informaţională, Ed. Acad. R.S.R.
295
C U P R I N S
I. INTRODUCERE............................................................................................................................... 5 II. TERMINOLOGIE, DEFINIŢII, CONCEPTE DE STUDIU...................................................................... 6 Terminologie.............................................................................................................................. 6 Definiţii...................................................................................................................................... 11
III. CLASIFICAREA RAVENELOR.......................................................................................................... 18 IV. AMPLOAREA ŞI CONSECINŢELE PROCESELOR EROZIONALE TORENŢIALE.................................. 23
Consecinţele degradării terenului prin ravenare...................................................................... 24 Răspândirea ravenelor.............................................................................................................. 26
V. CARACTERSTICI ALE BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE................................................. 32 Consideraţii generale privind eroziunea solului.................................................................... 32 Morfologia bazinelor hidrografice torenţiale......................................................................... 32 Microrelieful bazinelor torenţiale........................................................................................... 33 Morfometria reţelelor hidrografice torenţiale........................................................................ 39 Tipologia reţelelor hidrografice torenţiale............................................................................. 41 Hidrologia bazinelor hidrografice torenţiale......................................................................... 44
VI. ANALIZA SISTEMICĂ A BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE................................................. 49 Analiza structuralist - sistemică aplicată studiului ravenelor................................................ 49 Praguri geomorfice................................................................................................................. 54 Variabile................................................................................................................................. 56 Factori de control................................................................................................................... 60 Timpul................................................................................................................................ 64 Clima.................................................................................................................................. 65 Relieful................................................................................................................................ 67 Factorul antropic............................................................................................................... 71 Geologia............................................................................................................................. 74
VII. ALEGEREA VARIABILELOR ŞI FACTORILOR DE CONTROL.............................................................. 76 Geostatistica informaţională - metodă de analiză a proprietăţilor fizico-mecanice ale
rocilor - variabile regionalizate..............................................................................................
77 Optimizarea reţelelor de explorare........................................................................................ 82 Recoltarea probelor de rocă sau sol....................................................................................... 85 Stabilirea valorilor de calcul ale proprietăţilor fizico-mecanice ale rocilor………………… 87
VIII. INIŢIEREA PROCESELOR DE RAVENARE......................................................................................... 90 Cauzele iniţierii ravenării....................................................................................................... 90 Modele de predicţie a locului de apariţie a ravenelor........................................................... 94 O nouă teorie privind iniţierea ravenelor "de discontinuitate............................................... 103
IX. STUDIUL EXPERIMENTAL AL PROPRIETĂŢILOR FIZICE ALE ROCILOR MOI CE AU INFLUENŢĂ ASUPRA MORFOLOGIEI ŞI DINAMICII RAVENELOR.........................................................................
109
Date din geologie.................................................................................................................... 110 Date din mineralogie.............................................................................................................. 112 Date din optică........................................................................................................................ 114 Date din statistica dimensională - analiza granulometrică.................................................... 114 Date din geologia structurală................................................................................................. 116 Proprietăţi ale pământurilor legate de prezenţa apei în structura lor................................... 119 Date din chimie....................................................................................................................... 121 Date din geomorfologie.......................................................................................................... 123 Date din fizica atomică........................................................................................................... 125 Erodabilitatea rocilor şi pământurilor................................................................................... 126 Erodabilitatea solurilor.......................................................................................................... 126 Componentele erodabilităţii solurilor.................................................................................... 132 Erodabilitatea pământurilor sub acţiunea curenţilor concentraţi......................................... 136 Determinarea experimentală a erodabilităţii materialelor cu coeziune mică........................ 139 Determinarea erodabilităţii solurilor (rocilor moi) prin metoda indirectă a aparatului de
forfecare cu palete (vane-test)................................................................................................
140 Determinarea erodabilităţii solurilor (rocilor moi) cu ajutorul aparatului cu jet
submersat................................................................................................................................
141 Erodabilitatea rocilor dure..................................................................................................... 142
296
Alegerea variabilelor morfometrice caracteristice ale teritoriului şi
ravenelor.................................................................................................................................
143 X. ELEMENTE DE MORFODINAMICĂ A RAVENELOR........................................................................... 146 Stadiile de dezvoltare ale ravenelor....................................................................................... 146 Secţiunea transversală............................................................................................................ 150 Rolul depozitelor de albie şi al vegetaţiei în ajustarea formei secţiunii
transversale.............................................................................................................................
157 Profilul longitudinal................................................................................................................ 160 Modelul Kirkby de tip proces-răspuns bazat pe ecuaţia de continuitate……………………… 162 Ritmul de degradare a terenurilor prin ravenare................................................................... 168 Legea exponenţială a evoluţiei în geomorfologie aplicată în studiul dinamicii
ravenelor.................................................................................................................................
168 Unde se sfârşesc ravenele efemere?....................................................................................... 169 Eficacitatea hidraulică a ravenelor........................................................................................ 170
XI. MODELAREA MATEMATICĂ A EVOLUŢIEI RAVENELOR................................................................. 174 Modele statistice..................................................................................................................... 174 Modele concepute pe suport GIS............................................................................................ 178
XII. MIGRAREA PRAGURILOR RAVENELOR.......................................................................................... 189 Experienţe efectuate în canalul hidraulic, de dimensiuni apropiate de cele reale, cu
privire la migrarea pragurilor................................................................................................
193 Influenţa unui nivel de nisip asupra ratei de avansare a pragului......................................... 195 Influenţa adâncimii apei de la baza pragului asupra ratei de avansare……………………… 195 Scobirea la baza pragului....................................................................................................... 196 Influenţa compactării solului asupra ratei de avansare a pragurilor.................................... 197 Măsurarea efortului amonte de muchia unui prag................................................................. 198 Modele deterministe privind migrarea pragurilor................................................................. 199 Indicele erodabilităţii pragurilor............................................................................................ 203 Modelul Robinson & Hanson (1994) privind migrarea pragurilor ravenelor....................... 207
XIII. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR CU ROL DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR........................................................................................
213
Metode de măsurare a tăriei (rezistenţei) materialelor din maluri........................................ 218 Modele geotehnice semiempirice............................................................................................ 225 Cercetări proprii privind influenţa litologiei asupra morfologiei şi dinamicii
ravenelor.................................................................................................................................
231 Studiu de caz: influenţa structurii geologice asupra morfologiei ravenelor din Valea
Roşcani....................................................................................................................................
242 XIV ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR………………………………………………. 245
Moduri de cedare a malurilor................................................................................................. 247 Forţele care controlează cedarea malurilor........................................................................... 247 Analiza stabilităţii malurilor stratificate ............................................................................... 252 Forţe hidraulice şi procese..................................................................................................... 252 Condiţiile de eroziune la baza malului................................................................................... 252 Modelul "geofluvial" Darby S. E. şi Thorne C. R. de analiză a stabilităţii
canalelor.................................................................................................................................
253 Termenul presiunii apei din pori............................................................................................ 256 Termenul presiunii apei de suprafaţă..................................................................................... 257 Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare................................................................. 260 Geometria blocurilor care cedează........................................................................................ 261 Analiza probabilistică a stabilităţii malurilor........................................................................ 262 Diagrama stabilităţii canalului............................................................................................... 263 Studiu de caz privind stabilitatea canalelor naturale de scurgere......................................... 264 Procese geomorfologice şi mecanisme de eroziune a malurilor ravenelor…………………... 266 Studiul experimental al stabilităţii malurilor......................................................................... 270 Rezultate obţinute în analiza stabilităţii malurilor ravenelor................................................ 270
XV. BIBLIOGRAFIE............................................................................................................................... 282
297