Francisc Grudnicki Ioan Ciornei

BAZINELE HIDROGRAFICE TORENŢIALE

2006

1

P R E F A Ţ Ă

Modelarea reliefului din bazinele hidrografice torenţiale de apele meteorice, ca efect al procesului de hidrdromorfogeneză a scoarţei terestre, implică numeroase şi complexe probleme de ordin hidrologic, ecologic şi socio-economic.

Rezolvarea acestor probleme, se realizează prin amenajarea torenţilor (corectarea torenţilor), ca activitate inginerească cu pregnant specific forestier, constând dintr-un ansamblu de măsuri şi lucrări biologice, biotehnice şi hidrotehnice, în scopul redresării regimului hidrologic şi combaterii efectelor nefaste ale proceselor torenţiale.

Deoarece fiecare bazin hidrografic torenţial este o individualitate, un unicat, adoptarea celor mai corespunzătoare soluţii inginereşti pentru amenajarea acestuia, presupune cunoaşterea riguroasă a genezei, manifestărilor şi a efectelor proceselor torenţiale caracteristice fiecărui bazin hidrografic.

Lucrarea Bazinele hidrografice torenţiale urmăreşte furnizarea acestor cunoştinţe de bază, structurate în patru capitole:

1. Modelarea reliefului, în care se redau sintetic procesele morfogenetice, factorii care determină aceste procese şi conceptele de studiu şi cercetare a modelării reliefului.

2. Geomorfologia bazinelor hidrografice torenţiale, în care bazinele sunt considerate sisteme cibernetice deschise, se tratează pluviodenudarea şi torenţializarea bazinelor, procesele torenţiale cu geneza şi mecanismele lor, efectele acestor procese şi formele specifice de modelare a reliefului.

3. Geomorfometria bazinelor hidrografice torenţiale, în care se tratează parametrii morfometrici ai versanţilor şi reţelei hidrografice ca factori de deosebită importanţă în torenţializarea bazinelor hidrografice

4. Hidrologia bazinelor hidrografice torenţiale, în care se tratează bilanţul ciclului hidrologic specific, caracteristicile şi cuantificarea: ploilor torenţiale, retenţiei superficiale, infiltraţiei în sol, scurgerii pe versanţi şi în albii, debitului maxim de viitură şi a transportului de aluviuni aferent versanţilor şi reţelei hidrografice.

Lucrarea se adresează studenţilor Facultăţilor de Silvicultură, inginerilor silvici şi tuturor celor cu preocupări în amenajarea bazinelor hidrografice torenţiale, respectiv în activităţile de reconstrucţie ecologică.

A u t o r i i

2

C U P R I N S Pagina

Prefaţa 1 1.MODELAREA RELIEFULUI 4

1.1. Procesele morfogenetice care modelează relieful 4 1.2. Factorii care determină modelarea reliefului 4 1.2.1. Factorii de natură dinamică 4 1.2.2. Factorii de natură statică 4 1.3. Denudarea scoarţei terestre 5 1.3.1. Fazele proceselor de denudare 5 1.3.2. Forţele care acţionează în procesele de denudare 5 1.4. Concepte sistemice de studiu şi cercetare în modelare 5 1.4.1. Sistemul geomorfologic al proceselor de modelare.

5 2. GEOMORFOLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE 7 2.1. Bazinul hidrologic ca sistem 7 2.1.1. Bazinul hidrografic-sistem morfologic 7 2.1.2. Bazinul hidrografic-sistem cibernetic deschis 7 2.2. Bazinul hidrografic torenţial 8 2.2.1. Pluviodenudarea şi torenţialzarea bazinelor hidrografice 8 2.2.2. Factorii care determină torenţializarea bazinelor hidrografice 8 2.2.3 Efectele torenţializării bazinelor hidrografice 8 2.2.4. Caracteristicile bazinului hidrografic torenţial 9 2.2.5. Componentele morfologice ale bazinului hidrografic torenţial 9 2.3. Procesele torenţiale 10 2.3.1. Componentele procesului torenţial 10 2.3.2. Scurgerea torenţială 11 2.3.3. Eroziunea de suprafaţă 12 2.3.4. Eroziunea în adâncime 15 2.3.5. Ansamblurile care determină eroziunea torenţială 21 2.3.6. Transportul torenţial 21 2.3.7. Sedimentarea torenţială 23 2.4. Deplasările de teren 23 2.4.1. Caracteristici. Tipuri de deplasări. 23 2.4.2 Factorii care condiţionează deplasările de teren 24 2.4.3. Microrelieful deplasărilor de teren 25 2.5. Peisajul bazinelor hidrografice torenţiale 25 2.6. Vegetaţia forestieră şi procesele de modelare a reliefului 26 3. GEOMORFOMETRIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE 27 3.1. Consideraţii generale 27 3.2. Suprafaţa bazinului versant 27

3

3.2.1. Definiţia bazinului versant 27 3.2.2. Unităţile de studiu ale bazinului versant 28 3.3.Parametrii morfometrici ai bazinului versant 29 3.3.1. Parametrii morfometrici ai suprafeţei bazinului 29 3.3.2. Parametrii morfometrici altitudinali 31 3.3.3. Parametrii morfometrici ai versanţilor 33 3.3.4. Parametrii morfometrici ai reţelei hidrografice. 37 4. HIDROLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE 40 4.1.Ploile torenţiale 40 4.1.1. Ciclul hidrologic 40 4.1.2. Parametrii ploilor torenţiale 40 4.2.Retenţia superficială 44 4.2.1. Retenţia în coronament 44 4.2.2. Retenţia în litieră 45 4.2.3. Retenţia în depresiunile de suprafaţă 46 4.2.4. Retenţia superficială-parametru hidrologic 47 4.3.Infiltraţia apei în sol 49 4.4.Scurgerea de suprafaţă 51 4.5 Debitul lichid maxim de scurgere 54 4.5.1.Transformarea ploii în scurgere de suprafaţă 54 4.5.2.Debit maxim. Probabilitatea de depăşire a debitului maxim 55 4.5.3.Ploaia de calcul 55 4.5.4.Calculul debitului lichid maxim 57

4.6.Transpotul de aluviuni 62 4.6.1.Indici specifici ai eroziunii şi transportului de aluviuni 62 4.6.2.Aterisarea aluviunilor transportate 64 4.6.3.Prognoza transportului mediu anual de aluviuni prin metoda

Gaspar-Apostol 66 4.6.4.Gradul de torenţialitate al bazinelor hidrografice 75 Bibliografie selectivă 76

4

1.M O D E L A R E A R E L I E F U L U I 1.1. PROCESELE MORFOGENETICE CARE MODELEAZĂ RELIEFUL.

Suprafaţa terestră este supusă în permanenţă modelării datorită proceselor morfogenetice,

care creează diverse forme de relief. Această modelare se desfăşoară în spaţiu şi timp, sub acţiunea corpurilor materiale

purtătoare de energii, urmare complexului de acţiuni şi interacţiuni a unor factori endogeni şi exogeni. Principalele procese morfogenetice care modelează relieful sunt: -Procese de eroziune (denudare) -Procese de transport (deplasare) -Procese de sedimentare (îndesare) Aceste procese morfogenetice, se găsesc de cele mai multe ori asociate în aceiaşi zonă,

influenţându-se reciproc. 1.2. FACTORII CARE DETERMINĂ MODELAREA RELIEFULUI.

Factorii care determină modelarea reliefului, se pot clasifica după diverse criterii. O

clasificare relevantă este redată în continuare. 1.2.1..FACTORI DE NATURĂ DINAMICĂ. 1.2.1.1. FACTORI ENDOGENI: -Erupţiile vulcanice -Mişcările diastrofice ale scoarţei -Câmpul gravitaţional terestru -Deplasările de teren în masă. 1.2.1.2. FACTORI EXOGENI. -Precipitaţiile (apele meteorice), care prin scurgerea lor produc eroziune terestră denumită şi

pluviodenudare. -Acţiunea vântului, care determină eroziunea eoliană. -Acţiunea valurilor, care determină eroziunea marină, denumită şi abraziune. -Acţiunea avalanşelor, care determină eroziunea nivală. -Acţiunea gheţarilor, care determină eroziunea glacială. -Acţiunea vieţuitoarelor care prin diverse forme (galerii, canale, muşuroaie, etc.) distrug

structura solului, deteriorând proprietăţile hidrofizice. -Activităţile antropice, cum sunt gospodărirea fondului funciar, diverse lucrări (construcţii,

excavaţii, explozii, etc.) 1.2.2. FACTORI DE NATURĂ STATICĂ (relativ statică). -Geomorfometria terenului (panta, altitudinea, suprafaţa, forma, lungimea, expoziţia, etc.) -Poziţia geografică a terenului. -Proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor. -Gradul de alterare al scoarţei. -Gradul de acoperire al terenului cu vegetaţie.

5

1.3. DENUDAREA SCOARŢEI TERESTRE.

1.3.1. FAZELE PROCESELOR DE DENUDARE.

Denudarea (eroziunea) scoarţei terestre, ca proces complex, constă în deplasarea maselor friabile de la niveluri gravitaţionale mai ridicate, la niveluri mai coborâte.

Acest proces se înscrie în tendinţa generală de realizare a unei stări de echilibru (în sens relativ), între factorii care determină procesele de denudare.

În desfăşurarea proceselor de denudare se disting următoarele faze: -Faza pregătitoare- constă în transformarea maselor compacte în mase friabile. -Faza îndepărtării- constă în desprinderea maselor friabile. -Faza transportului- de la locul de desprindere la locul de depunere (sedimentare), situat la

niveluri mai coborâte. -Faza de depunere (sedimentare)- a maselor în funcţie de dimensiunile lor, la niveluri cu

grad de stabilitate mai ridicat. 1.3.2. FORŢELE CARE ACŢIONEAZĂ ÎN PROCESELE DE DENUDARE. 1.3.2.1 FORŢE MOTRICE.

Forţa motrică care determină denudarea este gravitaţia, care acţionează în mod direct sau

prin intermediu unui mediu, cum este apa sub diferitele ei forme, aerul , etc. 1.3.2.2. FORŢE REZISTENTE. - Forţa de frecare- dintre masa friabilă şi suprafaţa de deplasare, cât şi frecarea interioară

dintre elementele componente ale masei friabile. - Coeziunea- dintre elementele masei friabile. - Vegetaţia- prin rolul ei stabilizator şi mărirea rezistenţei maselor friabile, prin protecţia

impactului picăturilor de ploaie şi scurgerea apelor, prin reglarea regimului hidrologic, etc. 1.4. CONCEPTE SISTEMICE DE STUDIU ŞI CERCETARE ÎN MODELARE

1.4.1. SISTEMUL GEOMORFOLOGIC AL PROCESELOR DE MODELARE. Procesele de modelare a reliefului, prin triada eroziune –transport –sedimentare, se înscriu în

geometria versanţilor, prin schimbarea morfologiei reliefului şi prin schimbările pronunţate de ordin morfometric.

Aceste schimbări se produc în funcţie de forţele motrice şi forţele de rezistenţă, care iau parte la declanşarea şi derularea proceselor în spaţiu şi timp.

Prin prag geomorfologic se înţelege un prag de stabilitate al formelor de relief, care este depăşit, fie prin schimbări intrinsece ale reliefului însăşi, fie prin schimbări progresive ale unei variabile externe (Schumm 1979). De aici şi conceptul de prag geomorfologic. Schumm distinge astfel două tipuri de prag geomorfologic:

-Prag geomorfologic intrinsec- când schimbările din sistem se datorează numai forţelor din sistem, ca o consecinţă a evoluţiei sistemului.

-Prag geomorfologic extrinsec- când schimbările progresive ale unei variabile externe atrag schimbări bruşte ale sistemului, forţele acţionând din afară.

Fiecare sistem natural există ca o unitate de sine stătătoare, cât şi ca o parte integrantă dintr-o unitate de ordin superior. Organizarea ierarhică a sistemelor înseamnă că toate sunt părţi în cadrul sistemului de ordin mai mare şi că toate includ subsisteme de ordin mai mic. Astfel toate sistemele sunt influenţate nu doar de procesele de la propriul nivel de ierarhie, ci şi de cele care acţionează la nivelul sistemelor mai mici pe care le include (H.J.Haigh 1989).

In condiţiile naturale ale suprafeţei terestre sunt relevante trei categorii de sisteme:

6

1.4.1.1. SISTEMUL MORFOLOGIC. Sistemul morfologic care în esenţă redă relaţiile dintre forme şi variabilele morfologice. În

cazul suprafeţelor de versant, variabilele morfometrice, de compoziţie şi rezistenţă, constituie subsisteme ale sistemului de versant.

In sistemul morfologic în stabilirea variabilelor se cunosc două tehnici: -măsurători morfometrice- cu statistici descriptive; -cartarea geomorfologică- cu statistici mai mult calitative. Adăugarea la aceste au unor variabile referitoare la proprietăţile fizico-mecanice, duc la un

grad superior de analiză a sistemului. 1.4.2.1. SISTEMUL ÎN CASCADĂ. Sistemul în cascadă este imaginat ca un traseu interconectat la transportul de masă şi

energie, împreună cu stocajele care le poate solicita sistemul (R.J.Huggett 1985). Această noţiune se referă la procesele ce acţionează asupra formelor. Relaţiile dintre subsistemele unui sistem, sunt acelea care stabilesc faptul că ieşirile dintr-un subsistem corespund cu intrările în altul. Între intrări şi ieşiri, existenţa unui regulator, poate opera în aşa fel încât o parte din masă şi energie să rămână stocată. Rezultă că sistemul în cascadă redă fluxul de masă şi de energie.

1.4.1.3. SISTEMUL PROCES-RĂSPUNS. Sistemul proces-răspuns (sau sistemul proces-formă după Strahler) exprimă relaţia dintre

formă şi procese ca o interacţiune realizată pe două căi: procesele alterează forma, care odată schimbate alterează procesele. Relaţia proces-răspuns se află în centrul atenţiei geomorfologiei cât şi în practică, cele două căi sunt atât de legate, încât problema cauză-efect poate prezenta trăsăturile proverbiale ale oului şi găinii (R.L.Charley 1962).

Un sistem proces-răspuns exprimă relaţiile dintre un sistem morfologic şi unul în cascadă pe care le cuprinde.

In acest sistem fiecare variabilă morfometrică va lua valori în funcţie de tranzitul de masă şi energie. Ca urmare a operaţiilor din sistem, variabilele morfologice ajung să aibă noi mărimi, care formează stadiul iniţial pentru fazele următoarelor operaţii.

1.4.1.4. CONCLUZIE.

Se defineşte sistemul geomorfologic ca o structură de forme şi procese aflate în

interacţiune, care funcţionează individual şi în comun pentru a asigura un complex de reliefuri. El este format dintr-un sistem morfologic şi un sistem în cascadă. Primul sistem redă relaţiile dintre formă şi variabilele morfologice, al doilea sistem redă fluxul de masă şi fluxul de energie. În analiza unui sistem geomorfologic trebuie să se ţină seama de scara timp şi spaţiu (I.Ichim).

Numărul variabilelor într-un sistem geomorfologic este foarte mare. Pentru descrierea, cercetarea şi analiza sistemului trebuie determinate şi luate în considerare un număr suficient de mare de variabile cât mai reprezentative.

7

2. G E O M O R F O L O G I A B A Z I N E L O R H I D R O G R A F I C E T O R E N Ţ I A L E 2.1. BAZINUL HIDROGRAFIC CA SISTEM. 2.1.1. BAZINUL HIDROGRAFIC – SISTEM GEOMORFOLOGIC. Cea mai simplă identificare şi delimitare a unui sistem geomorfologic este cea a sistemului

morfologic fluvial. Sistemul morfologic fluvial este delimitat de cumpăna apelor de suprafaţă (cumpăna

topografică). In acest sistem, întregul flux de materie şi energie este direcţionat gravitaţional, dar

întotdeauna influenţat de starea din aval al sistemului, deci sistemul în cascadă. In accepţia FAO: bazinul hidrografic sau bazinul de versant este teritoriul de pe care o

formaţiune hidrologică (fluviu, râu, părău, torent, ravenă, etc.) îşi colectează apele, fiind despărţit de bazinele învecinate de cumpăna apelor.

Rezultă că un bazin hidrografic este un sistem geomorfologic, format dintr-un sistem morfologic fluvial şi un sistem în cascadă.

2.1.2. BAZINUL HIDROGRAFIC - SISTEM CIBERNETIC DESCHIS.

Din cele expuse, rezultă că un bazin hidrografic nu poate fi considerat numai ca o simplă suprafaţă de teren, el trebuie considerat ca un organism fizico-geografic, ca un sistem geomorfologic fluvial. Datorită conexiunilor pe care le are acest sistem cu mediul înconjurător, bazinul hidrografic este un sistem cibernetic deschis, cu sisteme (ansambluri) şi subsisteme (subansambluri) de diferite ordine, ierarhizate după legi naturale şi integrate funcţional, în limitele cărora se stabilesc multiple conexiuni complexe.

Denumirea de sistem cibernetic deschis se datorează faptului că între bazinul hidrografic şi mediul înconjurător au loc în permanenţă schimburi de materie şi energie, care fac parte din procesele complexe de modelare a reliefului

2.1.2.1. INTRĂRI (INPUT-URI) DE MATERIE ŞI ENERGIE IN BAZIN.

a) Intrări de materie: - afluxul de apă (precipitaţii, apă subterană, condensarea vaporilor, etc.); - afluxul de materie solidă (praf, nisip, etc.) adus de curenţii de aer;

b) Intrări de energie: - afluxul de energie solară (calorică, luminoasă); - afluxul de energie cinetică, datorită maselor de aer în mişcare cu viteză mare; - energia mecanică a câmpului gravitaţional (care influenţează viteza apei,

eroziunea, alunecările de teren, etc.); - suplimentul de energie potenţială, datorită coborârii treptate a nivelului de bază a

cursului de apă; - lucrări executate, cu influenţă asupra raportului dintre energia potenţială şi

energia cinetică. 2.1.2.2. IEŞIRI (OUTPUT-URI) DE MATERIE ŞI ENERGIE DIN BAZIN.

a) Ieşiri de materie: - masele de apă evacuate din bazin în colector prin scurgerea superficială, sau

scurgerea subterană în apa freatică;

8

- masele de apă transferate artificial în alte bazine hidrografice în scop hidroameliorativ, hidroenergetic, etc.;

- masele de apă transferate prin evapo-transpiraţie; - materia solidă transportată sub forma de aluviuni, de scurgerea superficială.

b) Ieşiri de energie: - energia calorică necesară topirii zăpezii şi evaporaţiei; - energia solară radiată de suprafaţa bazinului (albedoul bazinului); - energia solară înmagazinată în orice fel de materie care iese din bazin (în special

materia vegetală); - energia potenţială specifică pierdută prin micşorarea diferenţei de nivel dintre

suprafeţele echipotenţiale extreme ale bazinului, datorită proceselor de modelare.

2.2. BAZINUL HIDROGRAFIC TORENŢIAL.

2.2.1.PLUVIOMODELAREA ŞI TORENŢIALIZAREA BAZINELOR HIDROGRAFICE.

Unul din agenţii cei mai activi şi agresivi de modelare a scoarţei terestre este apa din precipitaţii (apa meteorică),ca fiind transportatorul principal de materie şi energie, datorită răspândirii acesteia, dar mai ales datorită dinamismului ei deosebit.

Pluviomodelarea sau pluviodenudarea reliefului bazinelor hidrografice se datorează agresivităţii şi dinamismului apelor meteorice.

Modelarea versanţilor şi albiilor din bazinele hidrografice face parte din hidromorfogeneză, ca proces de contact, cu caracteristici hidrologice, geomorfologic şi hidraulice specifice fiecărui bazin.

Apele meteorice, în scurgerea lor pe versanţi şi în albii, determină fenomenele de hidroeroziune urmate de transportul şi sedimentarea materialelor erodate.

În anumite condiţii cantitative şi calitative, de transfer de materie şi energie, pluviodenudarea, ca proces şi efecte are forme cu caracteristici specifice, care se manifestă prin procese torenţiale, bazinele hidrografice transformându-se astfel în bazine hidrografice torenţiale.

Procesul torenţial este format din patru fenomene torenţiale: scurgerea torenţială, eroziunea torenţială, transportul torenţial şi sedimentarea torenţială, fenomene care se deosebesc radical de cele de scurgere, eroziune, transport şi sedimentare , care se manifestă în orice bazin hidrografic.

2.2.2. FACTORII CARE DETERMINĂ TORENŢIALIZAREA BAZINELOR HIDROGRAFICE. 2.2.2.1.FACTORI NATURALI:

- Regimul precipitaţiilor (caracteristicile ploilor şi scurgerii ca factor dinamic) - Caracteristicile reliefului (parametrii morfometrici) - Caracteristicile solului - Caracteristicile vegetaţiei.

2.2.2.2. FACTORI SOCIO-ECONOMICI:

- Defrişarea pădurilor - Gospodărirea necorespunzătoare a pădurilor - Agrotehnici necorespunzătoare pe versanţi - Păşunatul abuziv - Diverse lucrări.

2.2.3. EFECTELE TORENŢIALIZĂRII BAZINELOR HIDROGRAFICE

- Eroziunea solului şi pierderea fertilităţii - Împotmolirea terenurilor cu aluviuni - Colmatarea lacurilor de acumulare şi a diverselor obiective - Avarierea şi chiar distrugerea construcţiilor

- Declanşarea alunecărilor de teren - Inundarea suprafeţelor de teren - Distrugerea habitatului - Deteriorarea peisajului, bazinele hidrografice torenţiale fiind segmente alterate ale

mediului înconjurător.

2.2.4. CARACTERISTICILE BAZINULUI HIDROGRAFIC TORENŢIAL

Principalele caracteristici ale bazinului hidrografic torenţial sunt: - Din punct de vedere al transferului de materie şi energie, în bazinele hidrografice torenţiale,

există un dezechilibru pronunţat între intrările şi ieşirile apelor meteorice ce se scurg pe versanţi şi reţeaua hidrografică.

- Din punct de vedere hidrologic, debitele cresc brusc şi violent. - Scurgerea apei, denumită scurgere torenţială, datorită caracteristicilor hidraulice, şi în

special a fluxului de energie cinetică mare are o capacitate distructivă foarte mare. - Procesele torenţiale, creează în spaţiu şi timp, forme specifice de modelare a reliefului,

denumite formaţiuni torenţiale, care reflectă la un moment dat, gradul (intensitatea) de torenţializare a bazinului hidrografic.

- Efectele torenţializării bazinelor hidrografice sunt deosebit de nefaste atât pe plan ecologic cât şi cel socio-economic.

S.A.Munteanu a definit bazinul hidrografic torenţial astfel: Bazinul hidrografic torenţial este bazinul unde s-a produs un dezechilibru hidrologic

avansat, respectiv un dezechilibru între precipitaţiile căzute şi cantitatea de apă care se scurge în unitatea de timp, pe versanţi şi reţeaua hidrografică, cu consecinţe grave asupra distrugerii stratului de sol şi transportului de aluviuni.

2.2.5. COMPONENTELE MORFOLOGICE ALE BAZINULUI HIDROGRAFIC

TORENŢIAL (fig.2.1) 2.2.5.1. BAZINUL DE RECEPTIE Bazinul de recepţie este suprafaţa de

teren, de pe care formaţiunea hidrologică îşi colectează apele şi care este despărţită de bazinele învecinate de cumpăna apelor de suprafaţă (cumpăna topografică), care formează o curbă închisă.

Procesele predominante în cuprinsul bazinului de recepţie sunt cele datorate pluviomodelării, respectv procesle torenţiale asociate de multe ori alte procese de degradare a terenului (alunecări. surpări, etc.)

9

uviale.

2.2.5.2. REŢEAUA HIDROGRAFICĂ Reţeaua hidrografică este partea

mijlocie a bazinului care tranzitează scurgerile apelor pl

Fig.2.1 Componentele morfologice ale bazinului hidrografic torenţial

Reţeaua hidrografică este formată din: albia (canalul) principal şi ramificaţii (afluenţi)

Reţeaua hidrografică se caracterizează prin specificul profilelor longitudinale şi secţiunilor transversale, în care predomină fenomenul de eroziune în adâncime (eroziune de fund şi de maluri).

2.2.5.3. VERSANŢII BAZINULUI Versanţii bazinului sunt suprafeţele cu pantă, având diferite forme, limitate de cumpenele

apelor şi reţeaua hidrografică. Pe versanţi se manifestă eroziunea de suprafaţă, evoluând la eroziunea în adâncime. 2.2.5.4. CONUL DE DEJECŢIE Conul de dejecţie denumit şi vărsătură sau agestru, este situat în regiunea inferioară a

torentului şi este depozitul de aluviuni de tip-proluvial. Acesta este rezultat din sedimentarea materialelor erodate prin suprapunerea succesivă de

straturi aluvionare, care se învelesc ca nişte solzi In timp ce bazinul şi albiile reţelei hidrografice sunt forme de eroziune concave (negative),

conul de dejecţie este o formă convexă (pozitivă) de depunere, care se aseamănă cu jumătate de con, specific numai torenţilor.

2.3. PROCESE TORENŢIALE 2.3.1. COMPONENTELE PROCESULUI TORENŢIAL.

S-a arătat că modelarea bazinelor hidrografice de câtre apă, este unul din procesele de hidromorfogeneză cele mai răspândite.

În bazinele hidrografice torenţiale se manifestă procese cu caracteristici specifice, denumite procese torenţiale.

Procesul torenţial este format din cele patru fenomene torenţiale (Fig.2.2) - Scurgerea torenţială (viitura torenţială) - Eroziunea torenţială (eroziunea de suprafaţă şi eroziunea în adâncime) - Transportul torenţial - Sedimentarea torenţială

Fig. 2.2. Componentele procesului torenţial Aceste patru fenomene ale procesului torenţial, se află în spaţiu şi timp, într-o permanentă

interconexiune Din cele patru fenomene ale procesului torenţial, cel mai reprezentativ fenomen este

scurgerea torenţială sinonimă cu viitura torenţială, termen folosit într-o accepţie restrânsă cu procesul torenţial, termen justificat de faptul că scurgerea torenţială este componenta fundamentală a procesului torenţial, fără de care acest proces nu poate exista.

Pe aceiaşi suprafaţă de teren, pe care are loc o scurgere torenţială, are loc întotdeauna şi eroziunea accelerată.

Prin amplificarea fenomenului de scurgere torenţială, se intensifică eroziunea, transportul şi sedimentarea torenţială, adică tot procesul torenţial cu consecinţele aferente.

Scurgerea torenţială este un fenomen tipic hidrologic, cu caracteristicile sale specifice.

10

11

Eroziunea caracterizează comportamentul solului sau a rocii faţă de scurgerea apei. Fenomenul de eroziune se manifestă în mod continuu, gradat şi progresiv la orice ploaie, nu

numai la ploile torenţiale, pe când viitura torenţială se produce brusc, violent şi intermitent numai la ploile torenţiale.

Fenomenele torenţiale se deosebesc şi prin natura prejudiciilor pe care le creează, dar şi prin tehnicile lucrărilor de prevenire şi combatere.

2.3.2. SCURGERA TORENŢIALĂ (VIITURA TORENŢIALĂ) 2.3.2.1. CARACTERISTICA SPAŢIO-TEMPORALĂ A SCURGERII TORENŢIALE. Ploile, cu sau fără topirea zăpezilor, produc: - Scurgerea de suprafaţă (areală) pe versanţi, care constă într-o scurgere difuză, care are ca

efect eroziunea de suprafaţă, care se manifestă prin distrugerea stratului de sol, antrenându-l în scurgerile concentrate.

- Scurgerea concentrată pe versanţi, având ca efect eroziunea în adâncime, respectiv de geneză a ravenării, care creează formaţiunile torenţiale minore (rigole, ogaşe, ravene)

- Scurgerea concentrată în albii, ca etapă calitativ superioară a scurgerii concentrate şi a eroziunii în adâncime, cu formaţiuni torenţiale majore (torenţi, păraie torenţiale)

2.3.2.2. CARACTERISTICILE FIZICE ALE APEI DIN SCURGEREA TORENŢIALĂ. Apa pluvială, în contact cu terenul, în mişcarea sa turbulentă, prin eroziune se încarcă cu

materialul dislocat şi antrenat, formând un amestec, devenind astfel un fluid polifazic. Neglijând în acest amestec, substanţele dizolvate sub formă moleculară, apa curgătoare este

considerată un lichid bifazic, cu mediu continuu, omogen şi anizotrop, format din faza lichidă, ca mediu continuu de dispersare, şi faza solidă ca mediu dispersat de suprafeţe continue.

Rezultă că debitul lichid conţine şi o componentă solidă, care schimbă proprietăţile acestuia, inclusiv cele energetice.

Turbiditatea sau coeficientul de încărcare a apei cu aluviuni poate ajunge la valori mari. Apa se încarcă cu aluviuni de toate mărimile, de la fracţiuni de argilă şi nisip, până la blocuri

de piatră de zeci de metri cubi. Astfel scurgerile torenţiale se pot transforma în curenţi de lavă noroioasă (lahar) cu o greutate volumetrică de 1,5…1,8 ori mai mare ca a apei limpezi, sau în curenţi de apă de piatră, cu conţinut predominant de pietriş şi bolovani.

2.3.2.3. CARACTERISTICILE HIDRAULICE ALE SCURGERII TORENŢIALE

Scurgerea torenţială din bazinul hidrografic este o mişcare: - cu suprafaţă liberă, după criteriul tubului de curent; - neuniformă, după modul de desfăşurare a liniilor de curent; - nepermanentă, după criteriul variaţiei în timp a presiunii şi vitezei; - eterogenă, după criteriul mărimii vitezei relative; - în regim rapid (torenţial), după criteriul Froude (Fr>1) - pulsatorie, datorită caracterului turbulent al mişcării; - cu un debit cu creşteri bruşte, maximul putând fi atins chiar în câteva zeci de secunde.

2.3.2.4. CARACTERISTICA ENERGETICĂ A SCURGERII TORENŢIALE. Sistemele naturale există ca urmare şi a schimbărilor energetice. Oricărui fenomen îi corespunde şi o schimbare energetică, deci s orice fenomen poate fi măsurat cu aceeaşi unitate de măsură, şi anume cea energetică. Scurgerea torenţială este fenomenul cu cea mai mare energie morfodinamică. Baza energetică a hidrogenezei este constituită din transformarea surplusului de energie potenţială în energie cinetică.

In cazul mişcării uniforme fluxul de energie E al curentului într-o secţiune transversală a albiei este

)2

(2

gVhzQE αγ ++= = Ep + Ec (2.1)

unde γ = greutatea specifică a apei cu aluviuni; Q = debitul din secţiune; z = energia specifică potenţială de poziţie; h = energia specifică de presiune; α = coeficientul lui Coriolis; V = viteza medie din secţiune; g = acceleraţia gravitaţională; αV2/2g = energia specifică cinetică

- Fluxul total energie potenţială este Ep = γQ(z + h) (2.2) - Fluxul de energie cinetică este

Ec = AVg2A

Q.g2

QVg2 2

32 γαγαγα

== 3 (2.3)

unde A = suprafaţa udată a secţiunii. Din aceste relaţii rezultă în mod evident capacitatea distructivă a scurgerii torenţiale. 2.3.3. EROZIUNEA DE SUPRAFAŢĂ. 2.3.3.1. MECANIMUL EROZIUNII DE SUPRAFAŢĂ. Eroziunea solului produsă de ploaie depinde de : caracteristicile ploii, proprietăţile fizico-

mecanice ale solului, parametrii morfometrici ai terenului şi de gradul de acoperire cu vegetaţie. Impactul picăturilor de ploaie este deosebit de puternic. Picăturile de ploaie care ating solul au

o energie cinetică de 1000 ori mai mare de cât cantitatea care se scurge lamelar pe suprafaţa terenului. Majoritatea ploilor torenţiale erozive au picături cu diametre cuprinse între 1 mm şi 4mm

(V.Băloi, V.Ionescu,1986) Dimensiunile picăturilor se modifică în timpul căderii. Picăturile cu diametrul până la 2,9 mm

au forma sferică, cele cu diametru mai mare au forma caracteristică de picătură. Picăturile cu diametrul mai mare de 6 mm se sparg în timpul căderii datorită rezistenţei aerului.

Vitezele limită de cădere a le picăturilor de ploaie în atmosferă calmă (Gunn, Knizer, Laws) sunt redate în tabela 2.1.

Vitezele limită de cădere a picăturilor de ploaie Tabela 2.1.

Diametrul picăturii mm 0,5 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0Viteza limită m/s 2,1 4,0 6,5 8,1 8,8 9,1 9,2

Viteza de cădere se modifică în condiţii de vânt, mai ales când acesta este în rafale. In cazul picăturilor mari, energia lor cinetică creşte cu până la 30%.

Pentru masa picăturilor dintr-o ploaie torenţială forţa de impact a tuturor picăturilor este:

(2.4) 2i

n

1i dvF ∑=

unde vi = viteza picăturii, di = diametrul picăturii Energia de impact a ploii torenţiale este:

Ec = 2i

n

1ivm

21∑ (2.5)

unde mi = masa picăturii. Mecanismul eroziunii sub acţiunea impactului picăturilor de ploaie , are următoarele faze:

- impactul şi distrugerea agregatului; - împroşcarea spre lateral a particulelor de sol; - aterizarea materialului împroşcat; - desprinderea particulelor de câtre apa care se scurge; - antrenarea materialului desprins de apa în mişcare; - transportul şi sedimentarea materialului erodat.

12

13

Eroziunea de suprafaţă se datorează în esenţă scurgerii difuze (lamelare) a curenţilor de apă pe versanţi, proveniţi din apele meteorice. Această scurgere laminară nu este o scurgere absolută, ci o scurgere a apei sub formă de firicele, şiroaie elementare, care sunt foarte dese, care se întretaie şi se despart continuu, a căror spaţii dintre ele dispar treptat.

Eroziunea progresează în spre profunzimea solului cu aceiaşi intensitate pe suprafeţe relativ mai întinse.

Comportamentul hidrodinamic al curenţilor de particule şi agregate de sol, depinde de mărimea particulelor, de raportul dintre faza lichidă şi faza solidă, rugozitate, viteză, debit.

2.3.3.2. INTENSITATEA EROZIUNII

Intensitatea eroziunii poate fi apreciată după mai multe considerente: 1. După aspectul dinamicii procesului avem:

- Eroziune accelerată (eroziune de intensitate mare sau eroziune periculoasă), la care volumul de sol erodat o anumită perioadă de timp We, depăşeşste volumul de sol format în aceiaşi perioadă Wf, adică We > Wf.

- Eroziune lentă (eroziune de intensitate redusă sau eroziune admisibilă, tolerabilă, compensată, imperceptibilă) când volumul de sol erodat este egal sau ceva mai redus ca volumul de sol format în acelaşi timp, adică We = Wf

2. In funcţie de greutatea solului erodat, FAO stabileşte în 1974, următoarele patru clase de intensitate:

-Eroziune neapreciabilă şi slabă . . . . . . . . . . . . . . . . . . < 10 t/ha an - “ moderată. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 – 50 ” - ” puternică. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 – 200 “ - “ excesivă. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . > 200 “

3. In funcţie de volumul erodat, D.Zachar clasifică eroziunea de suprafaţă astfel: -Fără eroziune. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . < 0,5 m3/ha an sol sau rocă

-Eroziune slabă . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 0,5 – 5 “ alterabilă - “ moderată . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 – 15 “ - “ puternică . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 – 50 “ - “ foarte puternică . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 –200 “ - “ catastrofală . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . > 200 “

4. In funcţie de orizontul rămas la suprafaţă, clasificare adoptată în silvicultură a ICPA 1980, cu cele cinci grade de eroziune (Tabela 2.2)

5. In funcţie de suprafaţa erodată din suprafaţa totală luată în considerare. 2.3.3.3. MICRORELIEFUL TERENURILOR CU EROZIUNE DE SUPRAFAŢĂ.

Pe soluri formate pe roci moi, cu eroziune nu prea avansată (e1- e3),suprafaţa terenului nu are modificări esenţiale. Sub raportul gradului de acoperire cu vegetaţie, aceasta se răreşte cu cât gradul de eroziune creşte. Pe solurile erodate excesiv vegetaţia lipseşte.

Pe terenurile erodate datorită picăturilor de ploaie, fără vegetaţie, aspectul terenului se caracterizează prin mici adâncituri, rămase după îndepărtarea particulelor fine de sol, şi cu ridicături reprezentate de particulele grosiere. Pe solurile scheletice, sunt îndepărtate mai întâi particulele de sol fine, rămânând la suprafaţă fragmentele de rocă sub formă de pietriş rezidual.

La eroziunea de suprafaţă, se ataşează în mod curent o altă categorie de degradare a terenului, prin fenomenul de îndesare a solului prin păşunat. Astfel solul poate fi bătătorit relativ uniform, sau sub formă de cărări de vite, distribuite pe curbe de nivel, fiind favorizată astfel eroziunea de suprafaţă, apoi evident eroziunea în adâncime.

În mod curent, formele incipiente de eroziune în adâncime, respectiv şiroirile care au adâncimi sub 0,2 m, sunt încadrate la eroziunea de suprafaţă. Aceste forme constituie trecerea de la eroziunea de suprafaţă la eroziunea în adâncime.

Gradele de eroziune de suprafaţă

(Indrumările tehnice pentru cartarea şi împădurirea terenurilor degradate - 1993)* Tabela (2.2)

Gradul de eroziune a solului

Orizontul rămas la suprafaţă prin eroziune la soluri cu profil:

Simbol Apreciere A – AC - C A – B - C A – E – B - C

Tipul genetic de sol

0 1 2 3 4 5 e0 Neerodat sau

cu eroziune neapreciabilă (slabă)

Am>25 cm Au >25 cm Ao >20 cm

Am>25 cm Au >25 cm Ao >20 cm

Am>25 cm Au >25 cm Ao >15 cm

Orice sol neafectat sau afectat slab de eroziune cu excepţia erodisolurilor protosolurilor aluviale şi antropice, solurilor aluviale şi coluvisolurilor

e1 Moderat erodat

Am=15-25 cm Au =15-25 cm Ao =15-20 cm

Am=15-25 cm Au =15-25 cm Ao =15-20 cm

El sau Ea=15 cm sau Ao=15cm

Idem, dar soluri afectate moderat de eroziune

e2 Puternic erodat

Ao < 2o cm AB(A) < 15 cm A < 15cm

EB sau E+B El(Ea)<15 cm

Idem, soluri afectate puternic de eroziune

e3 Foarte puternic erodat

AC<20cm

B

B

Erodisol cambic, argilo- luvial, feriluvial, rodic sau cambic

e4 Excesiv erodat

C,Cca,Cpr,Rrz

C,Cca,Cpr,Rrz

C

Erodisol tipic, pseudo- rendzinic,rendzinic,litic, gleizat,vertic, pseudo- gleizat, salinizat

Am=orizont cu humus molic: Au=orizont cu humus umbric; Ao=orizont cu humus ocric: B=orizontul B; AC=orizontul AC; C=roca mamă; El=orizontul E luvic; Ea= orizontul E albic; Cca=orizont carbonato-iluvial; Cpr=orizont pseudorendzinic; Rrz=orizont rendzinic.

* Indrumătorul tehnic pentru cartarea şi împădurirea terenurilor degradate –1993 este modificat de cel din ediţia din 1995.

Fig.2.3. Schema cu solurile cu eroziune de suprafaţă.

14

2.3.4. EROZIUNEA ÎN ADÂNCIME.

2.3.4.1. MECANISMUL EROZIUNII ÎN ADÂNCIME Eroziunea în adâncime, produsă de apă, ca proces complex, constă în esenţă, în progresarea

rapidă a eroziunii în profunzime, depăşind de cele mai multe ori stratul de sol, înaintând mult în substratul litologic.

Eroziunea în adâncime este cauzată în principal de agresivitatea scurgerii curenţilor de apă din ploi torenţiale şi topirea bruscă a zăpezii, concentraţi după anumite direcţii, cu o creştere bruscă şi violentă a debitelor, având o energie cinetică deosebit de mare şi cu efecte distructive.

Eroziunea în adâncime, spaţial se manifestă atât în perimetrul unde cade ploaia torenţială, şi unde se manifestă şi eroziunea de suprafaţă, cât şi în continuare în albia din aval din afara perimetrului ploii, unde eroziunea de suprafaţă nu premerge şi nici nu este simultană cu eroziunea în adâncime. Prin creşterea bruscă şi violentă a debitelor, care antrenează importante cantităţi de material solid, în mecanismul eroziunii în adâncime se disting (fig,2.4):

- eroziune de fund a albiilor, care modifică cotele talvegului, respectiv profilul longitudinal; - eroziunea laterală (a malurilor), care lărgeşte albia; - surparea malurilor, ca o consecinţă a eroziunii de fund şi laterale; - eroziunea regresivă, prin care obârşia albiei avansează în spre amonte. lungimea albiei

mărindu-se. Rezultă că eroziunea de fund şi eroziunea laterală modifică permanent secţiunile transversale

ale albiilor, iar eroziunea de fund şi cea regresivă modifică profilele longitudinale aferente.

Depunere

Eroziune de fund şi eroziune laterală

Eroziune regresivă

Fig.2.4. Mecanismul eroziunii în adâncime

15

16

.4.2. INTENSITATEA EROZIUNII ÎN ADÂNCIME.

2.3

Intensitatea eroziunii în adâncime, poate fi exprimată în funcţie de diverse criterii. In funcţie de volumul erodat pe km de albie, D.Zachar clasifică eroziunea în adâncime astfel:

tă

- “ excepţională . . . . . . . . . . . . . . . . ..> 10000 “ “ “ “

.3.4.3. FORMELE EROZIUNII ÎN ADÂNCIME. CLASIFICARE.

zvoltare, manifestările pe plan hidrologic şi hidraulic, natura şi

i realităţi singulare la un mom ică continuu.

Oormaţii) torenţiale minore, care cuprind în ordinea evoluţiei:

ca efect . renţiale majore, care cuprind în ordinea evoluţiei:

pe se manifestă de cele mai multe ori simultan, în unele cazuri mai greu de diferenţiat în mod precis.

.3.4.4. RIGOLELE.

Rigolele sau şanţurile de şiroire sunt formaţiuni torenţiale minore cu o adâncime de 0,2…0,5 m.

ate unele de altele, orientate după linia de cea mai mare pantă, sa

obicei rigolele nu au o legătură directă cu reţeaua hidrografică şi nu prezintă conuri de depunere

igolele pot fi îndepărtate prin lucrări agricole obişnuite.

.3.4.5. OGAŞELE.

ltate din evoluţia eroziunii în adâncime din rigole, fo

or V şi U. onfluenţe şi conuri de material solid.

. . . . . . <5,0 m. gaşele nu pot fi îndepărtate prin lucrări agricole obişnuite.

-Fără eroziune. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . < 100 m3/km sol sau rocă eroda -Eroziune slabă . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 0 - 300 “ “ “ “ - “ moderată . . . . . . . . . . . . . . . . 300 – 1000 “ “ “ “

- “ puternică . . . . . . . . . . . . . . . . 1000 - 3000 “ “ “ “ - “ foarte puternică . . . . . . . . . . .3000 – 10000 “ “ “ “ 2 Clasificarea formelor de eroziune în adâncime se poate face după diverse criterii: intensitatea

eroziunii, dimensiunile formaţiunii, stadiul de de măsurile de combatere a efectelor, etc. Indiferent de criteriile luate în considerare pentru clasificsre, trebuie să se ţină seama de

factorul spaţio-temporal, în contextul că orice clasificare corespunde pe teren uneent dat, deoarece formele şi configuraţia reliefului se modif

clasificare în două grupe mari, uzitată, este următoarea. - Formaţiuni (f

- Rigolele - Ogaşele - Ravenele

al scurgerii concentrate pe versanţi, în cadrul proceselor de ravenare- Formaţiuni to

- Torenţii - Pâraiele torenţiale ca efect al scurgerii concentrate în reţeaua hidrografică.

In natură aceste două gru

2

Ele sunt şanţuri (canale mici) izolu pe direcţii oblice faţă de aceasta. De. R 2 Ogaşele sunt formaţiuni torenţiale minore, rezurmate din canale cu o adâncime de 0,5…2,0 m. Profilele transversale ale ogaşelor au forma caracteristică al literilOgaşele nu au ramificaţii, cOgaşele se clasifică după: -adâncime -ogaşe mici. . . . . . . . . . . . . . . 0,2 (0,5) – 1,0 m - “ mari . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 1,0 – 2,0 m -desime -ogaşe rare, cu distanţa între ele . . . . . > 30 m - “ dese “ . . . . . 5 - 30 m - “ foarte dese “ O

17

.3.4.6. RAVENELE.

ni torenţiale cu o adâncime mai mare de 2,0 m, care pot atinge în lăţime m

nele pot avea ramificaţii şi au conuri de dejecţie când nu se varsă direct în reţeaua hidrogra

ială (lungime, adâncime, lăţime), datorită accesului şi

zinenei.

eregularităţi în plan, cu intrânduri

cteristic

bârşie;

festă o extinde

- u se. pot îndepărta cu lucrări agricole obişnuite.

2.

sifica după următoarele criterii:

2 2.3.4.6.1. COMPONENTELE ŞI CARACTERISTICILE RAVENELOR Ravenele sunt formaţiuai multe zeci de metri. Ravenele provin de obicei din intensificarea eroziunii în adâncime din ogaşe. Ravefică. Elementele componente ale ravenelor sunt (fig.2.5):

- Vârful sau obârşia care au forma unui abrupt, denumită râpă de obârşie. Vârful ravenei este zona critică cu rata maximă de dezvoltare spaţagresivităţii apei de pe suprafaţa de recepţie. Rezultă că vârful ravenei pre tă energia

unere)

ie, care

i al ravenelor

ite, adesea

re rapidă în Fig.2.5.

Vâ

Vârful (obârşia) ravenei principale maximă de dezvoltare a rav

- Talvegul ravenei. - Taluzurile de mal, care prezintă

numeroase nrful ravenei

secundare

şi ieşinduri. Ravena - Gura ravenei.

- Conul de dejecţie (zona de depsecundară

Ravena

care de obicei coincide cu gura ravenei. - Apexul conului de dejecţ

reprezintă nivelul de bază al ravenei. Pentru ravene există diverse definiţii. Principalele cara

principală

Taluz de l(M.Rădoane) sunt:

- canalele cu maluri povârn Talveg

cu un abrupt pe punctul de o Conul de - scurgere efemeră; dejecţie

Apex- prezintă numeroase praguri în talveg; - se mani

ulGura ravenei

Fig.2.5. Componentele raveneizona de obârşie; - secţiunile transversale în formă de V şi U; n 3.4.6.2. CLASIFICAREA RAVENELOR Ravenele se pot cla- După adâncime: -Ravene mici 2 – 5 m adâncime

> 10 m „ - „ mijlocii 5 – 10 m „ - „ mari- După lungime: -Ravene scurte <300 m lungime

- “ foarte lungi >1000 m “ - “ lungi 300 –1000 m “ - După mărimea suprafeţei de recepţie: - Ravene cu bazine mici <10 ha - « « « mijlocii 10 – 30 ha - « « « mari 30 – 100 ha - « « « foarte mari >100 ha

18

- După gradul de torenţialitate (este luat în considerare debitul lichid specific cu asigurarea de 1% ş

n ha le 40 –320 „ 4 – 32 „

>320 „ > 32 „

i debitul solid specific mediu anual, în concordanţă cu criteriul de clasificare FAO): Debitul lichid Eroziunea specifică specific medie - Ravene netorenţiale <40 l/s/ha <4 m3/a - “ mijlociu torenţia - „ excesiv torenţiale - După stadiul de dezvoltare: - Ravene active în stadiul incipient

t - “ stabilizate parţial

- “ “ “ “ evolua - “ “ total - După viteza de înaintare regresivă:

- Ravene cu viteză regresivă înceată 1 m /an medie 1 – 3 «

> 3 “ an:

- “ “ “ “ - « « « « rapidă - După configuraţia în pl - Ravene singulare (neramificate) - “ ramificate - După poziţia talvegului şi direcţia straturilor: - Ravene longitudinale, talvegul este paralel cu direcţia straturilor. unghi apropiat de 900 cu direcţia straturilor

e complex. Prin eroziunea în adâncime (eroziunea de fund

rte mare cantitate de material solid.

ntinuare ravene (ramificaţii) secundare.

nt de 1…5 ori mai m

oziunii în adâncime.

âncimea egală sau mai mare decât deschiderea.

0 m. Pe versanţii concavi obârşia ravenei se adânceşte şi se lărgeşte

ilelor , adâncimea ravenelo

este evident c

- “ transversale, talvegul formează un

2.3.4.6.3. MECANISMUL EROZIUNII ÎN RAVENE. Mecanismul eroziunii în ravene este foartşi cea laterală), eroziunea regresivă, surparea malurilor şi dezechilibrarea versanţilor este

antrenată o foaDezvoltarea ravenei în lungime, încetează când vârful ravenei ajunge la cumpăna

hidrografică. Dezvoltarea laterală a ravenei, continuă însă, până când unghiul de taluz atinge valoarea sa

naturală, taluzuri pe care se pot forma în coRaportul între eroziune de mal şi transportul longitudinal variază între 0,1 şi 10, dar în

proporţie de peste 50% între 1,0 şi 10. La ravene, procesele de mal (eroziunea laterală, surpările de mal, alunecările) suari decât eroziunea de fund (de talveg).

Substratul litologic influenţează mult viteza de înaintare a erÎn cazul rocilor moi slab consolidate, se formează ravene cu adâncimi mari şi deschideri

mari, în general cu adLa rocile tari (dure) se formează ravene cu adâncime mică şi deschidere mare, care depăşeşte

mărimea adâncimii. In rocile uşor erodabile (nisipuri, loesuri, pietrişuri), eroziune de fund progresează rapid,

adâncimea acestora ajungând şi la peste 3mult formându-se căldări semicirculare sau semieliptice cu pereţi înalţi de 30…40 m, care sunt

denumite terenuri cu eroziune de căldare. În rocile mijlociu erodabile (marne, argile,, complexe de marne şi gresii, calcare şi gresii

moi) eroziunea în adâncime progresează destul de repede. În cazul marnelor şi argr este de 15…30 m, având aceeaşi deschidere. In calcare eroziunea în adâncime capătă forme

specifice denumite forme carstice, datorită fisurării şi pătrunderii apei în adâncime. În rocile greu erodabile(rocile eruptive, andezite, dacite, şisturi cristaline, gresii dure)ă eroziunea în adâncime progresează încet, formarea ogaşelor şi ravenelor fiind mai rară. Microrelieful suprafeţelor cu ogaşe şi ravene foarte dese, are aspectul de teren ferestruit.

19

menajarea acestor terenuri, respectiv combaterea eroziunii în adâncime, implică o serie de problem ăţii mecanismului, formelor, cât şi a lucrărilor biologice, biotehnice şi în special a celor hidrotehnice ce trebuie adoptate.

iale majore. rin noţiunea de torent se înţelege în general un curs (canal) de apă, cu scurgere

intermite în tot cursul anului, cu caracteristici morfologice, morfometrice

CI PRINCIPALE.

logice

Ae, datorită complexit

2.3.4.7. TORENŢII. 2.3.4.7.1. DEFINITIE.

Torenţii sunt formaţiuni torenţPntă, mai rar cu scurgere permanentă

şi hidrologice specifice. 2.3.4.7.2. CARACTERISTI Componentele morfo sunt:

nul de dejecţie.

- bazinul hidrografic; - canale de scurgere; - coCaracteristicile mofometrice specifice sunt: - suprafaţa bazinului hidrografic relativ redusă, de ordinul sutelor de hectare sau câteva mii

de hectare; - canalele de scurgere cu pante repezi şi neregulate; - energia de relief mare - Caracteristicile hidrologice specifice : Datorită ploilor torenţiale, a topirii rapide a zăpezii, sau a ploii cu zăpadă topită: .

e au loc în general, intense fenomene torenţiale (eroziune, transport de aluviu

, valoarea numărului lui Froude este mult mai mar

ii preiau debitele lichide şi solide de pe versanţi şi din formaţiunile torenţiale minore (rigole, o

O caracteristică importantă, de luat în considerare

- debitul lichid şi debitul solid au cr4eşteri bruşte, violente şi de scurtă durată; - în canalele de scurgerni, sedimentare); - sub raport hidraulic scurgerea (viitura torenţială)e ca unitatea ( Fr > 1). - torenţgaşe, ravene) pe care le tranzitează în colectoare. - este cea a italianului A.Hofman care

preciza (

olnav în mâinile unui medic şi necesită tratament special”. ceastă caracteristică este foarte importantă pentru studiul şi analiza genezei şi evoluţiei

torenţilo ptime de amenajare a bazinelor hidrografice torenţiale şi combaterea efectelor viiturilor torenţiale.

ă de apă freatică

1936): “Fiecare torent reprezintă o individualitate, şi fiecare regiune creează un tip special de

torent”. „Fiecare bazin torenţial este un bAr, cât şi pentru stabilirea soluţiilor o

2.3.4.8. PĂRAIELE TORENTIALE. Pârâul torenţial este torentul al cărui talveg are în tot timpul anului scurgere permanentă de

apă. Urmare progresării eroziunii în adâncime, talvegul torentului interceptează o pânz, care furnizează apă în permanenţă.

Pârâul torenţial ca formaţiune torenţială majoră este forma finală de evoluţie a torentului. Procesele torenţiale, cu efectele aferente. sunt mult mai intense în păraiele torenţiale.

Trebuie remarcat faptul, că sunt foarte multe păraie din diverse zone, cu un debit foarte mic cu totul nesemnificativ pe parcursul multor ani, şi care nu prezintă caracteristici torenţiale, cu consecinţele aferente. Totuşi, la o ploaie cu intensitate mare, aceste păraie se transformă în torenţi cu o

ri. Acest aspect trebuie vut în vedere la stabilirea lucrărilor de amenajare (corectare) a torenţilor, dar mai ales la stabilirea

zonelor de risc pentru amplasarea diverselor construcţii, care ar putea fi afectate şi chiar distruse.

agresivitate hidrodinamică foarte puternică, cu distrugeri şi pagube foarte maa

20

âncime (rigole, ogaşe, ravene, torenţi), sunt în continuă transform

e relief). lui şi secţiunile transversale

ale canal

2.3.4.9. GEOMETRIA FORMELOR DE EROZIUNE ÎN ADÂNCIME. Formele de eroziune în ad

are, astfel încât configuraţia lor spaţială se modifică în timp, urmare eroziunii de fund, eroziunii laterale şi eroziunii regresive.

Variabilele principale care descriu geometria formaţiunilor torenţiale sunt: lungimea, lăţimea, adâncimea, panta şi înălţimea (energia d

Aceste elemente se regăsesc în profilul longitudinal al talveguelor formaţiunilor considerate. Talvegul este linia de maximă depresiune a unei albii (canal). Panta talvegului este elementul principal de care depinde stabilitatea patului albiei. Aşa cum s-a arătat, panta se micşorează în general dinspre amonte spre aval. In evoluţia sa, talvegul tinde spre o curbă concavă logaritmică lină, cu o pantă continuă

descrescătoare de la obârşie la vărsare (fig.2.6).

Fig.2.6. Curba logaritmică a talvegului. Una din probleme constă în determinarea pantei care poate asigura o oarecare stabilitate a

rialele dislocate pe versanţi şi cele din albie; că a

materiale

rofil de echilibru sau terminantă erozivă,

, câtre profilul de echilibru, depind de nivelul de bază (N.B.) de la partea inferioar

şi care rămâne relativ fi

ntr-o rezistenţ

bile) Înclinarea talvegului faţă de nivelul de bază influenţează intensitatea fenomenului de

eroziune. Deci oscilaţiile nivelului de bază afectează evoluţia formaţiunii torenţiale. Astfel:

patului albiei. Aceasta presupune: - un bilanţ compensat între materialul transportat şi cel depus; - un bilanţ nul între mate- o anumită echivalenţă hidraulică a materialului din albie şi compoziţia granulometrilor depuse pe versanţi; - viteza apei pe fundul albiei să fie mai mică de cât cea de antrenare a materialului solid. Aspectul limită al talvegului din figura (2.6) se numeşte pcare caracterizează un torent stins, ajuns la stadiul maturităţii sale, când are loc un echilibru

între fenomenul de eroziune şi fenomenul de transport şi depunere. Evoluţia talveguluiă a albiei (apexul) şi nivelele de bază locale (nivele de bază intermediare sau baze

intermediare de eroziune). Prin nivel de bază se înţelege planul orizontal care trece prin gura torentuluix în timpul evoluţiei geomorfologice. Este evident că fenomenul de eroziune nu poate avea loc sub nivelul de bază. Prin nivele de bază locale se înţeleg porţiunile de pe talveg care se caracterizează priă sporită la eroziune(ieşiri de roci compacte care formează praguri naturale; lucrările

hidrotehnice transversale; aluvionări puternice la gura torentului, care însă sunt mai puţin sta

- Când nivelul de bază rămâne constant, formaţiunea torenţială evoluează normal. Eroziunea se întinde în toate sensurile, se ramifică şi înaintează regresiv spre cumpăna apelor. Deci canalul de scurgere se lungeşte, lăţimea şi adâncimea lui de asemeni creşte, iar conul de dejecţie se măreşte în spre aval.

- Când nivelul de bază se ridică, de exemplu datorită unui baraj, evoluţia normală este întârziată, deoarece panta talvegului se micşorează, iar aluvionarea are loc de jos în sus. Prin aluvionarea regresivă este posibil ca activitatea torenţială să fie diminuată în aşa măsură, încât vegetaţia să se instaleze pe teren şi să se formeze astfel nivele de bază locale.

- Când nivelul de bază coboară, evoluţia normală este accelerată, datorită creşterii pantei formaţiunii torenţiale, care în acest moment ar putea fi într-un stadiu de evoluţie finală, dar ea întinereşte şi începe din nou cu o violentă eroziune regresivă.

2.3.5. ANSAMBLURILE CARE DETERMINĂ EROZIUNEA TORENŢIALĂ, Declanşarea şi extinderea eroziunii de suprafaţă şi a eroziunii în adâncime, este determinată

de o serie de ansambluri, subansambluri şi factori cu interconexiuni sistemice, redate în schema din figura (2.7.)

Notând cu: E = eroziunea pluvială; P = precipitaţiile; Sc = scurgerea; R = relieful; V =vegetaţia; G = gospodărirea terenurilor; So = solul; Ro = roca, :

Fig.2.7. Schema cu ansamblurile care determină eroziunea torenţială (adaptare după I.Bojoi)

E = f(P,Sc,R,V,G,So,Ro) (2.6) Sistemele din relaţia (2.6) au la rândul lor o serie de subsisteme şi factori care se

intercondiţionează. 2.3.6: TRANSPORTUL TORENTIAL. 2.3.6.1. CONSIDERAŢII PRIVIND TRANSPORTUL TORENŢIAL. Transportul materialelor aluvionare în albiile formaţiunilor torenţiale, se înscrie în procesul

general de morfogeneză în tendinţa permanentă spre echilibru, fiind astfel o formă specifică de circuit a materiei pe scoarţa suprafeţei terestre.

Efectele nefavorabile ale transportului torenţial în bilanţul aluvionar sunt: -modificarea regimului de tranzitare a debitelor lichide, în special a celor de viitură;

21

-modificarea traseului albiei; -pierderea stabilităţii versanţilor; -pierderea de suprafeţe de teren prin aluvionări şi colmatări; -distrugerea diverselor construcţii. Transportul torenţial depinde de proprietăţile fizico mecanice ale aluviunilor, de sistemul

complex de forţe de antrenare şi de rezistenţă, de cantitatea de aluviuni antrenată (debitul solid). 2.3.6.2. PROPRIETĂŢILE ALUVIUNILOR Materialele antrenate de pe versanţi şi din patul şi malurile albiei sunt: -necoezive (nisipuri, pietrişuri, bolovânişuri) constituite din aglomerate solide discrete, a

căror eroziune şi antrenare hidrodinamică depind numai de caracteristicile şi proprietăţile fizice (formă, dimensiuni, greutate specifică, poziţie relativă, etc.);

-coezive constituite din particule mult mai mici decât cele necoezive, a căror rezistenţă la eroziune şi antrenare hidrodinamică depinde în special de forţele fizico-mecanice de coeziune. Solurile cu conţinut argilos ridicat au o rezistenţă mai mare la eroziune şi antrenare comparativ cu cele necoezive.

2.3.6 3- MECANISMUL TRANSPORTULUI DE ALVIUNI. Aluviunile din patul albiei şi malurile aferente, se găsesc permanent sub acţiunea unui sistem

complex de forţe de antrenare şi de rezistenţă (fig.2.8). Funcţie de intensitatea acestor forţe se realizează starea generală de antrenare hidrodinamică, care include repausul, iniţierea, dezvoltarea şi stingerea transportului particulelor sau a maselor aluvionare.

Fig.2.8. Sistemul de forţe ce acţionează asupra unei particule din material coeziv. Sistemul de forţe este alcătuit în principal din (fig.2.8.): !.-Forţe de antrenare: : - Forţa de antrenare hidrodinamică FH pe direcţia de curgere, provenită din presiunea de

impact asupra particulei: FH = k.γ.S.V2 (2.7) unde: k = coeficient ce depinde de forma particulei şi de numărul lui Reynolds(Re); γ = greutatea specifică a apei; S = suprafaţa pe care acţionează forţa FH; V = viteza medie a

curentului. - Forţa ascensională (arhimedică) FA (egală cu greutatea volumului de lichid dislocui 2.-Forţe de rezistenţă

-Greutatea particulei (nesubmersate) G -Forţa de coeziune FCo de natură fizico-mecanică, la materiale coezive. -Forţa de contact paralelă cu direcţia de curgere FCt, datorită întrepătrunderii şi

interacţiunii particulelor învecinate ale aluviunilor.

22

Condiţia mecanică de transport (fig.2.8) este: rezultanta forţelor de antrenare să fie mai

mare ca rezultanta forţelor de rezistenţă aRr

rRr

, adică ra RRrr

> . Condiţia de transport pentru :

- material coeziv este CtCoAH FFGFFrrrrr

++>+ (2.8) sau analitic FH + (G – FA)sinθ > FCo + FGt (2.9) - material necoeziv este CtAH FGFF

rrrr+>+ (210)

sau analitic FH + (G – FA)sinθ > FCt (2.11) Relaţiile (2.9) şi (2.11) rezultă din proiecţia sistemului de forţe pe direcţia de curgere. Pentru G > FA transportul este de fund (şariajul); G = FA particula se află în plutire

submarină (cufundată), iar când G < FA particula pluteşte la suprafaţă. Starea de antrenare depinde de următorii parametri: 1. Parametrii hidraulici: debitul lichid, viteza , gradientul hidraulic (panta liniei energetice a

curentului). 2. Parametrii geometrici ai albiei: lăţimea suprafeţei libere a curentului, adâncimea

curentului, coeficientul de formă a secţiunii transversale şi a patului mobil. 3. Parametrii fizico-mecanici ai fazei lichide şi solide: densitatea fazei lichide şi solide,

vâscozitatea diametrul particulelor, factorul de formă al particulelor, factorul de distribuţie granulometrică, concentraţia aluviunilor în suspensie, acceleraţia gravitaţională.

Condiţiile critice de antrenare hidrodinamică a aluviunilor în albii, trebuie să ia în considerare următorii parametri principali :

- Viteza critică de antrenare. - Efortul tangenţial critic de antrenare. - Forţa ascensională (portanţa).

2.3.7. SEDIMENTAREA TORENŢIALĂ. Materialele erodate sunt transportate de apă şi depuse în zone cu înclinare redusă, unde viteza

apei este mică, iar forţele de antrenare sunt echilibrate de forţele de rezistenţă. Depozitele de aluviuni se pot clasifica după diverse criterii. a) După mărimea fragmentelor din care sunt formate:

- depozite fine din mâluri şi nisipuri; - depozite grosiere din pietriş, pietre sau bolovani.

b) După modul şi locul de formare; - deluvii, formate din material sedimentar detritic sau provenit din dezagregarea rocilor

sau din particule de sol, aflat în curs de transport pe versanţi, de apa ce se scurge lamelar sau apa de şiroire;

- coluvii, sunt depozite formate din particule de sol sau material detritic, depuse la poalele versanţilor, la care predomină materialele fine (particule de sol, praf, nisip);

- proluvii, sunt depozite de aluviuni torenţiale, din material detritic transportat de torenţi, caracteristice sunt conurile de dejecţie şi depozitele rezultate din retenţia directă în biefurile amonte ale lucrărilor hidrotehnice transversale.

- aluviile (aluviunile sau prundişurile) sunt depozite de materiale transportate şi depuse de apele curgătoare în albii, lunci, sau locurile de vărsare.

2.4. DEPLASĂRILE DE TEREN 2.4.1. CARACTERISTICI . TIPURI DE DEPLASĂRI. Deplasările de teren cuprind totalitatea proceselor de mişcare a materialelor pe versanţi

datorită gravitaţiei, cu sau fără contribuţia directă a altor agenţi (apa, gheaţa, etc.). Dintre agenţii care influenţează mai mult sau mai puţin deplasarea gravitaţională a

materialelor pe versanţi este apa de infiltraţii.

23

24

Eroziunea în adâncime prin destabilizarea malurilor, respectiv a bazei versanţilor, contribuie în mare măsură la alunecări , curgeri de teren şi la surpări.

In raport cu mecanismul de deplasare a materialelor pe versanţi, se diferenţează următoarele tipuri de deplasări:

1. Deplasări lente sau creepul, caracterizate prin deplasarea lentă a materialelor pe versanţi, fără creşteri progresive ale vitezei de deplasare şi fără a se demarca o limită între materialul în mişcare lentă şi terenul stabil.

2. Alunecările de teren sunt deplasări în masă a materialelor pe versanţi în lungul uneia sau mai multor suprafeţe de ruptură.

Se deosebesc: - Alunecarea consecventă sau translaţională când deplasarea masei în mişcare are loc pe un

plan înclinat. - Alunecare insecventă sau rotaţională când are loc o rotaţie regresivă după o suprafaţă

curbă concavă. - Alunecare compusă rezultată din combinarea celor două mişcări de translaţie şi de rotaţie.

3. Curgerile sunt deplasări de mase de materiale care şi-au pierdut coerenţa prin supraumectare. Deplasarea are caracterul unor curgeri plastice noroioase. Acest proces este caracteristic argilelor şi argilelor intercalate cu nisipuri fine acvifere, în condiţiile unui excedent de apă.

4. Surpările(prăbuşirile, năruirile) de teren, sunt desprinderi unor mase de roci sau de sol de pe versanţii abrupţi, prin pierderea stabilităţii, în urma distrugerii suportului de bază sau lateral, prin eroziunea de mal, săpături, etc.

5.Rostogolirile constau în desprinderea unor fragmente din mărimi variate (de la dimensiunile blocurilor stâncoase la cele ale grăunţelor de nisip) din partea superioară a versanţilor, căderea prin rostogolire şi oprirea la poalele versanţilor, unde se formează taluzuri sau conuri de acumulare denumite curent grohotişuri.

5. Deplasările compuse formate din asocierea unui tip predominant cu unul sau mai multe tipuri secundare.

2.4.2. FACTORII CARE CONDIŢIONEAZĂ DEPLASĂRILE DE TEREN. 1.-Factori naturali: - Substratul geologic prin alcătuirea litologică şi stratificaţia. - Coeziunea terenului. - Solul cu caracteristicile sale. - Condiţiile de relief, panta, configuraţia, lungimea versanţilor, etc. - Clima, ploi de lungă durată, topirea înceată a zăpezilor plus ploi, îngheţul şi dezgheţul, etc. - Apele de suprafaţă prin acţiunea lor erozivă, - Apele de infiltraţie prin umiditatea excesivă şi prin efectul subpresiunilor - Cutremurele de pământ prin şocul produs de undele seismice.

2.-Factori antropici: -Subminarea versanţilor prin diverse lucrări. - Supraumectarea terenului printr-o dirijare necorespunzătoare a apelor. - Explozii, trepidaţii rutiere sau feroviare, etc. - Gospodărirea neraţională a fondului funciar.

3.-Vegetaţia forestieră Vegetaţia forestieră prin sistemele radicilare care armează solul şi prin absorbţia apei,

contribuie în mod substanţial la menţinerea echilibrului gravitaţional al versanţilor.

. 2.4.3. MICRORELIEFUL DEPLASĂRILOR DE TEREN Microrelieful deplasărilor de teren este foarte diversificat, funcţie de specificul parametrilor

geomorfologici, morfometrici, hidrologici şi a factorilor care le produc. Astfel microrelieful terenului poate fi cu :

- alunecări în brazde, în felii, lenticulare, profunde, profunde monticulare, plastice, pe versant, de vale;

- curgeri noroioase; - surpări - grohotişuri; etc

2.5. PEISAJUL BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE. Aspectul specific al unui bazin hidrografic torenţial este cel al unui segment alterat al reliefului. Procesele torenţiale ce au loc în bazinele hidrografice torenţiale le diferenţiază faţă de celelalte bazine prin multiple forme de degradare (fig.2.9):

Legenda

Fig.2.9. Formele de degradare a terenului în bazinele hidrografice torenţiale

- o reţea hidrografică cu albii adânci, ogaşe, ravene, torenţi, lipsite de vegetaţie sau foarte redusă;

- cu suprafeţe mari, 50% - 70% afectate de eroziune de suprafaţă; - cu suprafeţe afectate de alunecări 20% - 25%; - cu suprafeţe mici de surpări, curgeri noroioase, 2% - 5%; - cu suprafeţe uneori destul de mari de stâncării, depozite de grohotişuri.

Bazinele hidrografice puternic torenţializate ne oferă un peisaj semideşertic, iar cele excesiv torenţializate un peisaj deşertic.

25

26

2.6. VEGETAŢIA FORESTIERA ŞI PROCESLE DE MODELARE A RELIEFULUI s „Pădurile preced popoarele, deşerturile le urmează” (Chateaubriand) Pădurea prin multiplele influenţe benefice pe care le are asupra mediului înconjurător, are un

rol deosebit de important în protecţia şi conservarea terenurilor. Ansamblul de condiţii care se realizează în complexul pădure-litieră-sol, face ca apa din

precipitaţii sau topirea zăpezilor să fie reţinută integral sau într-o proporţie ridicată. Această apă este apoi cedată treptat izvoarelor, fără a se produce fenomenul de scurgere a unor cantităţi mari de apă pe pante şi albii, care să ducă la procese torenţiale cu consecinţele aferente acestor procese.

Cercetările de la noi din ţară şi cele pe plan mondial, demonstrează cu prisosinţă, rolul pădurilor în asigurarea unui regim hidrologic normal şi o protecţie a solului împotriva degradării acestuia.

Cercetările efectuate în ţara noastră, arată că în pădurile consistente, eroziunea solului lipseşte sau are valori sub 1 m3/ha.an, în cele mai multe cazuri chiar sub 0,5 m3/ha.an.

In condiţii staţionale asemănătoare, eroziunea solului pe terenuri cu alte folosinţe în comparaţie cu eroziunea pe terenurile acoperite cu pădure (C.Traci 1985) este:

- egală sau de 1 – 4 ori mai mare pe pajiştile naturale sau cultivate; - de 10 –50 de ori mai mare pe pajiştile naturale degradate prin păşunat; - de 20 –60 de ori mai mare pe terenurile cultivate cu plante neprăşitoare; - de 50 – 200 de ori mai mare pe terenurile agricole prăşitoare (pe pante de peste 25%, poate

fi de peste 500 ori mai mare); - de 100 –500 de ori mai mare, chiar mai mult, pe terenurile lipsite de vegetaţie, care sunt

afectate de procese intense de eroziune de suprafaţă şi eroziune în adâncime. D.Zachar (1982) făcând o sinteză a cercetărilor din diverse ţări ajunge la următoarea

concluzie: Dacă se consideră 100% cuantumul eroziunii în t/ha.an pe un teren fără vegetaţie, atunci la

alte folosinţe aceasta este: 80 - 90% în grădini cu sol lucrat; 85% în culturi de sfeclă de zahăr sau de porumb; 50 - 80% “ “ “ rădăcinoase cu tuberculi; 30 - 50% “ “ “ cereale de primăvară ; 5 – 35% “ “ “ “ “ iarnă; 1 – 5% “ “ “ ierburi anuale; 0,5% “ terenuri cu ierburi multianuale (perene); 0,01% în terenuri acoperite cu pădure. Aceste date demonstrează ce trebuia de demonstrat (q.e.d.). Cunoscutul dicton „Câmpia se apără la munte” este în permanenţă confirmat de realitate.

27

3. G E O M O R F O M E T R I A B A Z I N E L O R H I D R O G R A F I C E T O R E N Ţ I A L E

3.1. CONSIDERAŢII GENERALE. Dinamica proceselor torenţiale, din cadrul bazinelor hidrografice torenţiale (bazinelor

versant), ca sisteme cibernetice, se află în permanentă interacţiune cu subsistemele componente, printre care şi cu relieful acestor bazine, respectiv cu parametrii morfometrici ai reliefului.

Termenul şi conceptul de geomorfometrie a fost propus şi dezvoltat de Evans (1969), cu aplicaţie la circurile glaciale. Prefixul –geo-, s-a folosit la sugestia lui Tricart (1947). Cu termenul de geomorfometrie se face o distincţie a măsurătorilor formelor de relief, în raport cu termenul de morfometrie, folosit la măsurarea diverselor altor forme.

Termenul de geomorfometrie îşi găseşte aplicabilitate prin excelenţă, la specificul bazinelor hidrografice torenţiale.

În literatura de specialitate se folosesc şi termenii de geometria formelor de relief, respectiv geometria versanţilor.

S-a arătat că procesele torenţiale modifică forma, care odată schimbate, modifică aceste procese.

Fără cunoaşterea parametrilor morfometrici ai reliefului bazinelor versant, care datorită proceselor torenţiale se modifică în permanenţă, cât şi cuantificarea acestor parametri, nu este posibil studiul proceselor torenţiale cu efectele aferente, şi nici proiectarea lucrărilor de amenajare a acestor bazine.

3.2. SUPRAFAŢA BAZINULUI. VERSANT. 3.2.1. DEFINIŢIA BAZINULUI VERSANT Suprafaţa bazinului versant, s-a definit ca fiind suprafaţa delimitată de cumpăna topografică

(cumpăna apelor de suprafaţă) reprezentată de o curbă închisă, funcţie de configuraţia curbelor de nivel, caz în care bazinul este un bazin versant topografic.

Delimitarea topografică a bazinului versant, nu este suficientă din punct de vedere hidrologic, mai ales în cazul trenurilor cu straturi permeabile şi cu straturi impermeabile, în care se acumulează şi circulă ape subterane (ex: zonele carstice). La aceste bazine, cumpăna apelor subterane nu se suprapune cu cea a apelor de suprafaţă, caz în care bazinul este un bazin versant hidrografic (bazin real după A.Musy) (fig.3.1) a cărui suprafaţă diferă de cea a bazinului topografic. Limitele bazinului hidrografic sunt în general mai greu de stabilit. În cazul bazinelor hidrografice torenţiale, apele subterane nu au întotdeauna influenţă hotărâtoare asupra debitului maxim, aşa încât în mod curent se studiază bazinul versant topografic.

Bazinele hidrografice sunt formate dintr-o albie principală şi albii secundare, delimitate de cumpene topografice, care delimitează bazine cu suprafeţe mai mici (fig.3.2.)

In reţeaua hidrografică se amplasează secţiuni transversale pentru: staţii higrometrice, diverse măsurători, lucrări hidrotehnice, etc.

Secţiunile transversale amplasate pe albii, pentru calculele hidrologice şi hidrotehnice, se numesc secţiuni hidrologice de calcul (SHC).

Fig.3.1. topografic şi hidrografic.

Secţiunea transversală a albiei principale la confluenţa cu colectorul, se numeşte secţiunea de

închidere a bazinului.

28

În raport cu poziţia secţiunilor transversale, bazinul versant într-o secţiune transversală a unui curs de apă, este definit ca suprafaţa topografică a teritoriului drenat de cursul de apă şi afluenţii săi din amonte acestei secţiuni. Acestea sunt bazinele folosite pentru studii şi proiectare ( sub-bazine).

Prin noţiunea de bazin de recepţie, se înţelege suprafaţa bazinului topografic, dar în mod obişnuit, numai partea superioară a bazinelor hidrografice torenţiale, cu forma lor caracteristică de căldare şi cu procesele torenţiale aferente.

3.2.2. UNITĂŢILE DE STUDIU

ALE BAZINELOR VERSANT. Pentru studiu şi proiectare

bazinele versant, respectiv bazinele hidrografice torenţiale se împart în:

- Unităţi de studiu hidrologic (USH), sau parcele hidrologice, care furnizează elementele necesare tuturor

calculelor hidrologice, pentru determinarea caracteristicilor formaţiunilor torenţiale, cât şi pentru lucrările hidrotehnice ce se impun.

Fig.3.2. Bazinul versant topografic cu sub-bazine.

- Unităţi de studiu pentru cartarea teritoriului (USC) din punct de vedere al staţiunii şi al vegetaţiei, care furnizează elementele necesare stabilirii lucrărilor biologice, conjugate cu cele hidrotehnice. Aceste unităţi se suprapun cu cele hidrologice, sau pot fi diviziuni ale acestora.

Unitatea de studiu este o suprafaţă de teren, mai mult sau mai puţin omogenă, din punct de vedere al unor criterii (minime) ca: relief, sol, rocă, vegetaţie, fenomene de degradare, etc., cât şi prin aplicarea unor soluţii biotehnice identice.

3.3. PARAMETRII MORFOMETRICI AI BAZINULUI VERSANT. 3.3.1 PARAMETRII MORFOMETRICI AI SUPRAFEŢEI BAZINELOR. 3.3.1.1. MĂRIMEA SUPRAFEŢEI BAZINULUI, Modelarea reliefului şi degradarea terenurilor, datorate agresivităţii pluviale, depind într-o

măsură hotărâtoare de mărimea şi forma suprafeţei, astfel încât suprafaţa bazinului devine un parametru morfometric fundamental.

Bazinele hidrografice torenţiale, după mărimea suprafeţei se clasifică astfel: - Bazine hidrografice torenţiale mici cu suprafaţa ( S ) S 100≤ ha - “ “ “ mijlocii “ 100<S 1000≤ “ - “ “ “ mari “ S >1000 “

Debitul maxim dintr-o secţiune transversală a unei albii depinde în foarte mare măsură de mărimea suprafeţei topografice din amonte.

3.3.1.2. FORMA SUPRAFEŢEI BAZINULUI. Forma suprafeţei bazinului hidrografic este variată şi în continuă schimbare în spaţiu şi timp. Pentru cuantificarea formelor, se recurge la compararea formei bazinului în proiecţie

orizontală cu cercul, ca formă de referinţă, deoarece forma circulară este favorabilă hidrologic. Astfel se consideră un cerc ipotetic (fig.3.3) a cărui

suprafaţă Sc este egală cu S suprafaţa bazinului considerat (Sc = S).

Raportul dintre perimetrul bazinului topografic real Pb şi perimetrul bazinului ipotetic circular Pc se numeşte Coeficientul lui Gravelius (CG) sau Indicele de compacitate a lui Gravelius (A. Musy):

c

bG P

PC = (3.1)

Sc = S = πr2 ; πSr = ; Pc = 2πr = S2 π (3.2)

S

P282,0

S2P

C bbG ==

π (3.3)

Pentru CG = 1 bazinul are forma unui cerc Fig.3.3. Bazinul topografic şi

cercul de referinţă 1<CG<1,128 bazinul se consideră rotund CG = 1,128 bazinul este pătrat CG >1,128 bazinul este alungit Pentru bazinele alungite o clasificare orientativă este dată de I. Clinciu (1983): - bazine puţin alungite 1,128<CG 200,1≤ - “ moderat alungite 1,200<CG 300,1≤ - „ puternic alungite 1,300<CG 500,1≤ - “ foarte puternic alungite 500,1CG >

29

Forma bazinelor poate fi adoptată şi după alte diverse criterii. Pentru bazinele din ţara noastră S. Munteanu (1956) le clasifică în: bazine concentrate la

partea superioară, bazine alungite, bazine ciupercă şi bazine circulare. Forma bazinului ca parametru morfometric al suprafeţei, are un rol deosebit de important

pentru timpul de concentrare al scurgerii, implicit în evoluţia procesului torenţial. Timpul de concentrarea a scurgerii apelor într-un bazin versant, este definit ca fiind timpul

maxim necesar a unui curent de apă, să parcurgă lungimea traseului (drumului) hidrologic dintre punctul cel mai îndepărtat hidrologic şi secţiunea de calcul (control) considerată.

Bazinele în formă de cerc sunt cele mai favorabile dezvoltării fenomenelor torenţiale, deci a procesului torenţial.

3.3.1.3. LUNGIMEA MAXIMĂ A BAZINULUI (Lb). Lungimea maximă a bazinului hidrografic, după diverşi autori este:

- Schumm (fig.3.4.a)

30

Lb = AB + BC, adică suma dintre lungimea albiei principale AB şi lungimea versantului BC măsurat de la obârşie până la cumpăna topografică a bazinului.

Parametrul lui Schumm este foarte important deoarece se foloseşte la determinarea timpului de concentrare a scurgerii.

- Horton (fig.3.4.b). Lb = AC, adică lungimea dreptei AC,dintre secţiunea de calcul (secţiunea de închidere a bazinului) A şi cumpăna topografică C.

- Maxwell (fig.3.4.c) Lb = AD = AB + BD, adică

dintre lungimea dreptei dintre secţiunea de calcul şi cumpăna topografică D, dreapta trecând obligatoriu prin obârşia albiei principale B.

- Apollov (fig.3.d) Lb = AE, adică lungimea

dreptei AE, care uneşte secţiunea de calcul A cu punctul cel mai îndepărtat E de pe cumpăna topografică.

Fig.3.4. Lungimea maximă a bazinului: a)Schumm; b)Horton; c)Maxwell; d)Apollov; e)Linia mediană I;

f)Linia mediană II

- Linia mediană a bazinului I (fig.3.e) Bazinul se împarte cu linii paralele, care se înjumătăţesc. Unind segmentele de dreaptă, dintre

punctele situate la jumătatea liniilor paralele se obţine linia mediană a bazinului de lungime Lb = AE. - Linia mediană a bazinului II (fig.3.f). Bazinul se împarte cu linii perpendiculare pe talvegul albiei principale, care se înjumătăţesc.

Unind segmentele de dreaptă dintre punctele acestea, se obţine o altă linie mediană a bazinului de lungime Lb = AC.

3.3.1.4..LUNGIMEA MEDIE A BAZINULUI (Lm). Bazinul hidrografic real (S) este asimilat cu un bazin ipotetic dreptunghiular, care are aceeaşi

suprafaţă Sd = S şi perimetru Pd = P egale cu cele ale bazinului real (fig.3.5).

Fig.3.5. Lungimea medie a bazinului.

Lm + B = 1/2 P ; Lm.B = S ; B = 1/2P – Lm ; Lm(1/2P – Lm) = S (3.4)

0SL4P2L m

2m =−− (3.5)

S16P

4PL

2

m −+= (3.6)

Pentru 0S16P 2

>− bazinele sunt alungite

0S16P 2

=− bazinul este un pătrat

0S16P 2

<− bazinul are forma intermediară între cerc şi pătrat (rotundă)

sau chiar perfect circulară, dacă raportul dintre modulul diferenţei şi suprafaţa bazinului are valoarea de 0,2146. 3.3.2. PARAMERII MORFOMETRICI ALTITUDINALI . 3.3.2.1. ALTITUDINEA BAZINULUI. Variaţia altitudinală a reliefului unui bazin versant, cu cea pedologică, climatică şi

fitosociologică, dă o deosebită importanţă altitudinii, în contextul parametrilor morfometrici. În mod simplist, poziţia spaţială a bazinului este dată de altitudinea minimă Hmin şi de

altitudinea maximă Hmax.. şi se determină altitudinea medie Hmed

)HH(21H minmaxmed −= (3.6)

Această relaţie poate fi acceptată pentru bazinele versant cu suprafeţe mici, relativ uniform

dezvoltate în plan şi cu elemente de relief omogene. Din punct de vedere hidrologic şi în conceptul sistemic al bazinului versant cu intrări şi ieşiri

de masă şi energie, relaţia (3.6) numai pe două puncte altitudinale este nesatisfăcătoare. In acest context, pentru calculul altitudinii medii, se iau în considerare un număr de cote

(altitudini) ale curbelor de nivel şi mărimile suprafeţelor dintre ele (fig.3.6).

31

2H

SSH i1n

o1i,i

1n

o1i,imed

+

+

+

+

+= ∑∑ H 1i+

(3.7)

2H 1ii ++H

SS1H

1n

01i,imed

+

+= ∑

(3.8) Distribuţia suprafeţei

bazinului se evidenţiază şi grafic cu ajutorul curbei hipsografice, (fig.3.7), având în abscisă suprafeţele (Si,I+1) cumulate, iar în ordonată altitudinea zonelor (Hi,Hi+1). Altitudinea medie a bazinului Hmed corespunde abscisei S/2.

3.3.2.2. ÎNĂLŢIMEA BAZINULUI Intrarea energiei potenţiale în bazin,

datorate câmpului gravitaţional al pământului, se exprimă prin energia specifică de înălţime, măsurată pe verticală între două suprafeţe echipotenţiale ale câmpului terestru.

Fig.3.6. Altitudinea medie a bazinului.

rafică a bazinului.gso.3.7. Curba hipFig

Înălţimea maximă a bazinului sau relieful maxim al bazinului sau energia maximă de relief este dată de relaţia: Rmax = Hmax - Hmin (3.9) Înălţimea medie a bazinului sau relieful mediu al bazinului sau energia medie de relief este dată de relaţia: Rmed = Hmed - Hmin (3.10) Înălţimea medie se poate determina grafic cu ajutorul curbei hipsografice. Acest parametru morfometric are o influenţă foarte mare asupra proceselor torenţiale, respectiv asupra intensităţii fenomenelor torenţiale. In literatura de specialitate înălţimea bazinului, este folosită pentru o caracterizare erozională energetică a bazinului prin coeficientul energiei maxime (sau medie) de eroziune Ce,max(med):

S100

RC }medmax{

}medmax{,e = (3.11)

unde Rmax(med) se exprimă în metri, iar S în hectare. Din relaţia (311) rezultă că: - Cuantificarea energiei de eroziune se efectuează numai cu cei doi parametrii R şi S. - Coeficientul energiei maxime de eroziune Ce este acelaşi pentru toate bazinele care au aceeaşi energie de relief şi aceeaşi suprafaţă, indiferent de formă şi pantă de care însă depinde tocmai intensitatea fenomenului de eroziune ca fenomen dinamic.

32

In consecinţă denumirea coeficientului Ce,max(med) este mai adecvată să fie coeficientul energiei potenţiale maxime (medie) de eroziune ( Cep),iar a energiei de relief R să fie energie potenţială de relief Pentru a diferenţia şi cuantifica energia de eroziune din bazinele cu forme şi pante diferite, se consideră un dreptunghi ipotetic, având latura LH egală cu dreapta ce uneşte punctele Hmin cu Hmax (fig.3.8), a cărui suprafaţă Sd este egală cu suprafaţa bazinului considerat S (F. Grudnicki, I.

Ciornei,1998):

Fig.3.8. Bazinul şi dreptunghiul ipotetic

Din figura (3.8) rezultă

Sd = LH.L = S de unde HL

SL = (3.12)

: Se defineşte coeficientul de formă al dreptunghiului ipotetic, respectiv al bazinului prin raportul:

S

LL

Lf2HH == de unde

HLS

f1

= (3.13)

Panta medie de calcul adoptată este:

H

minmax

H

maxH L

HHL

RI

−== (3.14)

Se defineşte coeficientul energiei cinetice de eroziune Cec raportul dintre panta de calcul (IH) şi rădăcina pătrată a coeficientului de formă al bazinului (f):

2

max

H

Hec L

SRf

IC == (3.15)

Înmulţind numărătorul şi numitorul relaţiei (3.15) cu S obţinem:

ep2H

maxec C

f1

LS.

SR

C == (3.16)

Pentru: 0 < f < 1 LH < L bazin are forma turtită f = 1 LH = L „ „ „ pătrată 1< f < 1,27 LH > L “ “ “ între pătrat şi cerc f = 1,27 LH > L “ “ “ circulară 1,27 < f < ∞ LH > L “ “ “ alungită Relaţiile (3.15) şi (3.16) care exprimă morfometric coeficientul energiei cinetice de eroziune, cuprind cinci parametri morfometrici fundamentali ai bazinului şi anume: mărimea suprafeţei, forma, lungimea, înălţimea şi panta bazinului hidrografic, care au influenţe hotărâtoare asupra fenomenelor torenţiale. Aceste relaţii diferenţiază bazinele hidrografice torenţiale între ele, morfometric, energetic şi eroziv. 3.3.3. PARAMETRII MORFOMETRICI AI VERSANŢILOR. 3.3.3.1. PANTA MEDIE A SUPRAFEŢEI DELIMITATĂ DE CURBE DE NIVEL. Topografic, panta într-un punct al bazinului, corespunde liniei de cea mai mare pantă ce trece prin acel punct. Parametrul morfometric pantă, este deosebit de important în declanşarea şi dezvoltarea proceselor torenţiale, a efectelor acestor procese, cât şi în proiectarea lucrărilor de corectarea torenţilor. Pentru determinarea pantei medii, se consideră suprafaţa dreptunghiulară Si,I+1 dintre două curbe de nivel de cote Hi şi Hi+1, cu lungimea egală cu semi-suma lungimilor curbelor de nivel aferente li şi li+1 (fig.3.6)

33

( )

1i,i

1iii1i

1i,i S2ll

HHI

+

++

+

+−

= (3.17)

3.3.3.2. PANTA MEDIE A UNUI VERSANT. Panta medie a unui versant, este parametrul care se regăseşte frecvent în calculele hidraulice şi hidrologice. Pentru versanţii cu variaţii mici de pantă, panta medie Iv este raportul dintre diferenţa de cote ΔHmax = Hmax- Hmin a versantului şi distanţa pe orizontală Lv dintre cele două cote:

L

HI max

vΔ

= (3.18)

Pentru versanţii cu pante neuniforme, se estimează pantele suprafeţelor dintre curbele de nivel şi acordarea ponderii proporţionale cu suprafeţele respective. Expeditiv, fără măsurarea suprafeţelor dintre curbele de nivel, se ia în considerare lungimea curbelor de nivel li care delimitează suprafeţele, echidistanţă curbelor de nivel ΔH şi suprafaţa S a versantului:

∑= iv lSHI Δ (3.19)

3.3.3.3. PANTA MEDIE A BAZINULUI. Pentru determinarea pantei medie a bazinului Ib se utilizează procedeul expeditiv ca şi la versanţi:

∑= ib lSHI Δ (3.20)

sau procedeul laborios bazat pe pantele dintre curbele de nivel succesive:

( )2ll

HHS1I 1ii

i1ib+

+

+−= ∑ (3.21)

Există şi alte procedee de determinare a pantei bazinului. 3.3.3.4. LUNGIMEA MXIMĂ ŞI MEDIE A VERSANŢILOR. Importanţa lungimii versanţilor ca parametru morfometric, rezultă din influenţa sa, asupra formării scurgerii torenţiale şi evoluţiei eroziunii pe versanţi. Lungimea maximă a unui versant este lungimea liniei de cea mai mare pantă, care uneşte reţeaua hidrografică la care gravitează scurgerea şi cumpăna topografică care delimitează versantul de ceilalţi versanţi. Lungimea medie a versanţilor depinde de configuraţia reţelei hidrografice. Pentru cazul reţelei hidrografice simple (fig.3.9.a), se consideră un dreptunghi ipotetic având suprafaţa S egală cu cea a bazinului considerat, iar o latură egală cu lungimea albiei La. În acest caz lungimea medie a versanţilor este dată de relaţia:

S = 2LvLa de unde a

v L2SL = (3.22)

34

Fig.3.9.Lungimea medie a versanţilor. In cazul unei reţele hidrografice complexe, bazinul se împarte în sub-bazine (fig.3..9.b). In acest caz unele sub-bazine gravitează la albia principală, altele la albiile secundare. În acest caz avem: ∑= viiv L.SL.S (3.23)

Dar ai

ivi L2

SL = de unde

ai

2i

vii L2S

LS = aşa încât ∑=ai

2i

v LS

L.S (3.24)

De unde ∑=ai

2i

v LS

S21L (3.25)

În mod curent în proiectare, lungimea medie a versanţilor se determină cu relaţiile:

)km(L

)km{S.550)m(Lr

2

v = sau )km(L)ha(S.5,5)m(L

rv = (3.26)

unde Lr = La + ∑ este lungimea totală a reţelei hidrografice (lungimea albiei principale plus lungimea reţelei secundare).

rsL

Horton (1945) asimilează bazinul hidrografic având o reţea complexă, cu un dreptunghi ipotetic de suprafaţă S a bazinului, având însă o reţea simplă (fig.3.10) egală cu lungimea întregii reţele din bazin Lr, aşa încât:

rr D2

1LS

=v 2L =

45) este:

(3.27)

unde Dr = Lr/S densitatea hidrografică. Cu influenţa pantei lungimea medie (Horton 19

Fig.3.10. Lungimea medie după Horton

35

2

b

ar

v

II

1L2

SL

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

= (3.28)

unde Ia = panta medie a tuturor albiilor , Ib = panta medie a întregului bazin, evident condiţia este Ia < Ib.s În funcţie de lungimea medie versanţii se clasifică în: - versanţi scurţi Lv < 100 m “ medii 100 < Lv < 200 m “ lungi 200 < Lv < 500 m “ foarte lungi. Lv > 500 m 3.3.3.5. FORMA VERSANŢILOR. În general, pe un versant se pot distinge sectoare cu profil convex, drept şi concav. Intensitatea proceselor torenţiale se face pe sectoare funcţionale de versant, care duc la diverse modele morfologice de versant. Un model morfologic de versant (aplicat de I. Mac 1986, după B. Dalrymple, I. Blog şi I. Conacher 1968) cuprinde 9 sectoare funcţionale, cu diferenţieri esenţiale în desfăşurarea mecanismului denudaţiei, este redat în figura (3..11).

Fig.3.11.Model morfologic de versant.

U1 = interfluviu cu procese eluviale U2 = unitate de distribuţie U3 = suprafaţă convexă (sector de organizare a eroziunii areolare şi liniare) U4 = povârniş sau taluz de obârşie U5 = unitate de maximă morfodinamică U6 = sector de redepozitare a materialelor U7 = unitate de acumulare proluvială-aluvială U8 = procese de mal U9 = patul albiei râului. 3.3.3.6. EXPOZIŢIA VERSANŢILOR. Expoziţia versanţilor are o influenţă directă asupra proceselor de denudaţie, datorată fluxului de energie solară care acţionează asupra rocii şi solului.

36

Insolaţia, evaporaţia, topirea zăpezii şi uscarea sunt mai rapide pe versanţii cu expoziţie sudică şi sud-vestică. Ciclurile de îngheţ-dezgheţ sunt mai frecvente pe versanţii însoriţi, ducând la micşorarea coeziunii agregatelor de sol. Deşi în general, pe versanţii însoriţi scurgerea lichidă este mai redusă, eroziunea se manifestă mai mare decât pe versanţii umbriţi. Indicii de apreciere a eroziunii în funcţie de expoziţia versanţilor,dată de unii cercetători este: - Versanţi vestici 1,00 - “ sudici 0.93 – 0,95 - “ estici 0,73 – 0,75 - “ nordici 0,70 3.3.4. PARAMETRII MORFOMETRICI AI REŢELEI HIDROGRAFICE. 3.3.4.1 REŢEAUA HIDROGRAFICĂ. Reţeaua hidrografică este formată din totalitatea cursurilor de apă naturale şi artificiale, cu apă permanentă sau temporară. Reţeaua hidrografică poate avea o diversitate de forme. Diferenţierea reţelei hidrografice depinde de următorii factori principali: - stratul geologic, în contextul comportamentului la eroziune; - factorul climatic, în special cantitatea de precipitaţii; - panta terenului, care determină sectoarele erozive şi cele de sedimentare; - activitatea antropică, prin modul de gospodărire şi diverse construcţii. 3.3.4.2. ORDIN HIDROGRAFIC. SISTEM HIDROGRAFIC. Prin ordin hidrografic se înţelege un număr atribuit după o anumită regulă, unei albii întregi, de la obârşie la vărsare, sau a unui segment de albii cuprins între două confluenţe. Ordinul hidrografic al bazinului, este definit de ordinul albiei care intersectează albia

colectoare.

37

Regula după care se stabilesc ordinele reţelei hidrografice se numeşte sistem hidrografic. Există diverse sisteme de clasificare hidrografică cum sunt al lui Gravelius 1914, Horton 1945, Panov 1948, Strahler 1956, Sgheidegger 1960, Shreve 1966. In figura (3.12) este redat sistemul hidrografic Gravelius şi Strahler. Importanţa teoretică şi practică a aplicării ordinelor hidrografice, rezultă din principiul variaţiei în salturi (N.A. Rjaniţin, 1960), conform căruia două albii care se unesc, formează în

aval de confluenţa lor o nouă albie cu caracteristici hidraulice şi hidrologice diferite de albiile care au generat-o.

Fig.3.12. Sistemul hidrografic Gravelius şi Strahler.

3.3.4.3. SUPRAFAŢA , LUNGIMEA ŞI LĂŢIMEA REŢELEI HIDROGRAFICE. Suprafaţa, respectiv lungimea şi lăţimea reţelei hidrografice prin diverse procedee: - Măsurători pe hărţi , planuri, fotograme, precizia şi elementele de detaliu fiind în funcţie de calitatea acestora. - Măsurători directe pe teren, care sunt cele mai sigure ca precizie şi detalii. - Măsurători combinate pe materiale cartografice şi teren. - Măsurători cu sateliţii tereştri. Lungimea totală a reţelei hidrografice Lr este egală cu suma lungimii albiei principale La şi suma lungimilor albiilor secundare ΣLrs: Lr = La + ΣLrs (3.29) 3.3.4.4 DENSITATEA REŢELEI HIDROGRAFICE. DENSITATEA HIDROGRAFICĂ, Densitatea reţelei hidrografice sau densitatea de drenaj a bazinului Dr este raportul dintre lungimea reţelei hidrografice Lr şi suprafaţa bazinului S:

SLD r

r = (3.30)

Acest parametru ne redă fragmentarea orizontală a bazinului, capacitatea de concentrare a scurgerii cât şi capacitatea de drenare a bazinului. Densitatea hidrografică Dh este raportul dintre numărul total de albii sau segmente de albii cu proprietăţi genetice si funcţionale asemănătoare N şi suprafaţa bazinului S:

SNDh = (3.31)

Acest parametru diferenţiază bazinele funcţie de frecvenţa albiilor. Dacă se iau în considerare numai numărul de albii de ordinul I, NI, se obţine densitatea hidrografică a albiilor elementare DhI:

S

ND IhI = (3.32)

Albiile elementare au un rolul cu totul deosebit în orientarea, colectarea şi concentrarea scurgerii torenţiale. Densitatea hidrografică a albiilor elementare (DhI) cu densitatea reţelei hidrografice (Dr) a fost utilizată la clasificarea cursurilor de apă torenţiale, din punct de vedere morfologic (I. Zăvoianu 1970). In acest context s-a admis că produsul dintre Dr şi DhI este direct proporţional cu coeficientul mediu pe bazin Cam:

am2IrIr

hIr C.aSNL

SN.

SLD.D === (3.33)

de unde 2Ir

am aSNLC = (3.34)

în care a este un coeficient de proporţionalitate. 3.3.4.5. PROFILUL LONGITUDINAL ŞI PANTA UNEI ALBII. Când variaţia declivităţilor pe talvegul albiei este mică, panta medie a albiei principale Ia este:

a

voa L

HHI

−= (3.35)

unde Ho = cota obârşiei; Hv = cota confluenţei; La = lungimea albiei considerate.

38

Dacă variaţia declivităţilor pe talveg este mare, albia se împarte în sectoare cât mai omogene sub aspectul pantei (fig.3.13). panta medie rezultând din media ponderată:

Fig.3.13. Profilul longitudinal (talvegul) al albiei

a

iia L

l.iI ∑= i = 1….n (3.36)

unde ii = panta sectorului i ; li = lungimea sectorului i. Aşa cum s-a arătat, datorită eroziunii în adâncime, profilul longitudinal este în permanentă schimbare, cu consecinţele aferente proceselor torenţiale. Forma talvegului este foarte variată, fiind condiţionată de factorii menţionaţi anterior. Talvegul poate fi rectiliniu, concav, convex, falia ghirlandă, cu diverse microforme (ridicături, adâncituri) etc., sau în forme combinate. S-a arătat că evoluţia profilului longitudinal (talvegul) tinde către forma limită a unei curbe logaritmice.. 3.3.4.6. PROFILELE TRANSVERSALE ALE ALBIILOR. Profilele transversale în lungul albiilor, ne dau o imagine asupra eroziunii în maluri, forma malurilor, albiile prezentând în plan orizontal, lărgiri şi îngustări, cu influenţe deosebite asupra fenomenelor torenţiale. Profilele transversale se determină , obişnuit în secţiunile caracteristice ale albiei şi anume: - schimbări de pantă: - „ “ secţiuni transversale; - „ „ natura terenului; - la confluenţe; - la maluri instabile, depozite de aluviuni; - la amplasamentul lucrărilor hidrotehnice şi alte lucrări aferente albiei.

39

40

`

4.HIDROLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENTIALE 4.1. PLOILE TORENTIALE. 4.1.1. CICLUL HIDROLOGIC. Apa se găseşte în natură sub formă de trei stări: solidă (zăpadă, gheaţă), lichidă şi gazoasă (vapori), stări care depind de temperatură, presiune şi poluarea atmosferei. Apa este principalul agent de transport al elementelor fizice, chimice şi biologice Ansamblul proceselor de transformare şi de transfer a apei formează ciclul hidrologic. Ciclul hidrologic este un concept care înglobează fenomenele de mişcare şi de reînnoire a apei pe pământ, fenomene care sunt continue. Mecanismul mişcării apei în natură este determinat de: energia solară, gravitaţia, atracţia solară şi lunară, presiunea atmosferică, forţele intermoleculare, reacţiile chimice şi nucleare, activităţile biologice şi nu mai puţin activităţile antropice. Ciclul apei, ca proces complex, este format din: P (mm) = precipitaţiile lichide şi solide; AP(mm)= apa acumulată în perioada precedentă (ape subterane, umiditatea solului, etc.); Z (mm) = retenţia superficială I (mm) = infiltraţia în sol ; Sc(mm) = scurgerea de suprafaţă; E (mm) = evaporaţia şi evapotranspiraţia. Ecuaţia de continuitate (de bilanţ) a ciclului hidrologic pe o perioadă, este exprimată prin relaţia: P + AP = Z + I + Sc + E (4.1) Precipitaţiile constituie unul din procesele hidrologice cu un grad foarte mare de variabilitate spaţio-temporală. In ecuaţia de bilanţ a ploilor torenţiale şi al formării scurgerii (viiturii) torenţiale, parametrii AP şi E din relaţia (4.1) nu au o pondere importantă, deoarece ploile torenţiale au loc pe suprafeţe relativ mici, durata lor fiind scurtă, astfel încât bilanţul hidrologic pentru bazinele hidrografice torenţiale este redat de expresia: P = Z + I + Sc (4.2) 4.1.2. PARAMETRII PLOILOR TORENŢIALE 4.1.2.1. CANTITATEA DE PRERCIPITAŢII. Cantitatea de precipitaţii este înălţimea stratului de apă P (mm) sau H (mm) pe care ploaia îl generează pe o suprafaţă de teren (considerând că nu se produc infiltraţii şi evaporări). Cantitatea de precipitaţii se măsoară cu pluviometre sau pluviografe, situate spaţial în posturi (staţii) pluviometrice. Precizia cantităţii medii de precipitaţii este în funcţie de numărul de posturi pluviometrice. Simpla medie aritmetică are o precizie scăzută, fapt ce a dus la folosirea unor metode care dau rezultate mai bune cum este metoda izohietelor şi metoda Thiessen. Metoda izohietelor (fig.4.1) Izohieta este locul geometric al punctelor de aceiaşi înălţime a stratului de precipitaţii

Fig.4.1. Bazin hidrografic cu curbele izohiete

Fig.4.2. Bazin hidrografic cu distribuţia poligoanelor Thiessen

-Izohietele se trasează ca şi curbele de nivel, funcţie de topografia terenului şi numărul de staţii. -Notând cu Sk (k = 1…n) suprafaţa parţială cuprinsă între izohieta k şi k+1 şi cu Pk şi Pk+1 înălţimile stratului de precipitaţii aferente izohietelor k şi k+1, iar cu S suprafaţa întregului bazin, ploaia medie pe bazin este:

( h

n

kk SPPS

P ∑ ++=1

121 ) (mm) (4.3)

Metoda Thiessen (fig.4.2) - Se trasează o reţea de triunghiuri prin unirea posturilor pluviometrice. - Se duc drepte normale la mijlocul laturilor triunghiurilor, care prin intersecţii, formează suprafeţe poligonale aferente fiecărui post pluviometric. - Notând cu Sk suprafaţa poligonului aferent postului pluviometric k, cu Pk înălţimea ploii, cu S suprafaţa bazinului, ploaia medie pe bazin este:

P = k

n

k SPS ∑11 (mm) (4.3)

4.1.2.2.DURATA PLOII Durata ploii notată cu T sau t, este reprezentată de timpul de cădere al ploii din momentul începerii şi până în momentul încetării şi se exprimă în minute sau ore Ploile torenţiale sunt ploi puternice, de cele mai multe ori de origine ciclonică (averse, furtuni, uragane) şi care sunt de scurtă durată, aceasta fiind mai mică de 24 ore.

4.1.2.3. INTENSITATEA MEDIE A PLOII.

Intensitatea medie a ploii i este raportul dintre înălţimea stratului de precipitaţii P (mm) şi durata ploii T (min):

TPi = (mm/min) (4.4)

Intensitatea medie specifică a ploii este cantitatea de apă căzută din precipitaţii în unitatea de timp pe unitatea de suprafaţă şi se măsoară în litri pe secundă şi pe hectar, adică l/s.ha. Trecerea de la intensitatea medie specifică la intensitatea medie se efectuează cu factorul 167: 1 (l/s.ha) = 167i (mm/min) /4.5) Intensitatea ploii variază în timp, de la o valoare minimă, înregistrată de obicei la începutul, respectiv sfârşitul ploii, la o valoare maximă care constituie intensitatea nucleului ploii. Nucleul ploii N (maximul) poate fi la începutul ploii, la partea finală sau pe parcursul duratei ploii.

41

Variaţia intensităţii în funcţie de durata ploii se poate reprezenta cu hietograma ploii (fig.4.3).

Fig.4.3. Hietogramele ploilor torenţiale

Cercetările simulate pe parcele elementare efectuate la noi (I.Ciortuz 1967) au demonstrat că cele mai intense scurgeri sunt generate de ploile cu nucleul N plasat în treimea finală a duratei ploi, cât şi de ploile de mare intensitate. 4.1.2.4. FRECVENŢA PLOILOR. Frecvenţa unei ploi de o anumită intensitate şi durată, este dată de numărul n de ploi de aceiaşi durată T, a căror intensitate este egală sau depăşeşte în cursul unui an intensitatea i considerată.

f = tn (4.6)

unde n = numărul de ploi înregistrate cu aceeaşi intensitate şi durată; t = perioada de înregistrare (ani), De exemplu, dacă o ploaie torenţială de intensitate i = 2 mm/min şi durata T = 15 minute se repetă de 4 ori pe an, cu intensitatea i (sau mai mare) şi cu aceiaşi durată T, frecvenţa ploii este f = 4. Dacă ploaia respectivă se repetă odată la 4 ani, frecvenţa ploii este f =1/4 = 0.25 Timpul de revenire a unei ploi tr de aceeaşi intensitate şi durată este definit ca inversul frecvenţei

tr = f1 (4.7)

4.1.2.5. SELECŢIA PLOILOR TORENŢIALE.

Selectarea, definirea şi clasificarea ploilor torenţiale nu a fost încă riguros definitivată. Există diverse criterii de selectare. Exemple:

-Se consideră ploi torenţiale (agresive) cele ale căror nucleu torenţial N pe 15 minute are o intensitate de cel puţin 0,6 mm/min. -După E.I.Berg, o ploaie este considerată torenţială, dacă pentru anumite durate este depăşită valoarea înălţimii din tabela 4.1. . Valoarea înălţimii cumulate a precipitaţiilor (E.I.Berg) Tabela 4.1.

T min 5 15 30 45 60 120 240 460 730 1440 P mm 3,5 4,5 7,1 10,3 12,0 16,0 26,5 32,5 43,2 57,6

-Criteriul G.Hellman de selecţie a ploilor torenţiale în funcţie de durata şi intensitatea ploii este redat în tabela (4.2)

42

43

loii min

a medie

a

ă n

Criteriul Hellman de selecţia ploilor torenţiale Tabela 4.2

Durata p

Intensitate mm/min

Intensitate medie excepţional mm/mi

1……5 6… 15 16…..30 31…..45 46…..60 61…120 121…180 peste 180 0,10 0,30

1,00 0,80 0,60 0,50 0,40 0,30 0,20

2.00 1,60 1,20 1,00 0,80 0,60 0,45

Corelaţia dintre intensitate şi durata ploii torenţiale are formă curbilinie, rezultată din relaţii

i = aTb ; i =

folosite în acest scop, cum sunt:

nbT )( +a ; i = a + bTn (4,6)

le intensitate-durată-frecvenţă (IDF), respectiv curbele tensit

ensităţii funcţie de aria de răspândire. În tabela 4.3. este redată aria de

renţiale scade cu creşterea duratei

şterea

feţe foarte reduse, cel mult de ordinul a zecilor de

d la e face şi după:

nt egale cu suma recipitaţiilor înregistrate în timpul unei viituri.

.1.2.6. PRECIPITAŢIILE MAXIME ANUALE ÎN 24 ORE.

logice, sunt mult mai numeroase, mai complete şi mai sigure, decât cele privind loile torenţiale.

ploilor renţiale (N.E.D

abela 4.3

e

unde a,b, n sunt parametrii climatici specifici. Dependenţa dintre intensitate şi durata ploii nu se reduce la o singură curbă, ci reprezintă o familie de curbe cu variaţia intensităţii funcţie de durata cât şi de frecvenţa (sau timpul de revenire) ploilor. In acest context se obţin curbein ate-durată-timp de revenire (IDTR). -Selecţia ploii după variaţia int

răspândire a ploilor torenţiale. Din datele prezentate rezultă u

Aria de răspândire a rmătoarele particularităţi ale intensităţii ploilor torenţiale:

- Intensitatea ploii toacesteia (tabela 4.2). - Intensitatea ploii torenţiale scade cu cre

to olgov) T Intensitatea medie a ploii torenţiale (mm/min)

Suprafaţa de răspândir (km2)

2,2……2,0 2,0……1,0 1,0……0,9 0,9……0,8 0,8……0,5

suprafeţei ei de răspândire teritorială (tabela 4.3). - Ploile torenţiale de mare intensitate acoperă suprakm2.

Deoarece adeseori ploile torenţiale se succe

0,5……0,1 350…..3500

4………8 8……..25 25……. 50 50……. 65 65……350

intervale scurte de timp, separarea lor se poat - Criteriul meteorologic, ploile fiind separate de intervale fără precipitaţii de minimum o oră. sau - Criteriul hidrologic, după care ploile sup

4 Lipsa unor înregistrări suficiente, privitoare la ploile torenţiale, nu permite prelucrări statistice necesare studiilor şi activităţii de proiectare. In acest context, pentru parametrul cantitatea precipitaţiilor P, care trebuie să fie acoperitor, se recurge la valoarea maximă anuală a precipitaţiilor în 24 de ore, datorită faptului că la noi în ţară, pentru acest parametru, înregistrările la staţiile şi posturile meteorop

44

, acoperitoare faţă de curba de asigurare obţinută pe baza datelor din ploi torenţiale,

le lunare, iar în cazuri excepţionale se apropie de valoarea medie ultian

circa 10 zile/an în zona de unte şi de 3…6 zile/an pe litoral şi în zona de câmpie (C.Diaconu,1971).

4.2. RETENŢIA SUPERFICIALĂ

4.2.1. RETENŢIA ÎN CORONAMENT (INTERCEPŢIA)

în coronament, sau simplu intercepţia) IC este cantitatea e apă

specie, vârstă, consistenţă, suprafaţa aparatului

antitatea de precipitaţii, durata, variaţia intensităţii, dimensiunea

ctorilor de care depinde retenţia în coronament conduce la valori foarte variate

au

cu

s

60% la ploile sub 10 m,

Curba de asigurare stabilită pentru precipitaţiile maxime anuale în 24 ore, poate fi considerată, în generaldeoarece: -ploile torenţiale fiind de scurtă durată, în decurs de 24 ore pot fi mai multe ploi torenţiale; -în general, o ploaie torenţială dă o cantitate de precipitaţii cel mult egală cu cea din 24 de ore; -la mai multe staţii şi posturi pluviometrice, de la noi din ţară, maximele anuale în 24 de ore depăşesc cantităţile medii multianuam uală a precipitaţiilor anuale. Din punct de vedere hidrologic şi antierozional precipitaţiile maxime anuale în 24 de ore, interesează când acestea depăşesc cantitatea de 20 mm, astfel încât să alimenteze bazinul la nivelul necesar producerii unor viituri. Frecvenţa acestor ploi, la noi în ţară este dem Retenţia în coronament (Intercepţia d reţinută de coronamentul arborilor. Retenţia în coronament depinde în principal de : -Structura şi caracteristicile arboretelor : foliar, calitatea coroanei, rugozitatea frunzelor, etc. -Caracteristicile ploii : cpicăturilor, viteza de cădere, etc. -Condiţiile atmosferice pe durata ploi : viteza şi direcţia vântului, temperatura aerului, etc. Multitudinea faale acestui parametru.

arătat că retenţia în coronament este în medie de 32% din cantitatea de precipitaţii la arboretele de molid de 50 de ani, 30% în făgetele de peste 100 ani, şi doar 15% într-o plantaţie de salcâm de7ani. Intercepţia variază proporţional

înălţimea precipitaţiilor (P.Abagiu,ş.a.1972-1985).

Astfel , în arboretele cu consistenţă plină, retenţia e te de ordinul a 20%...30% la ploile de 30…50 mm şi de circa 40%…

Cercetările efectuate la noi în ţară (C.Arghiriade, ş.a.1960)

Valo x) la ploi izolate (P.Abagiu, S.A.Munteanu 1

ţ )

rile maxime ale intercepţiei în coronament (Ima974) Tabela 4.4.

Valori maxime ale Intercep iei (mm

Specia or

(ani)

Consistenţa

continui rată

eri

Vârsta

Ploi

Ploi de lungă du cu întrerup

arboretel

11…..40 0,8 0,7……. 1,0

8 10

10 15

Molid

peste 40 0,8

0,7……. 1,0

10 12

17 20

11…..40 0.8 0,7……. 1,0

10 12

12 15

Pin

peste 40 0.8 m Structura ploilor influenţează nivelul maxim al intercepţiei. Valorile cela mai mari ale intercepţiei, peste 20 mm, s-au înregistrat la ploile de lungă durată, separate de intervale fără precipitaţii de peste o oră. Valorile cele mai mici sub 12 mm, la ploile izolate, separate de intervale

0,7……. 1,0

8 10

10 12

11…..40 0,8 0,7……. 8 16 1,0 10 18

Fag

peste 40 0.8 1,0 12 20 0,7……. 10 15

5……20 0,7…….0,8 1,0

6 10

8 12

Salcâm

21…..30 0,7…….0.8 1,0

8 10

10 12

45

nţial (P.Abagiu 1973-1980)

fără precipitaţii de mai multe zile. Pentru această categorie de ploi, legătura dintre valorile medii ale intercepţiei în coronament şi valorile medii ale precipitaţiilor este redată de ecuaţia de regresie de tip expone ( )kh

h eII −−= 1max (4.7) unde : Ih(mm) = valoarea intercepţiei la o ploaie dată ; Imax(mm) = valoarea maximă a intercepţiei corespunzătoare arboretului studiat tabela (4.4) ; h(mm) = cantitatea de precipitaţii aferente ploii date ; k = coeficient funcţie de structura arboretului (specie, vârstă, consistenţă) având următoarele valori pentru arboretele de : molid k=0,041…0,060 ; pin k = 0,031…0,045 ; fag k = 0,028 ; salcâm k = 0,044…0,050. Rezultatele cercetărilor în arboretele de molid fag şi gorun (P.Abagiu,ş.a.1973-1975) au fost transpuse în curbe de variaţie a intercepţiei de coronament în funcţie de înălţimea stratului de precipitaţii corelate cu specia , vârsta şi consistenţa. Aceste curbe au o formă parabolică, creşterile fiind rapide în primele 30 de minute, de la începutul ploii, urmând o descreştere a ritmului,ca apoi la ploi de durată mai mare intercepţia să tindă asimptotic spre valori limită, egale cu capacitatea maximă de intercepţie (fig.4.4) Aceste curbe sunt utile în proiectare.

Fig.4.4. Intercepţia în coronament pentru arborete de molid (P.Abagiu 1980) Cercetările au arătat că indiferent de tipul de pădure,cantitatea de apă reţinută în coronament este cu atât mai mare cu cât înălţimea stratului de precipitaţii şi evident intensitatea sunt mai mici. Interecpţia are loc pe toată durate ploii până la valoarea limită maximă. Dacă ploaia este intermitentă, capacitatea de retenţie se reface în timp. Vântul reduce capacitatea de retenţie a precipitaţiilor în coronament (R.Gaspar, 1982). Prin prisma intercepţiei, fondul forestier al României, prezintă o zonalitate naturală favorabilă deoarece (V.Giurgiu) : - În zonele montane înalte, bogate în precipitaţii, arboretele de răşinoase asigură o intercepţie sporită a acestora, ceea ce conduce la reducerea şi atenuarea debitelor maxime. - În zonele de câmpie şi colinare, cu precipitaţii deficitare, speciile de foioase sunt cele mai potrivite. - În zona munţilor mijlocii, cu precipitaţii relativ bogate, soluţia optimă este cea a arboretelor amestecate de răşinoase cu fag. 4.2,2, RETENŢIA ÎN LITIERĂ Retenţia în litieră RL este cantitatea de apă reţinută în litieră. Cercetările din ţara noastră din perioada 1960 – 1974 (C.Arghiriade, I.Ciortuz, P.Abagiu, S.A.Munteanu) au arătat că retenţia în litieră variază înre 5% şi 30% din cantitatea de precipitaţii căzute, fapt ce confirmă rolul hidrologic şi antierozional al litierei. Retenţia în litieră depinde de :

- Structura specifică a litierei. - Grosimea şi gradul de afânare a litierei. - Gradul de umectare, urmare precipitaţiilor căzute anterior. - Durata şi intensitatea ploii, etc.

Fig.4.5. Retenţia în litiera arboretelor de pin (P.Abagiu 1973)

Curba specifică a variaţiei retenţiei în litieră, funcţie de durata ploii (fig.4.5), prezintă ca şi în cazul intercepţiei, o creştere rapidă în primele 30 minute, urmând o descreştere, curba devenind asimptotică la o paralelă cu abscisa (durata ploi). Aceste curbe se numesc curbe de saturaţie. Corelaţia dintre capacitatea de precipitaţii reţinute de litieră Rh la o ploaie de h (mm) şi capacitatea maximă de retenţie în litieră Rmax este redată de ecuaţia de regresie (P.Abagiu 1973) : ( )11.

max 1a

o hah eRR

+−−= (4.8) unde coeficienţii a0 şi a1 sunt redaţi în tabela 4.5. Parametrii Rh şi Rmax sunt exprimaţi în litri/1 kg litieră. Un kg litieră de molid poate reţine 3.4 litri de apă, iar un kg de litieră de pin reţine 4.2…4.6 litri de apă. In cazul ploilor izolate simulate, retenţia în litieră a reprezentat între 28% şi 53% din capacitatea de retenţie maximă, care se realizează în momentul când stratul de litieră ajunge să fie saturat de apă.

Parametrii a0 şi a1 din ecuaţia de regresie (4.8) (P.Abagiu, S.A.Munteanu 1974)

Tabela 4.5. Valorile a0 şi a1 la arborete de Pin în vârstă de Molid în vârstă de

Parametrii ecuaţiei a0,a1 11-20 ani >20 ani 11-20 ani >20 ani a0 a1

0,149 0,629

0,185 0,686

0,243 0,772

0,362 0,816

4.2.3. RETENŢIA ÎN DEPRESIUNILE DE SUPRAFAŢĂ Retenţia în depresiunile de suprafaţă sau stocajul apei de suprafaţă RD, este cantitatea de apă acumulată în aceste depresiuni. Stocajul apei de suprafaţă depinde de topografia terenului dar în special de microtopografia acestuia, ceea ce ne duce la depresiuni cu suprafaţă mică, respectiv la microdepresiuni existente în mod natural sau create artificial (de exemplu cele ca urmare a aplicării anumitor tehnici de pregătire a terenului sau combatere a scurgerii de suprafaţă) La ploi torenţiale, în microdepresiunile de suprafaţă, cu capacitatea de infiltraţie în sol mică, se acumulează o cantitate de apă denumită şi capacitate de retenţie de suprafaţă. După încetarea ploii, apa înmagazinată în microdepresiuni se infiltrează în sol, care este folosită de vegetaţie, iar o parte se evaporează, astfel încât microdepresiunile de suprafaţă sunt mici rezervoare de apă temporare.

46

47

Valorile capacităţii de retenţie în microdepresiunile de suprafaţă variază între 0,5 şi 1,0 l/m2, în funcţie de dimensiunile, distribuţia pe suprafaţă şi gradul de impermiabilitate al microdepresiunilor, şi în secundar de caracteristicile ploii. 4.2.4. RETENŢIA SUPERFICIALĂ – PARAMETRU HIDROLOGIC (Z) Retenţia superficială Z reprezintă suma dintre intercepţia în coronament IC., retenţia în litieră RL şi retenţia în microdepresiunile de suprafaţă RD. Z = IC + RL + RD (4.9) Complexitatea retenţiei superficiale, multitudinea factorilor de care depinde aceasta, implică adoptarea unor valori corespunzătoare în calculele hidrologice. Valorile retenţiei, adoptate în calcule, sunt în general mai mici decât valorile care sunt rezultate din cercetări. Aceste valori mai mici nu redau neapărat valori corespunzătoare capacitătii maxime de retenţie, ci valori medii sau chiar minime ale retenţiei în coronament, în litieră şi în microdepresiunile de suprafaţă. Pentru bazinele hidrografice torenţiale din ţara noastră, valorile parametrului Z, utilizate în calculele hidrologice sunt stabilite pe categorii de terenuri, diferenţiate între ele funcţie de folosinţele acestuia, respectiv de unele caracteristici ale terenului şi ale vegetaţiei (tabela 4.6) Retenţia precipitaţiilor de către vegetaţie,litieră şi microdeperesiunile de la suprafaţa terenului Z (mm) pentru ploi torenţiale însoţite de furtună (R.Gaspar,1985) Tabela 4.6.

Z (mm) pentru ploi de

Nr crt

Categoria de teren (F/R = Foioase/Răşinoase)

30 mm 60 mm 1 Stâncă, beton, asfalt 1 1 2

Teren erodat de gradul e3 sau e4 fără vegetaţie; albii şi Maluri nude, drumuri de pământ.

1

1

3

Teren cultivat cu prăşitoare după panta maximă Idem, după curba de nivel

2 3

2 5

4

Teren cultivat cu cereale-păioase după panta maximă Idem, după curba de nivel

2 3

2 5

5 Vatră de sat (20% construcţii şi drumuri, 80% teren arabil 3 3 6 Livadă pe teren mobilizat neterasat 3 3 7 Păşune degradată, sol erodat de gradul e3 sau e4 2 2 8 Păşune de calitate mijlocie 3 3 9

Păşune de bună calitate. Fâneaţă naturală bună periodic păşunată

4

4

10 Păşune naturală foarte bună, iarbă deasă şi înaltă ≥ 30 cm 5 6 11 Plantaţie tânără sau seminţiş natural, buruieni şi ierburi 4 5 12 Nuieliş-prăjiniş, consistenţa 0,6, litiera 2 cm grosime (F/R) 4/5 5/6 13 Nuieliş-prăjiniş, consistenţa 0,8, litiera 2 cm grosime (F/R) 6/6 7/8 14 Nuieliş-prăjiniş, consistenţa 1,0, litiera 2 cm grosime (F/R) 6/8 8/10 15 Păriş-codru, consistenţa 0,6, litiera de 3 cm grosime (F/R) 6/7 7/9 16 Păriş-codru, consistenţa 0,8, litiera de 3 cm grosime (F/R) 7/9 9/11 17 Păriş-codru, consistenţa 1,0, litiera de 3 cm grosime (F/R) 8/10 10/12 18

Pădure degradată, consisteţa 0,3-0,5, în rest ierburi păşunabile

5

6

48

In valorile lui Z prezentate în tabela (4.6), este inclus şi stocajul ZD din microdepresiunile de suprafaţă. Pentru terenurile agricole, valorile lui Z s-au preluat din lucrări de specialitate, care însă au fost verificate cu ecuaţia lui Horton: Z = b + c.h (4.10) unde Z (mm) = înălţimea stratului de apă reţinut, h (mm) = înălţimea stratului de precipitaţii, b şi c = coeficienţi care depind de tipul de vegetaţie şi înălţimea plantelor. In cazul trenurilor cu vegetaţie forestieră s-a ţinut seama de rezultatele cercetărilor din ţara noastră şi din alte ţări. Valoarea retenţiei superficiale Z este şi în funcţie de eficienţa hidrologică a arboretelor şi de dinamica acestora, urmare intervenţiilor silviculturale. Sistemul a fost propus de A.Apostol 1972, ulterior fiind completat şi adaptat de Magdalena Ionescu, P.-Dumiterscu şi N.Lazăr (1973…1987). Cartarea hidrologică calitativă a arboretelor este redată în tabela (4.8), iar valoarea retenţiei superficiale rezultă din relaţia: : Z = a.H0,2 (4.11) unde a = coeficient diferenţiat pe categorii hidrologice de arborete (tabela 4.7) , H (mm) = înălţimea stratului de precipitaţii

Valoarea coeficientului a Tabela 4.7

Categorie şi subcategorie A B2 B1 C1 C2,B2 C3,D1 D2 D3

Coeficientul a 6,5 5,5 5,0 4,5 4,0 3,0 2.0 1,0 Cartarea hidrologică calitativă a arboretelor Tabela 4.8. Cate-goria

Sub- categoria

Elementele care determină eficienta hidrologică a arboretului. şi dinamica acesteia, in urma unor intervenţii silviculturale

1 2 3 A Eficienţă hidrologica ridicată : arborete mai mult sau mai puţin pluriene, din clasele III...

VI de vârstă şi I... II de producţie, cu consistenta plină, cu subarboret sau pătură erbacee, cu litieră continuă normală sau groasă, situate pe soluri profunde, cu textură nisipoasă sau uşoară. în urma exploatării trec in subcategoria (C1 sau C2)

B Eficienta hidrologică mijlocie : arborele mai mult sau mai puţin echiene, din clasele III. . . VI de vârstă şi I. . . V de producţie, cu consistenţa variabilă, cu litiera continuă normală sau subţire, situate pe soluri mijlocii profunde (uneori scheletice), cu textura uşoară sau mijlocie.

B1 — Arborete parcurse cu tăieri de regenerare (cu indice de acoperire sau consistenţa sub 0,7) care pot evolua in subcategoria C1 (C2) în urma aplicării tratamentului tăierilor progresive sau succesive, sau în subcategoria B2 la încheierea aplicării tratamentului cu perioadă lungă de regenerare.

B2 — Arborete din clasele II sau III de vârstă cu consistenţă plină, care pot fi conduse prin operaţiuni culturale fie spre categoria A (dacă sunt situate pe staţiuni de productivitate superioară), fie spre subcategoria Bt (dacă staţiunea suferă o degradare in urma unor calamităţi naturale sau a unor Intervenţii antropice).

B3 — Arborete din clasele IV. . . V de producţie, situate pe staţiuni de productivitate mijlocie sau inferioară, care nu pot fi influenţate, in vederea creşterii eficienţei hidrologice şi care pot rămâne in situaţia actuală (dacă sunt în grupa I) prin aplicarea tratamentelor adecvate, sau trec iu urma exploatării (dacă sunt in grupa II) spre C1 (C2).

C Eficienţă hidrologică redusă : arborete din clasa I de vârstă (dacă productivitatea este ridicată sau mijlocie) sau din clasele II. . . VI de vârstă (dacă productivitatea este scăzută), cu litiera subţire sau fără litieră, situate pe soluri superficiale, cu textură uşoară sau mijlocie.

49

Cate-goria

Sub- Elementele care determină eficienta hidrologică a arboretului. categoria şi dinamica acesteia, in urma unor intervenţii silviculturale

1 2 3 C1 — Arborele tinere, din clasa I de vârstă, cu reuşita bună (0,7. . . . 1,0), cu starea de masiv

încheiată ; in mod normal arboretele - evoluează în decurs de minim 10 ani, fie în subcategoria B1 (dacă. sunt situate pe staţiuni de productivitate superioară sau mijlocie), fie în subcategoria B3 (C2) pe staţiuni slab productive.

C2 — Arborete cu reuşita regenerărilor sub 70% in urma tăierilor în benzi sau definitive, care necesită completări şi care vor (rece in subcategoria C1 — după completarea regenerării (sau plantaţiei).

C3 — Arborete situate Ia limita altitudinală a vegetaţiei sau rarişti situate pe staţiuni slab productive, care, nemaiputând Ii influenţate in vederea creşterii rolului hidrologic, rămân in situaţia actuală.

D Eficienţă hidrologică scăzută : suprafeţe cuprinse in fond forestier, care se definesc după destinaţia lor astfel :

D1 — Suprafeţe afectate împăduririlor (clasă de regenerare), ocupate de poieni, de culturi de arbuşti fructiferi, de pepiniere sau plantaje, care, dacă se plantează, evoluează spre subcategoria C1

D2 — Suprafeţe ocupate de drumuri şi talveguri, care se menţin în situaţia actuală, sau de pornituri de teren care in urma lucrărilor de ameliorare pol evolua spre subcategoria D1.

D3 — Suprafeţe total neproductive, ocupate de stâncării fără vegetaţie forestieră, care nu pot fi influenţate in .vederea creşterii rolului lor hidrologic.

4.3. INFILTRAŢIA APEI ÎN SOL. Infiltraţia în sol constă în transferul apei de la suprafaţa solului în interiorul acestuia, sub acţiunea gravitaţiei şi capilarităţii. Infiltraţia gravitaţională este specifică solurilor cu textură mijlocie, mare şi structură granulară, cu interstiţii mari între agregatele de sol, iar infiltraţia capilară are loc în solurile cu textură foarte fină şi structură compactă. In procesul de infiltraţie se distinge:

-Regimul de infiltraţie sau capacitatea de infiltraţie (sau viteza de infiltraţie, rata de infiltraţie, infiltrabilitatea) i(t) (mm/h) care reprezintă fluxul de apă penetrant în sol. Regimul de infiltraţie depinde în primul rând de regimul de alimentaţie cu apă şi de proprietăţile solului. Rata (cuantumul) de infiltraţie este maxim la începutul ploii, după care descreşte rapid şi tinde spre o valoare asimptotic constantă (fig.4.6)

Fig.4.6. Variaţia regimului de infiltraţie i(t) şi a infiltraţiei cumulate I(t).

Dintre funcţiile de infiltraţie utilizate, funcţia de tip hiperbolic a lui Horton este : ( ) ( ) kt

ff eiiiti −−+= 0 (4.12)

unde i(t) (cm/s) = capacitatea de infiltraţie corespunzător lui t ; i0 (cm/s) = capacitatea de infiltraţie iniţială ; if (cm/s) = capacitatea de infiltraţie finală ; k (min-1) = parametru funcţie de natura solului ; t = timpul scurs de la începutul ploii - Infiltraţia cumulată I(t) (mm) este volumul total de apă (grosimea lamei de apă ) infiltrată în timpul t (fig.4.6) este dată de relaţia :

( ) ( ) ( ktff

te

kii

tidttitI −− )−+== ∫ 1.. 0

0 (4.13)

- Conductivitatea hidraulică de saturaţie Ks reprezintă valoarea limită a ratei de infiltraţie când solul este saturat şi omogen. - Capacitatea de absorbţie reprezintă fluxul de apă maximal pe care solul este capabil să-l absoarbă, şi depinde de conductivitatea hidraulică, textura şi structura solului. Infiltraţia depinde de următorii factori principali : - Tipul de sol (structură, textură,porozitate) care prin caracteristicile sale influenţează forţele de capilaritate şi adsorbţie rezultând forţele de sucţiune, participante la infiltraţie. - Gradul de compactare a suprafeţei solului şi gradul de eroziune al acestuia. - Folosinţa terenului şi gradul de acoperire cu vegetaţie şi caracteristicile acesteia. In bazinele hirografice torenţiale mici de exemplu Valea lui Bogdan-Prahova, în condiţii identice de porozitate a solului (65%...70%), sub un arboret de molid molid de 15 ani viteza de infiltraţiw a fost de circa 76mm/oră, iar sub un arboret de molid de 65 ani, viteza a fost 100 mm/oră (P.Abagiu 1980). - Morfometria terenului, în mod deosebit declivitatea acestuia. - Intensitatea precipitaţiilor - Gradul de umezire antecedentă care are o importanţă deosebită, deoarece este evident că atunci când terenul este saturat de apă, infiltraţia ca parametru hidrologic devine neglijabilă în bilanţul hidrologic. Pentru determinarea infiltraţiei se folosesc diverse relaţii şi grafice Relaţiile lui D.L.Armand determină infiltraţia în funcţie de textura solului, durata şi cantitatea ploii. Astfel pentru:

-Categoria I- foarte uşoară ( nisipoasă…nisipo-lutoasă) :

I = 0,64.T0,35.H0,65 (4.14)

-Categoria II- u;oară (luto-nisipoasă…lutoasă) : I = 0,51.T0,30.H0,70 (4.15)

-Categoria III- mijlocie (lută-argiloasă) : I = 0,48.T0,28.H0,72 (4.16) -Categoria IV- grea (argilo-lutoasă…argiloasă) : I = 0,35.T0,18.H0,82 (4.17) In relaţiile (4.14)….(4.17) T (min) = durata ploii; H (mm) =cantitatea de precipitaţii. In figura (4.7) sunt redate curbele infiltraţiei cumulate (totale) funcţie de durata ploii şi

categorii de terenuri.

50

Fig.4.7. Curbele infiltraţiei cumulate funcţie de durata ploii şi categorii de terenuri

(Prelucrare după E.V.Boldakov) 4.4. SCURGEREA DE SUPRAFAŢĂ. Scurgerea apei poate fi de suprafaţă, hipodermică şi subterană Scurgerea de suprafaţă tipică are loc la nivelul versanţilor în timpul ploilor importante. Ea se

interferează cu scurgerea hipodermică care se produce în stratul superior afânat al solului. Scurgerea subterană antrenează curenţii din reţeaua subterană. Modalitatea de reacţie a unui bazin la o sumă de solicitări se numeşte răspuns hidrologic (A.Musy) In cazul ploilor torenţiale pe un bazin versant, răspunsul hidrologic se manifestă rapid prin scurgerea de suprafaţă In contextul formării scurgerii (viiturii) torenţiale, ca fenomen fundamental al proceselor torenţiale, este evident că în ecuaţia de bilanţ a ploilor torenţiale scurgerea de suprafaţă este parametrul cel mai important.

Din ecuaţia de bilanţ a ploilor torenţiale, rezultă expresia analitică a scurgerii de suprafaţă SC:

SC = P – Z – I (4.18)

care reprezintă efectiv ploaia netă respectiv fracţiunea din ploaia torenţială brută care participă totalmente la scurgerea de suprafaţă. Cu relaţia (4.18) se determină în mod direct scurgerea de suprafaţă. O modalitatea indirectă de determinare a scurgerii este cea prin utilizarea coeficientului de scurgere. Din multitudinea de parametri şi factori care s-au evidenţiat, de care depinde scurgerea de suprafaţă, este foarte importantă selectarea celor factori cu influenţă semnificativă asupra scurgerii. Cercetările au relevat, că scurgerea de suprafaţă este cea mai activă în bazinele cu substrate marno argiloase, soluri cu textură grea, care sunt tasate, suprafaţa fiind nudă sau foarte slab protejată. La polul opus fiind terenurile cu depozite de pietrişuri şi nisipuri, soluri cu textură uşoară, afânate, permeabile, cu înveliş vegetal compact şi bine întreţinut.

51

s Panta terenului este un parametru foarte important al scurgerii de suprafaţă. Cercetările efectuate în Vrancea ( R.Gaspar ş.a.1982) privind influenţa pantei în corelaţie cu folosinţa terenului şi gradul de eroziune au dus la următoare concluzii: -În pădure, pe roci greu permeabile, pe versanţi cu panta de 50%, scurgerea a fost de două ori mai redusă ca pe cele cu panta de 100%. -Pe solurile în pantă bine înierbate, cu gradul 1-2 de eroziune, scurgerea a fost de 5-20 ori mai mică decât pe solurile slab înierbate cu gradul 4-5 de eroziune. -In pădure pe roci greu permeabile, scurgerea a fost de 6-20 ori mai mică decât pe terenul nud

-Reducerea gradului de împădurire, cu creşterea clasei de regenerare (peste 20%) şi cu micşorarea consistenţei pădurii (sub 0,6) duce la creştere semnificativă. a scurgerii respectiv a debitelor lichide maxime (fig.4.8)

Fig.4.8. Variaţia debitului maxim funcţie de suprafaţa bazinului

procentul de împădurire (A.Apostol 1972) In relaţia de bilanţ (4.18), din ploaia brută P, se scade retenţia superficială Z şi infiltraţia I. Rezultă că se obţine valoarea ploii nete Pn respectiv valoarea stratului net de precipitaţii,care generează scurgerea de suprafaţă SC..

Durata eficace a ploii Te reprezintă perioada din ploaie în care aceasta alimentează stratul scurs. Cantitatea ploii nete Pn şi durata eficace a ploii Te sunt parametrii ploii nete. Este evident că în cazul în care intensitatea pierderilor stratului de precipitaţii este mai mare decât intensitatea acestora în intervalul iniţial al ploii T, nu se produce scurgere de suprafaţă, caz în care Tc < T.

Separaţia dintre ploaia reţinută superficial şi cea infiltrată şi ploaia care se scurge la suprafaţă se numeşte funcţie de producţie (A.Musy)

Coeficientul de scurgere” c” rezultă din relaţia (4.18):

IZ ccPI

PZ

PP

PScc −−=−−== 1 (4.19)

unde cZ = Z/P este coeficientul retenţiei; cI = I/P este coeficientul infiltraţiei

Coeficienţii retenţiei şi infiltraţiei au fost determinaţi şi transpuşi în grafice de N.Lazăr şi I.Clinciu (1987), având la bază relaţia (4.11) pentru coeficienţii retenţiei figura (4.9) şi relaţiile (4.14)…(4.17) pentru coeficienţii infiltraţiei figura (4.10). Din aceste grafice cât şi cercetările efectuate, rezultă în mod evident următoarele: - Coeficientul retenţiei scade cu descreşterea eficienţei hidrologice a arboretelor şi cu creşterea înălţimii stratului de precipitaţi.

- Coeficientul infiltraţiei scade de la solurile foarte uşoare la cele grele şi cu creşterea intensităţii ploii.

52

Fig.4.9. Coeficientul retenţiei cZ

(N.Lazăr,I.Clinciu,1987)

Fig.4.10. Coeficientul infiltraţiei cI (N.Lazăr,I.Clinciu,1987)

Cercetările efectuate de N.Lazăr (1984) au dus la următoarele valori ale coeficientului de

scurgere pentru bazine hidrogtafice torenţiale mici: c < 0,2 pentru arborete din categoria hidrologică A : c = 0,2…0,5 pentru arborete din categoria hidrologică B şi C; c > 0,4 pentru arborete din categoria hidrologică D. Valorile coeficientului de scurgere, utilizate conform normelor metodologice, sunt cele adaptate după Frevert de R.Gaspar (1978) tabela (4.9).

Valorile coeficientului de scurgere Adaptare după Frevert de R.Gaspar 1972

Tabela 4.9 Textura solului

Folosinţa Panta terenului nisipo-lutoasă luto-

nisipoasă lutoasă

luto-argiloasă argiloasă

0 1 2 3 4 0 - 5% 0,10 0,30 0,40 5-10% 0,25 0,35 0,50

10-30% 0,30 0,40 0,60

Pădure > 30% 0,32 0,42 0,63

0 - 5% 0,15 0,35 0,45 5-10% 0,30 0,40 0,55

10-30% 0,35 0,45 0,65

Păşune >30% 0,37 0,47 0,68

0 - 5% 0,30 0,50 0,60 5-10% 0,40 0,60 0,70

10-30% 0,50 0,70 0,80

Culturi agricole

> 30% 0,53 0,74 0,84

53

4.5. DEBITUL LICHID MAXIM DE SCURGERE. 4.5.1.TRANSFORMAREA PLOII ÎN SCURGEREA DE SUPRAFAŢĂ.. După Horton, transformarea ploii în scurgerea de suprafaţă, respectiv în hidrograful scurgerii,

rezultă din folosirea a două funcţii (fig.4.11).

Fig.4.11. Transformarea ploii în hidrograful scurgerii.

- Funcţia de producţie care permite determinarea hietogramei ploii brute şi ploii nete. -Funcţia de transfer care permite determinarea hidrografului scurgerii, care reprezintă variaţia

debitului în funcţie de timp rezultat din ploaia netă. Forma hidrografului scurgerii este în general o curbă clopot asimetrică.

La transferul de la hietograma ploi la hidrograful scurgerii intervin toate caracteristicile meteorologice, fizice şi hidrologice ale bazinului versant considerat.

Determinarea unei relaţii analitice riguroase între precipitaţii şi debit este foarte dificilă. Durata scurgerii Ts diferă de durata ploii brute T , cât şi durata ploii nete Te. Scurgerea începe după un interval de timp de la declanşarea ploii torenţiale şi mai continuă un

timp după oprirea acesteia. Suprafaţa cuprinsă între curba hidrografului şi abscisă reprezintă volumul scurgerii respectiv

volumul ploii nete.

54

4.5.2. DEBIT MAXIM. PROBABILITATEA DE DEPĂŞIRE A DEBITULUI MAXIM. În studiile hidrologice şi proiectarea lucrărilor distingem: -Debitul maxim de calcul care este debitul maxim teoretic, luat în considerare pentru

dimensionarea lucrărilor. -Debitul maxim de verificare care sete debitul maxim teoretic, luat în considerare pentru

verificarea construcţiilor. Mărimile hidrologice cu caracter de masă, cum sunt şi debitele maxime de viitură, se

încadrează în categoria fenomenelor aleatorii. În acest context valorile acestor debite nu se iau ca valori de sine stătătoare, ci în asociere cu probabilităţile de depăşire corespunzătoare, dar în funcţie de anumite criterii de importanţă a lucrărilor.

Probabilitatea de depăşire a debitului maxim sau asigurarea debitului maxim este raportul, exprimat în procente, dintre numărul anilor n în care a fost depăşită o anumită valoare a acestui debit şi numărul total de ani N luaţi în considerare.

p% = 100.Nn (4.20)

De exemplu, dacă debitul Q = 8 m3/s a fost depăşit de două ori (n = 2) într-o sută de ani (N = 100), asigurarea este de p = 2%.

Adoptarea unei anumite probabilităţi p% este echivalentă cu: -asigurarea că într-o perioadă de până la 1/p% nu se va realiza (probabil) o valoare mai mare

decât cea considerată (având probabilitatea p%); -o perioadă de repetare a valorii considerate este de 1/p% ani, -cu cât probabilitatea p% este mai mică, cu atât valoarea cu care această probabilitate este mai

mare. În general debitul maxim de probabilitate p%, nu corespunde ploii de aceiaşi probabilitate.

Aceasta datorită faptului că la geneza debitului lichid nu participă numai ploaia ci mulţi alţi factori arătaţi anterior. Rezultă că la data proiectării trebuie definitivată starea fizico-geografică probabilă a bazinului considerat, pentru perioada egală cu durata de funcţionare normată a lucrărilor, iar debitul lichid maxim să fie stabilit corespunzător acestei stări. Totuşi pentru simplificare se admite că valoarea coeficientului de scurgere depinde numai de ploaia de calcul luată în considerare, adică debitul are aceiaşi probabilitate ca ploaia de calcul care la generat.

Probabilitatea de depăşire de 1%, este considerată probabilitatea de referinţă. Normativul de proiectare prescrie modul de determinare a debitului maxim de viitură de

probabilitate 1%,(Qmax.1%) denumit debitul de referinţă, plecând de la ploaia. de aceiaşi probabilitate. Trecerea de la acest debit de referinţă la alt debit maxim corespunzător altei probabilităţi p% se face cu ajutorul relaţiei:

Qmax.p% = Kp%.Qmax.1% (4.21) unde Kp% este un coeficient corespunzător probabilităţii de depăşire p% şi este redat în tabela

4.10 . Valorile coeficientului Kp% (după Kriţkii – Menkel) Tabela 4.10

p% 0,1 0,2 0,3 0,5 1,0 2,0 3,0 5,0 10,0 Kp% 1,89 1,61 1,41 1,23 1,00 0,78 0,68 0,57 0,42

4.5.3. PLOAIA DE CALCUL. Ploile reale, aşa cum sunt în natură, au o structură foarte neregulată, aşa încât se recurge la

modele matematice denumite ploi de calcul. 55

Ploaia de calcul se caracterizează în general prin creşterea stratului de precipitaţii (de o anumită frecvenţă) în raport cu durata ei, după o curbă parabolică, dar printr-o reducere în timp a intensităţii, după o curbă hiperbolică.

Parametrii ploii de calcul sunt: - Înălţimea stratului de precipitaţii P (mm) având o anumită probabilitate p% - Durata ploii de aceiaşi probabiltate T (min). - Intensitatea medie a ploii ip% (mm/min) de probabilitate p%. Metodele de determinare a parametrilor ploii de calcul se pot grupa în două categorii: - Metode ale statisticii matematice, care au la bază înregistrări pluviometrice complete pe o

perioadă suficient de lungă. - Metode şi procedee specifice a datelor din zona în care se integrează bazinul hidrografic, când

lipsesc înregistrările necesare şi suficiente din punct de vedere statistic. Insuficienţa înregistrărilor directe privind ploile torenţiale în bazinele hidrografice torenţiale

mici, a dus la utilizarea procedeelor care iau în considerare precipitaţiile maxime anuale în 24 ore, care sunt mai numeroase şi mai complete, şi aşa cum s-a arătat ele sun acoperitoare.

În acest context, procedeul elaborat de Maria Platagea 1974 pentru determinarea parametrilor ploii de calcul, are al bază fondul de date acumulate în România privind ploile maxime anuale în 24 ore, care au fost folosite pentru determinarea parametrilor principali ai curbelor de distribuţie a probabilităţii stratului de precipitaţii (media, coeficientul de variaţie şi coeficientul de asimetrie), stabilind înălţimile statului de precipitaţii la asigurările de 0,1%, 0,5%, 1.0%, 5,0%, 10,0%, şi 20,0%. Şirurile precipitaţiilor maxime anuale în 24 ore au fost unificate în limitele a 22 zone pluviale (fig.4.12), zona de munte (M1…M5), zona de deal (D1..D12), şi zona de câmpie (C1…C5).

Fig.4.12. Zonele pluviale de pe teritoriul României (M.Platagea 1974). In tabela (4.11) este redată intensitatea medie a ploii de calcul i = P/T (mm/min), pentru cele

22 zone pluviale. la probabilitatea de 1%, prelucrare după M.Platagea 1974, de către R.Gaspar 1978, pentru durata ploii de 10, 20, 30, 40, 60, 80. 100, şi 200 minute.

56

57

Intensitatea medie a ploii de calcul, i = P/T (mm/min),având durata T (min) pe zone pluviale (fig.4.12), la probabilitatea de 1% (Prelucrare după M.Platagea de R.Gaspar 1978) Tabela 4.11

Durata ploii T (min) Zona pluvială 10 20 30 60 80 100 200 0 1 2 3 4 5 6 7

M1 2,50 1,80 1,46 1,04 0,82 0,68 0,39 M2 2,81 2,04 1,61 1,17 0,99 0,84 0,50 M3 2,84 2,01 1,66 1,16 0,93 0,77 0,43 M4 2,83 1,98 1,62 1,09 0,88 0,72 0,42 M5 2,55 1,80 1,45 1,04 0,81 0,68 0,3 7 D1 2,97 2,00 1,59 1,06 0,84 0,70 0,42 D2 3,33 2,22 1,71 1,11 0,88 0,75 0,41 D3 2,48 1,64 1,29 0,86 0,67 0,56 0,33 D4 2,53 1,66 1,30 0,86 0,67 0,57 0,33 D5 2,81 1,84 1,46 0,90 0,75 0,64 0,37 D6 3,00 2,00 1,59 1,04 0,81 0,68 0,39 D7 3,33 2,19 1,70 1,11 0,87 0,72 0,40 D8 3,36 2,16 1,68 1,12 0,87 0,75 0,43 D9 3,26 2,19 1,71 1,13 0,88 0,75 0,43 D10 3,30 2,21 1,69 1 ,10 0,87 0,74 0,41 D11 3,36 2,09 1,63 1,03 0,81 0,69 0,37 D12 3,60 2,29 1,82 1,22 0,96 0,79 0,43 C1 5,41 2,10 1,63 1,04 0,82 0,67 0,38 C2 3,40 2,13 1,63 1,03 0,81 0,67 0,38 C3 3,76 2,29 1,77 1,11 0,88 0,74 0,42 C4 3,84 2,34 1,80 1.12 0,89 0,75 0,43 C5 3,75 2,29 1,78 1,12 0,87 0,74 0,42

Datele din tabela (4.11) transpuse în grafice, facilitează determinarea intensităţii medii i1%. Rezultă din nou că intensitatea ploii scade cu creşterea duratei ploii, iar înălţimea precipitaţiilor pentru o ploaie de o anumită durată scade cu creşterea probabilităţii p%.

Alte metodele de determinare a parametrilor ploii de calcul: - Metoda statistică temporală spaţială pentru calculul ploilor maxime C. Diaconu 1990 - Metoda grafo-analitică Al. Apostol 1958-1967. - STAS-9470-73. - Metoda elaborată de Gh. Platagea pe baza formulei lui Alexeev

4.5.4. CALCULUL DEBITULUI LICHID MAXIM: 4.5.4.1. CONSIDERATII GENERALE. Corectarea (amenajarea) torenţilor implică cunoaşterea parametrului fundamental şi anume a debitului lichid maxim probabil generat de ploi, zăpadă, respectiv de ploaie şi zăpadă. În timp au fost elaborate şi utilizate numeroase metode de determinare a debitului lichid maxim de scurgere (viitură) Metodele de calcul al debitelor maxime se pot încadra în două grupe mari: - Metode directe bazate pe înregistrări hidrometrice de lungă durată. - Metode indirecte care folosesc un minim de date higrometrice. Lipsa respectiv insuficienţa datelor pluviometrice şi hidrometrice din bazinele hidrografice torenţiale cu suprafeţe mici, implică folosirea deocamdată a metodelor indirecte. Institutul de Cercetări şi Amenajări Silvice a oficializat cu acordul Institutului de Meteorologie şi Hidrologie, o metodologie specială, care a fost completată succesiv, pentru calculul debitului maxim lichid de viitură, aplicabilă cursurilor de apă permanente sau semi permanente (care seacă mai rar o dată la doi trei ani) cu bazin având suprafaţa până la 1000 ha, cât şi pentru cursurile de apă temporare (care seacă în fiecare an) bazinul având suprafaţa de 5000 ha.

4.5.4.2. FORMULA RAŢIONALĂ DE CALCUL A DEBITULUI LICHID MAXIM. Formula raţională de calcul a debitului maxim este cunoscută din literatura de specialitate americană şi cea engleză încă din secolul al XIX-lea (T.J. Kuickling 1889). Această formulă se aplică în activitatea de proiectare. Raţionalitatea a acestei formule rezultă din structura derivată a definiţiei debitului:

Q = SicSTPc

TW .... == (4.22)

unde: Q = debitul de lichid; W = c.P.S = volumul de apă scurs; T = durata ploii; c = coeficientul de scurgere; P = cantitatea de precipitaţii; i = P/T = intensitatea ploii; S = suprafaţa aferentă secţiunii de calcul. Ipoteza fundamentală admisă în formula raţională este : Intr-un bazin dat şi o ploaie de asigurare dată, debitul maxim corespunde ploii a cărei durată T este egală cu timpul de concentrare a scurgerii în bazin TC (T = TC). Timpul de concentrare a scurgerii în bazin TC este timpul necesar curentului de apă pentru a parcurge distanţa dintre punctul cel mai îndepărtat hidrologic şi secţiunea de calcul considerată. Timpul de concentrare a scurgerii, conform relaţiei lui Kirpich este: TC = 0,0078.K0,77 (minute) (4.23)

unde I

LK .28,3= (4.24)

iar L (m) = lungimea celui mai lung parcurs; I = panta celui mai lung parcurs, considerat din punct de vedere hidrologic. Timpul de concentrare a scurgerii TC, conform normelor, este dat de relaţia:

5,05,05,0a

a

b

vC I

LKILT += (minute) (4.25)

unde Lv (m) = lungimea medie a versanţilor din bazin ; Ib (tangenta) = panta medie a bazinului; La(m) = lungimea albiei principale; Ia (tangenta) = panta medie a albiei principale; K = coeficient care depinde de rugozitatea albiei: K = 0,00167 pentru albii neînierbate K = 0,00278 pentru albii înierbate Pentru probabilitatea de depăşire de 1%, formala raţională are forma: Qmax.1% = 0,167.c.i1%.S (4.26) unde: Qmax.1% (m3/s) = debitul maxim de referinţă; c = coeficientul mediu de scurgere i1%(mm/min) = intensitatea medie a ploii de calcul (considerând T = TC), S (ha) = suprafaţa bazinului. Formula raţională este folosită în ţara noastră, în trei variante, pentru o suprafaţa a bazinului: până la 5000 ha, până la 2000 ha şi până la 1000 ha. Dacă în formula raţională (4.26) se consideră coeficientul de scurgere c = 1, rezultă: Qe1% = 0,167.i1%.S (4.27) în care debitul maxim Qe1% corespunde unui bazin ipotetic cu subtratul litologic impermeabil (I=0),lipsit de sol, înveliş vegetal şi mcrodepresiuni (Z=0) la suprafaţa sa. Acest bazin ipotetic se numeşte bazin torenţial morfo-etalon, iar debitul pe care îl propagă se numeşte debitul maxim de viitură morfo-etalon (I.Clinciu 1983).

Distribuţiile experimentale ale debitului maxim morfo-etalon, urmează legea de disribuţie normal logaritmică, iar corelaţia dintre acest debit, exprimat ca valoare specifică:

S

Qq e

e%1,

%1, = (m3/s.ha) ; Qe,1% = S,qe,1% (m3/s) (4.28)

pe de o parte, şi ordinul hidrografic în sistem Strahler şi respectiv suprafaţa bazinului pe de altă parte este foarte strânsă (I.Clinciu 1983). Din relaţiile (4.27) şi (4,28) rezultă că debitul maxim pentru un bazin real este dat de formula: Qmax.1% = c.Qe.1% = c.S.qe,1% (4.29)

58

relaţie ce facilitează utilizarea diagramelor morfo-etalon pentru determinarea expeditivă a debitului maxim de viitură. Diagramele morfo-etalon sunt aplicabile în bazinele hidrografice mici S < 1000 ha, care sunt situate în regiunea de munte a României (zonele pluviale M1…M5 din raionarea M.Platagea 1973) , fiind extinse din punct de vedere hidrologic în arealul şisturilor cristaline. Pot fi folosite şi în cazul bazinelor dezvoltate în roci sedimentare (substarte de fliş alcătuite din calcare, gresii, conglomerate, marne)

Fig.4.13. Diagrama morfo-etalon pentru calculul debitului maxim de viitură, corepunzător probabilităţii de referinţă, Qmax,1% (m3/s), în bazinele torenţiale de ordinul I (sistem Strahler), situate în zonele montane ale României (arealul şisturilor cristaline) (I.Clinciu 1983).

4.5.4.3. ALTE FORMULE ŞI METODE DE CALCUL AL DEBITULUI .

4.5.4.3.1. Formula “ploii orare”

59

nSHcSQ

)1(...28,0 60

%1max, += (m3/s) (4.30)

unde S (km2) = suprafaţa bazinului hidrografic c = coeficientul mediu de scurgere H6o (mm) = precipitaţiile maxime orare calculate pe raioane climatice pe teritoriul României. n = coeficient sub unitar, raionat pe teritoriu.

4.5.4.3.2. Metoda suprafeţei active (R.Gaspar) Prin suprafaţă activă se înţelege aria Sa din bazinul de suprafaţă S delimitată de două linii izocrone decalate între ele printr-un interval de timp egal cu durata eficace a ploii. Linia izocronă în bazin este locul geometric al punctelor situate pe versanţi sau reţeaua hidrografică, de la care este necesar acela;i timp de scurgere până la profilul de control al bazinului. Sa = K.S (4.31)

Fig.4.14. Suprafaţa activă.

Debitul cel mai mare al viiturilor generate de ploile având probabilitatea p%, dar

diverse durate t, respectiv Qmax.p%, corespunde în acea ploaie (respectiv durata eficace) la care produsul dintre suprafaţa activă Sa şi intensitatea ploii nete in este maxim (rerspectiv Qmax = Sa.inmax). Debitul maxim se determină prin încercări la mai multe durate ale ploii de calcul.

Q = 0,167.S.K.inp%. (m3/s) (4.32) max.p% unde: S (ha) = suprafaţa bazinului K ≤ 1 =coeficientul suprafeţei active K = m1-m ; m =t /t : (4.33) e c in = h /t (mm/min)= intensitatea netă a ploii de calcul la asigurarea de p% p% n e h (mm) = stratul net de precipitaţii n te (min) = durata eficace a ploii tc (min) = timpul de concentrare a scurgerii la ploaia netă dată

t =t +t +t (4.34) c v an ar tv (min) = timpul de scurgere pe versantul mediu

s

vv I

Lt 50,0= (4.35)

t (min) = timpul de scurgere pe talvegul principal (sector) neamenajat an unde Lv (m)= lungimea medie a versantului, Is= panta medie a bazinului

67,1=antan

an

IL (4.36)

unde L (m)=lungimea sectorului de talveg neamenajat, I =panta medie aferentă an an tar(min)= timpul de scurgere pe sectorul regularizat (amenajat)

60

ar

arar I

Lt 0008,0= (4.37)

unde Lar (m)=lungimea sectorului de talveg regularizat, Iar = panta medie aferentă. 4.5.4.3.3. Metoda paralelogramelor de scurgere. Metoda paralelogramelor de scurgere, pentru determinarea debitelor maxime, este cunoscută de mult timp (Metoda este redată în Manualul Inginerului “Hütte” vol.III, 1924, ediţia franceză). La noi, în 1951, D. Pavel o recomandă pentru bazinele râurilor mici şi mijlocii. Metodei i s-au adus o serie de adaptări (Al. Apostol, R.Gaspar, S.A.Munteanu, I.Clinciu, în perioada 1959-1978)) privind modul de reprezentare a hidrografelor elementare, stabilirea vitezei de scurgere, intensitatea scurgerii, timpul de concentrare a scurgerii. Suprafaţa bazinului se împarte în suprafeţe parţiale cât mai omogene denumite unităţi de studiu hidrologic USH sau parcele hidrologice. Pentru fiecare unitate de studiu hidrologic se stabilesc valorile pentru retenţie şi infiltraţie determinându-se bilanţul hidrologic, scurgerea, intensitatea scurgerii şi debitul de apă scurs QUSH. Timpul de concentrare a scurgerii, din unitatea de studiu hidrologic, până la secţiunea de calcul al debitului maxim, se stabileşte atât pentru punctul cel mai apropiat cât şi pentru punctul cel mai îndepărtat hidrologic al fiecărei unităţi. Pe planul de situaţie se determină lungimile de scurgere LC corespunzătoare. Vitezele medii de scurgere pentru versanţi de 0,05…0,5 m/s sunt redate în tabela (4.12), iar pentru reţeaua hidrografică de 1,0…3,5 m/s în funcţie de debitul aproximat şi de caracteristicile albiilor. Considerându-se scurgerea uniformă, timpul de concentrare a scurgerii TC rezultă din relaţia

VLT C

C = (4.38)

Valori aproximative pentru viteza medie de scurgere pe versanţi Vv (AL.Apostol 1978) Tabela 4.12

Folosinţa terenuluiIntensitatea netă a ploii, în

mm/min

Suprafaţă ± netedă , fără

vegetaţie Arătură Păioase,

prăşitoare Pajişti Pădure

0,5 0,27 0,16 0,10 0,07 0,05 1.0 0,35 0,21 0,14 0,09 0,071,5 0,42 0,24 0,16 0,11 0,082,0 0,47 0,47 0,18 0,12 0,09

Se consideră că: - intensitatea ploii de calcul este constantă; - ploaia acoperă integral bazinul hidrografic; aşa încât debitul din fiecare USH creşte de la valoarea zero la o valoare maximă şi se menţine constant un anumit interval de timp, funcţie de durata ploii T, de caracteristicile bazinului, etc.

61

Fig.4.15. Hidrografele elementare de scurgere. Admiţând că atât creşterea şi descreşterea debitului este o linie dreaptă, curba de variaţie a

debitului, respectiv hidrograful elementar al scurgerii din unitatea considerată este un trapez isoscel ABC’D’ , laturile AB şi C’D’ au aceiaşi pantă (fig.4.15 a). Trapezul isoscel se poate transforma într-un paralelogram ABCD (fig.4.15 b) de suprafaţă echivalentă, respectiv acelaşi volum de apă scurs, denumit paralelogram de scurgere. Deoarece timpii de concentrare a scurgerii sunt diferiţi de la o unitate hidrologică la alta, paralelogramele sunt decalate între ele (fig.4.15,c) unde tl = timpul cel mai lung de scurgere, iar ts = timpul cel mai scurt de scurgere. Hidrograful de scurgere (viitură) şi debitul maxim, se obţine pe cale grafică (fig.4.15). segmentele verticale din interiorul paralelogramelor reprezintă debite, care se cumulează şi se raportează în dreptul valorilor adoptate pe abscisă, care pot fi luate din 5 în 5 minute sau 10 în 10 minute,etc.

Fig.4.16. Hidrograful debitului maxim pe bazin corespunzător ploii de probabilitate

P% cu durata T = 26 minute. Unind extremităţile superioare ale segmentelor sumă, se obţine hidrograful de scurgere, punctul maxim marcând debitul lichid maxim aferent ploii de probabilitate p% şi durata de cădere T. Debitele maxime din hidrografele de scurgere rezultate din mai multe durate T ale ploii de calcul, definesc în sistemul de coordonate debit-timp o curbă a cărei vârf reprezintă aproximativ debitul maxim-maximorum pe bazin la o asigurare dată. 4.6. TRANSPORTUL DE ALUVIUNI. 4.6.1. INDICI SPECIFICI AI EROZIUNII ŞI TRANSPOTULUI DE ALUVIUNI 4.6.1.1. EROZIUNEA SPECIFICĂ ŞI TURBIDITATEA APELOR. Eroziunea specifică este cuantumul eroziunii (t) la unitatea de suprafaţă (ha) pentru eroziunea de suprafaţă pe versanţi, respectiv pentru unitatea de lungime (km) pentru eroziunea în adâncime pe reţeaua hidrografică, aferentă unui interval de timp definit (an). Turbiditatea sau gradul de încărcare a apei este cantitatea de materiale solide conţinute în unitatea de volum a apei (faza solidă).

62

Cercetările efectuate în perimetrul experimental Sărăcineşti din bazinul râului Olt, pe parcele elementare de 500…2500 m2, cu soluri formate pe şisturi cristaline, cu textură nisipo-lutoasă, au dus la următoarele valori medii ale eroziunii specifice pe versanţi (R.Gaspar ş.a.1982): - pădure de pin, cu consistenţă plină, pe teren cu pantă 50%........0,05 t/an.ha - pădure de fag, cu consistenţă plină pe teren cu pantă 100%.......0,15 t/an.ha - pădure de salcâm, cu consistenţă 0,6, pe teren cu eroziune de gradul 3,pe teren cu panta 70%. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 0,20 « - păşune pe teren cu panta 60% . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 0,39 « Turbiditatea, în condiţiile de mai sus, s-a situat în general între 4 g/l şi 15 g/l, valoarea maximă fiind de 25 g/l într-o pădure degradată de salcâm. Cercetările efectuate în perimetrul Nereju-Vrancea, pe parcele de scurgere de 70 …130 m2, situate pe soluri cu textură de la luto-argiloasă până la argiloasă, formate pe substrate petrografice din marne, argile şi gresii, au dus la următoarele rezultate (R.Gaspar, C.Cristescu, 1987): Eroziunea specifică

(t/an.ha) Turbiditatea

(g/l) - pădure cu soluri moderat până la puternic erodate………….. 0,18 – 0,24 2 - 5 - fâneaţă ……………………………………………………... 0,08 – 0,18 5 -12 - păşune……………………………………………………….. 0,10 – 0,11 10 -14 - păşune degradată……………………………………………. 1.90 – 18,3 14 -82 - teren nud (grohotiş) ………………………………………... 29,0 190 Din cercetările efectuate de R.Gaspar şi C.Cristescu 1987, rezultă că indicii specifici ai transportului de aluviuni pe suprafaţa bazinelor, variază de la circa 8 m3/an,ha în cazul bazinelor cu soluri uşoare formate pe şisturi cristaline (bazinul Sărăcineşti-Olt), până la circa 22 m3/an.ha la bazinele cu soluri grele dezvoltate în condiţii de fliş pe depozite marno-argilo-grezoase (bazinul Monteoru-Vrancea); iar pentru aceleaşi condiţii indicii specifici ai transportului de aluviuni pe reşeaua hidrografică variază de la 285 m3/an.km la Sărăcineşti până la 729 m3/an.km la Monteoru. 4.6.1.2. COEFICIENTUL DE EFLUENŢĂ. Parte din materialele erodate pe versanţi nu ajung în albiile colectoare, ele fiind antrenate şi depuse în interiorul bazinelor versant, sau la marginile inferioare ale acestora.

Rezultă că debitul solid este format numai de aluviunile ieşite din aria lor de formare Coeficientul de efluenţă este raportul dintre cantitatea de materiale evacuată din bazinul de

formare (debitul de aluviuni W t/an sau m3/an) şi cantitatea totală de materiale erodate în bazinul respectiv ( E t/an sau m3/an);

EWCef = (4.39)

Cantitatea de materiale erodate, debitul de aluviuni şi coeficientul de efluenţă se diferenţiază după mecanismele eroziunii. Pentru teritoriul României situaţia este redată în tabela 4.13 (M.Moţoc 1984).

Valorile coeficientului de efluenţă (M.Moţoc1984)

Tabela 4.13 T i p u r i d e e r o z i u n e

E mil.t/an

W mil.t/an

Cef

Eroziune de suprafaţă 61,8 16,1 0,26 Eroziune în adâncime 29,8 13,8 0,46 Deplasări în masă 15,0 5,2 0,35 Eroziune în adâncime şi alunecări în zone forestiere

6,8

2,7

0,40

Eroziune de albie şi surpări de maluri 12,6 6,8 0,54 T o t a l 126,0 44,6 0,354

63

Rezultă că din denudaţia totală de 126,0 milioane t/an, 81,4 milioane t/an de materiale erodate rămân în cadrul bazinelor de versant. 4.6.2.ATERISAREA ALUVIUNILOR TRANSPORTATE. 4.6.2.1.MECANISMUL FORMĂRII ATERISAMENTELOR Aluviunile transportate de apă se depun în albii în două situaţii: când forţa de antrenare a aluviunilor devine zero, sau când albiile sunt barate de lucrări hidrotehnice transversale. Formarea aterisamentelor în bieful amonte al lucrărilor hidrotehnice transversale depinde de: geometria în plan şi spaţiu a sectoarelor de albie; localizarea surselor de aluviuni; volumul aluviunilor transportate; granulometria aluviunilor; permeabilitatea lucrărilor transversale; succesiunea lucrărilor transversale în sistemul hidrotehnic; etc. Studiile efectuate (R.Gaspar 1969,1975) au relevat că procesul de sedimentare al aluviunilor în bieful amonte, trece prin trei stadii principale: - Primul stadiu- începe chiar în momentul execuţiei lucrărilor transversale,şi se extinde pe intervalul de timp în care aterisamentul ajunge la nivelul pragului deversorului. La finele acestui stadiu, depozitul din imediata apropiere a barajului are relativ o suprafaţă orizontală, iar din punct de vedere morfologic şi granulometric se pot distinge două zone: - o zonă care corespunde lungimii lacului de acumulare format în timpul viiturilor, constituită cu precădere din aluviuni fine: - o zonă formată în principal din aluviuni grosiere şi care se întinde până la coada aterisamentului. - Al doilea stadiu rezultat în urma viiturilor ulterioare, când se majorează procentul de aluviuni grosiere în prim zonă, iar sedimentele se caracterizeză prin creşterea pantei şi atenuarea diferenţierii granulometrice dintre cele două zone. - Al treilea stadiu denumit şi stadiul de maturizare, în care linia superioară a aterisamentului tinde câtre o pantă continuă,,iar stratul superficial de aluviuni evoluează către o compoziţie granulometrică foarte asemănătoare cu cea a depozitelor formate în mod natural pe albie. Studiile efectuate în bazinul hidrografic Sebeş, la 30 de bazine hidrografice torenţiale, au confirmat transformările morfologiei şi granulometriei aterisamentului în primele două stadii, determinată de trecerea gradată de la o pantă mai redusă în zona de lângă baraj la o pantă mai accentuată în zona de racordare cu talvegul natural al albiei. Datele experimentale stabilite la peste 70 de baraje complet aterisate au dus la stabilirea relaţiei pentru curba de aterisare din figura (4.17) (N.Lazăr1984):

Fig.4.17. Curba de aterisare

64

8,0

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛Δ=

at

at

LlHh (4.40)

De asemeni s-a constatat că în general,capacitatea de retenţie la baraje nu s-a realizat într-un ritm constant de timp. Expresia dinamicii procesului de aterisare este astfel exprimat de relaţia (N.Lazăr 1984):

8,0

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛=

TtVV r

tr (4.41)

unde (m3) = volumul de aluviuni depuse în aterisament după t ani de la execuţia trV

lucrării (t < T) Vr (m3) = volumul total aterisat T (ani) = durata totală de aterisare Indicii specifici ai aterisării s-au situat astfel: 0,03…4,6 m3/an.ha – în cazul raportării la suprafaţă: 1,00…229 m3/an.km- în cazul reportării la lungimea reţelei hidrografice; 7,00…212 m3/an.km- în cazul luării în considerare numai suprafaţa efectiv degradată din cuprinsul reţelei hidrografice. 4.6.2.2. CAPACITATEA DE RETENŢIE A ALUVIUNILOR DE LUCRĂRILE HIROTEHNICE TRANSVERSALE. Capacitatea de retenţie directă a lucrărilor hidrotehnice transversale depinde de înălţimea

utilă a lucrării (Ym), configuraţia topografică a văii în bieful amonte şi de panta de aterisare (proiectare).

In proiectare, conform normativului în vigoare, panta de aterisare (proiectare) se stabileşte pe baze empirice, numai funcţie de granulometria aluviunilor transportate de viituri:

- aluviuni fine (argile, luturi mâluri) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 0,5% - aluviuni din nisipuri mijlocii şi grosiere . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1,0% - aluviuni din pietrişuri mărunte (sub 1 cm) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . . . 2,0% - aluviuni din pietrişuri grosiere amestecate sau nu cu bolovani (1-7cm) . . . 3,0% - aluviuni din bolovani /7-29 cm). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4,0% În realitate aceste valori sunt adeseori depăşite,mai ales în cazul aluviunilor grosiere cum sunt

bolovanii li blocurile. Aceste pante au o variabilitate temporală de la o viitură la alta şi spaţială de la o vale la alta sau chiar de a lungul aceleiaşi văi. Rezultă că pe lângă granulometrie ca element principal mai trebuie luate în considerare şi alte elemente ca:intervalul dintre viituri,starea albiilor (rugozitatea,etc.),poziţia surselor de aluviuni faţă de amplasamentul lucrărilor, panta iniţială a albiei, lăţimea albiei,etc.

În urma cercetărilor în bazinul hidrografic Argeşel (Lucia Otlăcan 1989) relaţia pentru prognozarea pantei de aterisare,are forma:

Iat = 0,663. (0,497 + 0,0017.ba – 0,115.Ym) (4.42) 89,0ai

unde: iat = panta de aterisare. ia = panta albiei, ba = lăţimea albiei la nivelul coronamentului lucrării transversale, Ym = înălţimea utilă a lucrării transversale.

Relaţia (4.42) este aplicabilă numai în condiţiile comparabile cu cele din bazinul Argeşel (geografie, geomorfologie, climatologie, vegetaţie, stare degradare, intervenţii antropice,etc.),panta iniţială a talvegului sub 15%, lucrările din zidărie de piatră cu mortar de ciment sau din beton, înălţimea utilă a lucrărilor până la 3,5 m, materialul transportat cu D90 = 0,2 – 20 mm.

Volumul aterisamentelor reţinute de lucrările hidrotehnice transversale în bieful amonte, se determină prin diverse metode ca de exemplu : descompunerea volumului în figuri geometrice cu formule calculabile, metoda mediei ariilor, formula lui Simpson, etc.

Metoda mediei ariilor (fig.4.18) constă în amplasarea în bieful amonte aterisat a unei lucrări transversale, a unui număr de secţiuni transversale a căror suprafaţă se determină pe bază de măsurători,volumul rezultând din formula:

65

1,1

1,

2 ++∑ +

= ii

nii

r lSSW (4.43)

Fig.4.18.Metoda mediei ariilor Coeficientul de retenţie al aluviunilor sau indicele specific de retenţie Cr este raportul dintre

volumul de aluviuni reţinut în aterisamente Wr şi volumul de aluviuni transportate W:

WWC r

r = (4.44)

Din cercetările efectuate acest coeficient a variat de la 0,3 la 0,5 în bazinele pilot din zona Vranciei (Hanganu, Hurjui, Monteoru) până la 0,6 în bazinul pilot Sărărcineşti.

Dacă notăm cu Wb capacitatea de retenţie în bieful amonte pentru toate lucrările transversale de pe albie(retenţia directă), raportul dintre această capacitate şi volumul de aluviuni reţinut în aterisamente Wr ne dă numărul de ani N, respectiv intervalul de timp necesar colmatării totale cu aterisamente a biefurilor amonte:

N =WC

WWW

r

b

r

b

.= (4.45)

4.6.3.PROGNOZA TRANSPORTULUI MEDIU ANUAL DE ALUVIUNI PRIN METODA GASPAR – APOSTOL (VARAIANTA 1985) 4.6.3.1. CONDIŢII DE APLICARE În cazul versanţilor această metodă este bazată pe indicii de eroziune specifică. Aceşti indici se

pot obţine prin măsurători directe pe parcele hidrologic elementare,care pot fi extrapolaţi la scara bazinelor situate în condiţii fizico-geografice identice sau asemănătoare.

Această metodă este aplicabilă în bazinele hidrografice mici (sub 200 ha), acoperite în principal cu păduri şi pajişti, cu pantă medie a versanţilor peste 10%, cu precipitaţii medii de 600 – 1200 mm, în care predomină transportul de aluviuni grosiere.:

Metoda poate servi pentru: - determinarea potenţialului de torenţialitate în bazinele hidrografice mici;

66

- dimensionarea capacităţii de retenţie care trebuie să fie asigurată de baraje într-un interval de timp (retenţia directă);

- estimarea eficienţei hidrologice şi antierozionale a lucrărilor de amenajare proiectate, înainte şi după execuţia acestora.

Metoda prognozează separat volumul de aluviuni antrenate de scurgerea pe versanţi şi separat volumul de aluviuni antrenat de scurgerea concentrată din albii şi malurile aferente. Capacitatea de furnizarea aluviunilor se aproximează prin intermediul eroziunii specifice stabilite mai întâi pentru condiţiile etalon, precizate de autori,apoi pentru condiţiile reale din bazin. Trecerea de la eroziunea specifică reală la transportul de aluviuni se face cu ajutorul coeficientului de efluenţă.

Metoda cartează sursele de aluviuni separat pentru versanţi şi separat pentru reţeaua hidrografică.

4.6.3.2. TRANSPORTUL MEDIU ANUAL DE ALUVIUNI Transportul total mediu anual de aluviuni W, în secţiunea (profilul) de control al bazinului

hidrografic torenţial este egal cu suma volumelor provenite de pe versanţi Wv şi din albii Wa adică: W = Wv + Wa (m3/an) (4.46) Volumul mediu anual de aluviuni antrenate de pe versanţi bazinului Wv (m3/an) se determină

cu relaţia :

KqsIIRS

LLHW vav

a

vv ........17,0 01,05,1

48,005,05,0 ∑⎟

⎠⎞

⎜⎝⎛

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= (m3/an) (4.47)

în care: H (mm) = precipitaţiile medii anuale S (ha) = suprafaţa bazinului R (km) = lungimea reţelei hidrografice Lv(m) = lungimea medie a versanţilor La(m) = lungimea albiei principale Iv = panta medie a versanţilor

Ia = panta medie a albiei principale s (ha) = suprafaţa fiecărei categorii de teren qv (m3/a,ha) = eroziunea specifică etalon corespunzătoare fiecărei categorii de teren (tabela 4.14) K = coeficientul de erodabilitate a fiecărei categorii de teren (tabela 4.15)

Volumul mediu anual de aluviuni provenite din albii şi malurile aferente Wa (m3/an) se determină cu relaţia:

5,015,01,0

125,05,0 .........0175,0 ⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= ∑

s

aa

v

a

a

va i

iCqLf

II

LL

SHW (m3/an) (4.48)

în care: f = coeficient stabilit de autori în funcţie de clasa texturală a substratului, corelată cu erodabilitatea terenurilor de pe reţea (albii şi maluri) şi cu coeficientul de scurgere mediu pe bazin

L (km)=lungimea fiecărei ramificaţii,sau după caz a fiecărui sector de albie

qa (m3/a,.km)=eroziunea specifică etalon pe ramificaţie sau sector (inclusiv malurile aferente) (diagramele din figura 4.16) C =coeficientul de erodabilitate pentru ramificaţie sau sector (inclusiv malurile aferente)( tabela 4.17) ia =panta medie reală a ramificaţiei sau a sectorului is = panta medie standard a ramificaţiei sau a sectorului (diagramele din figura 4.17)

67

68

Eroziunea specifică etalon a terenurilor de pe versanţi (Qv) şi retenţia superficială la ploi de lungă durată (Z), medii, pe categorii de teren (R. Gaspar, 1985).

Tabela 4.14 I. Eroziune pe versanţi stabili

Nr. crt. Categoria de teren

qv m3/an ha

Z (mm)

1 Teren nud, fără vegetaţie, neproductiv 45,0 1 2 Teren arabil, cultivat cu porumb şi alte prăsitoare, în rotaţie cu

culturi de păioase şi leguminoase, după panta maximă 20,0 3

3 Teren arabil, cultivat cu cereale păioase, în rotaţie cu leguminoase şi cu prăsitoare, după panta maximă

12,0 3

4 Vatră de sat (20 % construcţii şi drumuri, 80 % teren arabil) 10,0 4 5 Vie pe teren mobilizat 30,0 3 6 Vie pe terase cu taluzul aval înierbat 7,0 5 7 Livadă pe teren mobilizat 25,0 4 8 Livadă pe terase cu taluzul aval înierbat 6,0 5 9 Păşune foarte degradată (grad de acoperire 0,3 - 0,4) pe sol erodat şi

compactat. Cărări dese şi rupturi de teren 15,0 3

10 Păşune degradată (grad de acoperire 0,5 -0,6) pe soi erodat şi compactat. Cărări rare

6,5 3

11 Păşune de calitate mijlocie (grad de acoperire 0,7). Fără cărări evidente

1.2 4

12 Păşune de bună calitate, fâneaţă periodic păşunată (grad de acoperire minim 0,8)

0,5 5

13 Fâneaţă de foarte bună calitate, nepăşunată, grad de acoperire minim 0,9

0,2 6

14 Teren forestier de pe care pădurea a fost recent exploatată, acoperit de plantaţie tânără, seminţiş naturai şi ierburi

2,0 7

15 Pădure în stadiul de nuieliş - prăjiniş (diametrul între 5 şi 10 cm) având consistenţa 0,6. Litiera groasă de 2 cm. Ierburi pe restul suprafeţei

0,8 8

16 Idem, consistenţa 0,8 0,4 12 17 Idem, consistenţa 1,0 0,2 14 18 Pădure în stadiul de păriş - codrişor - codru (diametrul peste 20 cm)

având consistenţa 0,6. Litiera groasă de 3 cm. Ierburi pe restul suprafeţei.

0,5 12

19 Idem, consistenţa 0,8 0,2 15 20 Idem, consistenţa 1,0 0,1 17 21 Stâncă puţin dezagregată 0,02 1 22 Stâncă cu dezagregări pronunţate 0,05 1

II. Terenuri neafectate de eroziune 23 Terenuri orizontale (platouri, terase) 0,0 2

III. Antrenare de aluviuni de pe versanţii în alunecare activă

Teren nud sau arabil

Pajişte Pădure Caracterizarea alunecării qv

m3/an ha 24 Consistentă, în blocuri (prisme) cu suprafaţa de 100 m2 8,0 6,0 4,0 25 Idem, cu suprafaţa de 10 m^ 12,0 10,0 8,0 26 Plastică (curgătoare) 100,0 75,0 60,0

IV. Eroziune pe poteci şi drumuri neconsolidate

Caracterizare qv m3/an ha

27 Poteci şi drumuri neconsolidate 100 28 Drumuri improvizate (de şantier, de colectare a

lemnului) 150

Observaţii: ♦ Condiţiile eşantion sunt: precipitaţii medii anuale, H = 800 mm (minim 2/3 sub formă de ploi); panta versanţilor, lv = 30 %; lungimea medie a versanţilor, U = 200 m; sol cu textură lutoasă, moderat erodat (k =0,23), în zona forestieră a României. ♦ Suprafaţa cumulată a terenurilor din categoriile 1 ... 23 trebuie să fie egală cu suprafaţa versanţilor (F ). v♦ In căzui unor foiosinţe mixte (păşune împădurită, pădure rară pe păşune degradată etc.) se interpolează în raport cu suprafeţele pe care le deţin categoriile respective de teren. ♦ La o variaţie a grosimii litierei de 1 cm corespunde o variaţie a retenţiei Z de 0,6 mm la foioase şi de 1 mm la răşinoase ♦ Terenurile în alunecare se iau în consideraţie de două ori (conform nr. 1 ... 22 şi respectiv 24 ... 26).

Coeficientul K de erodabilitate a terenurilor de pe versanţi (R.Gaspar, 1985) Tabela 4.15

Orizontul de sol sau substrat de la suprafaţă Nr. crt.

Clasa texturală (argilă, praf nisip în % A A' A'/C E A'/B B E/B C

1 Nisip coeziv (5, 10, 85) (n) 0,21 0,24 0,31 0,32 0,29 0,34 0,33 0,37

2 Nisip lutos (10,15, 75) (ni) 0,15 0,21 0,29 0,29 0,26 0,31 0,30 0,36

3 Lut nisipos (15,25, 60) (In) 0,17 0,20 0,30 0,26 0,27 0,34 0,30 0,39

4 Lut (25,30, 45) (I) 0,18 0,23 0,32 0,26 0,29 0,35 0,30 0,40

5 Lut argilos (36, 29, 35 0,15 0,20 0,28 0,26 0,26 0,32 0,29 0,35

6 Argilă lutoasă (30, 25, 25) (al) 0,15 0,19 0,24 0,24 0,23 0,27 0,26 0,29

7 Argilă (60, 25, 15) (a) 0,14 0,18 0,22 0,22 0,21 0,23 0,23 0,25

*) S-a considerat că 35 % din nisip este foarte fin (d < 0,1 mm). ♦ Semnificaţia notaţiilor A = orizont de acumulare a materiei organice humificate B = orizont de acumulare a argilei (sub A sau E) C = orizont mineral, la baza profilului de sol, constituit din materiale neconsolidate E = orizont de acumulare relativă a cuarţului şi a altor minerale sub formă de nisip şi praf (sub A) A/E, A/B, E/B = orizonturi de trecere, cu proprietăţi intermediare A' = restul orizontului A, în urma eroziunii (A < 15 cm) ♦ Valorile din câmpul tabelei au fost stabilite cu ajutorul nomogramei lui Wischmeier în funcţie de valorile adoptate pentru: compoziţia granulometrică, conţinutul în materie organică humificată, structura şi permeabilitatea orizontului de sol de la suprafaţa terenului, din zona forestieră (pentru alte valori se recomandă folosirea nomogramei). ♦ Valori adoptate : Conţinutul în materie organică humificată : 3 % în A ; 2 % în A" ; 1 % în E; 0,5 % în B Structura (cod Wischmeier), în ordine, pentru cele 7 poziţii: A : 3,2,1,1,2,3,3; B : 4,3,3,3,4,4,4; A, : 3,2,1,2,3,3,3; C : 4,4,4,4,4,4,4; E: 1,2,2,3,4,5,5 Permeabilitatea (cod Wischmeier), în ordine, pentru cele 7 poziţii: A : 1,1,2,3,3,4,5; B : 2,2,3,4,5,6,6; A' : 1,1,2,3,4,5,5; C:2,2,3,4,5,6,6; E: 1,2,2,3,4,5,5

69

Coeficientul f în funcţie de clasa texturală a substratului corelată cu erodabilitatea terenului de

pe reţea (albii şi maluri) şi cu coeficientul de scurgere mediu pe bazin (R Gaspar, 1985) Tabela 4.16

Nr. crt. Roca de bază f

1 Nisip necoeziv 1.25 2 Nisip lutos 1,16 3 Lut nisipos; depozite necimentate de nisip şi pietriş 1,08 4 Lut 1.00 5 Lut argilos ; argilă lutoasă 0,93 6 Argilă neconsistentă 0,84 7 Argilă compactă 0,75

Coeficientul C de erodabilitate a terenurilor de albii si malurile aferente (R.Gaspar 1985) Tabela 4. 17

Nr. crt.

Categoria de teren din care este constituită albia, malurile aferente şi baza versanţilor, care pot fi afectate de apele de

viitură (sursa de aluviuni) c

1 Teren ocupat de construcţii hidrotehnice din beton sau zidărie (console, pereuri, baraje, diguri) 0,00 2 Roci dure şi compacte (graniţe, gnaise, cuarţite, diorite, bazalte, calcare, gresii, andezite eto),

puţin dezagregate 0,02

3 idem, relativ dezagregate 0,08 4 Roci cu o duritate sau compactitate redusă, relativ dezagregate (conglomerate,

calcare friabile, gresii moi, micaşisturi moi, strate de marnă si gresie) 0,15

5 Depozite de bolovani şi blocuri: - La debitul maxim cu frecvenţa 1/1 - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /100

0,20 0,50

6 Strate fragmentate de marne şi gresie ; depozite slab cimentate de pietriş şi bolovani, argile compacte (eroziune moderată)

0,50

7 Depozite nude de pietriş şi nisip, argile cu consistenţă mijlocie (eroziune puternică) 0,70 8 Depozite nude de nisip şi lut; argile nisipoase moi (eroziune foarte puternică) 1,30 9 Depozite nude de materiale friabile : nisip, lut, pietriş şi bolovani etc. în maluri mai înalte de

3,0 m, în surpare 1,80

10 Depozite de aluviuni (în pat albie şi maluri) consolidate cu vegetaţie lemnoasă foarte deasă (densitatea 0,7-1,0): - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /1 - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /100

0,10 0,20

11 Idem, vegetaţie lemnoasă rară (0,4 ... 0,6): - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /1 - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /100

0,30 0,40

12 Idem, graminee cu grad de acoperire 0,8 ... 1,0: - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /1 - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /100

0,20 0,60

13 Idem, graminee cu grad de acoperire 0,5 ... 0,7 : - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /1 - La debitul maxim cu frecvenţa 1 /100

0,50 0,60

14 Maluri în alunecare consistentă sau frontul alunecării active consistente de versant pe un sector de reţea hidrografică cu panta ia (tangenta unghiului) situat la distanţa La (km) de obârşie : c = 1,50 + 4 ia + 0,5 aL

c>1,5

15 idem, alunecare plastică (curgătoare): c = 2,00 + 4 ia+ 0,5 aL

c>2,0

70

Note: ♦ Valorile coeficientului c sunt diferenţiate în funcţie de stabilitatea, duritatea, coeziunea şi consolidarea (prin vegetaţie sau prin lucrări de construcţii) a terenurilor respective. ♦ Malurile-versant (malurile constituite de baza versanţilor, având aceeaşi înclinare cu versanţii) şi care sunt stabilizate şi consolidate, se iau în considerare până la cota de 2,0 m deasupra talvegului. Malurile instabile (afectate de eroziuni, surpări şi alunecări) se iau în considerare pe toată înălţimea lor. Frontul alunecării de versant se ia în considerare până ia iiniamedie a marginii superioare a malurilor.

♦ Pentru terenurile mozaicate (aparţinând la două sau mai multe categorii) coeficientul c se stabileşte calculând valoarea sa medie în raport cu suprafaţa categoriilor respective de teren.

Fig.4.17.Diagramele pentru determinarea indicilor qa şi is (R.Gaspar 1985

Eroziunea specifică etalon qa (fig.4.17) este funcţie de: Z (mm) = potenţialul de retenţie mediu (tabela 4.14) D (cm) = diametrul mediu al aluviunilor, care este egal cu media ponderată în raport cu procentele de participare a diametrelor aluviunilor conform curbei granulometrice B (m) = lăţimea de calcul a albiei, care se determină astfel:

71

-pentru B≤1 în diagramă se ia valoarea B = 1,0 m. -pentru B>1 lăţimea de calcul rezultă din relaţia:

L

SSB ta

2+

= (4.49)

în care Sa = suprafaţa patului albiei şi a malurilor în plan orizontal. sSt = suprafaţa patului albiei şi a malurilor după taluz. 4.6.3.3. TRANSPORTUL DE ALUVIUNI GENERAT LA O PLOAIE DE O ANUMITĂ ASIGURARE Conform normativului de proiectare , transportul de aluviuni generat la o ploaie de o anumită asigurare p% al cărui volum este Wp%, este dat de relaţia: Wp% = 10.b.S.(P – Z – I) (m3) (4.50) în care b= coeficient funcţie de eroziunea excesivă şi de panta albieis S (km2)=suprafaţa bazinului hidrografic torenţial P(mm)=înălţimea stratului de precipitaţii aferent ploii de probabilitate p% Z(mm)=retenţia superficială I(mm)=infiltraţia în sol 4.6.3.4. VOLUMUL MEDIU ANUAL DE ALUVIUNI REŢINUT ÎN ATERISAMENTE

Datorită complexităţii procesului de aterisare, evaluarea volumului se face simplificat şi aproximativ. Volumul de aluviuni care se depun în aterisamente, într-o perioadă de N ani, WrN, se estimează cu relaţia: WrN = N(A.Wv + B.Wa) (m3) (4.51) în care coeficienţii A şi B se determină cu relaţiile:

( )10

100 .6,0WW

WWAA++

= ; ( )11

1.8,0WW

WWBBo

oo

++

= (4.52)

unde Wo(m3)=volumul aterisamentelor cu pantă nulă W1(m3)= volumul aterisamentelor la panta de calcul diminuat cu volumul W0

A0 şi B0 sunt coeficienţi în funcţie de granulometria aluviunilor transportate şi de capacitatea medie de retenţie a barajelor la panta nulă a aterisamentului (tabela 4.18)

Valorile coeficienţilor Ao şi Bo (R. Gaspar'1985) Tabela 4.18

Granulometria aluviunilorArgilă, praf, nisip Nisip, pietriş Nisip, pietriş, bolovani

Capacitatea medie de retenţie a barajelor de pe vale, Ao, în mii m3, la panta nulă a aterisamentului

Coefi- cientul

1 5 20 1 5 20 1 5 20 Ao 0,30 0,35 0,45 0,35 0,40 0,50 0,40 0,45 0,55 Bo 0,35 0,45 0,55 0,60 0,65 0,75 0,75 0,80 0,85

Pentru valori intermediare din tabela (4.18), coeficienţii A0 şi B0 se obţin prin interpolare. Dacă pe albie sunt amplasate n lucrări transversale, se evaluează capacitatea de retenţie a fiecărei lucrări, apoi se calculează mediile valorilor respective:

nW

W ∑= 00 :

nW

W ∑= 11 (4.53)

Dacă nu se asigură retenţia pe perioada de N ani, se amplasează în continuare alte lucrări, sau se revizuiesc dimensiunile lucrărilor adoptate.

72

4.6.3.5. ALTE FORMULE PENTRU EVALUAREA EROZIUNII ŞI TRANSPORTULUI DE ALUVIUNI 1. Formulele simplificate Gaspar-Apostol. Pentru o perioadă de timp relativ îndelungată, de minimum 10 ani, pentru o evaluare orientativă se pot folosi următoarele formule: Volumul mediu anual rezultat din erodarea versanţilor viivv qsIbaW .... ∑= (m3/an) (4.54) în care: a, b = coeficienţi adimensionali (tabela 4.19, 4,20) qv(m3/an.ha)=eroziunea specifică etalon pe categorii de teren (tabela 4.14) si /ha)= suprafaţa categoriei de teren Iv= panta medie a versan-ilor bazinelor

Valoarea coeficientului a tabela 4.19

Lungimea medie a versantului 50 100 200 300 400 500 Valoarea coeficientului a 0,7 1,0 1,40 1,70 2.00 2.20

.

Valoarea coeficientulu b tabela 4.20

Lungimea talvegului principal -km S p e c i f i c a ţ i e

1 5 10 20 -Există albii majore şi terase.Versanţii au partea inferioară în pantă uşoară; albia prezintă coturi numeroase

0,80

0,65

0,57

0,50

-Nu există albii majore şi terase; Versanţii au pantă mare în partea inferioară; albia are coturi numeroase

1,00

0,85

0,77

0,70

-Situaţie intermediară între cele două cazuri de mai sus

0,90

0.75

0,67

0,60

Volumul mediu anual rezultat din erodarea albiilor

s

aaiia i

iqLbW ...∑= (m3/an) (4.55)

]n care: b = coeficientul din tabela (4.20) Li(km) = lungimea sectorului de albie qai(m3/an.km)= eroziunea specifică etalon aferentă sectorului (diagramele fig.4.17) ia = panta medie a sectorului albiei is = panta standard a sectorului (diagramele fig.4.17) Volumul mediu anual de aluviuni reţinut în aterisamente. Wr,an = A.Wv + B.Wa (m3/an) (4.56) în care A, B = coeficienţi funcţie de diametrul aluviunilor (tabela 4.21)

73.

Valoarea coeficienţilor A, B tabela 4.21

Diametrul aluviunilor-cm C o e f i c i e n t u l 1≤φ 71 ≤< φ φ >7 A (versanţi) 0,10 0,20 0,40 B (albieii) 0,40 0,60 0,80

2. Formula universală a eroziunii (W.H.Wischmeier 1960) E = K.Lm.In.S.C.Cs (4.57) în care: K = indicator al eroziunii, funcţie de agresivitatea pluvială L = lungimea de scurgere (lungimea versantului) I = panta versantului S = coeficientul de erodabilitate al solului C= coeficient de influenţă al culturilor (folosinţei terenului) asupra eroziunii Cs=coeficient de influenţă a măsurilor antierozionale. Această formulă a constituit baza pentru mai multe modele de prognozarea transportului de aluviuni. 3. Eroziunea solului la o ploaie dată (P.stănescu, ş.a. 1961) Eroziunea este redată de ecuaţia de regeresie : E = k0 + k1P + k2.i15 (4.58) în care: k0, k1, k2 = constante P = cantitatea de apă aferentă ploii i15= intensitatea ploii în 15 minute.

3. Eroziunea medie anuală pe o suprafaţă de versant (E.G.Diseker, V.N.Sheridan 1971) Ea = k0 + A + B + C + k1.Ei + k2.T (4.59)

în care: k0, k1, k2 = constante A = constantă pentru influenţa pantei B = “ “ “ expoziţiei C = “ “ “ interacţiunea pantă-expoziţie Ei= energia de impact a ploii T = temperatura medie anuală. 4. Capacitatea de transport a curenţilor dispersaţi, la atingerea gradului de saturare a materialului solid (E.M.Laursen 1958) Qs = k.I1,67.Q1,67 (4.60) în care: k = factor de sol, I = panta terenului, Q = debitul lichid. 5 Capacitatea de transport a unui curent de apă într-o albie (A.V.Karauşev 1972) Qs = k.H0,23.I1,3. .Q (4.61)

L

e510.3,1 −

în care : k = factor de proporţionalitate: concentraţia solidă/masa lichidă; H = adâncimea curentului; L = panta albiei; Q = debitul curentului.

74

4.6.4.GRADUL DE TORENŢIALITATE AL BAZINELOR HIDROGRAFICE

Torenţialitatea este o o caracteristică hidrologică potenţială a bazinelor hidrografice montane. Aprecierea respectiv cuantificarea acestui potenţial hidrologic depinde de caracteristicile specifice fiecărui bazin.

Normativul de proiectare, prevede departajarea bazinelor în funcţie de gradul de torenţialitate al bazinului, clasa de importanţă a obiectivelor periclitate de viituri, implicaţiile social-economice ale proceselor torenţiale. Gradul de torenţialitate al bazinului hidrografic se poate stabili după unul din procedeele de mai jos: a)-Pe baza coeficientului de torenţialitate (R.Gaspar 1967) dat de relaţia:

etalon

tor QQK max= (4.62)

unde: Qmax= debitul generat de o ploaie cu durata de 30 minute şi intensitatea de 2 mm/min într-un bazin de suprafaţă S. Este recomandabil a se calcula Qmax cu ajutorul unei metode de tip analitic-genetic.

Qetalon= este dat de o ploaie cu aceiaşi parametri produse într-un bazin etalon, care se obţine din diagrama din figura (4.18)

Fig.4,18. Curba debitelor la ploaia cu durata t=30 minute, intensitatea medie

i= 2 mm/min (R.Gaspar 1967) b)-Pe baza clasificării cantitative (I.Clinciu şi N.Lazăr 1995), care ia în considerare o

caracteristică hidrologică şi o caracteristică a transportului de aluviuni. 1.-Caracteristica hidrologică Kh este raportul între debitul maxim calculat în bazinul real, la

probabiitatea de referinţă p=1% şi debitul morfo- etalon la aceiaşi probabilitate ( în condiţiile în care, în bazinul respectiv Z=0, I=0 şi c=1). Îssn bazinul real debitul maxim se calculează cu formula raţională, sau se determină cu ajutorul diagramelor morfo-etalon (I.Clinciu 1983,fig.4,13). In ambele cazuri coeficientul de scurgere c, se stabileşte pe baza cartării hidrologice a terenurilor din bazin.

Relaţia pentru determinarea caracteristicii hidrologice Kh este:

%1,

%1.max

eh Q

QK = (4.63)

75

2.-Caracteristiai de transport Kt , este dată de relaţia:

S

WKt = m3/an.ha (4.64)

unde: W(m3/an) = transportul de aluviuni mediu anual, calculat prin metoda Gaspar-Apostol

S (ha) = suprafaţa bazinului Categoriile şi gradele de torenţialitate Tabela 4.22

Caracteristici Categoria de torenţialitate Kh Kt

Gradul de torenţialitate B a z i n

1 0,2 1 I netorenţial 2 0,2….0,3 1…..5 II slab torenţial 3 0,3….0,4 5….10 III moderat torenţial 4 0,4….0,5 10…20 IV puternic torenţial 5 0,5….0,6 20…40 V foarte puternic torenţial 6 0,6 40 VI excesiv torenţial Încadrarea în categoriile(1…6) şi gradele de torenţialitate I…VI se face pe baza

caracteristicilor Kh şi Kt. . Când cele două categorii de torenţialitate aferente caracteristicilor Kh şi Kt,sunt identice

bazinul se încadrează în gradul respectiv. De exemplu Kh=0,45 şi Kt=15, cele două caracteristici se încadrează în categoria a 4-a, deci bazinul se încadrează în gradul III de torenţialitate respectiv bazin puternic torenţial.

În multe situaţii, cele două caracteristici se regăsesc în categorii diferite. De exemplu dacă Kh=0,45(categoria 4) şi Kt= 6.5(categoria 3), gradul se stabileşte funcţie de natura, specificul şi prejudiciul produs asupra obiectivelor. Dacă obiectivul afectat este un lac de acumulare, importantă este caracteristica de transport a aluviunilor Kt, deci gradul de torenţialitate în acest caz, este gradul III-bazin moderat torenţial, (corespunzător categoriei a 3-a).

In cazul protejării unor căi de comunicaţii, aşezări omeneşti, obiective importante se adoptă gradul categoriei celei mai mari.

76

77

BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ

1.-Bădescu Gh.- Ameliorarea terenurilor degradate. Combaterea torenţilor. Combaterea

avalanşelor.- Ed. Ceres - Bucureşti.-1971.

2.-Băloiu V - Combaterea eroziunii solului şi regularizarea cursurilor de apă. Ed. Didactică şi pedagogică – Bucureşti – 1967. 3.-Bojoi I. – Eroziunea solului –Ed. Universităţii “Al.I.Cuza” –Iaşi-1992 4.-Caquot A., Kerisel J.- Tratat de mecanica pământurilor- Ed. Tehnică –Bucureşti-1968 5.-Cenuşă R. – Meteorologioe şi climatologie forestieră. Lucrări de laborator.- Ed. Universităţii “Ştefan Cel Mare” Suceava-1996. 6.-Ciortuz I. – Amelioraţii silvice – Ed. Didactică şi pedagogică-Bucureşti-1981 7-Clinciu I., Lazăr N. – Corectarea torenţilor- Ed. Universităţii “Transilvania” Braşov-1992

8.-Clinciu I., Lazăr N. – Bazele amenajării torenţilor- Ed. Lux libris-Braşov-1999. 9.-Giurma I. ş.a.-Hidrologie şi hidrogeologie. Aplicaţii.- Ed. “Gh.Asachi”-Iaşi-2001. 10.-Grudnicki F.- Corectarea torenţilor-Vol.I- Ed. Universităţii “Ştefan Cel Mare”Suceava - 1996 11.-Munteanu S.,ş.a.-Amenajarea bazinelor hidrografice torenţiale prin lucrări silvice şi hidrotehnice-vol.I.-Ed. Academiei Române-Bucureşti -1991 . 12.-Musy A. –Hidrologie générale-2001. 13.-Rădoane M. ş.a.- Ravenele. Forme. Procese. Evoluţie.-Ed. Presa Universitară-Cluj-1999. 14.-Surdeanu V. –Geografia terenurilor degradate. Alunecări de teren..Ed. Presa Universitară Cluj-1998. 15, Zarojanu D. –Mecanica pământurilor pentru infrastructuri şi instalaţii de transport forestiere.-Ed. AGIR-Bucureşti-2004 16 -Indrumări tehnice pentru cartarea şi împădurirea terenurilor degradate-1995.

17 –Normativele de proiectare 18 –Revista Pădurilor. 19 –Standarde