Rolul Rocilor Sedimentare in Morfologia Si Dinamica Ravenelor Studii de caz din Podisul Moldovenesc,...

COSMIN HURJUI

ROLUL ROCILOR SEDIMENTARE ÎN MORFOLOGIA ŞI DINAMICA RAVENELOR

STUDII DE CAZ DIN PODIŞUL MOLDOVENESC

I. INTRODUCERE Lucrarea de faţă este rodul unei activităţi de cercetare ştiinţifică desfăşurată pe

parcursul a circa opt ani (1992 – 2000). Din formularea titlului se poate întrevedea o problematică generoasă, de larg interes, nu numai în domeniul geomorfologiei. Lucrarea se doreşte a fi o îmbinare utilă a metodelor de investigare şi a cunoştinţelor acumulate pe plan mondial în cadrul celor două ştiinţe descriptive geologia şi geomorfologia, în scopul explicării unor procese şi mecanisme implicate în morfodinamica ravenelor. Pentru atingerea acestui obiectiv s-a combinat documentarea ştiinţifică, prin studierea tuturor materialelor bibliografice disponibile, cu investigaţiile detaliate de teren şi cu prelucrarea prin mijloacele moderne de calcul.

Prima parte a lucrării se referă la unele aspecte de ordin general cum ar fi terminologia utilizată în domeniu, conceptele de studiu care vin în sprijinul studierii acestor forme de relief, clasificările şi numeroasele definiţii existente în literatura de specialitate, cu precizarea poziţiei proprii şi altele.

Earl Grissinger observa în 1996 că specialiştii care se ocupă de ravene se pot împărţi în două categorii: cei care studiază stabilitatea malurilor şi cei care urmăresc dinamica pragurilor (vârfurilor). În fiecare din aceste direcţii s-au făcut progrese importante, cum sunt modelele "geofluviale" de simulare a (in)stabilităţii canalelor, sau rezultatele obţinute în experienţe desfăşurate asupra unor modele la scară apropiată de cea reală privind migrarea pragurilor. Totuşi, dată fiind natura nedeterminată a unor fenomene meteorologice cu influenţă decisivă asupra morfodinamicii canalelor naturale de scurgere, fie ele permanente fie efemere, şi oricât de bine s-ar cunoaşte procesele implicate, se pare că în prezent nu se poate întocmi un model determinist tridimensional.

Rezultatele obţinute efectiv nu constituie un capitol aparte al lucrării ele fiind înserate pe parcurs, alături de cele citate.

Această lucrare nu ar fi existat fără sprijinul logistic şi imboldul domnului Dr. ing. Dumitru Nistor, Directorul Centrului de Cercetări pentru Combaterea Eroziunii Solului Perieni- Bârlad.

Subiectul însuşi ne-a fost sugerat de către Dr. ing. Ion Ioniţă, căruia îi datorăm noţiunile de bază din domeniul geomorfologiei şi ravenelor, obţinute de domnia sa în urma unei îndelungate experienţe de cercetare ştiinţifică. Mă simt onorat pentru privilegiul de a fi putut colabora în momente decisive cu domnia sa.

Stagiul de pregătire a doctoratului s-a desfăşurat sub atenta şi competenta îndrumare a regretatului Prof. univ. dr. Ioniţă Ichim, o personalitate cunoscută în mediile academice din cele mai îndepărtate colţuri ale lumii. Îi suntem recunoscători pentru stilul de muncă bazat pe o documentare nesfârşită. La Staţiunea "Stejarul" - Piatra Neamţ, Prof. univ. dr. Maria Rădoane şi Conf. univ. dr. Nicolae Rădoane, cu competenţa ştiinţifică cunoscută, ne-au călăuzit pe întreg parcursul stagiului.

Lucrarea a fost susţinută drept teză de doctorat în şedinţă publică la Facultatea de Geografie a Universităţii „Al. I. Cuza”, Iaşi, în data de 30.03.2000, iar comisia de doctorat a fost formată din: Conf. dr. Constantin Rusu – Preşedinte, Prof. Dr. Maria Rădoane, Prof. Dr. Gheorghe Lupaşcu, Prof. Dr. Nicolae Popovici – referenţi oficiali şi Prof. Dr. Ioniţă Ichim – conducător ştiinţific.

Sunt recunoscător colegilor de la Staţiunea Perieni cu care am colaborat de-a lungul anilor în cadrul unor experienţe şi alături de care am făcut progrese în cunoaşterea tehnicii de calcul, cum este dl. Dr. ing. Nelu Popa.

Pentru finalizarea lucrării exprim cele mai sincere mulţumiri d-lui. Ing. Gabriel Petrovici şi doamnei Dr. ing. Lucica Bădiceanu.

Sunt extrem de recunoscător părinţilor mei care m-au suţinut şi încurajat cu căldură întotdeauna.

5

II. TERMINOLOGIE, DEFINIŢII, CONCEPTE DE STUDIU

TERMINOLOGIE

Forme de relief cu trăsături distincte în cadrul peisajului geografic, ravenele

sunt considerate în mod diferit de către diferiţi cercetători. Unii le consideră “segmente

alterate” ale mediului înconjurător, ce ridică numeroase şi complexe probleme de ordin

hidrologic, economic şi social, al căror caracter degradant se datorează în mare parte

factorului antropic şi care justifică eforturi deosebite pentru restabilirea unui echilibru

între forţele active şi cele pasive pentru a corespunde imperativelor sociale ale

momentului.

Fig. 2.1 Schiţă compusă, bazată pe schiţe de teren şi fotografii, ilustrând diferite varietăţi de ravene de fund de vale. Malurile active sunt figurate cu culoare cafenie. Ravenele discontinue (1) se formează în văile tributare.

Ele se vor contopi când vârful 6 ajunge la ele. În această vale există două vârfuri (praguri, “nickpoints”): 2 şi 3. Incizarea fundului văii duce la apariţia teraselor (4, 5). Ravenele tributare erodează aluviunile care umplu văile

tributare (7) şi ele vor fi eventual integrate în reţeaua de drenaj (C. J. Brice, 1966 din M. D. Harvey et al., 1985).

Alţii le consideră a fi forme normale de evoluţie a reliefului sub influenţa

factorilor endogeni sau exogeni, cu sau fără influenţe antropice.

Se poate pune problema locului ravenelor în cadrul unei clasificări a formelor

de relief în funcţie de spaţiu şi timp, sub aspect dimensional şi al vârstei. Într-o astfel de

6

clasificare (Ahnert, 1988 din M. Rădoane et al., 1995) ravenele sunt incluse în categoria

microreliefului împreună cu dolinele, penele de gheaţă, dunele şi terasele.

Această categorie conţine forme de relief foarte dinamice, cu vârste cuprinse

între un an şi câteva sute de ani, şi dimensiuni între 10-1 şi 10-3 km (raportul

înălţime/adâncime H/D<101 m).

Considerăm important a preciza poziţia ravenelor în cadrul sistemului geomor-

fologic fluviatil în sensul clarificării relaţiei ravene - cursuri de apă permanente.

Între aceste două categorii există atât asemănări cât şi deosebiri, ravenele

situându-se în zona debitelor celor mai scăzute, a cursurilor efemere.

* În forma sa elementară, un curs de apă permanent are întotdeauna un izvor în

timp ce o formaţiune torenţială tipică nu are izvor (S. A. Munteanu, 1956, S. A.

Munteanu, I. Clinciu,1982).

* Conul de dejecţie la un râu este practic inexistent sau foarte puţin dezvoltat, în

timp ce la o formaţiune torenţială este deosebit de dezvoltat comparativ cu dimensiunile

acesteia, constituind o parte morfologică caracteristică.

* Spre deosebire de cursurile de apă permanente, care apar întotdeauna în cadrul

unor reţele fluviale bine definite şi al bazinelor hidrografice aferente, ravenele pot

apărea şi complet izolate în mici depresiuni sau traversând inflexiuni convexe ale unor

versanţi. În această ultimă situaţie, unele “ravene de mal” din accepţiunea lui Poesen pot

fi chiar lipsite de bazin hidrografic).

* Eficacitatea hidrologică exprimată prin capacitatea de transport a ravenelor

este mult mai scăzută decât cea a râurilor (Heede, 1980).

* Pentru râuri se discută faptul că debitul de formare a albiei este debitul

dominant determinat pe baze probabilistice, debitul de umplere a albiei minore [bankfull

discharge] cu o anumită asigurare (2-10%), sau debitul de albie plină cu intervalul de

recurenţă de 1,58 ani (Leopold şi Maddock, 1953 din I. Ichim et al., 1989).

* În cazul ravenelor albia majoră lipseşte. Doar dacă ţinem neapărat (din dorinţa

de hipercorectitudine), putem căuta, în cadrul canalului, sectoare de albie majoră în zona

“teraselor” din schiţa lui Brice (1966, figura 1), sau în zona aluviunilor de pe malurile

ravenelor rămase din perioada de iniţiere a proceselor, toate cu dimensiuni extrem de

restrânse. Heede (1980) consideră subînţeles faptul că în cazul ravenelor, nu se poate

vorbi despre debit de albie plină (până la muchii) decât foarte rar şi atunci numai pentru

7

unele tronsoane de ravene discontinue din partea superioară (amonte) a bazinului; cât

despre debite care să depăşească nivelul malurilor canalului, acestea sunt cu totul

infrecvente.

În figura 2.2 ilustrăm pe un caz concret (valea Roşcani din împrejurimile

Staţiunii Perieni) o serie de termeni utilizaţi, în mod curent, în descrierea ravenelor. Se

poate observa că un organism torenţial cum este cel din Valea Roşcani, privit în

ansamblu, are în componenţa sa ravene de toate categoriile separate de autorii care au

clasificat aceste forme de relief: ravene continue, de fund de vale, ravene discontinue, de

versant; ravene cu baza uscată, umedă sau cu pârâu torenţial semipermanent; ravene

dezvoltate în depozite cu litologii diferite, cu canal triunghiular (chiar de mari

dimensiuni) sau în formă de “U”, etc.

Există opinii conform cărora ravenele sunt un rezultat al secţionării depozitelor

necoezive iar torenţii apar cu ocazia secţionării rocilor dure (Heede, 1980), ceea ce ar

însemna că cele două formaţiuni sunt net delimitate. Aulitzki (1981, cf. M. Rădoane et

al. 1997) restrânge, de asemenea, domeniul de apariţie al torenţilor la pantele abrupte ale

munţilor: "torentul are un bazin hidrografic bine delimitat, sub 100 km2, o pantă foarte

abruptă a profilului longitudinal şi transportă mari cantităţi de material târât, uneori de

nivel catastrofal, pe care le depune într-un con; poate avea un curs temporar sau

permanent şi, de regulă, se formează pe pantele abrupte ale munţilor".

Mai adecvat pare să fie modul de abordare a ravenelor şi torenţilor de către S.A.

Munteanu et al., (1991). Autorul defineşte torentul ca fiind “un curs natural de apă, cu

scurgere intermitentă (mai rar cu scurgere în tot timpul anului) şi cu bazin hidrografic

relativ redus (de ordinul sutelor de hectare sau cel mult al câtorva mii de hectare), cu

pante repezi şi neregulate şi a cărui caracteristică hidrologică principală constă în

faptul că, în urma ploilor mari sau a topirii rapide a zăpezilor, prezintă creşteri bruşte,

violente şi de scurtă durată ale debitului lichid şi solid, creşteri însoţite, în general de

intense fenomene de eroziune, de transport de aluviuni şi de sedimentare”.

Reprezentarea în plan a unui torent, fără precizarea curbelor de nivel, crează

impresia inexistenţei vreunei diferenţe faţă de aceeaşi reprezentare a bazinelor

hidrografice ale unor ravene. Deci, o primă diferenţă apare la nivelul pantei profilului

longitudinal, mult mai accentuată la torenţi. În continuare, autorii discută interdependen-

8

-ţa dintre procesul torenţial şi cel erozional, observând că primul îl determină, în anumite

condiţii favorabile, pe cel de-al doilea, iar acesta, la rândul lui, furnizează materialul

aluvionar cu care se încarcă apa, amplificând efectele distructive ale scurgerilor

torenţiale.

Deosebirile semnalate între cele două fenomene sunt:

- fenomenul torenţial caracterizează comportarea faţă de scurgeri a unui curs de

apă luat în ansamblu, adică în limitele bazinului său hidrografic, în timp ce fenomenul

de eroziune caracterizează, în principal comportarea solului sau a rocii faţă de scurgerea

apei;

- fenomenul erozional constă în dizlocarea, antrenarea şi transportul particulelor

de sol sau de rocă de pe o suprafaţă de teren, în timp ce fenomenul torenţial reprezintă o

creştere de debit în reţeaua hidrografică;

- eroziunea se manifestă în mod gradat şi progresiv, în timp ce fenomenul

torenţial se produce brusc, violent, intermitent şi numai în timpul ploilor torenţiale;

- fenomenul de eroziune de suprafaţă nu are nevoie neapărat de existenţa unui

bazin hidrografic, în timp ce fenomenul torenţial, fără forma caracteristică de teren

capabilă să colecteze şi să concentreze apa în reţea, adică de bazinul hidrografic, este de

neconceput.

Formele de relief apărute prin eroziune torenţială sunt denumite, generic,

formaţiuni torenţiale şi în cadrul lor autorii diferenţiază după criterii dimensionale:

- rigole de şiroire (cu adâncimea < 0,2 m);

- şanţuri de şiroire (cu adâncimea < 0,5 m);

- ogaşe (cu adâncimea de 0,5 - 2 m);

- ravene (cu adâncimea de peste 2 m);

Despre ravene se spune că “pot fi izolate sau pot fi părţi componente ale celei

mai complexe formaţiuni torenţiale, care este torentul propriu - zis”.

Torentul include eventual şi pârâul torenţial, care ocupă aceeaşi poziţie ca şi în

cadrul ravenelor. Toate formaţiunile torenţiale, aşa cum au fost definite, se consideră că

nu reprezintă altceva decât stadii delimitate convenţional în cadrul procesului

neîntrerupt de modelare a reliefului terestru prin eroziune, de la forma elementară

(rigola efemeră) până la excavaţiile enorme ce conturează bazinele hidrografice ale

cursurilor de apă.

10

S. A. Munteanu şi colaboratorii (1991) concluzionează că “torentul se dezvoltă

şi evoluează spre forma finală din cadrul morfosculpturii minore, cea mai organizată -

pârâul torenţial; acesta prezintă un bazin hidrografic bine conturat şi face trecerea de la

formaţiunile torenţiale, la cursurile de apă permanente - râurile.”

Formaţiunile torenţiale cu o densitate extremă conferă reliefului aspectul de

pământuri rele (“badlands”).

DEFINIŢII

Terminologia folosită în literatura de specialitate română şi străină cu privire la

eroziunea în adâncime este oarecum complicată, pentru unele noţiuni existând mai multe

denumiri. Astfel eroziunea în adâncime actuală are şi alte denumiri: eroziune

“conformă”, “lineară”, “prin ravene”, “încanelată”, “en rigoles”, “en ravines”, etc. (M.

Moţoc, 1975).

În diferite zone ale lumii, pentru aceleaşi forme de relief, se utilizează mai mulţi

termeni diferiţi atât din punct de vedere etimologic cât şi al înţelesului (nuanţărilor) care

apar uneori chiar în aceeaşi limbă. M. Rădoane et al. (1997) enumeră câteva astfel de

denumiri: în S.U.A., în afară de termenul englez gully se mai utilizează şi arroyo, wash

şi coulée (probabil de origine franceză, pentru ravene foarte mari). Schumm S. A. şi

Hadley R. F. (1957) definesc arroyos ca ravene tăiate (adâncite) în depozite de vale

[valley fills] ce sunt specifice regiunilor semiaride. În Glosarul Institutului Geologic

American (1972) mai sunt precizate următoarele trăsături: “canal sau ravenă cu fund

plat al unui curent efemer sau intermitent, obişnuit cu maluri verticale sau abrupte,

tăiate în materiale neconsolidate” (Harvey et al., 1985, din I. Ioniţă, 1997). În Rusia se

foloseşte termenul de uvrag, în Italia burone sau fosco, în Franţa ravin. În Africa de

Nord este obişnuit termenul de wadi, iar în Africa de Sud cel de donga, în Madagascar

lavaka, în timp ce în India cel de nullah.

Thorne et al. (1986) defineşte ravenele efemere ca fiind veriga lipsă ("the

missing link") între şiroiri şi cursurile permanente.

Mildner (1983) a definit ravenele efemere ca fiind "în mod obişnuit mai mari

decât şiroirile, apar şi reapar în zone depresionare, formând reţele dendritice, dacă nu

cumva un alt model este impus pentru alinierea rândurilor (şiroaielor), şi fiind parţial

11

sau total "şterse" şi umplute prin lucrări normale de pregătire a terenurilor agricole,

fără ajutorul vreunui echipament special".

M. Moţoc (1975) consideră că “prin formaţiunile eroziunii în adâncime se

înţeleg formele de relief negative, cu aspect de şanţ (de la şanţuri în miniatură până la

cele foarte mari) create de apa de scurgere pe terenuri în pantă. Ravena este cea mai

dezvoltată dintre formaţiunile eroziunii în adâncime actuale şi poate proveni dintr-un

ogaş. Adâncimea ravenei depăşeşte 2 - 3m ajungând la zeci de metri, lăţimea atinge

valori de până la 80 - 100 m, iar lungimea de la câteva zeci de metri la câţiva kilometri.

În evoluţia ei ravena se poate stabiliza pe cale naturală. Ravena stabilizată natural, cu

un înveliş pedologic format în tot lungul ei este denumită viroagă”.

M. Moţoc face şi deosebirea între ravenă şi “râpă” (termenul folosit uneori

impropriu în limbajul uzual): “râpa este o formaţiune deosebită, rezultată în urma

surpărilor, alunecărilor şi eroziunii accelerate, care se prezintă ca o ruptură cu un

singur taluz, situată pe malurile reţelei hidrografice vechi, pe malurile ravenelor adânci

sau pe versant (izolată de reţea). Geomorfologii denumesc râpa drept o formă de relief

abruptă, care a luat naştere în urma surpărilor, eroziunii torenţiale sau a altor procese

de sculptare a scoarţei şi deosebesc trei tipuri: râpă de desprindere sau abrupt de

desprindere, râpă de obârşie (creată de eroziunea regresivă şi surpări la vârful ravenei)

şi râpă torenţială sau ravenă; ultimul tip, aşa cum este definit poate să creeze confuzii,

atât din punct de vedere morfogenetic cât şi morfometric.” (M. Moţoc et al., 1975).

Mai mulţi autori români şi străini citează din Glosarul Institutului Geologic

American (1972) următoarea definiţie a unei ravene:

a) O vale foarte mică ca un şanţ pe faţa unui abrupt sau un canal lung şi îngust,

săpat în materiale neconsolidate de apa curgătoare după o ploaie sau la topirea zăpezii.

b) Orice canal de eroziune atât de adânc încât nu poate fi traversat de

autovehicule ori eliminat prin arat, în special unul săpat în sol pe un versant neacoperit.”

Harvey D.M. et al. (1985) consideră că Gregory K.J. şi Walling D.E. în 1973

dau cea mai bună definiţie:

“Caracteristicile generale ale ravenelor, implicit în multe definiţii alternative,

includ faptul că ele deseori au o scurgere efemeră, adesea sunt incizate în materiale

neconsolidate şi pot să aibă secţiunea sub forma de V, când substratul este fin în textură

şi rezistent la tăiere rapidă, de U în materiale precum loessul, unde solul şi subsolul

12

sunt ambele egal susceptibile la eroziune. Ca mărime sunt mai mari decât rigolele, ele

sunt mărginite de maluri înclinate şi vârfurile care au înfăţişare de abrupturi erozionale

şi ele sunt obşnuit atât de adânci încât refacerea este imposibilă cu unelte normale şi ele

nu pot fi traversate de un vehicul sau eliminate prin arătură.”

Harvey M.D. şi colab. (1985) definesc rezumativ ravena ca pe un “canal de

eroziune, relativ adânc, recent format, care apare pe versanţi sau pe fundul văilor acolo

unde, anterior, un canal bine definit nu a existat”.

Definiţia dată în Dicţionarul geomorfologic (Băcăuanu et al., 1974) se

caracterizează de asemenea prin numeroşi termeni calificativi:

"Formă de relief cu aspect de şanţ, care ia naştere pe suprafeţele înclinate,

formate din roci friabile, în urma scurgerii torenţiale. Convenţional se consideră că

ravena prezintă adâncimi de la 2 - 3 m până la câteva zeci de metri. Cei mai mulţi

dintre specialişti definesc ravena ca pe o formă de eroziune torenţială, mai avansată

decât ogaşul, caracterizată printr-un talveg în care apar mici trepte, repezişuri sau

marmite. În interiorul său eroziunea conformă este înlocuită, în mare măsură, de cea

regresivă" (p.147).

Împreună cu Maria Rădoane, I. Ichim, N. Rădoane (1994), I. Ioniţă (1997) şi

Schumm et al. (1984) observăm că aproape fiecare autor care a investigat ravenele a

considerat necesar să ofere o definiţie proprie acestor forme de relief. Existenţa unui

număr mare de definiţii este realmente importantă, pentru că autorii care pornesc de la

definiţii valabile numai pentru anumite condiţii fiziografice (geologie, climă, localizare)

au tendinţa de a identifica mai puţine procese şi mecanisme implicate în dinamica

ravenelor sau de a confunda unele caracteristici morfologice cu stadii evolutive. Faptul

are implicaţii asupra încercărilor de stabilire a unei taxonomii şi face dificilă folosirea

unui limbaj comun. O mare parte din neînţelegeri dispar dacă, într-o abordare sistemică,

considerăm ravenele a fi totalitatea canalelor naturale de scurgere cu secţiune mai mare

de 900 cm2, create prin eroziune liniară de către curenţii concentraţi, în cadrul unui

bazin hidrografic torenţial.

Dimensiunea de 900 cm2 (≈1 square feet) utilizată de unii autori corespunde

numai în anumite cazuri canalelor cu adâncimi de 30 - 50 cm, este arbitrară, se consideră

a fi limita de la care canalele nu mai pot fi astupate prin lucrări normale de pregătire a

terenului pentru culturile agricole şi delimitează ravenele efemere [ephemeral gullies] de

13

ravenele clasice [gullies]. Aceasta corespunde, în clasificările româneşti, trecerii de la

rigole la ogaşe.

În spiritul raţionamentelor lui Martiniuc (1954) subliniem faptul că unele

organisme torenţiale sunt singurele răspunzătoare de evoluţia văilor lor

(corespunzătoare), în absenţa unui curs permanent sau în orice caz în amonte de un

eventual pârâu torenţial (cf. S. A. Munteanu et al., 1991).

Fig. 2.3 “Fuji Yama”, un deal format din materiale prăfoase consolidate

(siltstone), cu versanţii ravenaţi radial, în Flinders Ranges, sudul Australiei

(Twidale, 1996)

Rar se precizează faptul că ravene apar oriunde pe glob, pe aproape orice

substrat litologic, în orice condiţii de climă şi altitudine în care sunt posibile scurgeri

prin curenţi concentraţi. Se pot da ca exemplu ravenele descrise în zone montane, ravene

de câţiva metri şi cu maluri aproximativ verticale, dezvoltate în numai 6 - 7 ani în cenuşe

vulcanice depuse în timpul unei singure erupţii, sau cele din domeniul litoral, în sudul

Australiei. Twidale (1996) descrie unele tipuri de ravene, care se întâlnesc mai rar, cum

ar fi cele dezvoltate radial pe versanţii unui deal asemănător unui aparat vulcanic, numit

“Fuji Yama”, în sudul Australiei (fig.2. 3). Vârsta geologică a depozitelor nu este de

14

multe ori relevantă după cum se poate observa dintr-un alt exemplu al aceluiaşi autor

(fig.2.4).

Fig. 2.4 Ravene dezvoltate în depozite de nisipuri şi argile permiene de

origine glaciară, pe terenuri defrişate, în Peninsula Fleurieu, sudul Australiei

(Twidale, 1996)

La golirea rapidă a unor acumulări puternic colmatate, în apropierea canalului

de golire de fund, se dezvoltă reţele de canale adânci cât grosimea aluviunilor, cu

caractere morfometrice asemănătoare ravenelor apărute în urma unui singur eveniment

pluvial (ex. Acumularea Puşcaşi, 1989 şi ravenele formate în apropierea acumulării

Cuibul Vulturilor în urma precipitaţiilor din 1996). Din păcate, diapozitivele realizate în

1989 la Puşcaşi (bazinul hidrografic Racova) nu au fost prea reuşite din punct de vedere

tehnic (figura 2.5) Vom face totuşi câteva observaţii:

- canalele apărute cu ocazia golirii lacului (canalul principal fiind profilat în

roca de bază odată cu construcţia barajului) se dispun perpendicular pe canalul principal,

deci paralel cu axul barajului;

- pe malul drept grosimea aluviunilor depăşea 1,80 m, iar pe malul stâng era de

circa 1 m;

15

Fig. 2.5. Aspecte din zona canalului de golire de fund al Acumulării Puşcaşi, din anul 1988.

16

Fig. 2.6 Ravene de "discontinuitate", la Laza, în B. H. Racova, 1998

- nu există nici un fel de îndoială în ceea ce priveşte natura acestor canale, deoarece pe

talvegul unuia dintre ele, cel mai apropiat de baraj, pe malul drept, se puteau observa

urme de şenile în argila subjacentă, din timpul construcţiei barajului. În figura 2.6 este

ilustrat un exemplu de ravene semnalate de Kerry Robinson în 1998 pe care autorul le-a

denumit "de discontinuitate" deoarece apar la trecerea peste o zonă de modificare bruscă

a pantei. În acest caz, pragurile morfologice sunt constituite de ceea ce a mai rămas din

fostele terase cu care a fost amenajat terenul agricol. Astfel de "ravene de

discontinuitate" au apărut în multe locuri , în Romania, după anul 1989, mai precis după

aplicarea Legii 18 privitoare la retrocedarea terenurilor agricole pe vechile

amplasamente. Noii proprietari lucrează terenul pe direcţia deal-vale şi eroziunea liniară

este favorizată în acelaşi sens.

Sintetizând câteva materiale bibliografice (Woodburn,1945; Moţoc, 1963;

Bradford & Piest, 1978; Imeson & Kwaad, 1980; Zachar, 1982; Schumm et al., 1984;

Hadley & Walling, 1985; Nordstrom, 1988; Mitchell & Bubenzer, 1989; Poesen &

Govers, 1990 şi alţii), Rădoane et al. (1995) enumeră următoarele caracteristici ale unei

ravene:

17

“- un canal abrupt, incizat, adesea începând cu un vârf (prag) ascuţit sau uşor

rotunjit;

- prezintă mai multe praguri pe fundul (traseul) lor;

- au manifestat sau manifestă înaintare (regresare) rapidă a vârfului;

- secţiunile transversale au formă de “V” în terenuri cu textură fină, rezistente

la tăierea rapidă, şi formă de “U” unde subsolul este mai erodabil;

- scurgerile au caracter efemer;

- pe terenurile exploatate agricol nu pot fi astupate prin operaţii normale de

pregătire a patului germinativ.”

Definiţia bazată pe calificative atât de variate este lipsită de consistenţă (cf.

Schumm et al.,1984). Unii autori văd această situaţie ca provenind din încercarea de a da

un înţeles precis (ştiinţific) unui termen provenit din vorbirea curentă.

Reformulând cele afirmate de Grissinger (1996), considerăm că ravenele sunt

canale naturale de scurgere supradimensionate, încastrate, extensii ale reţelei de

drenaj aflate la limita dintre sistemul fluvial şi versanţi.

III. CLASIFICAREA RAVENELOR Problema clasificării ravenelor nu a căpătat o rezolvare unanim recunoscută

datorită diversităţii de criterii luate în considerare. Majoritatea sunt criterii morfometrice,

cantitative şi calitative, ce includ uneori o doză de arbitrar.

Pe de altă parte, dacă se adaugă şi varietatea mare a condiţiilor naturale ne putem

explica neacceptarea unei “clasificări universale”.

În continuare, se prezintă pe scurt câteva sisteme de clasificare:

a) După adâncime:

În SUA, Bennet H.H. (1939), separă pentru scopuri agricole:

- ravene mici (sub 1 m adâncime);

- ravene medii (1-5 m adâncime);

- ravene adânci (peste 5 m adâncime).

Tot pe considerente de mărime, în Belgia, Poesen şi Govers (1990) clasifică

ravenele în ravene efemere şi ravene de mal. Distincţia între cele două tipuri se face pe

baza dimensiunii critice a secţiunii transversale de circa 1000 cm2. Sub această valoare,

18

ravenele sunt efemere, adică pot fi astupate de lucrările agricole obişnuite. Peste această

valoare, ravenele se păstrează de la un an la altul ca o incizie în sol.

În privinţa ravenelor efemere, apărute în condiţiile organizării scurgerii sub

formă de şiroaie, contribuţii importante sunt aduse, prin aprofundate studii de proces, de

către cercetătorii americani. Astfel, s-au dezvoltat procedee de estimare (programe de

calculator), precum EGEM (Ephemeral Gully Erosion Model) de către Foster J.R. et al.,

1986.

În România, Băloiu V. în 1965 şi în 1975, la cap. V din “Eroziunea solului şi

metodele de combatere” de M. Moţoc et al., grupează formele eroziunii în adâncime

astfel:

- rigole de şiroaie, cu adâncimi de până la 0,50 m;

- ogaşele cu adâncimi între 0,5-2,0 m;

- ravene cu adâncimi de peste 2,0 m:

- ravene puţin adânci, de 2,0-5,0 m;

- ravene adânci, de 5,0-10,0 m şi

- ravene foarte adânci, de peste 10,0 m.

Moţoc M. (1963, 1975) propune următoarea clasificare, în raport cu adâncimea şi suprafaţa de colectare (tabelul 3.1).

Tabelul nr. 3.1

Clasificarea formaţiunilor eroziunii în adâncime după adâncimea şi suprafaţa de colectare (M. Moţoc 1963, 1975)

Tipul de formaţiune Adâncimea medie (m)

Suprafaţa de colectare (ha)

Mică 3 25 Mijlocie 3 - 5 25 - 75

Mare 5 > 75

b) După lungime, V. Băloiu (1980) împarte ravenele în: scurte, cu lungimea de

până la 300 m; ravene lungi (300 - 1000 m); ravene foarte lungi (de peste 1000 m).

c) După stadiul de dezvoltare, V. Băloiu (1980) împarte ravenele în:

- ravene active în stadiu incipient;

- ravene active în stadiu evoluat;

- ravene stabilizate parţial;

19

- ravene stabilizate total.

d) După gradul de torenţialitate, S. A. Munteanu (1991) separă:

- ravene netorenţiale, cu < 4 m3/ha*an eroziune specifică medie;

- ravene mijlociu torenţiale, cu 4 - 32 m3/ha*an eroziune specifică medie;

- ravene excesiv torenţiale, cu > 32 m3/ha*an eroziune specifică medie;

e) După suprafaţa de recepţie, Measnicov M.(1967) separă:

- ravene cu bazine mici (< 10 ha);

- ravene cu bazine mijlocii (10 - 30 ha);

- ravene cu bazine mari (50 - 100 ha);

- ravene cu bazinete foarte mari (corespund bazinelor hidrografice foarte mici).

f) După intensitatea procesului de ravenare, respectiv după creşterea ravenelor în

lungime, Moţoc M. (1975) distinge:

- Ravene cu dezvoltare înceată, ce înaintează cu < 1 m/an;

- Ravene cu dezvoltare mijlocie, ce înaintează cu 1 - 3 m/an;

- Ravene cu dezvoltare puternică, ce înaintează cu peste 3 m/an

g) După poziţia în bazinul hidrografic:

În anul 1966, Brice J.C. finalizează un excelent studiu geomorfologic asupra

ravenelor din bazinul Medicine-Great Plains din sud-vestul statului Nebraska. În acest

bazin de 178.710 ha, dezvoltat pe depozite loessoide, autorul separă trei tipuri de ravene:

de fund de vale, de versant şi ravene de obârşie de vale (valley-head gullies). Ulterior, s-

a admis că ultimele două tipuri sunt în esenţă asemănătoare.

Oricum, această ierarhizare a stat la baza clasificării canalelor incizate, de către

Harvey M.D. et al (1985), în:

- Rigole;

- Ravene:

a) Ravene de versant;

b) Ravene de fund de vale.

- Canale adâncite:

a) Naturale (Arroyos);

b) Albii canalizate.

h) După forma secţiunii transversale s-a conturat o convergenţă spre două clase

principale, în “V” şi “U”, sugerate de Ireland et al (1939).

20

Pe această bază Imeson A.C. şi Kwaad F. J. P. M. (1980), diferenţiază patru tipuri

de ravene, cu exemple fotografice din nordul Marocului şi lângă Maseru Lesotho

(tabelul 3.2).

Nordstrom Kerstin (1988), pornind de la formele de bază ale secţiunii transversale

(“V” şi “U”), deosebeşte mai multe forme intermediare dintre care mai frecventă este

secţiunea trapezoidală (Figura 3.2).

i) După configuraţia în plan: Ireland et. al (1939) disting şase grupe de ravene:

liniare, bulboase, dendritice, reţea (trellis), paralele şi compuse.

O asemenea diferenţiere considerăm că este provocată de ordonarea scurgerii

deoarece vârfurile ravenelor urmăresc liniile cu debitul cel mai important.

j) Clasificarea cea mai des invocată este cea adoptată de Leopold L.B. et al (1956,

1964) care, în funcţie de prezenţa pragurilor în profilul longitudinal împart ravenele în:

continue şi discontinue. Autorii au insistat asupra ultimului tip precizând că un

sistem de ravene discontinue este caracterizat de:

- un prag vertical;

- un canal imediat mai jos de prag, cu adâncimea descrescătoare spre aval;

- un con de dejecţie care apare acolo unde planul fundului ravenei intersectează

pe acela al fundului original de vale, iar malurile ravenei dispar.

Ravenă sub formăde bulb

Ravenă zăbrelită Ravenă paralelă

Ravenăliniară Ravenă dendritică Ravenă compusă Fig. 3.1 Tipologia ravenelor după configuraţia în

plan vârfurile ravenelor urmăresc liniile cu debitul

cel mai important. (Schumm et al., 1984)

Fig. 3.2 Tipuri de secţiuni transversale ale

ravenelor (Nordstrom, 1988)

21

Tabelul nr. 3.2

Tipuri de ravene (după Imeson şi Kwaad, 1980)

Tipul Forma

secţiunii transversale

Poziţia în peisaj Sursa scurgerii Litologia materialelor

1 V

Oriunde, exceptând fundul de vale, unde

scurgerea devine concentrată

Scurgerea superficială

Materiale relativ rezistente la eroziune, orizontul B al solurilor

profunde

2 U Oriunde, cu

excepţia fundului de vale

Scurgerea superficială cu o contribuţie

ocazională a umezirii freatice

Depozite care nu cresc în rezistenţă cu

adâncimea

3 U Obişnuit pe pedimente şi

versanţi domoi

Predomină apa furnizată din surse

subterane, adesea în asociaţie cu piping

Depozite care nu cresc în rezistenţă cu

adâncimea

4 (Arroyos) U Fund de vale Scurgere superficială

şi subterană Depozite aluviale şi de

pantă

Contribuţii interesante privind sistemele de ravene efemere, mai ales din Munţii

Stâncoşi, au fost aduse de Heede H. Burchard (1974, 1975, 1976), după care “O ravenă

continuă începe întotdeauna sus de tot (high up) printr-o reţea de rigole ce se

contopesc. Apoi, curând, ravena atinge o adâncime relativ mare ce se menţine

aproximativ la fel până la gură”. Conform acestei definiţii pe o ravenă continuă nu

întâlnim pragul asociat obârşiei.

În schimb, Heede B.H. (1974, 1975) apreciază că o ravenă discontinuă începe cu

un prag vertical, ce poate fi localizat în orice poziţie pe versantul unui deal.

În lucrarea de faţă s-a optat pentru ultimul criteriu, adaptat la condiţiile Podişului

Moldovei, deoarece, el oferă o imagine mai clară asupra posibilităţilor de interpretare a

proceselor de ravenare.

Deosebirea de fond, în raport cu literatura americană, constă în aceea că o

ravenă continuă începe printr-un prag bine conturat. În mod obişnuit ravenele continue

se întâlnesc mai frecvent pe fundul văilor şi mai rar pe versanţi. Din contră, ravenele

discontinue au o distribuţie inversă şi sunt asociate unor bazine de recepţie destul de

mici (cf. I. Ioniţă, 1997).

22

IV. AMPLOAREA ŞI CONSECINŢELE PROCESELOR EROZIONALE, TORENŢIALE ŞI DE DEGRADARE A TERENULUI

Din suprafaţa totală de 13,4 miliarde hectare a globului pământesc, 35,78 %,

respectiv 4,93 miliarde hectare sunt terenuri neutilizate. Din această suprafaţă 450

milioane hectare sunt afectate de procese de eroziune (Anuarul FAO, Tom 27, 1973, cf.

S. A. Munteanu, 1991).

1 - 5

1 - 5

1-5

1-5

1-5

15-20

15-20

15-20

20-30

20-30

20-30

30-45

10-15

10-15

10-15

10-15

10-15

10-15

5 - 10

5-10

5-10

0

0Barlad

Suceava

Iasi

Galati

Constanta

Ploiesti

Brasov

Cluj - Napoca

Baia Mare

Targu Mures

Sibiu

Craiova

Timisoara

Arad

Deva

Oradea

Bucuresti

BLACK SEA

U C R A I N A R E P U B L I C A M O

L D O V A

B U L G A R I A

Y U G O S L A V I A

U N

G A

R I A

UCRAINA

Fig. 4.1 Zonarea eroziunii totale pe terenurile agricole - t/ha/an(după M. Moţoc, 1983)

MAR

EA N

EAG

RĂ

În România, după datele ICPA, în 1976, aproape jumătate (47 %) din suprafaţa

agricolă, respectiv circa 7 milioane hectare erau terenuri afectate de procese de

“degradare”, din care circa 6,75 milioane hectare terenuri erodate (se includ alunecările

de teren) şi 0,25 milioane hectare terenuri cu eroziune eoliană.

Din cele 7 milioane de hectare menţionate, 3,9 milioane de hectare erau terenuri

cu eroziune neapreciabilă, însă cu pericol de eroziune şi 3,1 milioane hectare de terenuri

afectate de procese de eroziune moderată la foarte puternică (circa 3,0 milioane hectare

terenuri cu eroziune produsă de apă, 0,75 milioane hectare cu alunecări de teren şi circa

0,1 milioane hectare terenuri cu eroziune eoliană).

23

Din totalul suprafeţei forestiere numai 0,2 %, adică circa 20 mii ha erau afectate

de procese de eroziune moderată la foarte puternică. Din acestea circa 15 mii ha cu

eroziune hidrică şi circa 5 mii ha cu eroziune eoliană.

În anul 1983 academicianul M. Moţoc prezintă zonarea eroziunii totale pe

terenurile agricole, inclusiv diferenţierea ei pe judeţe, şi contribuţia folosinţelor şi

formelor de eroziune la formarea eroziunii totale. Menţionăm că autorul împreună cu P.

Stănescu şi Iuliana Taloescu (1979) a stabilit metoda de estimare a eroziunii totale (ca

însumare a volumului eroziunii de suprafaţă, a volumului eroziunii în adâncime şi

aportului provenit din alunecările de teren) şi eroziunii efluente (produsul între eroziunea

totală şi coeficientul de efluenţă). Din această lucrare prezentăm harta din figura 4.1.

Concluzia principală este aceea că eroziunea în suprafaţă contribuie cu 54% la

cantitatea totală de material erodat, iar eroziunea în adâncime şi alunecările cu 46%. În

1984, M. Moţoc a diferenţiat clar efluenţa aluvionară din România pe forme de

eroziune, zone naturale şi pe categorii de folosinţă (tabelul 4.1).

Tabelul 4.1

Diferenţierea efluenţei aluvionare pe forme de eroziune în România (după M. Moţoc, 1984)

Eroziunea totală Efluenţă aluvionară Forme de eroziune mil. tone %

Coeficient de efluenţă mil. tone %

Eroziune de suprafaţă 61,8 49,0 0,26 16,1 36,2 Eroziune în adâncime 29,8 23,6 0,46 13,8 31,0 Alunecări 15,0 12,0 0,35 5,2 11,6 Eroziune în adâncime şi alunecări în fondul forestier

6,8 5,4 0,40 2,7 5,9

Eroziune de maluri şi albii 12,6 10,0 0,54 6,8 15,3 Total 126,0 100,0 0,35 44,6 100,0

Rezultă că eroziunea în suprafaţă participă cu 36 %, eroziunea în adâncime cu 31

%, iar restul de 33 % se datorează combinaţiei alunecări - eroziune în adâncime şi

alunecări în fondul forestier-eroziune de maluri şi albii. De asemenea, reţine atenţia că în

bazinele cultivate cu porumb pe contur (neterasate), din producţia de aluviuni, eroziunii

în suprafaţă îi revine 80 %, iar ravenării 20% (K.E. Saxton et al., 1971 şi R.F. Piest et al.

1975).

CONSECINŢELE DEGRADĂRII TERENULUI PRIN RAVENARE

Consecinţele degradării terenului prin ravenare pot fi privite cel puţin sub două

aspecte:

24

Tabelul 4.2 Importanţa relativă a eroziunii prin ravene efemere (faţă de eroziunea peliculară,

cea prin şiroire sau prin rigole) (după Vandaele & Poesen, 1995)

Localizare Raportul eroziune

prin ravene / rigole, şiroire

Remarci

Athens, Georgia (USA) 0,38 THOMAS & WELCH (1988) Soluri luto-nisipoase, lucrate convenţional, soia, ogor nelucrat în

timpul iernii, 3 ha, pante 5-6% Athens, Georgia (USA) 0,43 THOMAS ET AL. (1986) Soluri luto-nisipoase,

soia două recolte şi grâu, 2-8 ha, pante 6 % Districtul Pottawattamie,

Iowa (USA) 0,25 SCS date de studii nepublicate. Sol pe loess, 8

ha, pante 3-11 % Districtul Boone, Iowa

(USA) 0,24 SCS date de studii nepublicate. Sol pe loess, 8

ha, pante 3-11 % Wiregrass, Alabama (USA) 1,47 Date SCS. Sol din grupa hidrologică A Wiregrass, Alabama (USA) 1,00 Date SCS. Sol din grupa hidrologică B Pentru aceste date rata eroziunii peliculare, prin şiroire şi rigole a fost estimată folosind USLE. Eroziunea

prin ravene efemere a fost estimată prin măsurători de teren şi aerofotograme Treynor, Iowa (USA) 0,53 SPOMER & HJELMFELT (1985). Lucrat terenul în

regim antierozional, porumb continuu pe contur. Sol pe loess, pante abrupte, 43 ha (1972-1983)

Treynor, Iowa (USA) 0,29 SPOMER & HJELMFELT (1985). Lucrat terenul convenţional, porumb continuu pe contur. Sol pe

loess, pante abrupte, 24 ha (1964-1983) Pentru aceste date rata eroziunii peliculare, prin şiroire şi rigole a fost estimată folosind producţia medie de

sedimente şi o rată de livrarea sedimentelor de 0,53. Eroziunea prin ravene efemere a fost estimată prin măsurători de teren şi aerofotograme (după Laflen et al., 1985).

Goodwin Creek, Mississippi (USA)

1,5 GRISSINGER & MURPHEY (1989) Sol pe loess, lucrat convenţional, soia, 1,9 ha (1985-1987).

Pentru aceste date rata eroziunii peliculare, prin şiroire şi rigole a fost estimată folosind producţia de sedimente la ieşirea din bazinul hidrografic. Eroziunea prin ravene efemere a fost estimată prin măsurători de

teren şi aerofotograme Nordul Franţei1 0,85 AUZET, 1988-1989. Mai multe bazine

hidrografice, sol pe loess, pante 3-11 %, lucrat convenţional, culturi de iarnă şi vară, 34 ha

(media) Nordul Franţei1 0,80 AUZET, 1989-1990. Mai multe bazine

hidrografice, sol pe loess, pante 3-11 %, lucrat convenţional, culturi de iarnă şi vară, 34 ha

(media) Belgia Centrală 0,9-1,7 Vandaele & Poesen (1995). Lucrat convenţional,

25 ha. Sol pe loess. Pentru aceste date eroziunea prin şiroire, rigole şi ravene efemere a fost calculată folosind măsurători

volumetrice ale diferitelor forme de eroziune 1Eroziunea în timpul iernii

În plan ştiinţific, din punctul de vedere al geomorfologului, ravenele, apărând în

cele mai variate condiţii fizico - geografice ale Terrei, contribuie în ritmul lor la

modelarea reliefului. Un exemplu este formarea văilor deluviale în sens Martiniuc

(1954). Un alt exemplu, (cf. Twidale, 1996), este acela în care unele suprafeţe de teren

25

acoperite într-un timp relativ scurt cu depozite groase uşor erodabile (cenuşe, aluviuni,

etc.), sunt fragmentate la fel de rapid de reţele hidrografice (torenţiale) de canale cu

caractere morfologice asemănătoare ravenelor. De asemenea, ravenele pot fi considerate

ca părţi componente ale unor reţele hidrografice torenţializate.

Un al doilea aspect sub care pot fi privite consecinţele negative ale apariţiei şi

dezvoltării ravenelor este cel socio - economic. În acest caz ravenele afectează

majoritatea sectoarelor de activitate umană dar mai ales agricultura, silvicultura,

transporturile şi telecomunicaţiile şi gospodărirea apelor.

În domeniul agriculturii, principalele consecinţe negative ale ravenaţiei sunt

reprezentate de pagubele legate de distrugerea capacităţii de producţie a solului,

scoaterea din circuitul agricol a unor suprafeţe, împiedicarea procesului de producţie

prin fragmentarea asolamentelor, pagubele produse diferitelor construcţii, înrăutăţirea

generală a condiţiilor de mediu. M. Moţoc (1963) arată că scăderea producţiei agricole

pe terenuri cu eroziune puternică, faţă de cea de pe terenurile cu eroziune neapreciabilă

este de 45 % la porumb şi de 50 % la ierburi. Scăderea producţiei la viţa de vie, pe

terenurile foarte puternic şi excesiv erodate faţă de cea de pe terenurile cu eroziune

neapreciabilă este de 43 % respectiv 60 %.

Pe ansamblu, scăderea producţiei agricole pe terenurile degradate este de 20 -

100 % (N. Popescu, 1972 din S. A. Munteanu, 1991).

Din acest motiv marea majoritate a cercetărilor efectuate asupra ravenelor au fost

dirijate mult timp de satisfacerea imperativelor socio - economice şi mai puţin de

cunoaşterea proceselor şi mecanismelor eroziunii în adâncime.

RĂSPÂNDIREA RAVENELOR

Prezenţa ravenelor este semnalată încă din a doua parte a secolului XIX în cele

mai diferite colţuri ale lumii. Din motivele arătate mai sus, cu excepţia Statelor Unite şi

ţărilor occidentale dezvoltate, trebuie să ne aşteptăm ca imaginea globală asupra

răspândirii ravenelor să fie, cel puţin pentru moment, denaturată de faptul că acestea

sunt semnalate şi studiate mai mult în regiunile în care ele au un impact social mai

puternic, unde se practică o agricultură subzistenţială.

Se pare că ravenele apar oriunde condiţiile de relief, de climă, de litologie şi

antropice permit apariţia scurgerilor concentrate. După cum loessurile şi pământurile

26

prăfoase (prafuri nisipoase sau argiloase, luturi nisipoase, etc.) sunt cel mai uşor

erodabile, credem că pe o hartă a răspândirii acestor depozite se poate suprapune o hartă

a răspândirii ravenelor. Precizăm că astfel se restrânge, într-o anumită măsură, aria de

răspândire a ravenelor excluzându-le pe cele din regiunile montane care pot apărea pe

orice substrat litologic. Totuşi, mai mulţi autori observă că ravenarea este mai frecventă

pe pante relativ reduse, în climatele aride şi subumede cu vegetaţie rară şi impact

antropic accentuat (T. Dunne şi L. Leopold, 1978 citaţi de Maria Rădoane et al., 1996).

I. Ioniţă (1997) concluzionează că ravenarea se întâlneşte în zone diferite, grupate

mai ales la latitudini medii, în climate de nuanţă tropicală şi temperat-continentală. B.

Heede (1980) observă că ravenele sunt forme de relief specifice zonelor aride şi

semiaride.

O prezentare a situaţiei fenomenului de ravenare în diferite zone ale globului

depinde de cantitatea de informaţii disponibilă. De aceea, în cele ce urmează prezentăm

câteva date privind fenomenul de ravenaţie aşa cum au fost preluate din diferite lucrări şi

rapoarte ştiinţifice.

Din Statele Unite cele mai multe informaţii le avem despre ravenele din zona aşa

- numitei “bluff line” care se întinde pe teritoriul mai multor state central - sudice, în

lungul fluviilor Mississippi şi Missouri. Această “linie de râpă” (râpă liniară) corespunde

zonei de extincţie (efilare) a centurii de loess la contactul cu valea fluviului Mississippi.

Din mai multe articole ale lui Grissinger şi Murphey aflăm că în această zonă ravenele

se dezvoltă preponderent în depozite de loess pleistocen şi că adâncimea lor, ca şi a

multor albii ale afluenţilor de pe stânga fluviului Mississippi, este limitată de grosimea

depozitelor de loess, tillitele subiacente fiind mai greu erodabile. Se consideră că această

structură duplicitară (tillite în bază - loess deasupra) are o semnificaţie paleogeografică

mai largă.

Bradford şi Piest îl citează pe Bennet care spunea că în 1939, în Statele Unite

existau 200 milioane de ravene active.

Beer & Johnson, Piest şi Spomer (1976) descriu ravene dezvoltate în depozite de

loess, în Iowa, care contribuiau cu 57,8 t/ha/an la eroziunea totală; în Missouri unele

ravene stabilizate contribuiau cu câte 0,3 t/ha iar altele active cu câte 10,3 -13,5 t/ha).

În Colorado, B. Heede (1974) descria ravene care au regresat cu 6 m/an între

1961 - 1963.

27

Mücher, Imeson şi Kwaad în Olanda, Poesen şi Govers în Belgia au studiat

ravene dezvoltate de asemenea în depozite de loess.

Din Republica Moldova, A. G. Rojkov în 1971 prezintă date privind distribuţia şi

geometria ravenelor iar în anul 1973 asupra intensităţii ravenării din Republica

Moldova. Conform acestui autor ravenele de vale au înaintat în medie cu o rată de 6,36

m/an (din care 70% în perioada iarnă-primăvară) iar cele de versant cu 1,05 m/an,

sezonul vară-toamnă echilibrând contribuţia din cealaltă jumătate a anului.

M.D. Voloşciuk (1978) ajunge la concluzia că, în perioada 1971-1975, ravenele

de versant au regresat în medie cu 1,1 m/an iar cele de fund de vale cu 5.4 m/an (din I.

Ioniţă, 1997).

Haigh (1989) şi Zachar (1982) prezintă date de sinteză privind amploarea

fenomenelor de ravenaţie din diferite zone ale lumii, dintre care amintim:

• În India ravenele afectează 1 % din suprafaţa ţării (3,669 milioane ha). Multe

ravene în Câmpia Gangelui depăşesc 60 - 80 m adâncime.

• Platoul de loess al Chinei cu o suprafaţă de 430.000 km2 este afectat de ravene

pe o suprafaţă de 237.000 km2 fiind zona cu cele mai serioase probleme de eroziune din

lume (Hanxiong, 1989).

• În Pakistan, 36 % din suprafaţa agricolă este afectată de ravene; în provincia

Punjab situaţia este cea mai gravă. Platoul Pothwar (1,8 milioane ha), acoperit cu o

manta groasă de loess, este extrem de susceptibil la eroziune. Din această suprafaţă, 60

% este acoperită de ravene şi doar 1/3 din potenţialul productiv al solului este utilizat

(Haigh, 1989).

• În Lesotho, ţară africană de numai 30.000 km2, 20.000 - 30.000 de ravene mari

ocupă 4 % din terenul arabil al ţării (Wenner, 1989).

Maria Rădoane et al. în 1992 şi 1995, prin inventarierea unui număr de peste

9000 de ravene, realizează o hartă a densităţii ravenelor (figura 7). Din analiza acestei

hărţi se observă individualizarea a două areale mai distincte:

- unul situat în bazinul mijlociu al Jijiei şi în partea superioară a bazinului

Bahluieţ (domeniu predominant argilos);

28

BÂRLAD

TECUCI

GALAŢI

VASLUI

IAŞI

Lac Stânca Costeşti

Lacul Brateş

0.101 - 0.500 km/km20.501 - 1.000 km/km21.001 - 2.000 km/km22.001 - 3.000 km/km2

> 3.000 km/km2

< 0.100 km/km2

0 10 20 30 40 50 km

Figura 4. 2. Distribuţia ravenelor în Podişul Moldovenesc – între Siret şi Prut

(După Maria Rădoane, Rădoane N., Ichim I, 1992 şi 1995)

29

- celălalt, cu cea mai mare susceptibilitate la ravenare, amplasat în partea sudică

a Podişului Moldovei (domeniu predominant nisipos), care înglobează Colinele Tutovei,

Dealurile Fălciului şi Colinele Covurluiului.

Deoarece, cu deosebită amabilitate, autorii ne-au pus la dispoziţie datele primare

de inventariere, am digitizat toate punctele de pe grila cu ochiuri de câte 1 km2, conform

claselor în care au fost împărţite, în vederea utilizării ulterioare, pentru consideraţii de

altă natură, a acestor informaţii. Figura 6 nu aduce nimic nou faţă de harta originală; ea

reprezintă numai un alt mod de prezentare a rezultatelor colectivului de la Staţiunea

“Stejarul” Piatra Neamţ.

Pentru a nu ne crea o imagine deformată asupra amplorii fenomenelor de

ravenaţie din Podişul Moldovei, datele originale ale autorilor menţionaţi au fost

reprezentate în figura 7 prin simboluri pătrate la scara hărţii ce corespund la câte 1 km2

pe teren. Chiar şi aşa înseamnă că suprafaţa ocupată efectiv de ravene este mult mai

mică (≈ 5500 hectare).

Autorii au calculat pe baza valorilor medii ale principalelor variabile

morfometrice ale ravenelor inventariate (adâncimea, lăţimea şi lungimea) volumul total

de rocă excavat prin procesul de ravenare în teritoriul dintre râurile Siret şi Prut ca

fiind de 274 mil. m3. Dacă acest volum este transformat în strat de sol şi rocă şi se

repartizează uniform pe suprafaţa teritoriului studiat rezultă o grosime de 10,9 mm de

material. Comentând mai departe aceste date, se poate aprecia că volumul de material

excavat de către ravenele din întregul Podiş Moldovenesc este comparabil cu de circa

şase ori volumul de apă stocat în Acumularea Soleşti, sau, aproximativ volumul de

material excavat pentru formarea bazinului unei mici văi cum este de exemplu valea

Roşcani (NV de municipiul Bârlad, 7 km≈ 2 suprafaţa bazinului).

Cea mai substanţială apreciere calitativă asupra ponderii eroziunii liniare în

bilanţul proceselor geomorfologice din zona sudică aparţine lui Ioan Hârjoabă (1968)

care o consideră “unul dintre fenomenele geomorfologice cele mai caracteristice pentru

Colinele Tutovei, revenindu-i cel mai important rol în evoluţia actuală a acestei

regiuni”.

30

V. CARACTERISTICI ALE BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

Bazinele hidrografice torenţiale sunt bazine hidrografice în care s-a produs un

dezechilibru hidrologic avansat, între precipitaţiile căzute şi cantitatea de apă care se

scurge în unitatea de timp pe versanţi şi pe reţeaua hidrografică, cu consecinţe grave

asupra (distrugerii) stratelor superficiale erodabile şi transportului de aluviuni.

Dezechilibrul s-a produs între acţiunea factorilor care produc procesele de denudare şi

cei care se opun acestora (S. A. Munteanu et al., 1991).

În cadrul bazinelor hidrografice torenţiale, mai multe fenomene concură la

degradarea terenului, dar caracteristica acestor bazine o constituie fenomenul hidrologic

de creştere subită, violentă şi de scurtă durată, a debitului lichid şi solid din reţeaua

hidrografică, ca urmare a căderii unor precipitaţii ce depăşesc o anumită limită (de

torenţialitate), într-un interval de timp scurt. Fenomenul este cunoscut sub numele de

proces torenţial sau de viitură torenţială. Se cuantifică măsura în care bazinele torenţiale

se deosebesc de bazinele hidrografice fluviale sensu stricto prin gradul de torenţializare,

exprimat prin coeficienţi de torenţialitate.

CONSIDERAŢII GENERALE PRIVIND EROZIUNEA SOLULUI

Comparând viteza de formare a solului, în medie, în diferite condiţii naturale, de

circa 1m3/ha*an cu viteza cu care acesta este îndepărtat de către agenţii erozionali, se

poate estima intensitatea procesului de eroziune. Astfel, eroziunea pluvială poate fi

accelerată şi lentă sau tolerabilă. Diferiţi autori (R. M. Smith, W. L. Staney, 1964 din

Munteanu et al., 1991) au stabilit limite de toleranţă ale eroziunii la valori de 0,2 - 14,8

t/ha*an, valabile în anumite condiţii.

MORFOLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

Părţile morfologice componente ale unui bazin hidrografic torenţial sunt: bazinul

de recepţie, reţeaua hidrografică şi conul de dejecţie (agestru). Se observă că aceste

părţi componente sunt aproximativ aceleaşi ca în cazul cursurilor permanente.

Particularităţi morfologice apar totuşi la nivelul fiecăreia dintre ele şi sunt dictate de

regimul hidrologic.

32

Reţeaua hidrografică a bazinelor torenţiale, spre deosebire de cea a bazinelor

netorenţiale este mai puternic afectată de apele de viitură. C. C. Park şi K. J.

Gregory,(1975) descriu drept ravenă [gully], canalul unui pârâu din comitatul Devon

[Devonshire] care în urmă cu circa 35 de ani avea secţiunea de 2 - 3 m2, dar odată cu

construirea unui drum în apropiere şi deversarea apelor unor drenuri în albia pârâului,

acesta a fost transformat în ravenă. Autorii au deci viziunea că un pârâu obişnuit a cărui

albie este puternic deformată, pe termen lung, de debite neobişnuit de mari poate căpăta

aspectul unei ravene. Devreme ce există ravene “cu fund umed” sau în orice caz ravene

cu pârâu torenţial, înseamnă că în anumite situaţii are loc transformarea reversibilă a

unui curs permanent într-o ravenă, şi / sau invers.

Profilul longitudinal al organismelor torenţiale prezintă pante mari (5 - 10 - 20

%) şi neregulate. Aşa numitelor “nick points” din cazul râurilor, le corespund în cazul

ravenelor pragurile, cu un rol mult mai important.

Conul aluvial (de dejecţie), inexistent sau prezent numai în stare fosilă (acoperit

de ape) la râuri, este o componentă de bază a formaţiunilor torenţiale.

MICRORELIEFUL BAZINELOR TORENŢIALE

Eroziunea de suprafaţă are ca rezultat îndepărtarea în diferite proporţii a

învelişului de sol fertil, recent, fără a da naştere unor forme de relief spectaculoase.

Figura. 4.1 Reprezentare schematică a solurilor după gradul de eroziune (după C. Traci, 1989).

e0

Sol neerodat e1

Sol moderat erodat

e2

Sol puternic erodat

e3

Sol foarte puternic erodat

e4

Sol excesiv erodat

(I) (II) (I) (II) (I) (II) (I) (II) (I) (II) Am Am Au Au Am Ao Ao Au Am;Au;A

o

Ao (El;Ea) AB AB AB

Ao (EB; El

Ao (EB; El Ao (EB; El

Ac E+B) Ac E+B) Ac E+B) Ac B Ac B Ac B Ac B C;

Cca Cpr;Rrz

C;Cca; Cpr Rrz (C)

C; Cca Cpr;Rrz

C;Cca; Cpr Rrz

(C)

C; Cca Cpr;Rr

z

C;Cca; Cpr Rrz (C)

C; Cca Cpr;R

rz

C;Cca; Cpr Rrz (C)

C; Cca Cpr;R

rz

C;Cca; Cpr Rrz (C)

33

Prin îndepărtarea parţială a solului are loc scăderea fertilităţii (productivităţii)

solului. De aceea s-a impus necesitatea alcătuirii unei clasificări a solurilor după gradul

de eroziune. În figura 4.1 prezentăm schematic o clasificare a solurilor cu eroziune de

suprafaţă.

Dacă prin eroziune stratul de sol fertil este înlăturat în totalitate, apare la zi

relieful superficial al rocii mamă. În cazul solurilor numite scheletice datorită

conţinutului lor mare în fragmente de roci, prin înlăturarea treptată a particulelor fine,

poate apărea un microrelief al fragmentelor “scheletice” sau al aflorimentelor rocii de

bază.

Eroziunea în adâncime este aproape întotdeauna asociată cu eroziunea de su-

prafaţă, trecerea făcându-se, de altfel, treptat între cele două. Prin concentrarea

scurgerilor de suprafaţă iau naştere canale cu secţiune în formă de “V” sau “U”, care în

momentul în care întâlnesc un orizont litologic mai greu erodabil încep să se lărgească.

Formele de relief apărute prin eroziune în adâncime cuprind microforme sculpturale sau

depoziţionale (de eroziune sau de sedimentare).

Microrelieful modelat prin eroziune cuprinde o serie continuă care începe cu

formele microscopice din faza meteorizării şi continuă cu cele ale eroziunii în adâncime

(rigole, ogaşe, ravene), la care se adaugă speciile morfologice asociate deplasărilor în

masă. Canalele naturale de scurgere îşi aleg traseele şi se conturează în funcţie de

personalitatea depozitelor substratului litologic. De multe ori orizontul superficial, mai

uşor erodabil, dictează adâncimea şi morfologia secţiunii transversale a canalelor,

respectiv raportul adâncime / lăţime [depth / width].

Microrelieful depozitelor de aluviuni torenţiale cuprinde formele create de

materialele grosiere sau fine, dislocate de apă, alunecate sau prăbuşite, aflate în curs de

transport pe versanţi, pe maluri sau pe fundul ravenelor. Depozitele de versant sunt cele

cunoscute: deluvii, coluvii şi proluvii.

Tuturor celor amintite mai sus li se adaugă formele de relief specifice zonelor

afectate de deplasări în masă. Alunecările de teren apar în mod obişnuit pe versanţi sau

pot fi extensii accidentale ale malurilor ravenelor mari. În morfologia malurilor

ravenelor pot fi identificate forme de microrelief ca expresii ale proceselor şi

mecanismelor implicate în evoluţia acestora. Ele includ mici alunecări de teren şi

prăbuşiri sau surpări, sub formă de felii sau de blocuri, accentuate sau nu de prezenţa

34

fisurilor de distensiune. În funcţie de forma şi poziţia blocurilor sau feliilor desprinse, se

poate presupune forma suprafeţei de alunecare după care se deplasează acestea,

respectiv plan - monoclinală, semicirculară, spirală logaritmică, etc. O formă mai

deosebită este aceea de semiboltă naturală, identificată de J. Bradford şi R. Piest (1980),

în cadrul mecanismului [alcov failure] de cedare a malurilor umezite din lateral. De

asemenea, mici curgeri noroioase pot fi identificate pe malurile ravenelor, în special

după topirea zăpezilor.

Profilul versanţilor bazinelor torenţiale este rezultatul acţiunii concertate a tuturor

proceselor de modelare sub acţiunea agenţilor exogeni, începând cu meteorizaţia,

continuând cu toate formele de eroziune, transport şi sedimentare şi culminând cu

deplasările în masă. Versanţii se găsesc la un moment dat într-unul din stadiile ce se pot

deduce din calculele lui M. Kirkby (1969, 1971). Autorul a demonstrat matematic,

având în vedere rata şi vectorii proceselor, că indiferent de forma iniţială, versanţii

modelaţi de către agenţii erozionali, inclusiv ravene, şi de către alunecări de teren

evoluează către o formă finală concavă a profilului. Aceleaşi soluţii matematice sunt

valabile şi pentru profilul longitudinal al talvegului văii sau oricărei ravene.

Relieful modelat prin eroziune evoluează în două direcţii principale, spre două

situaţii (stadii) pe care le putem numi finale deşi se menţin în peisaj de-a lungul câtorva

sute de ani.

O primă situaţie, mai dramatică, este aceea în care peisajul ajunge să fie dominat

de forme sculpturale cu densitate mare, care pot atinge sau depăşi cumpăna apelor, cu

maluri abrupte, neacoperite de vegetaţie, respectiv relieful denumit “badlands”.

O altă situaţie este aceea în care formele erozionale adânci şi / sau alunecările de

teren ajung să fie şi să se menţină stabilizate de-a lungul unor perioade mai îndelungate

de timp. Văile modelate de pâraie acum dispărute datorită colmatării, sau de ravene

acum stabilizate şi acoperite de vegetaţie, sub forma unor viroage sau vâlcele, mai

prezintă numai urmele fosile ale vechilor procese de degradare. Un astfel de relief

domină regiunea de la sud de oraşul Moscova până la Tula (şi poate mai departe). Coline

cu pante foarte domoale, exploatate agricol timp de peste 300 ani, atunci când nu sunt

acoperite de păduri de foioase sau de conifere [Tulskye Zaseki], cu lungimea de undă a

inflexiunilor de ordinul kilometrilor, sunt întrerupte din loc în loc, aproape exclusiv, de

văi (vâlcele) seci relativ înguste, cu versanţii concavi acoperiţi de vegetaţie ierboasă

35

perenă dar consistentă, şi cu fundul plat. Profilele de sol şi forajele executate pe fundul

acestor viroage atestă amploarea până la care au ajuns vechile ravene, la circa 2 -3 m (ca

şi în Podişul Bârladului) sub nivelul actual. Existenţa unor ravene sau a unor pâraie este

consemnată în vechi documente, situaţia se menţine de peste 300 de ani, iar urmele

vechilor ravene continue sau discontinue pot fi identificate pe teren cu mare greutate.

MORFOMETRIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

În definitiv, toate noţiunile utilizate în analizele morfometrice ale bazinelor

hidrografice ale cursurilor permanente sunt valabile şi pentru bazinele torenţiale. În acest

sens lucrarea de sinteză “Morfologia şi dinamica albiilor de râuri” de I. Ichim et al.

(1989) este de referinţă.

În vederea realizării unor modele matematice privind morfologia şi dinamica

ravenelor, necesităţile impuse de analiza statistică precum şi determinările morfometrice

practice pe teren, au făcut ca fiecare autor, începând din 1939 (Beer & Johnson,

Thompson, Seginer, Bradford, etc., şi în România colectivul Staţiunii ”Stejarul” - Piatra

Neamţ precum şi I. Ioniţă de la Staţiunea Perieni), să utilizeze variabile morfometrice

specifice.

S. A. Munteanu (1991) consideră că a particularizat la domeniul bazinelor

hidrografice torenţiale, pentru prima oară (în 1956) în literatura de specialitate română,

unele noţiuni de morfometrie ca: suprafaţa, coeficientul de alungire a cumpenei

topografice, panta medie a bazinului, densitatea reţelei hidrografice şi indicele de

concavitate al profilului longitudinal al albiei.

O primă noţiune des utilizată în analiza bazinelor torenţiale este cea de bazin

hidrografic aferent unui punct considerat. Prin aceasta se înţelege suprafaţa drenată de

torent până la punctul respectiv şi reprezintă una din variabilele cu influenţa cea mai

semnificativă asupra ritmului de înaintare (regresare) a ravenelor.

Alte variabile morfometrice importante în studiul bazinelor hidrografice

torenţiale sunt:

1) Lungimea bazinului. În funcţie de scopurile urmărite se pot determina

lungimea maximă şi cea medie a bazinului. Lungimea maximă a bazinului dă indicaţii

asupra mărimii bazinului şi serveşte la calculul timpului de concentrare a scurgerii în

bazin. Lungimea medie a bazinului se poate determina prin mai multe metode şi este

36

importantă pe plan metodologic fiind utilizată pentru efectuarea unor studii comparative

între bazine, cât şi pentru stabilirea unor legi de distribuţie ale parametrilor morfome-

trici.

2) Forma bazinului. Cuantificarea formei perimetrului bazinului hidrografic în

general şi în special a celui torenţial, prezintă o importanţă deosebită deoarece de această

formă depinde modul de concentrare a scurgerilor. În infinitatea de forme pe care le

poate avea conturul unui bazin hidrografic, mai mult sau mai puţin rotunjite, mai mult

sau mai puţin circumscrise sau înscrise unui cerc sau unei elipse, s-a încercat exprimarea

acestor forme prin atribute calitative sau simplificarea modului de exprimare cantitativă.

S. A. Munteanu (1956) a propus câteva exprimări calitative idealizate (figura

4.2), considerate tipice pentru ţara noastră, respectiv: a) bazine concentrate la partea

superioară (pară cu coada în jos); b) bazine alungite la care canalul de scurgere străbate

aproximativ întregul bazin, iar perimetrul are forma unei elipse alungite pe direcţia lui;

c) bazine circulare constituite dintr-o enormă excavaţie asemănătoare unei căldări, cu

reţeaua hidrografică dispusă radial şi cu canal de scurgere (transport) foarte scurt; d)

bazine în formă de ciupercă care sunt doar o variantă a primului “tip”, întâlnită în cazul

rocilor dure. Viiturile produse în bazinele “circulare” sunt mai violente şi mai scurte,

eroziunea este mai accentuată, iar transportul de aluviuni mai intens, comparativ cu

fenomenele similare din cadrul bazinelor de alte forme.

Exprimările de mai sus sunt pur calitative şi încărcate cu un mare grad de

a) b) c) d) Fig. 4.2 Forme în plan caracteristice bazinelor hidrografice torenţiale

(S. A. Munteanu, 1956)

37

subiectivism. De aceea, în practică se încearcă exprimări cantitative prin compararea

formei în plan a bazinului studiat cu o figură geometrică de referinţă. Deoarece forma

circulară este cea mai “favorabilă” dezvoltării viiturilor torenţiale, s-a ales cercul ca

figură de referinţă, deşi în natură nici un bazin nu poate fi riguros încadrat într-un cerc şi

că, mai mult decât atât, se pare că nici nu există tendinţa ca bazinele hidrografice să

evolueze spre o asemenea formă (R. J. Chorley, 1957).

Prin raportarea perimetrului unui bazin real (Pb) la perimetrul unui bazin circular

(Pc) cu aceeaşi suprafaţă, se obţine aşa-numitul coeficient al lui Gravelius:

GrPbPc

PbF

PbF

= =⋅

≅2

0 282π

, ,

în care F este suprafaţa bazinului.

Valoarea coeficientului lui Gravelius poate varia între 1 pentru un cerc şi 1,128

pentru un pătrat, ceea ce înseamnă că bazinele cu acest coeficient cuprins între 1 şi 1,128

pot fi considerate rotunde, iar cele cu Gr>1,128, alungite. I. Clinciu (1983) propune

următoarea clasificare a bazinelor în funcţie de valoarea coeficientului lui Gravelius:

- bazine puţin alungite (1,128<Gr<1,20);

- bazine moderat alungite (1,20<Gr<1,30);

- bazine puternic alungite (1,30<Gr<1,50);

- bazine foarte puternic alungite (Gr>1,50).

3) Altitudinea bazinului. Determinarea altitudinii medii a bazinului poate fi o

operaţie laborioasă pentru bazinele mari, dar este utilizată ca variabilă independentă în

unele corelaţii şi posedă semnificaţii hidrologice foarte cuprinzătoare. Altitudinea medie

a bazinului se poate determina cu ajutorul formulei:

HmedFi i

Hi Hi

Fi i=

+ ⋅+ +

+

∑∑

,

,

11

21

O formulă expeditivă pentru bazine mici este:

HmedH H

=+min max2

38

4) Înălţimea bazinului este o valoare utilă în estimarea energiei potenţiale.

Înălţimea maximă, aşa cum este definită de S. A. Munteanu (1979), nu este altceva

decât relieful (energia de relief):

Rmax = Hmax - Hmin

Înălţimea medie a bazinului este: Rmax = Hmax - Hmin şi se poate calcula şi cu

ajutorul curbei hipsografice.

5) Panta bazinului condiţionează declanşarea şi dezvoltarea fenomenelor

torenţiale şi stă la baza stabilirii unor elemente de proiectare a lucrărilor de amenajare.

Variabila pantă interesează sub mai multe aspecte. Astfel, se deosebesc: panta medie a

întregului bazin, panta bazinului într-un anumit punct, panta medie a suprafeţei dintre

două curbe de nivel, şi panta medie a unui versant.

5) Lungimea versanţilor, este un element indicator al fragmentării reliefului şi

interesează sub trei aspecte: lungimea maximă a versanţilor din bazin, reprezentată de

cea mai mare dintre lungimile versanţilor componenţi, lungimea medie a versanţilor

care se stabileşte în mod diferenţiat în funcţie de configuraţia reţelei hidrografice şi

lungimea de calcul a versanţilor. Aceasta din urmă prezintă semnificaţii hidrologice şi

reprezintă lungimea de versant care împreună cu albia principală a bazinului determină

timpul mediu de concentrare a scurgerii în bazin.

MORFOMETRIA REŢELELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

Sistemele de ierarhizare a reţelelor hidrografice utilizate în cazul cursurilor

permanente prezintă aceeaşi valabilitate şi importanţă şi în studiul reţelelor torenţiale.

Sistemele lui Gravelius (1914), Horton (1945), Panov (1948), Strahler (1956),

Scheidegger (1960) sau Shreve (1966) au fost utilizate de către mai mulţi autori români

(I. Clinciu, 1983; N. Lazăr, 1984; M. Rădoane şi I. Ichim, 1987, etc.) în studiul legilor

de variaţie ale unor parametri ai bazinetelor ce compun unele bazine hidrografice

torenţiale sau cu ocazia analizei efluenţei aluvionare condiţionată de ordinul reţelei

hidrografice. Reţelele hidrografice torenţiale sunt mult mai simple decât cele fluviatile

din punct de vedere al numărului de bazine de un anumit ordin. Ele conţin rar bazinete

de ordin mai mare decât 3 (în sistem Strahler, de exemplu). Heede (1980) comparând

reţelele bazinelor torenţiale cu cele ale cursurilor permanente ajunge la concluzia că,

dacă la râuri cursurile de ordinul 1 şi 2 au o pondere de cel mult 30 %, în cazul ravenelor

39

acestea ocupă 70 - 90 %. Aceasta înseamnă, după părerea autorului, că albiile ravenelor

au o capacitate de transport mult mai scăzută decât râurile.

Câteva variabile mai importante ale reţelelor torenţiale sunt: lungimea reţelei

hidrografice, densitatea acesteia, lungimea şi panta albiei principale, forma talvegului,

distanţa dintre vârful ravenelor şi cumpăna apelor, etc. Legat de primele două variabile

(lungimea şi densitatea) amintim câteva dintre problemele specifice cursurilor de ordin

mic care îngreuează studiul ravenelor cu ajutorul materialelor cartografice clasice (hărţi

topografice, planuri restituite fotogrammetric, etc.). Metodele folosite în mod curent

pentru identificarea şi trasarea reţelelor de ordinul 1 pe hărţi topografice sunt: 1) traseul

cursului de apă imprimat printr-o linie continuă sau întreruptă; 2) inflexiunile curbelor

de nivel, care semnifică forma negativă ce asigură curgerea concentrată (“metoda

Strahler” sau a inflexiunilor de contur); 3) criteriul pantei sau metoda Shreve. Werrity

(1972) arată că în cazul utilizării metodei Strahler, chiar pe hărţi la scară mare, în

privinţa numărului de reţele de ordinul 1, se înregistrează erori între 1 - 29 %. Autorul

semnalează trei surse de erori:

- omiterea de pe hartă a unui segment exterior;

- o deplasare spre amonte sau aval a izvorului (punctul de începere al unui

segment exterior), ceea ce cauzează variaţii artificiale ale lungimii acestor segmente;

- includerea unui segment care nu se verifică în teren.

Ichim et al.(1989) precum şi Munteanu et al. (1991) recomandă utilizarea hărţilor

la scară mai mare decât 1 : 25.000 şi un control de teren. Putem afirma, din propria

experienţă, că fie şi la utilizarea numai a hărţilor în scara 1 : 5.000 în studiul ravenelor

pot apărea erori chiar mai mari de 30 % la trasarea izvorului (exemplu ravena Roşcani)

În ce priveşte forma talvegului, deşi adoptăm punctul de vedere al lui Kirkby

(1969, 1971) conform căruia indiferent de forma iniţială, profilul longitudinal al unui

talveg sau profilul transversal al unui versant modelat de ravene şi alunecări de teren,

evoluează spre o formă de echilibru concavă, prezentăm în figura 4.3 “principalele

forme ale talvegului unui torent” după Munteanu (1956). Deşi descriptivă abordarea este

oarecum similară şi, de altfel, autorul este de acord în principiu cu această idee.

Pentru a cuantifica forma talvegului autorul face apel la un indice de

“concavitate” al talvegului n F Fs i= , unde Fs şi Fi sunt suprafeţele de deasupra şi

40

respectiv dedesubtul talvegului. Ca şi la Kirkby n reprezintă un fel de balanţă a

vectorilor care tind să erodeze şi a celor rezistenţi.

Studiile lui Lazăr (1984) din bazinul Sebeşului conform cărora macroforma

profilelor longitudinale ale albiilor principale raportate în valori relative poate fi descrisă

prin intermediul unei ecuaţii de forma h a l b= ⋅ , în care h reprezintă cota relativă a

unui punct de pe profil, iar l distanţa relativă a punctului faţă de originea profilului,

confirmă idea enunţată.

TIPOLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

Există încercări de stabilire a unor tipuri de bazine hidrografice torenţiale pe plan

internaţional, dar şi contribuţii româneşti remarcabile în acest sens.

Clasificarea calitativă a bazinelor hidrografice torenţiale

Margaropoulos (din Munteanu et al, 1991) a propus o metodologie de clasificare

calitativă a bazinelor torenţiale bazată pe determinarea factorilor care condiţionează

potenţialul de eroziune (PT) al acestor bazine. Factorii avuţi în vedere au fost:

• Factori generali, care includ:

- factorul ecologic sau climatic general;

- factorul geologic;

- factorul fitogeografic.

• Factori locali:

- factorul climatic (K);

- factorul topografic (T);

- factorul vegetal şi al folosinţei terenurilor (V);

- factorul litologic (L).

• Factorii acţiunii rezultante, constau din:

- factorul debit (D);

- factorul de acţiune a forţelor de ablaţie (A), cu subdiviziunile:

- eroziune de suprafaţă (ER1);

- eroziune în adâncime (ER2);

- alunecări de teren (GL);

- surpări, prăbuşiri, etc. (EB);

41

Pentru fiecare factor au fost stabilite scări de variaţie, după cum urmează: pentru

factorul climatic (K), 5 clase în funcţie de indicele pluviometric stabilit printr-o formulă

de Emberger; pentru T 10 clase cu două subclase (de “formă” şi de “relief”); pentru V 7

clase; pentru L 8 clase în funcţie de 4 tipuri de roci ale bazinului şi de o serie de indici ai

rezistenţei la eroziune; pentru D 4 clase , subdivizate în subclase.

Toţi aceşti factori au fost reuniţi într-o formulă de clasificare calitativă:

PT fKi Ti Vi Li

D A= ⋅

⋅ ⋅ ⋅⋅

Varianta românească a acestei clasificări “internaţionale”, întocmită pe baza

studierii unui număr de 30 bazine torenţiale, mai detaliată, este considerată de către

autori (I. Voiculescu, S. A. Munteanu, A. Apostol) ca fiind una din cele mai importante

pe plan european. În această variantă s-a pornit de la idea că potenţialul torenţial poate fi

redat prin patru caracteristici globale principale ale sale:

c o n c a vă re c tilin ie

c o n v e xă (fa lia tă ) în g h ir la n dă

F s F s

F sF s

F i

F iF i

F i

n > 1

n < 1 n > 1

n = 1

Fig. 4.3 Principalele forme ale talvegului unui torent (S. A. Munteanu, 1956)

- caracteristica hidrologică, exprimată prin debitul lichid;

- caracteristica de transport, exprimată prin debitul solid;

- caracteristica erozivă, exprimată prin cantitatea de pământ vegetal spălat şi prin

mărimea suprafeţei erodate din bazin;

42

- caracteristica deplasărilor în masă, exprimată prin suprafaţa terenurilor aflate

în curs de alunecare, surpare, etc.

Clasificarea cantitativă a bazinelor hidrografice torenţiale

În vederea realizării unei clasificări cantitative, aplicabilă în practică, s-au ales,

într-o variantă restrânsă, două criterii pe baza cărora să se exprime primele două

caracteristici de mai sus şi anume: pentru caracteristica hidrologică s-a ales criteriul

debitului lichid, iar pentru caracteristica de transport, debitul solid. Pe baza criteriului

debitului lichid s-au definit (R. Gaspar, 1970) şi se calculează aşa-numiţii coeficienţi de

torenţialitate:

KtorQp

Qe p=

%, % ,

în care: Ktor este coeficientul de torenţialitate, Qp% este debitul maxim cu o

anumită probabilitate într-un bazin real, iar Qe,p% este debitul maxim cu aceeaşi

probabilitate într-un bazin etalon. Prin bazin etalon se înţelege bazinul hidrografic care

în condiţii obişnuite are coeficientul de torenţialitate cel mai mare. Pentru a se utiliza un

limbaj comun pe plan internaţional, s-a recomandat (R. Gaspar, 1972) folosirea aceleiaşi

metode de calcul a debitului maxim lichid şi anume metoda ploii limită. Prin ploaie

limită se înţelege ploaia a cărei durată eficace (în care se produc scurgeri) este egală cu

timpul de concentrare a scurgerii în bazin. Debitul lichid maxim de probabilitate p%,

atât pentru bazinul real cât şi pentru cel etalon se calculează cu formula:

Qp% sau ( Qe,p%) = ⋅ ⋅0 167. S in (m3/s)

în care: S este suprafaţa bazinului hidrografic (ha); in - intensitatea netă a ploii

limită (mm/min).

Pentru cea de-a doua caracteristică a “potenţialului torenţial” - caracteristica de

transport, exprimată prin debitul solid - s-a propus tot un criteriu adimensional analog

coeficientului de torenţialitate, şi anume coeficientul de denudaţie sau coeficientul de

transport (Ke):

Keqs

qe s=

, , în care qs este debitul solid mediu al bazinului studiat, iar qe,s este

debitul solid mediu în bazinul etalon.

43

HIDROLOGIA BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

Ploi torenţiale. Intensitatea proceselor erozionale depinde de mai mulţi factori,

dar în această etapă, amintim că pentru cercetarea fenomenelor de eroziune trebuiesc

verificate două aspecte: agresivitatea pluvială şi torenţialitatea bazinelor hidrografice.

Cercetări efectuate în diferite condiţii fizico-geografice au arătat că viiturile cele

mai violente, eroziunea cea mai accentuată şi transportul de aluviuni cel mai intens sunt

generate de ploile torenţiale. Acestea sunt ploi impetuoase, agresive şi de mare

intensitate, care au o durată redusă şi se extind pe o suprafaţă de teren limitată. S-au

identificat următoarele criterii după care ploile pot fi caracterizate ca torenţiale:

cantitatea de precipitaţii, intensitatea medie a ploii, durata ploii, frecvenţa ploilor şi aria

de răspândire a lor. Un alt criteriu de selectare a ploilor torenţiale este cel al agresivităţii

acestora, pornind de la energia cinetică (forţa de şoc) a picăturilor şi de unghiul sub care

acestea lovesc suprafaţa terenului.

Încercări pe această linie sunt numeroase (G. Hellman, Yarnell, E. I. Berg, C.

Goldman, A. Riegenbach, E. Less, P. F. Gorbacev, ş. a.). Criteriul propus de Yarnell

pentru selectarea ploilor torenţiale pe baza intensităţii medii limită, în unităţi metrice are

forma:

it ≥ 0,254 + 5,08*t-1,

în care it este intensitatea medie pe durata t (mm/min), iar t este durata nucleului

torenţial.

Intensităţile medii limită calculate de Moţoc (1975) cu această formulă pentru

câteva durate sunt:

t (min) 5 15 30 60

it (mm/min) 1,27 0,59 0,42 0,34

Pentru verificarea torenţialităţii ploii (agresivitatea dată de picături) se studiază

forţa de şoc a picăturilor, frecvenţa, mărimea, distribuţia, unghiul de cădere relativ la

suprafaţă şi energia cinetică rezultată din transformarea energiei potenţiale.

După W. H. Wischmeier şi D. D. Smith (1958) energia cinetică a ploii este un

parametru care reflectă satisfăcător agresivitatea pluvială:

Eu = 916 + 331*log ih,

în care Eu este energia cinetică pentru o cantitate de precipitaţii de 1 mm, iar ih

intensitatea medie orară a segmentelor cu intensitate uniformă de pe pluviogramă.

44

Un alt indicator, considerat mai bun, al agresivităţii pluviale îl constituie produsul

dintre energia cinetică şi intensitatea medie pe 30 minute este Iw:

Iw = E * i

(W. H. Wischmeier et al.,1958)

După Stănescu P. ş. a., (1969) agresivitatea pluvială poate fi estimată cu ajutorul

următorilor indicatori:

I1 = P * i15

I2 = P * i30

I3 = i15 * Σ Pk * ik

I4 = i30 * Σ Pk * ik

în care:

- P = cantitatea de precipitaţii (mm);

- i15 = intensitatea medie pe 15 minute a nucleului torenţial al ploii (mm/min);

- i30 = intensitatea medie pe 30 minute a nucleului torenţial al ploii (mm/min);

- Pk = cantitatea de precipitaţii pe un segment uniform de pluviogramă (mm);

- ik = intensitatea medie (mm/min) a ploii pe segmentul respectiv.

Se consideră ploi torenţiale, deci ploi cu agresivitate, ploile al căror nucleu

torenţial pe 15 minute are intensitatea de cel puţin 0,6 mm/min. La această intensitate şi

durată corespunde o ploaie de cel puţin 9mm, al cărei indicator de erozivitate I1 este egal

cu 5,4.

Pe baza valorii medii anuale a indicatorului i15, autorii au întocmit cartograma

zonării teritoriului României, din care rezultă că zona cu agresivitatea cea mai redusă

este zona Câmpiei de Vest, iar cea cu agresivitatea cea mai mare este zona Carpaţilor de

la Dunăre până la valea Putnei, în care sunt cuprinse parţial şi dealurile subcarpatice.

După G. Hellman, o ploaie poate fi considerată torenţială dacă intensitatea ei

egalează sau depăşeşte valorile din tabelul 4.1.

Câteva exemple de ploi torenţiale “excepţionale” sunt: Curtea de Argeş, 1889 (t =

20 min, i = 10,2 mm/min), Tecuci 1906 (t = 14 min, i = 7,1 mm/min), Târgu Ocna 1908

(t = 10 min, i = 6,3 mm/min).

Corelaţia dintre durata şi intensitatea unei ploi torenţiale este de formă curbilinie

şi poate fi exprimată prin relaţii ca:

i = a * Tb;

45

i = a / (T + b)n;

i = a + b * Tn

unde a, b şi n sunt parametri climatici. Această corelaţie poate fi ilustrată de o

familie de curbe determinate de frecvenţa ploilor, care se exprimă ca un raport subunitar

1 / T sau 1 / N, în care N sau T reprezintă intervalul de recurenţă, iar 1 / N este

probabilitatea ploii.

Tabelul nr. 4.1

Durata

(min)

Intensitatea

medie

(mm/min)

Intensitatea medie

excepţională

(mm/min)

1 - 5 1 2,00

6 - 15 0,8 1,60

16 - 30 0,6 1,20

31 - 45 0,5 1,00

46 - 60 0,4 0,80

61 - 120 0,3 0,60

121 - 180 0,2 0,45

> 180 0,1 0,30

Aria de răspândire a ploilor torenţiale reprezintă un factor important pentru

formarea viiturilor.

Forma suprafeţei de teren pe care o acoperă ploaia poate fi circulară, în cazul aşa

numitelor ploi de convecţie, sau alungită ca în cazul ploilor torenţiale de front, cu

deplasare rapidă. În cadrul acestei suprafeţe se identifică un nucleu torenţial, respectiv o

zonă în care intensitatea ploii este maximă şi de la care , spre periferie aceasta scade.

Pe lângă aspectele amintite până acum, o importanţă deosebită prezintă şi

distribuţia în timp a ploilor torenţiale, de care se leagă şi cantitatea de apă din sol,

prealabilă căderii ploii. Pentru că, uneori, datele înregistrate de staţiile meteo pentru

anumite teritorii sunt insuficiente se recurge la valoarea maximă anuală a precipitaţiilor

în 24 de ore.

46

Distribuţia teritorială a cantităţilor de precipitaţii în 24 de ore este neuniformă în

ţara noastră. Se constată o creştere a cantităţilor de precipitaţii pe direcţia vest - est, de la

circa 40 - 70 mm în zona dealurilor joase şi a Podişului Transilvaniei, până la 13 - 170

mm în Muntenia şi Dobrogea. Maxima absolută a precipitaţiilor în 24 de ore pe teritoriul

României a fost de 530,6 mm în Delta Dunării la data de 29 august 1924. Distribuţia

precipitaţiilor maxime anuale în 24 de ore este influenţată şi de altitudine (Gh. Bâzac,

1972). Astfel, la asigurări de 0,1 - 1%, maximele anuale diurne sunt mai mici în zona de

munte decât pe litoral, iar la asigurări de 10% localizarea valorilor maxime se

inversează.

Rolul hidrologic al vegetaţiei

Vegetaţia ce acoperă suprafaţa solului, atât sub cea arboricolă sau erbacee, cât şi

cea aflată în stare de litieră are un rol hidrologic ce poate fi evidenţiat sub aspectul

capacităţii de a reţine o parte din cantitatea de precipitaţii căzută pe suprafaţa solului,

respectiv retenţia superficială. Pentru condiţiile bazinelor torenţiale din România, s-au

stabilit valorile “Z” ale retenţiei, pe categorii de terenuri. Aceste valori sunt mai mari în

cazul vegetaţiei forestiere (Z = 4 - 11 mm) şi mai mici în cazul folosinţelor agricole (Z =

2 - 6 mm). Valoarea retenţiei se poate calcula cu ajutorul relaţiei lui Horton:

Z = b + c * h,

în care Z (mm) este înălţimea stratului de apă reţinut, h (mm) este înălţimea

stratului de precipitaţii, iar b şi c sunt coeficienţi care depind de tipul de vegetaţie şi de

înălţimea plantelor.

Retenţia superficială are două laturi:

Retenţia în coronament (intercepţia) reprezintă cantitatea de apă din precipitaţii

reţinută în coronamentul arboretelor şi depinde de doi factori:

- structura şi caracteristicile arboretelor (specie, vârstă, consistenţă, suprafaţa

aparatului foliar, calitatea coroanei, rugozitatea frunzelor, etc.).

- caracteristicile ploii (cantitatea de precipitaţii, durata şi variaţia intensităţii,

viteza de cădere şi dimensiunile picăturilor).

Dată fiind marea variabilitate a factorilor care influenţează acest parametru,

valorile lui diferă nu numai de la o zonă geografică la alta, ci şi de la un tip de arboret şi

47

respectiv de la un sezon de vegetaţie la altul. De aceea, în practică trebuiesc utilizate

rezultatele cercetătorilor din acest domeniu.

Menţionăm numai că nivelul maxim al retenţiei (peste 20 mm) s-a înregistrat, în

ţara noastră, în cazul ploilor de lungă durată, separate de intervale fără precipitaţii de

peste o oră, iar nivelul cel mai scăzut (sub 12 mm) în condiţiile unor ploi izolate,

separate între ele prin perioade fără precipitaţii de mai multe zile (P. Abagiu, 1973 -

1980). Autorul arată că relaţia dintre valorile medii ale intercepţiei în coronament şi

valorile medii ale precipitaţiilor este de forma:

Ih = Imax*(1-e-kh),

în care: Imax (mm) este valoarea maximă a intercepţiei, k este un coeficient stabilit

în funcţie de structura arboretului (specie, vârstă, consistenţă), iar Ih (mm) este valoarea

intercepţiei la o ploaie dată.

Retenţia în litieră. Conform cercetărilor efectuate în ţara noastră de către

specialiştii în domeniu, litiera are un rol antierozional incontestabil şi variază între 5 %

şi 30 % din cantitatea de precipitaţii căzute, în funcţie de: structura specifică, grosimea şi

gradul de afânare, gradul de umectare datorat precipitaţiilor anterioare, durata şi

intensitatea ploii, etc.

Ca şi în cazul intercepţiei în coronament, curbele care exprimă legătura dintre

durata ploilor şi cantitatea de apă reţinută de litieră prezintă o creştere rapidă în primele

30 de minute, de la începutul ploii, după care ritmul de creştere scade treptat, curbele

tinzând asimptotic la o dreaptă paralelă cu axa duratei ploilor.

Infiltraţia apei în sol, scurgerea de suprafaţă, rolul debitului lichid maxim de

viitură, eroziunea şi transportul de aluviuni ar putea constitui fiecare câte un capitol

important într-o lucrare care se ocupă de fenomenele de ravenaţie. Ele se găsesc însă

descrise pe larg în literatura de specialitate românească.

48

VI. ANALIZA SISTEMICĂ A BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE

Analiza structuralist - sistemică aplicată studiului ravenelor

Cunoştinţele privind natura şi dezvoltarea ravenelor urmează calea generală a

cunoaşterii umane: de la singular, trecând prin particular la general.

În literatura de specialitate, chiar şi în prezent, nenumărate articole şi rapoarte

analizează cazuri singulare.

Pentru a aborda problema ravenelor la un nivel superior de cunoaştere, de genera-

litate, depăşind stadiile de singularitate şi particularitate a fost necesară adoptarea unui

model, un concept de ansamblu: sistemul.

Pornind de la studiul sistemelor cu autoreglare din domeniile automaticii şi tele-

comunicaţiilor, de la cercetări în biologie, abordarea sistemică a ajuns a fi folosită în

domenii foarte depărtate de acestea, ca de exemplu în teoria fluxurilor de transport şi

comanda lor, în economie, în ştiinţa conducerii societăţii pe bază informaţional-

decizională, etc.

Abordarea sistemică în studiul pământurilor a fost sugerată în Rusia de M. N.

Goldstein, în 1973.

În România C. Marinescu a avut în 1977 o tentativă de abordare sistemică a

studiului stabilităţii versanţilor şi taluzurilor, folosind o parte din conceptele proprii

teoriei sistemelor şi anume numai cele care se regăsesc în fenomenele specifice (figura

6.1).

În 1989 I. Ichim et al. a arătat unul din modurile în care teoria sistemelor

împreună cu conceptele de holon şi holarhie, ca şi cele entropice, pot fi aplicate la

studiul morfologiei şi dinamicii albilor de râuri. Ravenele situându-se în zona cursurilor

de ordin mic (1, 2, 3, etc.), conceptele utilizate în cazul râurilor li se pot aplica în acelaşi

sens.

În morfologia ravenelor, mai precis a malurilor, deplasările în masă (nu neapărat

sub forma alunecărilor de teren) au o pondere mai mare decât în cazul râurilor.

Aceasta ne conduce la ideea că teoria sistemelor poate fi aplicată studiului

ravenelor şi într-o manieră oarecum diferită de cea a lui R. J. Chorley şi B. Kennedy

(1971), acordând o mai mare atenţie sistemului eforturilor şi deformaţiilor.

49

Fact

ori h

idro

-m

eteo

rolo

gici

Fact

ori

biot

ici

Fact

ori

antr

opog

eni

Fact

ori

mec

anic

ina

tura

li

Alţi

fact

ori

cauz

ali

SUBSISTEMUL

STĂRII DE REZISTENŢĂ

A TERENULUI

INTER-ACŢIUNI

SUBSISTEMULSTĂRII DE EFORTURIUNITARE ŞI DEFORMAŢII

ÎN TEREN

EFECTE

ASUPRA REZISTENŢEI

A TERENULUI

INTER-ACŢIUNI

EFECTEASUPRA EFORTURILOR

DEFORMAŢIILORÎN TEREN

RĂ

SPU

NSU

RI A

LE

SIST

EMU

LUI

RĂ

SPU

NSU

RI A

LE

SUB

SIST

EMEL

OR

ELEM

ENTE

FIZ

ICE

ALE

SIS

TEM

ULU

IST

RU

CTU

RA

LEFA

CTO

RI C

AU

ZALI

(INTR

ĂR

I)

τr τe

τeτrK=

K > 1 K = 1 K < 1Zone

stabileZone în

stare limităZone

instabile

CU

TIA

NEA

GRĂ

(BLA

CK

BO

X)

UNITARE ŞI

Fig. 6.1 Schema de principiu a conceptului de sistem aplicat la studiul stabilităţii

versanţilor (C. Marinescu, 1988)

50

A

B

C

Fig. 6.2 Diagrame ce arată caracterul sistemelor în cascadă şi intersecţia lor pen-

tru a forma sisteme proces - răspuns (Chorley şi Kennedy, 1971)

Terenul aferent unui bazin hidrografic poate fi asimilat unui corp (spaţiu de stare)

a cărui stare de rezistenţă (tensională) este modificată dinamic de “factorii deviatori”

care pot fi scurgerile concentrate. În acest caz, considerând pământul ca sistem,

parametrii ce îi caracterizează fiecare proprietate au două componente, una funcţională

şi una statistică, ce pot fi exprimate cu relaţia:

v = f(x, y, z) + ξ

în care: v este valoarea unei proprietăţi cercetate; x, y, z - coordonate; f(x, y, z) -

componenta funcţională (legică); ξ - componenta statistică (abatere întâmplătoare inde-

pendentă de coordonate).

51

Raportul dintre componentele legice şi cele întâmplătoare apare în comportarea

sistemului sub forma unei intensităţi mai mari sau mai mici a abaterilor parazitare, care

sunt cu atât mai considerabile cu cât este mai mare rolul componentei întâmplătoare.

Sistemul geomorfologic fluvial, sau cazul său particular sistemul geomorfologic

torenţial, suprapus pe un bazin hidrografic, este uşor de delimitat şi de identificat. Ast-

fel, cumpăna de ape delimitează sistemul geomorfologic, iar întregul câmp de flux de

materie şi energie direcţionat gravitaţional şi influenţat întotdeauna de starea din aval -

nivelul de bază - a sistemului, constituie sistemul în cascadă. Fluxul de materie şi

energie cauzat de transferul tangenţial al energie solare este semnificativ la nivel re-

gional şi este dat de mişcările maselor de aer, cu proprietăţile lor de umiditate, tem-

peratură, viteză de mişcare, care traversează sistemul geomorfologic fluvial, lăsându-şi

amprenta într-un anumit tip de modelare a reliefului. Majoritatea proprietăţilor maselor

de aer cu efect asupra sistemului geomorfologic fluvial sunt preluate la nivelul regimului

scurgerii lichide.

Se poate face diferenţa între un sistem geomorfologic fluvial şi unul torenţial

având în vedere gradul de torenţializare al bazinului hidrografic, exprimat prin coefi-

cienţi de torenţialitate (S. A. Munteanu et al., 1991). Pentru ambele sunt relevante mai

multe categorii de subsisteme:

Subsistemul morfologic redă relaţiile dintre forme şi variabilele morfologice, res-

pectiv componentele şi / sau atributele sistemelor naturale ale suprafeţei terestre, ce se

pot denumi cu termenul generic de morfometrie. Variabilele morfometrice (morfologice)

au caracter descriptiv şi sunt utile pentru identificarea sistemelor şi stabilirea relaţiilor

(corelaţiilor) dintre componentele acestora. Exemple de subsisteme morfologice sunt:

morfometria bazinului hidrografic, morfometria versanţilor, geometria hidraulică a

albiilor, etc.

Subsistemul în cascadă este “un traseu interconectat la transportul de materie şi

energie sau amândouă, împreună cu stocajele de energie şi materie pe care le poate

solicita sistemul” (Huggett, 1985) ale cărui componente asigură circuitul de materie şi

energie cu stocajele corespunzătoare, solicitate de către sistem.

A - un sistem morfologic ce conţine două subsisteme compuse din 8 variabile

morfologice (R1, S1, M1, M1x, R2, S2, M2, M2

x) legate pentru a forma o structură de

corelaţii;

52

B - un sistem în cascadă ce conţine două subsisteme legate prin intrări şi ieşiri (I1,

I2, I3) care sunt înfăţişate prin regulatori (R1, R2) stocaje (S1, S2) din care rezultă ieşiri

(O1, O2);

C - sistemele morfologice şi în cascadă de mai sus sunt legate pentru a forma un

sistem proces - răspuns prin întrepătrunderea celor doi regulatori (R1, R2) şi a celor două

stocaje (S1, S2) care exercită simultan atât rolul componentelor cascadei cât şi de

variabile morfologice

RavenatNeravenat

0,01 0,1 1,0 10,0 100,00,01

0,1

1,0

10,0

100,0

Aria bazinului de drenaj (km2)

Rap

ortu

l pan

tă /

lăţim

e (1

/ km

)

Zona pragului

Relaţia dintre raportul panta talvegului / lăţimeavăii şi aria bazinului de drenaj, ca ilustrare

a zonei de prag geomorfic ce separă fundurile de vale ravenate de cele neravenate (Bradley, 1980)

geomorfic

Ravenat

Neravenat

0 20 40 60 80 100 1200,005

0,01

0,05

0,1

Aria bazinului hidrografic (km2)

Pant

a fu

ndul

ui d

e va

le (m

/ m

)

Relaţia dintre raportul panta talvegului şi ariabazinului de drenaj, ce ilustrează pragul geomorfic ce separă fundurile de vale

ravenate de cele neravenate (Patton şi Schumm, 1973)

Figura 6.3 Pragul de ravenare

În cadrul sistemelor geomorfologice fluviale şi torenţiale se pot distinge cele ce

implică sedimentele sau apa, respectiv cascada albiilor cu subsistemele în cascadă ale

fazei solide şi lichide. Versantul sau oricare mal poate fi asimilat unui sistem alcătuit din

două subsisteme între care există conexiuni inverse (feed back) şi anume:

- subsistemul stării de rezistenţă a terenului;

- subsistemul stării de eforturi şi deformaţii în teren.

- sisteme proces - răspuns - exprimă relaţiile dintre forme şi procese ca o

interacţiune ce se realizează pe două căi: procesele alterează formele, iar formele odată

schimbate alterează procesele. Sistemele proces - răspuns exprimă legăturile dintre un

53

sistem morfologic şi un sistem în cascadă, cuprinzându-le pe amândouă. Important

pentru sistemele geomorfologice fluviale şi torenţiale este că:

- operaţiile sunt fundamental controlate de mărimea şi frecvenţa intrărilor în

cascade;

- buclele de feedback operează atât în crearea unui echilibru între variabilele

sistemului morfologic cât şi a stării staţionare în cascadă;

- schimbări progresive în structura şi operarea într-un sistem pot apărea dacă sunt

schimbări în intrările în sistem sau dacă are loc o degradare a stării interne a sistemului.

PRAGURI GEOMORFICE

Un fapt important este acela că incizia unui canal poate fi inerentă în dezvoltarea

erozională a unei văi, şi că ea apare atunci când sunt depăşite anumite praguri

geomorfice (Schumm, 1977). Cel mai cunoscut exemplu de prag este cel necesar a fi

trecut pentru punerea în mişcare a particulelor de o anumită mărime. La creşterea

treptată a puterii curentului de apă, se poate ajunge la un prag de viteză de la care începe

mişcarea particulelor, iar în timpul scăderii progresive a puterii, alte praguri de viteză

pot fi întâlnite şi mişcarea particulelor încetează. În hidraulică, pragurile sunt descrise cu

ajutorul numerelor Froude şi Reynolds, care definesc condiţiile în care curgerea devine

supercritică sau turbulentă. Deosebit de dramatice sunt modificările caracteristicilor

fundului albiei la valori-prag ale puterii curentului (Simons şi Senturk, 1977). În aceste

exemple, o variabilă externă se modifică progresiv şi, în consecinţă, declanşează

schimbări abrupte (bruşte) sau chiar cedarea în interiorul sistemului afectat. Acesta este

un prag extrinsec. Deci, pragul există în interiorul sistemului, dar el nu va fi traversat şi

nu vor apărea modificări fără influenţa unei variabile externe.

Celălalt tip prag este cel intrinsec şi, în acest caz, modificările apar fără schimbări

ale vreunei variabile externe. Un exemplu de prag intrinsec este acela în care

meteorizarea progresivă, de lungă durată, înrăutăţeşte caracteristicile de rezistenţă ale

materialelor din versanţi până când are loc o ajustare a pantei şi deplasări în masă

(Kirkby, 1973). Un alt exemplu este acela că în regiunile semiaride depunerea

progresivă a sedimentelor măreşte panta talvegului până când se produce cedarea prin

ravenare.

54

Semnificaţia conceptului de prag geomorfic este că schimbările erozionale şi

depoziţionale bruşte pot fi inerente în dezvoltarea normală a unui peisaj şi că o

schimbare a unei variabile externe nu este întotdeauna necesară pentru ca un prag

geomorfic să fie depăşit şi pentru ca un eveniment geomorfic semnificativ să aibă loc

(de exemplu ravenarea).

În mod obişnuit se consideră că pragul este fie rezultatul unei cauze, fie al unui

efect. Aceasta înseamnă că putem vorbi de praguri hidraulice, praguri de viteză, de

forfecare sau ale puterii curentului, peste care sedimentele încep să se mişte sau malurile

cedează dar, de asemenea, putem vorbi despre praguri ale stabilităţii malurilor, canalului

sau versanţilor, atunci când cauzele cedării nu sunt clare sau înţelese. De aceea,

pragurile geomorfice pot fi de două feluri şi pot fi definite în felul următor: un prag

geomorfic este un prag al stabilităţii unei forme de relief, care este depăşit fie printr-o

schimbare intrinsecă a formei de relief însăşi, care poate implica o modificare a

rezistenţei materialelor din care este alcătuită, fie printr-o schimbare a unei variabile

externe (M. D. Harvey şi S. Schumm, 1985).

D. Ritter (1978) consideră că problema influenţei pantei versantului sau

talvegului asupra ravenaţiei a fost definitiv rezolvată de către S. Schumm (Figura 6. 3) în

mai multe lucrări începând din 1957.

Studiile de teren efectuate de Schumm şi Hadley (1959) în văi din Wyoming,

Colorado, New Mexico şi Arizona au arătat că ravenele discontinue pot fi legate de

accentuarea locală a pantei suprafeţei fundului văii. Începutul eroziunii prin ravene în

aceste văi tinde să fie localizat în zonele mai abrupte ale inflexiunilor convexe ale

fundului văii. Extinzând puţin această idee, se poate spune că, pentru o regiune dată cu

aceeaşi geologie, mod de folosinţă a terenurilor şi aceeaşi climă, există o pantă critică a

văii după care, pe partea mai abruptă, fundul văii este instabil.

Autorii precizează că, în lipsa înregistrărilor hidrologice pentru zonele studiate,

au utilizat aria bazinului de drenaj ca un înlocuitor al debitului scurgerilor sau de

viitură şi că relaţiile la care au ajuns nu sunt valabile pentru bazine mai mici de 1813 ha.

În aceste bazine mici, variaţiile învelişului vegetal, care sunt probabil legate de aspectul

bazinului de drenaj sau de variabilitatea proprietăţilor depozitelor aluviale, împiedică

identificarea unei valori de prag pentru panta critică.

55

Studiul depozitelor aluviale din zonele secetoase a sugerat faptul că marile

evenimente pluviale, cu frecvenţă redusă, pot fi semnificative numai dacă este depăşit un

anumit prag geomorfic. Este motivul pentru care evenimentele de mare magnitudine şi

frecvenţă redusă pot avea efecte minore şi numai pe plan local. Această concluzie se

bazează pe concluziile lui Wolman şi Miller (1960) privind importanţa geomorfică a

evenimentelor de mare magnitudine. Autorii au concluzionat că, o mare contribuţie o au

evenimentele relativ frecvente şi de mărime medie, totuşi, ploile torenţiale (marile

evenimente) şi viiturile pot avea un rol major în modificarea peisajului. Aceasta şi alte

observaţii indică faptul că un eveniment major poate să aibă fie o importanţă majoră, fie

una minoră în modificarea peisajului şi o explicaţie a dovezilor contradictorii necesită

acordarea unei atenţii suplimentare conceptului de prag. Unele peisaje sau componente

ale lor au evoluat în aparenţă spre o stare de instabilitate geomorfică şi aceste peisaje vor

fi modificate semnificativ de către un eveniment major dar infrecvent, în timp ce altele

nu vor fi afectate. Deci, vor exista chiar în interiorul aceleiaşi regiuni, răspunsuri diferite

la aceleaşi condiţii de stress.

Când unele componente ale peisajului cedează în faţa agenţilor erozionali iar

altele nu, este clar că pragurile erozionale au fost depăşite numai local.

Identificarea pragurilor geomorfice dintr-o anumită zonă constituie de fiecare

dată o contribuţie semnificativă la înţelegerea detaliilor morfologiei regionale.

VARIABILE

Noţiunea de sistem este una dintre cele mai cuprinzătoare idei din domeniul

gândirii umane, reprezentând un ansamblu de elemente legate între ele prin forme de

interacţiune şi interdependenţă.

Prin analogie cu cibernetica, se folosesc termenii de efecte de intrare sau intrări

(input) pentru acţiunea factorilor şi corespunzător, efecte de ieşire sau ieşiri (output)

pentru răspunsul sistemului. Efectele de intrare sunt factori exteriori faţă de sistemul

examinat, iar efectele de ieşire pot fi modificări ale proprietăţilor sistemului, carac-

terizate prin parametri (C. Marinescu, 1988).

În cunoaşterea variabilităţii unui sistem geomorfologic fluvial, se ţine cont de

condiţiile de control: stadiul de evoluţie în care se află relieful, tipul de relief (ca

energie, grad de fragmentare, altitudine); de realitatea celor două subsisteme (morfologic

56

şi în cascadă) ale unui sistem fluvial, zonarea acestuia în sensul Schumm (S. A. Schumm

& R. W. Lichty, 1965).

În figura 6.4 prezentăm schema propusă de I. Ichim şi colaboratorii pentru

determinarea variabilelor unui bazin hidrografic.

Teoretic, numărul de variabile ale unui sistem geomorfologic fluvial este foarte

mare. Experienţa cercetătorilor de până acum a evidenţiat însă, un număr rezonabil de

variabile (între 16 - 30) cu care se poate descrie sistemul morfologic al unui sistem

fluvial. Vom enumera o parte dintre acestea:

- perimetrul bazinului (P, în km);

- suprafaţa (aria) bazinului (Sb, în km2);

- ordinul reţelei (în sistem Strahler) (Ω);

- mărimea bazinului (în sistem Shreve) (µ);

Fig. 6.4 Schemă privind determinarea variabilelor într-un bazin

hidrografic (I. Ichim et al., 1986)

57

- circularitatea bazinului (Sb/ suprafaţa

cercului cu acelaşi perimetru) (c);

- coeficientul de formă al bazinului (diametrul cercului înscris bazinului / dia-

metrul cercului circumscris bazinului) (cf);

- altitudinea medie a reliefului bazinului hidrografic (Hm);

- altitudinea minimă în bazin (Hmin);

- altitudinea maximă în bazin (Hmax);

- energia de relief maximă în bazin (altitudinea relativă) Emax;

- înclinarea medie a reliefului pe bazin (grade) (Ib);

- integrala hipsometrică (IH);

- raportul de relief (înălţimea relativă / lungimea bazinului (RR);

- numărul de segmente de albie, pe ordin de reţea (N1, N2, N3. . . Nn);

- lungimea totală a reţelei hidrografice (Lt);

- raportul de bifurcaţie (Rb);

- densitatea reţelei de drenaj (totală sau / şi pe ordine de mărimi (Dt);

Cel puţin o parte din aceste variabile au fost testate de unii cercetători şi în studiul

ravenelor.

Menţionăm că un parametru important pentru cunoaşterea, în general, a

fenomenului de ravenaţie într-o regiune este distanţa de la vârful ravenei la cumpăna de

ape, numită şi distanţa critică de ravenare (Graf, 1977) pentru că dă o măsură a stadiu-

lui procesului de ravenare. În analiza statistică a repartiţiei ravenelor pe teritoriul dintre

Siret şi Prut, Rădoane et al. (1992 şi 1995) constată că “frecvenţa maximă înregistrată a

cestui parametru este cuprinsă între 0 şi 200 m, media fiind de 170 m.

Pentru a ilustra modul de interconectare al unor variabile ale albiilor aluviale,

prezentăm în figura 6.5 modelul lui Richards (1982), în care variabilele independente

sunt subliniate cu culoarea bleu. Relaţiile directe sunt semnalate prin (+) iar cele inverse

cu (-). Se poate observa că unele variabile, ca sinuozitatea sau lungimea de undă a

meandrelor, nu prezintă relevanţă în cazul ravenelor.

În studiile orientate direct asupra ravenelor se utilizează o serie de variabile

specifice, cum ar fi:

- lungimea ravenei măsurată de la vârf (L, în m);

58

- relieful ravenei (energia de relief), E, în m);

panta văii(Iv)

lungimea deundă a mean-

drelor

panta albiei(Ia)

sinuozi-tate (S)

lărgime(l)

puterea peunitate delungime

(Ω)

putereape unitatesuprafaţă

(w)

debit laalbii pline

(Q)

depozitemaluri

% praf/argilă

amplitudi-nea patului

(Ig)

raportullărgime /

adâncime (F)adâncime

(h)

debitulsolid(R)

factorfrecare (Ff)

viteza(v)

lungimea deundă a mor-fologiei pa-tului (λ) depozite

albied50

-

-

- -

-

- -

-

-

-

--

-

-

- -

-

+

+

+

+

++

+

++ +

+

+

+

+

+

+

+

+-

Fig. 6.5 Sistemul albiilor aluviale. Variabilele independente sunt panta

văii, debitul la albie plină, depozite de maluri, depozite de albie; mărimea

materialului din albie (d50), controlat prin litologie, este factor semi -

independent. Relaţiile directe sunt arătate cu (+), cele inverse prin (-). Unele

legături sunt reversibile (Richards, 1982)

- suprafaţa în plan a ravenei (SA, în m2);

- aria maximă în plan a ravenei (HX, în m2);

- adâncimea medie (HD, în m);

- lăţimea (B, în m);

- perimetrul secţiunii transversale (P, în m);

- lăţimea fundului ravenei (LFR, în m);

- raportul lăţime / adâncime (F = B / HX);

- aria secţiunii transversale (SS, în m2);

- raza hidraulică (RH = SS / B, în m);

- factorul de formă (Heede, 1974), SF = HX / HD;

59

- volumul cumulat de material înlăturat (pe unitatea de lungime a ravenei), W, în

m3 / m;

- prin procese de mal (WS, în m3/m);

- prin procese de incizare (tăiere verticală), WA, în m3/m;

- raportul procese de mal / incizie liniară (G);

- diametrul granulometric median al materialului:

- pe fundul ravenei (DA, în mm);

- în malurile ravenei (DT, în mm);

- conţinutul procentual de praf / argilă:

- pe fundul ravenei (FA, %);

- în malurile ravenei (FT, %);

- media ponderată a conţinutului procentual de praf / argilă în cadrul secţiunii

transversale a ravenei (M).

Pentru caracterizarea formei albiei, la alegerea variabilelor morfologice, se ţine

cont că geometria albiei este tridimensională. Deşi morfologia ravenelor este destul de

complexă, ea poate fi foarte bine definită de “proprietăţile morfologice complete” care

sunt secţiunea transversală, forma în plan şi profilul longitudinal.

În figura 6.6 prezentăm modelul geomorfologic al lui Winkley (1981 din I. Ichim

et al., 1989) în care se poate observa modul de interconectare al variabilelor grupate pe

domenii de interacţiune.

FACTORI DE CONTROL

Dintre variabilele selecţionate se consideră factori de control toate variabilele

independente la intrarea în sistem care determină schimbările şi relaţiile de feedback.

Majoritatea cercetătorilor are în vedere marile categorii de factori, componente

ale landşaftului:

1) Timpul

2) Relieful iniţial

3) Geologia (litologie, structură)

4) Clima

5) Vegetaţia (tip, densitate)

6) Volumul reliefului sistemului mai sus de nivelul de bază

60

7) Hidrologia (scurgerea şi producţia de sedimente pe unitatea de suprafaţă în

zona a -I- a)

8) Morfologia reţelei hidrografice

9) Morfologia versanţilor

10) Hidrologia (debitul lichid şi solid în zona a -II- a şi a -III- a)

11) Morfologia albiei şi văii şi caracteristicile depozitelor din zona a -II- a

12) Sistemul morfologic de acumulare şi caracteristicile depozitelor din zona a -

II- a.

De asemenea, se consideră că energia extrinsecă sistemului este clima, iar energia

intrinsecă este panta văii modificată şi ca răspuns la mişcările verticale ale scoarţei.

Cele trei zone identificate de S. A. Schumm, menţionate mai sus în enumerarea

celor 12 variabile mari, (zona a I a - bazinul de recepţie - a producţiei de aluviuni, zona a

II a - râul - a transportului de aluviuni şi zona a III a - câmpia litorală sau piemontul - a

acumulării de aluviuni) se pot asimila unui bazin hidrografic torenţial, cu unele

precizări:

- ravenele în întregime sau văile (bazinele) lor se încadrează de multe ori în zona

a I a a unor bazine hidrografice fluviale;

- zona a II a - sectorul de transport - are o dezvoltare restrânsă în cazul ravenelor

şi poate fi asimilat albiei principale sau pârâului torenţial (dacă există);

- sectorul de depunere - zona a III a - este bine reprezentat în cazul ravenelor prin

conurile aluvionare (conul aluvionar unic corespunzător deltelor râurilor şi depunerile

dintre praguri).

Urmărind cronologic opiniile diferiţilor autori cu privire la factorii determinanţi

în morfodinamica ravenelor constatăm că: Woodburn (1949) consideră că precipitaţiile

şi spălarea versanţilor sunt cauzele principale. Thompson (1964) alege pentru modelul

său următorii factori: suprafaţa de drenaj amonte de vârful ravenei, conţinutul de argilă

al depozitelor din pragul de obârşie, şi precipitaţiile. Beer & Johnson (1963) au avut în

vedere suprafaţa de drenaj ca înlocuitor al mărimii scurgerii lichide, suprafaţa terasată

din aria de drenaj, lungimea ravenei şi distanţa de la vârful ravenei la cumpăna de ape.

Seginer (1966) consideră că suprafaţa de drenaj amonte de vârful ravenei, ca o măsură a

scurgerii lichide, este responsabilă pentru regresarea vârfului ravenei. Piest et al. (1975a)

izolează ca factor dominant scurgerea, care explică 70 - 78 % din variaţia ratei de

61

TIMPUL Scara variază de la secundă la milioane de

ani (complet independent)

REGIM CLIMATIC - Vânt - Precipitaţii - Temperatură

REGIM HIDROLOGIC (condiţiile bazinului hidrografic al albiei)

- Panta văii - Frecvenţa scurgerii şi durata - Vegetaţie - Infiltraţia - Producţia de apă - Mişcarea apei la sol - Producţia de sedimente - Cantitatea de apă la sol

feedback REGIM FLUVIAL SAU AL SECTORULUI DE ALBIE (râul între variaţia geologică şi / sau afluenţi)

- Panta sectorului - Forma albiei - Configuraţia albiei în sector

- Variaţia aluviunilor

- Geometria hidraulică

feedback REGIM HIDRAULIC (într-o anumită secţiune)

- Gradientul hidraulic local - Geometria locală - Viteza, curgere secundară, turbulenţa

- Vâscozitate şi relaţii cu numărul Froude

- Elemente de rugozitate - Forţa tractivă - Mărimea sedimentelor şi concentraţia în suspensii

- Viteza de cădere a aluviunilor

REGIM FIZIC (al variabilelor fizico geografice şi geologice)

- Relief - Regim tectonic - Rezistenţa şi comportarea depozitelor

- Forma bazinului

- Distribuţia depozitelor - Altitudinea bazinului - Stratigrafia aluvionarului - Poziţia continentală - Structura - Variaţii geologice între marile

schimbări climatice

ACTIVITĂŢI UMANE - Utilizarea terenurilor - “Sustragerea” apei - Construcţii - Mişcări de depozite - Schimbarea geometriei

Fig. 6.7 Lanţul proceselor naturale şi al raţionamentelor pentru cunoaşterea proceselor geomorfologice cu evidenţierea efectului condiţiilor climatice

(Baker, 1974, cf. I. Ichim et al., 1989

62

eroziune a ravenei. Heede (1971) consideră că cel mai important rol îl are apa de

infiltraţie care determină apariţia sufoziunii. Într-o altă lucrare Piest et al. (1975b)

menţionează că omul contribuie la dezvoltarea ravenelor prin perturbările locale şi prin

influenţa asupra scurgerii. Kosov et al. (1982) arată că densitatea ravenelor se află în

relaţie directă cu despădurirea terenurilor. Welch (1986) se arată foarte categoric: din

cauza complexităţii fenomenului, efectul unui singur factor este imposibil de izolat.

După părerea lui, eroziunea în ravene este controlată de o sumă de 6 factori care

acţionează în interdependenţă, şi anume: precipitaţiile, scurgerea, morfometria

reliefului, tipul de sol, utilizarea terenului şi stabilitatea malurilor.

Împărtăşim opinia lui Stocking (1981) conform căruia factorii care afectează

eroziunea prin ravene pot fi grupaţi astfel:

- factori intrinseci ai sistemului geomorfologic (climă, relief, rocă, vegetaţie);

- factori extrinseci sistemului geomorfologic (majoritatea sunt factori antropici,

de exemplu: suprapăşunatul, despădurirea, practici agricole defectuoase, amplasarea

necorespunzătoare a drumurilor, etc.).

Această împărţire a factorilor cu rol determinant în iniţierea şi dezvoltarea

ravenelor poate fi formulată şi altfel:

- factori naturali;

- factori antropici.

În categoria factorilor naturali se includ variabilele sistemului geomorfologic

fluvial identificate de Schumm şi Lichty (1965): timpul, clima, relieful, geologia,

vegetaţia, etc.

Kerstin Nordstrom (1988) schiţează un model ipotetic de îmbinare a variabilelor

aparţinând celor două categorii, grupându-le astfel:

Variabile intrinseci:

- formarea solului (viteza, gradul de dezvoltare al diferitelor orizonturi);

- adâncime suficientă a materialului;

- existenţa (prezenţa solurilor duplex, respectiv a unor depozite permeabile, mai

uşor erodabile, deasupra unor roci mai greu erodabile);

- seceta prin provocarea fisurilor de contracţie;

- precipitaţii intense;

63

- umiditatea solului datorată precipi-taţiilor anterioare (uneori poate avea şi

caracter extrinsec);

- apropierea de cumpăna de ape;

- coborârea nivelului de bază (poate avea şi caracter extrinsec).

Variabile extrinseci:

- practici de amenajare antierozională;

- urme de vite, drumuri, etc.;

- păşunat;

- tehnici de cultivare a terenului;

- intervenţii asupra gradului de umidi-tate a solului, nivelului freatic, etc.;

- intervenţii antropice asupra nivelului de bază.

Timpul

Pentru sistemul geomorfologic fluvial, în general, în legătură cu factorul timp, se

pot aminti următoarele:

- profilul longitudinal al unui râu, în ansamblu, se raportează ca geneză şi

evoluţie la secvenţa timpului ciclic (geologic), cu luarea în considerare a următorilor

factori:

- relieful iniţial (stadiile de evoluţie, caracteristicile energetice);

- geologia (litologie, structură, tectonică);

- clima (variaţiile în timp lung ca tipuri de climat, cu elemente conducătoare

pentru evaluarea temperaturii medii multianuale, extreme şi cantităţi medii de pre-

cipitaţii)

- nivelul de bază care intervine ca relaţie majoră între factorul geologic (prin

mişcările tectonice) şi cel climatic.

- morfologia albiilor este nedeterminată la scara timpului ciclic; în schimb, la

scara timpului “grade” formele de albie sunt “determinate” şi “independente”.

Studiul factorilor de control pe nivele de organizare, cu indicarea componentelor

de bază, poate duce la rezultate de o deosebită acurateţe. Majoritatea modelelor reţin 4 -

6 nivele de organizare a factorilor de control. În acest sens, modelul propus de Baker

(1974) ilustrat în figura 6.7 evidenţiază lanţul relaţiilor ce există în transmiterea influ-

64

enţelor diferiţilor factori şi modul în care se poate îmbina raţionamentul deductiv cu cel

inductiv în cunoaşterea proceselor geomorfologice.

Ahnert (1988) include ravenele în categoria microreliefului, cu (ca) forme foarte

dinamice, având vârste cuprinse între un an şi câteva sute de ani.

REGIM FLUVIAL- panta, configuraţiaalbiei- geometriahidraulică (lărgime,adâncime, razahidraulică)

EVIDENŢATERENULUI-asupramorfologieifluviale şisedimentologice

CONDIŢIIHIDRAULICE

LOCALE- transportaluviuni- viteza

REGIM HIDROLOGICREGIONAL

- scurgere | - vegetaţia- producţia | - înclin. reliefului de | - textura aluviuni | drenajului

VARIABILECLIMATICE- precipitaţii- temperatură- variaţiitemporale

STRUCTURAGEOLOGICĂ,LITOLOGIE ŞI

RELIEFULINIŢIAL

Raţionament deductiv

Raţionament inductiv

Informaţii de teren

feedback

Fig. 6.7 Lanţul proceselor naturale şi al raţionamentelor pentru cunoaşterea proceselor geomorfologice cu evidenţierea efectului condiţiilor climatice (Baker, 1974, cf. I. Ichim et al., 1989

C. C. Park şi K. J. Gregory (1975) au folosit o metodă inedită de datare, din

geologie, aceea a transformărilor “spaţiu - timp”. Astfel, estimând rata de eroziune

(formare) a întregului bazin hidrografic prin compararea vârstelor extreme ale

formaţiunilor geologice cu dimensiunile morfometrice ale văii, au aplicat această rată în

cazul ravenei. Au obţinut astfel o vârstă a ravenei (a transformării pârâului în ravenă) cu

numai cinci ani diferită de cea dedusă din informaţiile culese de la localnici (29 de ani).

Clima

Clima, una din variabilele independente ale sistemului geomorfologic fluvial, are

o influenţă importantă asupra proceselor de ravenaţie deoarece determină agresivitatea

agenţilor erozionali, tipul şi densitatea vegetaţiei. Zachar (1982). Temperatura, variaţiile

ei şi regimul precipitaţiilor pot conduce la modificarea structurii terenului prin formarea

fisurilor şi golurilor favorabile proceselor de sufoziune. Cercetătorii care au studiat

erodabilitatea diferitelor categorii litologice au observat rolul decisiv al umidităţii

datorate precipitaţiilor anterioare.

Colectivul staţiunii “Stejarul” Piatra Neamţ a testat influenţa unor factori cli-

matici asupra ravenaţiei în Podişul Moldovenesc prin utilizarea coeficientului

hidrotermic definit de Zachar în 1982:

65

CHTRt

= ⋅∑∑

10

în care ΣR reprezintă suma precipitaţiilor iar Σt reprezintă suma temperaturilor

aerului mai mari de 10oC. Zachar aprecia că ravenele sunt caracteristice zonelor în care

coeficientul hidrotermic este cuprins între 1,25 - 2,5. În urma studiului efectuat

(Rădoane şi Rădoane, 1992), s-a constatat că cea mai mare densitate a ravenelor pe 1

km2 se întâlneşte în arealele în care CHT este cuprins între 1,21 şi 1,80.

În figura 6.8 ilustrăm o încercare de abordare pe sistem GIS, “cu mijloace

rudimentare” (dacă se poate spune aşa), numai grafic deocamdată, a influenţei unor

factori climatici asupra distribuţiei ravenelor pe teritoriul Moldovei dintre Siret şi Prut.

Dorohoi

Suceava

IAŞI

HuşiVaslui

Bârlad

Tecuci

GALAŢI400

500

600

5 00

Repartiţia precipitaţiilor atmosferice,cantităţi medii anuale

(din Clima R.P.R., I.M.H.)

Dorohoi

Botoşani

IAŞI

Vaslui

Bârlad

Tecuci

GALAŢI

8 C

9 C

9 C

9 C

10 C

6 C

6 C

8 C

Repartiţia temperaturii aerului,valori medii anuale

(din Clima R.P.R., I.M.H.)Răspândirea ravenelor în Moldova

dintre Siret şi Prut(după Rădoane, Rădoane, 1992 şi 1995) )

Fig. 6. 8 Comparaţie între răspândirea ravenelor în Moldova dintre Siret şi Prut şi repartiţia precipitaţiilor

atmosferice şi a temperaturii aerului (în valori medii anuale)

În lipsa unei hărţi digitale a situaţiei actuale a ravenării pe teritoriul respectiv,

precum şi a unui pachet software GIS performant, s-au utilizat datele de inventariere a

peste 9000 de ravene de către Maria Rădoane et al., (1992, 1995) ce au fost reprezentate

ca densitate de puncte (fiecare punct reprezintă un pătrat cu suprafaţa de 1 km2, în care

66

au fost semnalate ravene cu o anumită densitate, în studiul original exprimată în km /

km).

Se poate observa că arealele delimitate de izolinii nu sugerează existenţa unei

legături clare între cei doi factori climatici şi “pattern”-ul pe care îl formează repartiţia

ravenelor reprezentată ca densitate de puncte.

Este şi motivul pentru care, conform rezultatelor studiului efectuat de autorii

menţionaţi, toate valorile coeficientului hidrotermic calculate pentru teritoriul Podişului

Moldovenesc se încadrează în intervalul 1,25 - 2,5, deci zona este în întregime propice

dezvoltării ravenelor.

Aceasta arată, odată în plus, că variabilele climatice trebuiesc considerate la o altă

scară şi în alţi termeni (intensitate, agresivitate pluvială, interval de recurenţă al

fenomenelor meteorologice, etc.). Unele variabile climatice au fost introduse într-o

formulă a umidităţii disponibile în sol, cu ajutorul căreia se poate estima riscul de

iniţiere a ravenelor într-o regiune dată, şi anume:

WR R

ts =− '

în care: Ws este umiditatea disponibilă din precipitaţiile anterioare, R precipitaţiile

anuale, R’ precipitaţii anuale necesare creşterii plantelor (R’= 30(t+7), iar t este tempera-

tura medie anuală. Riscul de iniţiere a ravenaţiei este mare la valori mici ale lui Ws

(Rădoane et al., 1997).

Relieful

Rolul unor variabile morfometrice ale reliefului zonal asupra repartiţiei ravenelor,

a fost evidenţiat în mai multe lucrări publicate, de către cercetătorii Staţiunii “Stejarul”

Piatra Neamţ, în urma inventarierii unui număr de peste 9000 ravene pe teritoriul

Moldovei dintre Siret şi Prut. Variabilele considerate au fost: panta, lungimea şi

orientarea versantului, suprafaţa bazinului de drenaj şi distanţa dintre vârful (pragul)

de obârşie al ravenei şi cumpăna de ape. Pentru teritoriul studiat s-a constatat că cea

mai mare susceptibilitate la iniţierea ravenelor se află la intersecţia următorilor factori:

- orientarea versanţilor spre NE şi SV (versanţii văilor consecvente);

- panta versanţilor între 20 - 30 %;

- lungimea versanţilor între 300- 500 m;

67

- litologia predominant nisipoasă.

În Slovacia (Zachar, 1982) peste 90 % din ravene se întâlnesc pe pante cuprinse

între 2 - 15o.

Asemenea lui Suzuki et al. (1985) care analiza influenţa structurii geologice

asupra morfologiei prin compararea hărţilor geologice cu unele hărţi “zebră” ale

reliefului în care apăreau extrase numai anumite tente hipsometrice corespunzătoare

anumitor curbe de nivel, s-a încercat compararea hărţii cu distribuţia ravenelor din

Moldova cu hărţile din figura 6.9. Hărţile “zebră” întocmite cu ajutorul programului

Surfer (Golden Software Colorado, 1997) utilizate într-un pachet de programe GIS pot

da o dimensiune cantitativă aprecierilor privind fenomenele de ravenaţie.

Mai mulţi autori au subliniat rolul pantei versantului sau a talvegului în iniţierea

şi morfodinamica ulterioară a ravenelor (regresarea vârfurilor).

Conceptul de echilibru dinamic în cazul ravenelor

Factorul de formă (adâncimea maximă / adâncimea medie) ca expresie a formei

canalului a avut valori mari (în medie 2,0). Aceste valori reprezintă secţiuni transversale

cu perimetre udate mari care în schimb indică ineficienţa hidraulică a ravenelor.

Parametrii hidraulici testaţi - lungimea reţelei de drenaj, profilul şi factorul de

formă - au fost interpretaţi ca indicând stadii tinere în dezvoltarea ravenelor (tânăr şi

matur timpuriu). Deci se poate spune că dezvoltarea ravenelor trebuie să fie recunoscută

în termeni de evoluţie a reliefului, trecând de la stadiul de tânăr spre bătrâneţe. Dacă

stadiile de dezvoltare ar putea fi exprimate în termeni ai ratelor de eroziune şi de

producţii de sedimente, s-ar găsi astfel un instrument valoros pentru administratorul

bazinului hidrografic.

Când s-a comparat geometria hidraulică a ravenelor cu cea a râurilor s-a sugerat

că stadiul de maturitate al ravenelor trebuie să fie caracterizat prin echilibru dinamic.

Această condiţie nu reprezintă un adevărat echilibru între forţele opuse, dar include

capacitatea de adaptare la schimbări pe termen scurt şi deci de a redobândi echilibrul

(Heede, 1975).

În timpul stadiului de tinereţe procesele de ravenare evoluează spre atingerea

unui echilibru dinamic, în timp de în stadiul de bătrâneţe ravena îşi pierde caracteristicile

pentru care a fost denumită ca atare şi seamănă mai mult cu un curs de râu "normal".

68

Versanti cu expozitie VESTICÃ Versanti cu expozitie ESTICÃ Versanti cu expozitie NORDICÃ

Figura. 6. 9. Hărţi digitale „zebră” ale versanţilor cu diferite orientări din Podişul Moldovei

69

BÂRLAD

Bârla

d

Tutova

Vasl

ueþBârlad

Bahlui

Jijia

TECUCI

GALAÞI

VASLUI

IAªI

Lac Stânca Costeºti

Prut

Prut

Siret

Lacul Brateº

BÂRLAD

TECUCI

GALAÞI

VASLUI

IAªI


Lacul Brateº

BÂRLAD

Vasl

ueþ

TECUCI

GALAÞI

VASLUI

IAªI


Lacul Brateº

Acum 2000 ani ... în 1972 ... în 1993

Figura 6. 10. Răspândirea pădurilor în Podişul Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut (Adaptare după Conea I. şi Velcea I., din Ujvary I., 1972)

70

Totuşi, dezvoltarea ravenelor poate să nu se sfârşească cu stadiul de bătrâneţe.

Modificări ale mediului cum ar fi, de exemplu, un nou tip de folosinţă a terenului,

fluctuaţii climatice sau mişcări de ridicare ale scoarţei pot conduce la reîntinerire ducând

ravena în stadiul de tinereţe. Condiţia stării de stabilitate ca reprezentând adevăratul

echilibru este una teoretică şi cu greu poate fi aplicată sistemelor de ravene, cu excepţia

doar a unor intervale scurte de timp. Schumm şi Lichty (1965) au exprimat un punct de

vedere similar atunci când au arătat că anumite componente ale bazinului de drenaj se

pot afla în echilibru stabil.

FACTORUL ANTROPIC PRIN MODUL DE FOLOSINŢĂ A TERENURILOR ŞI MODIFICAREA

STRUCTURII ACOPERĂMÂNTULUI VEGETAL Există opinia aproape unanimă că omul, prin utilizarea neraţională a terenurilor

ce se pretează pentru agricultură, contribuie la declanşarea proceselor de ravenaţie şi la

intensificarea proceselor erozionale în general. În literatură se dau numeroase exemple

de cazuri în care, fie şi după defrişarea unei parcele mici de pădure, terenul a căpătat un

aspect dezolant datorită apariţiei şiroirilor, rigolelor şi chiar ravenelor.

Cercetarea unui teritoriu atât de vast cum este cel al Podişului Moldovei, în

vederea cuantificării tendinţei distribuţiei în suprafaţă a pădurilor şi a relaţiei acesteia cu

procesele erozionale, este laborioasă deoarece implică inventarierea în acelaşi timp a

suprafeţelor cu păduri şi a celor ocupate de ravene.

Totuşi, orientativ, dar poate mai sugestiv decât unele hărţi detaliate, figurile 6.10,

6.11 şi 6.12 ilustrează cele de mai sus în sensul că scăderea suprafeţelor acoperite cu

păduri, de-a lungul timpului, a avut o influenţă evidentă asupra distribuţiei areale a

ravenelor.

Suntem conştienţi că aceste hărţi “medalion” prezintă mai multe deficienţe, în

afară de scara la care a fost abordat teritoriul:

- se poate contesta, în general, calitatea informaţiilor (atât cele privitoare la

păduri cât şi cele privitoare la ravene) pe măsură ce acestea se referă la perioade mai

vechi;

- în lipsa unor programe de digitizare şi de cartografiere care să lucreze cu

coordonate geografice, manipularea şi suprapunerea unor hărţi la scări diferite ale unor

teritorii mari, prezintă erori la fel de mari.

71

Bogdana

Plopana

Pungeºti

VASLUI

TECUCI

BACÃU

ADJUD

BÂRLAD

Nicoreºti

Homocea

Podu Turcului

Gãiceana

Puieºti

Parincea

BÂRLAD

Nicoreºti

TECUCI

ADJUD

BACÃU

VASLUI

Pungesti

Plopana

Izvorul Berheciului

Parincea

Gãiceana

Puieºti

Bogdana

Podu Turcului

1828 1893 1972

Figura 6.11. Răspândirea pădurilor în Colinele Tutovei (Podişul Bârladului) între 1828 - 1972 (După Pompiliu Poghirc, 1972)

72

10 km 30 km 50 km 70 km 90 km 110 km 130 km 150 km 170 km

10 km

20 km

30 km

40 km

50 km

60 km

70 km

80 km

90 km

100 km

110 km

120 km

130 km

140 km

150 km

160 km

170 km

180 km

190 km

200 km

210 km

220 km

230 km

240 km

250 km

260 km

270 km

280 km

290 km

300 km

310 km

320 km

Figura 6.12. Distribuţia ravenelor în Podişul Moldovei (Rădoane et al., 1992, 1995) şi

situaţia pădurilor în 1974 (harta I.C.P.A. la scara 1:500.000, 1994)

73

GEOLOGIA SUBSTRATULUI ŞI SOLURILE Alcătuirea geologică a substratului este considerată, în general, ca o variabilă

independentă a sistemului geomorfologic fluvial, ca un factor pasiv. Personalitatea ro-

cilor este evidenţiată în mod diferit în procesul erozional, în funcţie de poziţia şi

competenţa lor, pe de o parte, şi de agresivitatea agenţilor erozionali, pe de altă parte.

Substratul litologic privit ca masiv conferă procesului de ravenaţie aspecte variate

legate de structura şi textura lui, definite de stratificaţia şi de caracteristicile reţelelor de

fisuri, pe de o parte, şi de competenţa şi celelalte aspecte petrografice sau petrologice, pe

de altă parte.

În studiul ravenelor, alcătuirea geologică se abordează la diferite scări, începând

cu nivelul particulelor elementare (ca atunci când se cercetează erodabilitatea solurilor

pe modele fizice sau in situ) şi ajungând

Regimul apelor subterane, căile şi direcţiile de acces ale acestora spre organismul

torenţial determină uneori întreaga morfodinamică a ravenei prin favorizarea sufoziunii

de exemplu şi, de cele mai multe ori, mecanismele de cedare a malurilor şi

morfosculptura minoră rezultată.

Având în vedere alcătuirea geologică a teritoriului Podişului Moldovei aşa cum a

fost ea prezentată sumar (cf. C. Ghenea, Ana Ghenea şi Emilia Saulea, 1968) fără a

aminti nici una dintre dovezile paleontologice pe baza cărora s-a făcut separarea

unităţilor stratigrafice şi evidenţiind prin caractere italice numai tipurile de roci

predominante, se pot trage următoarele concluzii:

• Pe suprafeţe mari, se poate spune că rocile ce alcătuiesc ţinutul Moldovei au

drept caracteristici comune vârsta geologică determinată pe baza faunei macro şi

micropaleontologice şi a criteriilor geometrice, precum şi apartenenţa la marea

structură monoclinală;

• Pentru caracterizarea unei zone atât de vaste în termeni cantitativi, eşantionarea

necesară analizelor statistice se poate face pe principiile geostatisticii informaţionale,

deoarece caracteristicile intrinseci ale masivelor de roci diferite sunt variabile

regionalizate.

• Analizarea hărţii geologice la scara 1:1.000.000 (pe care din motive practice nu

se figurează toate depozitele cuaternare pentru că ar masca limitele geologice

importante) a teritoriului Moldovei dintre Siret şi Prut sugerează posibilitatea separării

74

unui număr mic de zone (cel puţin patru) pe criteriul vârstei depozitelor care aflorează.

Rădoane et al., 1994, 1995) consideră că unor zone delimitate în acest fel le corespund

le corespund anumite caracteristici litologice exprimate printr-o fracţiune granulometrică

dominantă.

• Compararea hărţilor din figurile 6.13, 6.14 şi 6.15 sugerează următoarele:

- harta geologică a depozitelor precuaternare (în termenii vârstelor geologice)

oferă puţine indicii privitoare la tendinţa distribuţiei în suprafaţă a ravenelor din Podişul

Moldovei;

- zonele cu cea mai mare densitate a ravenelor par să se suprapună cel mai bine

pe ceea ce pe hărţile (în scara 1:1.000.000) editate sub egida Institutului de Geologie şi

Geofizică (1978) este figurat drept “Cuaternar nedivizat”. Faptul poate deveni

interesant dacă la această categorie se adaugă toată suita de depozite deluvio-coluviale şi

cele aluviale de pe talvegul văilor seci, care, în definitiv, acoperă cu o pojghiţă (veneră)

subţire depozitele mai vechi şi sunt întâlnite primele de către agenţii erozionali. Acest

mod de a privi lucrurile corespunde observaţiilor de teren, şi menţiunilor unor autori

diferiţi, conform cărora ravenele se asociază cu prezenţa stratificaţiilor “duplex” (un

orizont mai uşor erodabil peste unul mai rezistent). În plus, depozitele cuaternare, privite

global, sunt predominant nisipo-prăfoase cu o componentă grosieră reprezentată de

pietrişuri şi bolovănişuri, deci, materialele cele mai uşor erodabile.

În concluzie: distribuţia areală a ravenelor din Podişul Moldovenesc este

rezultatul istoriei cuaternare a teritoriului, iar amploarea (în termenii volumelor

de material excavat şi ai stadiilor de dezvoltare ale profilelor longitudinale)

proceselor de ravenaţie este dictată de poziţia geometrică a depozitelor mai

rezistente la eroziune, de multe ori mai vechi. Un alt argument în sprijinul acestor

afirmaţii este acela că, la majoritatea ravenelor, pe lângă regimul hidraulic al depozitelor

aluvionare de albie, poziţia şi competenţa unor orizonturi litologice (argile sau materiale

argiloase, marne, plăci de gresie, etc.) dictează poziţia pragurilor morfologice pe profilul

longitudinal, înălţimea şi durata de existenţă a acestora.

75

VII. ALEGEREA VARIABILELOR ŞI FACTORILOR DE CONTROL

Studiul experimental al influenţei alcătuirii geologice asupra morfodinamicii unei

forme de relief presupune efectuarea, încă de la început, a două operaţii pregătitoare: a)

alegerea variabilelor ce caracterizează stratele ce compun structura respectivă şi b)

alegerea variabilelor morfometrice ale formei de relief studiate corespunzătoare scării la

care se desfăşoară cercetările. Pentru o analiză statistică corectă, ambele categorii de

variabile trebuie să rezulte din prelucrarea unui număr suficient de mare de determinări

morfometrice, teste sau încercări geotehnice, analize fizico-chimice, etc.

În practică, este dificil să se determine o valoare medie reprezentativă pentru

fiecare proprietate datorită marii variabilităţi locale a faciesurilor litologice, fracturilor,

discontinuităţilor, gradelor diferite de alterare, etc. Măsurarea cu aceeaşi precizie pe

teren a fiecărei caracteristici este de asemenea dificilă, datorită lipsei unei metodologii

bine stabilite cu care să se manipuleze o gamă largă de proprietăţi. Pentru a se

minimaliza aceste dificultăţi, pentru măsurarea in situ a caracteristicilor fizico-mecanice

ale rocilor, se apelează la teste rapide şi necostisitoare cum sunt: determinarea rezistenţei

la penetrare pe con, rezistenţa la forfecare cu palete, etc. Cu ajutorul penetrometrului, de

exemplu, se pot determina simultan mai multe caracteristici de rezistenţă (geotehnice)

ale terenului. În definitiv, se poate spune că obţinerea oricărei caracteristici de rezistenţă

a rocilor implicate în procesele erozionale este posibilă prin simpla calibrare a

aparatului. În consecinţă, odată determinată rezistenţa rocii cu un astfel de aparat, se pot

face numeroase consideraţii privind caracteristicile rocilor sau masivului respectiv, se

pot explica multe din variabilele morfometrice ale reliefului. Neomogenitatea

formaţiunilor geologice, anizotropia rocilor, condiţiile de colectare a probelor, metodele

de confecţionare a epruvetelor, cât şi dimensiunile acestora sunt factori ce conduc de

regulă la obţinerea unei răspândiri relativ mari a valorilor proprietăţilor fizico-mecanice

ale rocilor. Cu toate că analizele şi încercările se realizează în aceleaşi condiţii,

rezultatele lor luate separat se deosebesc unele de altele, manifestând o variaţie aparent

nedeterminată, întâmplătoare. În aceste condiţii alegerea valorilor caracteristice din

mulţimea de date culese de experimentator nu este posibilă fără o prelucrare statistică

riguroasă. Pentru exprimarea cât mai sintetică a ansamblului de informaţii pe care îl

76

conţine mulţimea acestor date, este util ca operaţiunile de prelucrare să facă posibilă

cunoaşterea:

- împrăştierii sau dispersiei valorilor;

- centrului lor de grupare;

- valorii caracteristice sau reprezentative a distribuţiei.

Experimentatorul are posibilitatea să stabilească anticipat numărul de probe sau

încercări care sunt necesare pentru determinarea cu probabilitatea şi precizia dorită a

valorilor caracteristice ale indicilor fizico-mecanici.

Din punct de vedere statistic, soluţia ideală ar fi ca numărul de determinări să

tindă către infinit. Pentru că această condiţie este imposibil de realizat şi pentru că odată

cu creşterea numărului de determinări cresc şi costurile, practic la stabilirea valorilor

caracteristice se utilizează numai datele unei selecţii care trebuie să îndeplinească

condiţia:

P P x tn

m x tn

= − < < +⎡

⎣⎢

⎤

⎦⎥

∂ ∂

în care P este probabilitatea sau coeficientul de încredere; x - media selecţiei; m -

media teoretică a colectivităţii din care s-a extras selecţia; ∂ - abaterea medie pătratică; t

- variabilă ce depinde de mărimea gradului de libertate f al selecţiei; n - mărimea

selecţiei (numărul de încercări).

GEOSTATISTICA INFORMAŢIONALĂ - METODĂ DE ANALIZĂ A PROPRIETĂŢILOR FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR - VARIABILE REGIONALIZATE

Dintre modelele matematice, analiza regresiei reprezintă unul dintre cele mai

accesibile instrumente prin care se stabileşte legătura între diferitele fenomene studiate.

Unul din dezavantajele utilizării acestei metode în geomorfologie este acela că există

riscul unei colectări nesocotite de date, care poate duce la deformări grosolane în

interpretarea rezultatelor. Deşi absolut obiectivă, bazată pe statistica matematică şi pe

teoria probabilităţilor, ea necesită un “mare efort de gândire” (Huggett, 1985) asupra

legăturilor cauzale dintre variabilele incluse în analiză, cunoaşterea temeinică a

domeniului abordat, astfel încât cercetătorul să fie capabil să facă distincţia relaţiilor

cauzale de cele formale (cf. Rădoane et al., 1996).

77

O mare parte din dezavantajele utilizării statisticii variabilelor aleatoare în

studiul proprietăţilor fizico-mecanice ale rocilor pot fi eliminate prin utilizarea metodei

geostatistice informaţionale pentru care unii parametri ce caracterizează un corp

geologic (substratul unei forme de relief) ca, de exemplu, grosimea unor strate,

conţinutul într-un anumit element chimic sau mineralogic, distribuţia unei fracţiuni

granulometrice, sau a unor proprietăţi compuse de stare, sunt considerate drept variabile

regionalizate. Variabilele regionalizate nu au sens decât dacă sunt legate de o zonă bine

determinată a spaţiului numită câmp geometric (o regiune geografică, un district, o

formaţiune geologică, un eşantion prelevat dintr-un anumit punct).

Cercetarea experimentală a acestei idei a fost făcută de D. G. Krige (1950) în

estimarea rezervelor zăcământului aurifer Witwatersrand din R. S. Africană. Rezultatele

sale i-au servit lui Georges Matheron să elaboreze între 1952-1954 teoria variabilelor

regionalizate, acesta creând în final o adevărată teorie pentru studiul fenomenelor

naturale, sociale, etc. şi anume pentru studiul unor parametri legaţi de un anumit suport

geometric (o zonă, o regiune, un volum mic sau mare de rocă, etc.).

Tratarea prin metodele statisticii clasice a parametrilor geologici ar conduce doar

la estimaţii globale ale fenomenelor şi ar distruge structurile spaţiale (Zorilescu, 1986).

Însuşi termenul de geostatistică a fost introdus de G. Matheron pentru a

concretiza aplicaţiile statisticii matematice în studiul fenomenelor geologice. În practică,

geostatistica studiază modul de estimare mai realistă (raţională) a zăcămintelor minerale

şi anume estimarea cât mai aproape de realitate a celor trei parametri importanţi:

cantitatea în care se găseşte un anumit mineral, conţinutul mediu într-un anumit element,

cu evidente implicaţii asupra stabilirii celor mai eficace reţele de probare şi explorare

geologică.

Se poate observa că metoda geostatisticii informaţionale poate fi deosebit de utilă

în studiul proprietăţilor intrinseci ale masivelor de roci, în optimizarea metodologiei

recoltare a probelor, în optimizarea reţelelor de puncte din care se obţin informaţii sau se

iau eşantioane, cu aplicaţii mai actuale ca oricând în GIS.

Variabilele regionalizate sunt funcţii de spaţiu, definite într-un câmp natural

omogen (în general o formaţiune geologică), plecând de la un suport geometric

determinat (volumul probei) şi a căror variaţie în spaţiu, prezintă caractere de relativă

78

continuitate (pseudocontinuitate), fără ca această variaţie să poată fi exprimată

matematic printr-o relaţie analitică.

Orice variabilă regionalizată prezintă:

- un aspect aleator, constând din variaţii imprevizibile de la un punct la altul;

- un aspect de structură, care reflectă anumite proprietăţi specifice (dintre care cea

mai importantă este raza de influenţă).

Din punct de vedere geologic, noţiunii de variabilă regionalizată, i se asociază:

a) localizarea. Variaţiile parametrului studiat au loc într-un domeniu

limitat, numit câmp sau domeniu geometric. Domeniul geometric poate

fi întregul corp geologic sau numai o parte a sa. O variabilă

regionalizată este definită pe un suport geometric (de exemplu

eşantioanele recoltate dintr-o formaţiune geologică, care au o anumită

formă, mărime şi mai ales o anumită orientare).

Se mai utilizează şi noţiunea de suport punctual, întrucât volumul probei este

foarte mic comparativ cu volumul întregului corp geologic.

b) continuitatea. În afara grosimii formaţiunilor geologice, în cazul cărora se

poate vorbi de continuitate în sens strict matematic, în cazul celorlalte variabile

regionalizate se poate studia cel mult o aşa numită continuitate în medie. Dacă se

notează cu f(M) valoarea variabilei regionalizate în punctul M şi prin f(M0) valoarea sa în

M0, se spune că avem de a face cu o continuitate în medie dacă

[ ]lim ( ) ( )M M

f M f M→

− =0

02

0 .

În cazul unor discontinuităţi extreme în natură, avem de a face cu efectul de

pepită.

Prin urmare, în general, variabilele regionalizate privite ca funcţii de punct nu

sunt continui. De aceea fost necesar să se definească unele funcţii continue, cum sunt

covariograma şi semivariograma.

c) Tot cu ajutorul variogramelor şi semivariogramelor se poate studia anizotropia

unui anumit fenomen, spre exemplu se poate decide dacă un anumit corp geologic

(formaţiune) este izotrop sau anizotrop.

Studiul anizotropiei este important deoarece permite evidenţierea direcţiilor mai

importante de variaţie sau evidenţierea unor zonalităţi.

79

Dacă variogramele sau semivari-ogramele determinate pe anumite direcţii ale

câmpului de regionalizare se suprapun, atunci fenomenul cercetat se consideră izotrop.

În caz contrar, aceste caracteristici diferă şi avem de aface cu o anizotropie, ceea ce

impune luarea unor decizii diferite în funcţie de direcţia pe care se studiază fenomenul.

Anizotropia poate fi geometrică şi zonară. Anizotropia geometrică se defineşte

prin existenţa unui elipsoid de corelaţie spaţială. Se poate spune că o structură prezintă

anizotropie geometrică dacă printr-o transformare afină a axelor de coordonate se obţine

o semivariogramă izotropă.

Anizotropia zonară se întâlneşte frecvent şi este definită de o comportare

asemănătoare a semivariogramelor determinate pe diferite secţiuni orizontale şi o

comportare diferită pe verticală.

Covariograma şi semivariograma. În calculele specifice explorării corpurilor

geologice, interpolările şi extrapolările sunt inevitabile; rezultatele obţinute din punctele

sau zonele efectiv cercetate, fiind extinse în zonele adiacente. Din această cauză, valorile

medii reale (pe bloc sau corp) ale parametrilor geometrici şi de calitate, vor fi diferite de

valorile medii calculate. Corecţia dintre cele două o reprezintă tocmai varianţa sau

dispersia caracteristică.

În cazul unei formaţiuni geologice pentru un parametru real mr necunoscut, se

determină o valoare medie calculată din mai multe valori individuale (mi), obţinute din

lucrările de explorare. Prin urmare se estimează o valoare mr necunoscută prin una

calculată m.

Dacă presupunem că porţiunea explorată, se deplasează rigid cu toate lucrările de

explorare asociate (foraje, profile de sol, puncte de probare din aflorimente), în cuprinsul

întregului corp geologic (Vk), reţeaua (câmpul) k, ocupând toate poziţiile posibile,

valorile mr şi m devin variabile regionalizate şi varianţa estimării lui mr prin m este

tocmai valoarea medie, în câmpul k a expresiei (mr - m)2.

Admiţând că funcţia aleatoare z(M), a cărei realizare este variabila regionalizată

f(M), este staţionară, adică momentele sale de ordinele I şi II sunt independente de

poziţia punctului M şi depind numai de poziţia vectorului rh (distanţa dinte punctele M

şi M+ ), atunci geostatistica defineşte şi operează cu următoarele noţiuni: rh1. valoarea medie a variabilei;

- într-un interval liniar O - L

80

mL

f M dML

= ⋅∫1

0

( )

- într-un spaţiu tridimensional

mV

f M dvk k

= ⋅∫∫∫1

( )

în care: Vk = volumul corpului geologic, k = volumul conturat de o reţea

elementară, dv = elementul de volum al punctelor de cercetare (probe punctuale).

2. varianţa;


[ ]σ 2 21= = − ⋅∫G O

Lf M m dM

O

L

( ) ( )


[ ]σ 2 21= = − ⋅∫∫∫G O

Vf M m dv

k k

( ) ( )

3. covarianţa sau covariograma a două valori distanţate cu h;


[ ][ ]G hL h

f M m f M h m dMO

L h

( ) ( ) ( )=−

− + − ⋅−

∫1


[ ][G hV

f M m f M h m dvk k

( ) ( ) ( )= − + −∫∫∫1 ] ⋅

4. variograma; reprezintă varianţa erorii care se comite atunci când se atribuie

variabilei regionalizate în punctul M+h, valoarea sa din punctul M şi este redată printr-o

curbă, ce corespunde ecuaţiei generale:

[ ]σh G O G h2 2= −( ) ( )

- într-un spaţiu unidimensional

[ ]σ hO

L

Lf M h f m dM2 21

= + −∫ ( ) ( ) ⋅

- într-un volum

81

[ ] [ ] σ γ2 22

1= = + −∫∫∫( ) ( ) ( )

rh

Vf M h f M dv

k k

Funcţia 2γ(h) - variograma - este de cele mai multe ori înlocuită în calcule cu

jumătatea ei γ(h) numită semivariogramă. Mai exact, semivariograma, este definită ca

jumătatea mediei pătratelor diferenţelor dintre valorile variabilei regionalizate, în două

puncte situate la distanţa “h” unul de altul.

Semivariograma reprezintă deosebirea, iar covariograma asemănarea dintre

valorile variabilei regionalizate, în două puncte situate la distanţa “h” unul de altul.

Din interpretarea (semi) variogramei experimentale, se poate stabili echidistanţa

dintre lucrările de explorare (punctele de recoltare a probelor, sau de efectuare a

testelor), pe direcţia respectivă (în general se consideră distanţa optimă, abscisa

punctului în care semivariograma începe să oscileze puternic.

OPTIMIZAREA REŢELELOR DE EXPLORARE

Se aminteşte că în analizarea formelor de relief în sistem GIS, obţinerea

informaţiilor din nodurile unei reţele de puncte (sau raportarea datelor efectiv obţinute,

prin interpolare sau extrapolare, la o reţea) este o practică frecventă. Precizia estimărilor

şi măsura în care datele culese reflectă caracteristicile teritoriului respectiv, depinde de

tipul reţelei, forma geometrică şi dimensiunile ochiurilor reţelei, orientarea acesteia faţă

de anumite tendinţe în suprafaţă sau în spaţiu ale caracteristicilor, etc.

O reţea optimă de explorare, trebuie să îndeplinească două condiţii:

a) să furnizeze, în limita unor erori acceptabile, informaţiile necesare

interpretărilor;

b) să fie cea mai economică.

Metodele de stabilire a reţelelor optime de explorare, s-ar putea clasifica în două

grupe:

- metode care îşi propun păstrarea constantă a valorilor medii, sau asigurarea unei

precizii acceptabile în estimarea parametrilor consideraţi;

- metode ce utilizează probabilităţile de interceptare a tendinţelor spaţiale (sau în

suprafaţă) ale parametrilor consideraţi, prin reţele de explorare cu echidistanţe date.

82

Menţionăm următoarele metode de stabilire a distanţelor optime dintre lucrările

de explorare:

1. Metoda statisticii matematice

2. Metoda eliminărilor succesive

3. Metoda comparării gradelor de precizie

4. Metoda entropiei informaţionale

5. Metoda probabilităţilor de intercep-tare

6. Metoda interpolării geologice

7. Metoda geostatistică

Fiecare metodă prezintă avantaje şi dezavantaje, dar vom face câteva referiri

numai la unele dintre ele.

De exemplu, cercetarea caracteristicilor de stare (rezistenţă la agenţii erozionali),

prin teste de penetrare statică pe con, a unei suprafeţe de teren pe care se desfăşoară

lucrări agricole, fie ea şi de dimensiunile câtorva zeci de metri pătraţi, presupune

efectuarea unui număr imens de încercări pentru ca valoarea medie obţinută să fie

reprezentativă, din următorul motiv: rezistenţa la penetrare, în acest caz, variază foarte

mult în spaţiu şi timp datorită variaţiilor distribuţiei umidităţii pe profil şi în suprafaţă,

variaţiilor texturale ale solului, tipului şi stadiului de vegetaţie al plantelor şi, mai ales, în

funcţie de frecvenţa trecerilor cu utilajele agricole prin diferite puncte, conform

tehnologiei de lucru. Neutilizarea unei metode de optimizare a reţelei de puncte în care

se efectuează testele conduce la obţinerea unor valori medii fără nici o asigurare

statistică. Utilizarea metodei entropiei informaţionale şi a celei geostatistice a condus la

mărirea echidistanţei de probare de la 30 cm (=lăţimea roţii unui tractor) la cea optimă

de 2 m.

De asemenea, se pot aminti problemele ce apar la stabilirea modului de recoltare

a probelor de aluviuni din albia unui râu, din cuveta unui lac, sau la stabilirea masei

optime a probei iniţiale.

Se pot presupune problemele ce apar atunci când se încearcă caracterizarea

printr-un singur indice a unei suprafeţe de dimensiunile Podişului Moldovei.

Modalităţile de aplicare a metodelor statisticii matematice în cuantificarea

variabilelor aleatoare, utilizate în Geografia fizică, au fost prezentate, cu exemplificări

83

din practica cercetării unor aspecte privitoare la teritoriul Podişului Moldovei şi din

Carpaţii Orientali, de către Rădoane et al.(1996).

Metoda entropiei informaţionale. Orice corp geologic poate fi considerat ca o

sursă de informaţii, din care, prin intermediul unor parametri (generatori de semnale

purtătoare de informaţii), se poate studia un anumit fenomen. Entropia informaţională,

reprezintă cantitatea de informaţii a mulţimii semnalelor.

Presupunând că parametrul de studiat şi considerat ca generator de semnale este

procentajul unei anumite fracţiuni granulometrice, expresia entropiei informaţionale

este:

H p C p Ci ii

= − ⋅∑ ( ) log ( )

unde: Ci = procentul în greutate al fracţiunii minerale respective, p(Ci) =

probabilitatea apariţiei acestei fracţiuni cu satisfacerea condiţiei p Cii

( ) =∑ 1

Probabilităţile sunt estimate de frecvenţele relative ale distribuţiei fracţiunii.

Deoarece sunt multe date, se lucrează pe intervale de clasă, determinându-se frecvenţele

relative ale intervalelor de clasă.

Pornind de la o zonă a corpului geologic studiată cu o reţea deasă (a × a), se

calculează entropia informaţională pentru această reţea H1, iar apoi, prin răriri succesive

(2a × 2a, …, na × na), se obţine un şir de valori ale entropiei informaţionale.

Întrucât o reţea mai deasă asigură o mai bună cunoaştere a corpului geologic, se

consideră reţea optimă, ultima reţea pentru care entropia informaţională mai este încă

sensibil egală cu entropiile anterioare. Se poate chiar utiliza eroarea relativă a

entropiilor:

eH H

HrHi

ii= −

−⋅1 100

care se compară cu o valoare erHd iar pentru a ilustra mai bine variaţia entropiei

informaţionale cu echidistanţa reţelelor de explorare se întocmesc diferite grafice (fig.

7.1).

Metoda probabilităţilor de interceptare poate fi aplicată la studiul oricăror

corpuri geologice, pentru care unele caracteristici intrinseci urmărite prezintă

84

discontinuităţi lentiliforme (de exemplu prezenţa sub formă de lentile a unor roci), sau în

interiorul cărora se presupune că există anumite tendinţe direcţionale ale unor parametri.

În principiu, se calculează probabilitatea de interceptare a zonelor amintite mai

sus, cu reţele de forme şi dimensiuni date, şi se alege reţeaua cu dimensiunile

corespunzătoare probabilităţii de interceptare, ce are o valoare destul de mare, dar

satisface şi din punct de vedere economic. Din punct de vedere geometric, problema

constă în a determina probabilitatea interceptării unei suprafeţe de un contur dat, cu cel

puţin un punct al unei reţele plane de puncte.

În tabelul 7.1, prezentăm după D. Zorilescu (1986) relaţiile de calcul ale

probabilităţilor de interceptare pentru diferite configuraţii ale reţelelor de explorare şi

diferite dispoziţii relative ale obiectelor urmărite.

Metoda entropiei informaţionale. Stabilirea semivariogramei experimentale şi a

celei teoretice mai poartă şi denumirea de studiul structural al corpului geologic. Etapele

ce se parcurg în realizarea acestui studiu sunt:

1. Se stabileşte spaţiul bi- sau tridimensional în care se tratează parametrul

respectiv în cadrul corpului geologic;

2. Se delimitează zonele omogene din punct de vedere geologic şi se fac studii

structurale pe zone;

3. Se aleg variabilele regionalizate;

4. Se stabilesc direcţiile principale de variaţie ale caracteristicilor;

5. Se calculează media aritmetică şi varianţa fiecărei variabile regionalizate;

6. Se calculează semivariogramele, după fiecare direcţie aleasă, iar rezultatele se

reprezintă grafic, în acelaşi sistem de axe; se stabileşte prezenţa sau absenţa anizotropiei;

7. Se determină modelul teoretic valabil pentru întreaga zonă omogenă şi pentru

orice direcţie a vectorului rh ;

8. Se reprezintă grafic modelul teoretic şi se determină parametrii relaţiilor

analitice.

RECOLTAREA PROBELOR DE ROCĂ SAU SOL

În vederea analizării caracteristicilor materialelor din malurile şi talvegul

ravenelor, recoltarea, metodele de recoltare a eşantioanelor diferă în funcţie de

caracteristica urmărită (textură, mineralogie, chimism, caracteristici geomecanice, etc.).

85

Unele aspecte privind principiile ce trebuiesc respectate la recoltarea probelor de

aluviuni din albia râurilor pentru asigurarea statistică a rezultatelor au fost prezentate de

Rădoane et al. (1996). Precizăm că, în studiile efectuate la Staţiunea Perieni, utilizăm

metodele stabilite în geologie la explorarea zăcămintelor de minereuri unde este

necesară o precizie dosebită, pentru că de aceasta depinde cantitatea de rezerve pusă în

evidenţă de lucrările de prospecţiune şi explorare.

Metoda brazdelor se poate

aplica atât în cazul materialelor

din maluri, cât şi a celor din

vârfurile sau pragurile ravenelor

şi mai puţin în cazul aluviunilor

(datorită marii variabilităţi în

spaţiu a texturii). Atunci când

anumite strate nu sunt accesibile

în aflorimente datorită poziţiei

lor, se pot executa trepte la

diferite înălţimi. Pentru

determinarea caracteris-ticilor

geomecanice ale rocilor se

utilizează, în mod curent, o

variantă a acestei metode, aceea a

monoliţilor. Atunci când anumite zone se pot considera omogene din punct de vedere al

caracteristicilor urmărite, se recoltează probe reprezentative din fiecare entitate

litologică. Altfel, de multe ori este necesară probarea prin brazde continuă, pentru

surprinderea tuturor variaţiilor pe verticală.

Fig. 7.1 Variaţia caracteristicilor informaţionale

în funcţie de echidistanţa de probare geologică (D. Zorilescu, 1986)

Atunci când anumite aspecte nu pot fi urmărite în aflorimente, se pot aplica

metodele de explorare cu ajutorul forajelor. Sondajele manuale executate în malurile sau

în talvegul ravenelor asigură reprezentativitatea, şi obiectivitatea unei probări optime. În

foraje se pot recolta atât probe tulburate cât şi sub formă de carote, din fiecare strat sau

în mod continuu. În găurile de foraj se execută , cu aparatura adecvată, diferite încercări

geotehnice in situ (rezistenţa la penetrare statică sau dinamică pe con, rezistenţa la

forfecare cu palete -vane test-, etc.).

86

Recoltarea optimă a eşantioanelor de rocă şi sol nu se poate realiza fără

respectarea următoarelor condiţii:

- alegerea celei mai raţionale metode de probare;

- stabilirea intervalului optim dintre probe;

- determinarea masei optime a probei iniţiale.

Alegerea celei mai raţionale metode de probare se face în funcţie de:

- grosimea entităţilor litologice cu caractere asemănătoare;

- aspectele texturale ale formaţiunilor geologice;

- caracterul repartiţiei fracţiunilor granulometrice;

- precizia necesară în determinarea caracteristicii urmărite;

- accesibilitatea tehnică a metodei;

- productivitatea şi costul luării probelor.

Pentru stabilirea intervalului optim dintre probe, precum şi pentru determinarea

masei optime a probei iniţiale, se pot aplica aceleaşi metode menţionate în cazul

optimizării reţelelor de explorare. Un aspect important ce priveşte repartiţia

caracteristicilor urmărite în cadrul corpului geologic îl constituie caracterul contactului

dintre zona în interiorul căreia se poate considera că o aceasta este uniform distribuită şi

restul masivului. Astfel, contactul poate fi clar (net) sau difuz, când trecerea se face

treptat. În cel de al doilea caz, masa iniţială a probelor marginale se determină

experimental.

STABILIREA VALORILOR DE CALCUL ALE PROPRIETĂŢILOR FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR

Într-un punct de recoltare a probelor sau în care se efectuează o determinare,

pentru toate caracteristicile geotehnice, cu excepţia rezistenţei la forfecare, valorile

normate de calcul An se obţin ca medii aritmetice ale valorilor caracteristice ale valorilor

corespunzătoare ale caracteristicii luată în consideraţie:

An

Ani

i

n

==∑1

1

în care Ai este valoarea individuală a caracteristicii geotehnice, iar n numărul de

determinări.

87

Pentru caracteristicile de forfecare, valorile normate se determină cu metoda celor

mai mici pătrate. În cazul rezistenţei la forfecare determinată printr-o metodă care oferă

perechi de valori ϕ şi c, dreapta lui Coulomb rezultată din folosirea valorilor normate ϕn

şi cn, se obţine din ecuaţia:

τ σ ϕ= +tg cn n

în care:

tgn

nn i i i i

i i

ϕσ τ σ τ

σ σ=

−

−∑∑∑

∑∑ 2 2( )

şi

cn

n i i i i

i i

=−

−∑ i∑∑∑

∑∑σ τ σ σ τ

σ σ

2

2 2( )

În relaţiile de mai sus, σi şi τi sunt coordonatele unui punct i într-un sistem de

axe σ - τ care definesc rezistenţa la forfecare a unei probe încercate.

Pentru obţinerea prin metoda celor mai mici pătrate a valorilor normate ale

caracteristicilor de tăiere, atât pentru forfecările directe efectuate în casete cât şi pentru

cele efectuate în eforturi triaxiale, numărul valorilor n trebuie să fie de cel puţin 6.

Valorile geotehnice de calcul A se obţin din valorile normate An care se înmulţesc

cu un coeficient de siguranţă ko conform relaţiei:

A = koAn

în care:

k0

11

=±ρ ,

ρ fiind indicele de precizie a determinării valorilor medii, semnul acestuia

luându-se în aşa fel încât coeficientul ko rezultat să conducă la o creştere a siguranţei

valorii de calcul obţinută.

88

Tabelul 7.1 Relaţii de calcul al probabilităţilor de interceptare pentru diferite configuraţii

(D. Zorilescu, 1986)

89

Calculul indicelui de precizie se face cu relaţiile:

ρ α=S

A n , pentru ϕ şi c,

ρ α=SnAn , pentru greutatea volumetrică γ,

ρ = 0 pentru restul caracteristicilor geotehnice (Marchidanu, 1987).

Problema cea mai delicată, însă, la alegerea valorilor caracteristicilor geotehnice

constă în stabilirea valorilor reprezentative pentru o anumită suprafaţă.

VIII. INIŢIEREA PROCESELOR DE RAVENARE CAUZELE INIŢIERII RAVENĂRII

În ce priveşte cauzele iniţierii proceselor de ravenare, fiecare autor care a cercetat

ravenele a considerat necesar să îşi precizeze poziţia. Urmărind cronologic aceste opinii,

constatăm că ele privesc fie iniţierea întregului mecanism de ravenare, fie iniţierea unui

anumit proces considerat dominant.

M. D. Harvey şi S. Schumm (1985) sintetizează câteva din cauzele iniţierii

proceselor de eroziune în adâncime, referindu-se la cinci tipuri de canale incizate

(tabelul 8.1). Autorii consideră că soluţia problemei începutului proceselor de ravenaţie

poate fi găsită prin identificarea zonelor de prag geomorfic.

În acest demers se poate proceda la inventarierea gradienţilor de pantă ca în

figura 23, şi la studierea atentă a depozitelor aluviale de pe fundul văii (Figurile 8.1 şi

8.2).

Heede (1976), în Alcali Creek confirmă această observaţie şi anume că ravenele

discontinue apar acolo unde are loc o ruptură de pantă.

Investigaţiile lui Patton & Schumm (1975) efectuate asupra marnelor-roci mamă

de petrol din vest Colorado au arătat că rupturile de pantă se datorau afluenţilor care

creau mari conuri aluviale pe fundul văilor. Cum nu au avut la dispoziţie înregistrări

privind debitele lichide, autorii au corelat pantele cu suprafeţele (ariile) bazinelor

drenate. S-a observat că pentru suprafeţe mai mari de 10 km2 există o relaţie deosebit de

semnificativă între gradientul de pantă, suprafaţa drenată şi ravenare. Ravenele

discontinue apăreau numai dincolo de o anumită valoare critică a pantei corespunzătoare

90

Tabelul nr. 8.1 Cauzele incizării a cinci tipuri de canale (M. D. Harvey et al., 1985)

Tipul de canal Fenomenul (procesul) Cauze

1. Rigole Scăderea rezistenţei la eroziune

prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.

• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin accentuarea artificială a pantei (trasarea unor drumuri, haturi, etc.).

2. Ravene de versant

Scăderea rezistenţei la ero-ziune prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.

• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin concentrarea scurgerilor în lungul unor drumuri, haturi, urme de animale, deplasări în masă şi sufoziune;

• Coborârea nivelului de bază şi reîntinerirea canalului principal sau a reţelei de drenaj;

• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri.

3. Ravene de fund de vale

Scăderea rezistenţei la eroziune prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.

• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin constrângeri asupra curgerii, accentuarea gradientului talvegului prin depunerea de sedimente şi coborârea nivelului de bază;

• Creşterea volumului scurgerilor, viituri şi scăderea încărcăturii (concentraţiei) de sedimente.

4. Canale încătuşate (încastrate)

Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin îngustarea canalului.

Accentuarea gradientului prin canalizare (concentrare) sau coborârea nivelului de bază.

• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri;

• Scăderea încărcăturii (concentraţiei) de sedimente.

5. Reţea de drenaj

reîntinerită

Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin coborârea nivelului de bază.

• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri;

• Scăderea încărcăturii (concentra-ţiei) de sedimente.

unei anumite suprafeţe drenate. Autorii considerau că astfel de rezultate pot fi

aplicate numai în regiuni în care clima, vegetaţia şi geologia pot fi considerate constante.

Astfel administratorul terenului are o unealtă valoroasă care îi spune unde se pot forma

ravenele discontinue.

Primele observaţii privind mecanica iniţierii ravenelor pe terenurile agricole

aparţin lui Piest et al. (1973, 1975). Studiile lor au arătat că forţa tractivă şi puterea

curentului curgerii nu erau suficiente pentru a detaşa în mod semnificativ particulele de

sol loessoid erodabile care repausau pe tillite glaciare în vestul statului Iowa. Forţa

tractivă (τ) a fost definită ca:

11 SRγτ =

91

Nivelul fundului vechi, aluvial,

Fundul ravenei

0.02

7 0.03

6 0.02

3 0.02

2 0.00

9 0.02

3 0.01

4 0.01

8 0.01

8

0.01

4

0.01

7

0.01

2

0.01

2 0.01

7

0.00

7

0.00

6

0.01

1

Fundul ravenei

20'

0 0 400'

Fig. 8.1 Profilul ravenelor discontinue din Manning Draw, Niobrara County, Wyoming. Cifrele sunt gradienţii fiecărei secţiuni a profilului

5'

0 200'

Aluviuni recente (con de dejecţie)

neravenat

(după S. A. Schumm şi R. F. Hadley, 1957)

(după S. A. Schumm şi R. F. Hadley, 1957)

Fig. 8.2 Aluvionearea pe tronsonul inferior al unei ravene discontinueTraphagen Draw, Niobrara County, Wyoming

unde γ este greutatea specifică a fluidului, R1 este raza hidraulică, iar S1 reprezintă panta

gradientului de energie. Autorii au determinat puterea curentului pe unitatea de lungime

a ravenei (ω) ca fiind:

PVτω =

unde P este perimetrul udat şi V este viteza medie a curentului. După cum lăţimea

curentului (w) şi perimetrul udat erau aproximativ egale, factorul w, inclus de obicei în

ecuaţie a fost înlocuit cu P.

92

Calculele puterii unitare a curentului au dat numai valori estimative, devreme ce

coeficientul de rugozitate (n) a trebuit să fie estimat în ecuaţia lui Manning. Calculele

efectuate astfel explică în mare măsură comportamentul "anormal" al curgerii în relaţie

cu sedimentele (Heede 1964, 1975; Piest 1973, 1975) şi anume: debitul curgerii şi

concentraţia de sedimente în ravenă nu sunt în mod necesar corelate.

Concentraţia este totuşi legată de durata de timp scursă de la începutul unui

anumit eveniment de scurgere (pluvial). La începutul scurgerii încărcătura de sedimente

este mare şi apoi ea scade pe măsură ce materialele uşor disponibile provenite din maluri

au fost înlăturate. Astfel se explică faptul că un debit lichid mare poate să aibă o

încărcătură mică de sedimente dacă vine mai târziu decât aceasta din urmă.

Piest et al. (1975) subliniază faptul că parametrul concentraţie de sedimente este

în mod obişnuit un mai bun indicator de eroziune decât debitul de sedimente. Se dau

două motive: (1) debitul de sedimente este produsul dintre debitul lichid şi concentraţia

de sedimente care introduce o valoare statistică tampon în orice relaţie de corelaţie cu

scurgerea; (2) scurgerea nu este o variabilă de bază şi ar masca alte variabile de vreme

ce se corelează bine cu factorii ce condiţionează eroziunea în bazinul hidrografic.

În studiile din Iowa procesele de cedare a malurilor şi pragurilor au fost

considerate ca primordiale şi nu forţa tractivă sau puterea curentului. Piest în 1973 a

găsit că factorii principali ce controlează stabilitatea malurilor ravenelor sunt: nivelul

hidrostatic al apelor freatice, rezistenţa la forfecare (coeziunea) şi rata de infiltraţie a

apelor. Pe pârâul Alcali, în vestul statului Colorado, unde solurile au până la 60 % argilă

procesele de cedare a malurilor ravenelor au loc în principal în timpul evenimentelor

pluviale suficient de puternice pentru a umezi şi deci a scădea coeziunea depozitelor de

mal, dar insuficiente pentru a produce scurgeri.

Mai mulţi autori (Leopold et al., 1964, Hamilton, 1970) explică iniţierea unor

ravene prin cedarea canalelor subterane ("piping") şi că acest proces este un important

element în înaintarea pragurilor spre amonte.

O sarcină importantă a geomorfologului este aceea de a localiza încă din stadiul

incipient componentele instabile ale peisajului.

93

MODELE DE PREDICŢIE A LOCULUI DE APARIŢIE A RAVENELOR

Ravenele efemere se formează acolo unde există scurgeri de suprafaţă

concentrate suficient de puternice ca mărime şi durată pentru a susţine eroziunea şi

curgerea canalizată (Thorne et al., 1986).

Chiar dacă precipitaţiile nu sunt suficient de puternice pentru a produce scurgeri,

eventual şi concentrate, ravene efemere pot totuşi să apară în adâncituri ("swales")

(Dunne & Black, 1970) pentru că nivelul de saturaţie este mai mare acolo datorită

faptului că apa infiltrată undeva mai sus găseşte aceste adâncituri ca fiind cele mai la

îndemână să iasă la suprafaţă.

În termeni generali se consideră că pe măsură ce intensitatea curgerii creşte

probabilitatea de detaşare şi antrenare a particulelor de la suprafaţă sau a agregatelor este

mai mare. Se utilizează mai multe noţiuni când se încearcă să se facă predicţii asupra

cantităţii de material erodat. Două sunt mai des utilizate: viteza şi efortul de forfecare la

interfaţa lichid-solid.

Cel mai general şi într-un fel cel mai de succes parametru al intensităţii curgerii

este puterea curentului (Yang, 1977). Aceasta este definită de:

gQSρω =

94

unde ω este puterea curentului, ρ = densitatea, g = acceleraţia gravitaţională, Q =

debitul volumetric, S = panta (gradientul) energiei. Din ecuaţia de mai sus se vede că

densitatea apei şi acceleraţia gravitaţiei fiind constante, puterea curentului depinde de

produsul debit-pantă.

Prima etapă în vederea predicţiei locului de apariţie a canalelor incizate include

analiza topografiei terenului. Această analiză se poate face cu ajutorul calculatorului

utilizând programul întocmit de Zevenbergen şi Thorne (1987) care de altfel a fost

inclus ca o subrutină în pachetul de programe GIS IDRISI.

Se stabileşte o reţea de puncte care să acopere întreaga zonă în cauză. Cota

fiecărui punct este înregistrată într-un calculator. Panta, aspectul, curbura (concavitatea)

şi aria bazinului de drenaj amonte de fiecare punct se calculează cu un program realizat

de Zevenbergen şi Thorne care reprezintă o dezvoltare a programului lui Evans (1980).

Pentru analiza topografică a terenului, Evans a ales o suprafaţă pătratică definită

de ecuaţia:

Z = Ax2 + By2 + Cxy + Dx + Ey + F (1)

Cei patru indici topografici ai lui Evans au fost panta, aspectul, curbura profilului

şi curbura planului (perpendicular pe precedentul) şi erau calculaţi în jurul punctului

central al submatricei 3x3.

Pentru a descrie mai precis topografia terenului Zevenbergen şi Thorne au descris

suprafaţa prin ecuaţia mai generală şi mai "flexibilă":

Z = Ax2y2 + Bx2y + Cxy2 + Dx2 + Ey2+ Fxy + Gx + Hy + I (2)

Cei 9 parametri pot fi determinaţi cu ajutorul celor 9 cote (elevaţii) Z1…Z9

numerotate sistematic ca în figura alăturată şi anume:

A = [(Z1 + Z3 + Z7 + Z9)/4 -(Z2 + Z4 + Z6 + Z8)/2 + Z5]/L4 (3)

B = [(Z1 + Z3 - Z7 - Z9)/4 - (Z2 - Z8 )/2 ]/L3 (4)

C = [(- Z1 + Z3 - Z7 + Z9)/4 + ( Z4 - Z6 )/2]/L3 (5)

D = [(Z4 + Z6)/2 - Z5]/L2 (6)

E = [(Z2 + Z8 )/2 - Z5]/L2 (7)

F = (- Z1 + Z3 + Z7 - Z9)/4L2 (8)

G = (- Z4 + Z6)/2L (9)

H = (Z2 - Z8)/2L (10)

I = Z5 (11)

95

Z5 este punctul central (x = y = 0). L este distanţa dintre punctele matricei şi

trebuie să fie exprimate în aceleaşi unităţi de măsură ca şi Z.

Indicii topografic se determină prin diferenţierea ecuaţiei modificate şi prin

rezolvarea ecuaţiilor rezultate pentru punctul central Z5 (x = y = 0). Panta este derivata a

întâia şi este calculată în direcţia aşa numitului "aspect" (= direcţia pantei maxime θ).

θθ sincos HGSZSLOPE +=∂∂= (12)

De vreme ce la origine,

cosθ =-G/(G2 + H2)1/2 şi

sinθ = -H/(G2 + H2)1/2,

SLOPE = - (G2 + H2)1/2 (13)

Semnul minus indică că direcţia θ este în josul pantei şi prin convenţie este

ignorat. Direcţia pantei maxime (θ) sau "aspectul" se găseşte prin diferenţierea ecuaţiei

12 pentru a-i găsi minimul.

0cossin/ =+−=∂∂ θθθ HGSLOPE (14)

sau

θ = arctan (- H / -G) (15)

Semnul numărătorului şi al numitorului din ecuaţia 15 arată în ce cadran se află

θ. Curbura în orice direcţie φ este derivata a doua a lui Z în funcţie de S.

( )φφφφ sincossincos2/ 2222 FEDSZCurbura ++=∂∂= (16)

96

Cele două direcţii în care interesează curbura sunt în direcţia pantei (φ = 0), dând

curbura profilului şi transversal pe pantă (φ = θ + π/2) dând aşa numita curbură a

platformei (PLANC).

( )θθ sincossincos2 22 FEDPROFC ++−= (17)

( )θθ cossincossin2 22 FEDPLANC −+= (18)

Se subliniază faptul că ecuaţiile 16, 17 şi 18 nu dau curbura adevărată dar sunt de

fapt derivate direcţionale. Definiţia matematică a curburii (în radiani / unităţi de lungime)

este o funcţie atât de derivata a doua cât şi de derivata întâia (panta exprimată în termeni

adimensionali) şi este dată de: ( ) ( ) 23222 /1// SZSZK ∂∂+∂∂= (19)

Determinarea lui UPAREA (aria bazinului de drenaj amonte) pentru fiecare punct

se bazează pe presupunerea că fiecare punct reprezintă un pătrat de reţea de arie L2 şi se

leagă această arie, plus aria din amonte, de un punct vecin. Un punct primeşte "arie" de

la oricare dintre cele opt puncte vecine ale sale care au pante înclinate spre acest punct

central. Dacă nici un vecin nu are panta înclinată spre punctul central atunci aria amonte

a punctului central este zero. UPDIST se determină în acelaşi timp cu UPAREA. Un

punct, totuşi, poate să primească "distanţă de drenaj" de la unul din cei opt vecini, şi

anume de la cel cu cea mai mare "distanţă de drenaj", plus distanţa de la punctul

contribuabil la punctul central.

Calculatorul identifică locaţiile propice apariţiei ravenelor efemere utilizând un

indice topografic compus (CTI), pentru fiecare punct al reţelei, definit ca:

CTI = A ⋅ S ⋅ PLANC

Unde CTI = indice topografic compus, A = aria bazinului de drenaj amonte, S =

panta locală, şi PLANC = curbura. PLANC este o măsură a convergenţei terenului, ce are

valori negative pentru pinteni (ridicături) şi pozitive pentru adâncituri ("swales"). Ea

reprezintă gradul de convergenţă al suprafeţei care conduce la concentrarea scurgerii.

Aria bazinului de drenaj amonte este utilizată ca un înlocuitor al debitului scurgerilor,

acestea două fiind de obicei foarte puternic corelate pozitiv. Indicele topografic compus

reprezintă deci parametrii majori care controlează modelul şi intensitatea scurgerilor

concentrate de pe teren. Totuşi, locaţiile cele mai propice apariţiei ravenelor efemere ca

urmare a acestor scurgeri depinde tot de susceptibilitatea solului la eroziune.

Susceptibilitatea la eroziune este dificil de definit pentru că depinde de mulţi factori

97

inclusiv zona geografică, tipul de sol, conţinutul de materie organică, sistemul de lucrare

a solului, tipul de cultură şi stadiul de dezvoltare, sistemul de măsuri antierozionale. În

lipsa unei metode teoretice de predicţie a susceptibilităţii la ravenare efemeră s-a adoptat

metoda pragmatică conform căreia fiecărei zone, caracterizată de anumite intensităţi ale

factorilor mai sus menţionaţi, îi corespunde o anumită valoare a indicelui topografic

compus (CTI) de la care se produce ravenarea. Acest CTIcritic reprezintă o anumită

intensitate a curgerii concentrate necesară pentru iniţierea ravenării. În final indicele

topografic compus critic se determină în colaborare cu fermierul prin identificarea unui

punct din grila stabilită iniţial, apropiat de vârful ravenei, în fiecare adâncitură, în fiecare

an.

Odată prezisă localizarea zonelor propice ravenării efemere (zonele cu CTI >

CTIcritic) următorul pas în calculul eroziunii este să se prezică mărimea ravenelor.

Metoda este empirică: se exclud valorile CTI mai mici decât valoarea critică şi se reţin

numai celelalte. Pentru anumite zone din Mississippi, Dr. Lawson Smith a stabilit

următoarea relaţie:

( )5

41

CTIAREAX =−

unde X-AREA = aria secţiunii transversale a ravenei efemere după un an de

dezvoltare, iar CTI = indicele topografic compus al zonei în cauză, cu CTI > CTIcritic.

Eroziunea prezisă prin această metodă aproximează valorile observate în teren.

De notat că metoda nu numai că identifică corect localizarea vârfurilor ravenelor, dar

preezice cu succes faptul că unele ravene sunt discontinue datorită aplatizării

gradientului şi divergenţei curgerii în anumite puncte în lungul traseelor lor.

Dezvoltzarea actuală a unui sistem de ravene este imprevizibilă (impredictibilă)

pentru că depinde de condiţiile meteorologice care sunt nedeterminate (Thorne et al.,

1980).

Cuantificarea puterii erozive a scurgerii de suprafaţă este posibilă prin utilizarea

unor măsuri diferite ale intensităţii scurgerii cum ar fi efortul de forfecare (τ = ρgRS),

viteza de forfecare (critică de antrenare) (u* = (gRS)0,5) sau puterea curentului (ε =

ρgqS) în care ρ este densitatea apei, g aceeleraţia gravitaţiei, R raza hidraulică, S este

sinusul unghiului de pantă şi q debitul unitar al scurgerii.

98

Ecuaţiile de bază utilizate de modelele CREAMS, EGEM şi WEPP (Foster,

1986) sunt:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−⋅=

cc T

GDD 1

unde D = rata de detaşare în lungul pereţilor canalului (masă/arie*timp)

Dc = rata maximă de detaşare sau capacitatea de detaşare a curgerii

(masă/arie*timp)

G = încărcătura de sedimente a scurgerii (masă/timp)

Tc = capacitatea de transport a scurgerii, calculată cu relaţia lui Yalin

(masă/timp).

( )ccc KD ττ −⋅=

unde Kc = factorul erodabilităţii canalului (masă/arie*timp)

τ = efortul de forfecare mediu al curentului de apă (forţă/arie)

τc = efortul de forfecare critic al solului (forţă/arie)

Rauws şi Govers (1988) consideră că apariţia ravenelor poate fi provocată de

către scurgerile concentrate, chiar şi la precipitaţii mai slabe de 10 mm/h dacă bazinul

hidrografic este suficient de mare şi efortul de forfecare al curgerii depăşeşte o valoare

critică suportată de către orizontul superficial al solului. Ultima este pozitiv corelată cu

rezistenţa la forfecare a solului (Fig. 8.3).

Metoda predicţiei locului de apariţie a ravenelor (canalelor incizate) cu ajutorul

analizei topografice a terenului, din care se obţin ariile drenate în fiecare punct şi

gradienţii de pantă, prin care se înlocuiesc debitele lichide şi intensitatea acestora este

larg utilizată şi în prezent, şi chiar în condiţiile utilizării celor mai moderne metode de

calcul (GIS). Cercetătorii belgieni Vandaele, Poesen, Vandekerckhove (1996, 1998) au

făcut o sinteză a lucrărilor publicate pe această temă comparând şi rezultatele obţinute în

diferite zone ale globului.

Seturi de date din diferite regiuni ale globului referitoare la relaţia gradientul

critic al pantei (Scr) şi aria bazinului de drenaj amonte (A) necesare pentru incizie au fost

reprezentate într-un sistem de axe logaritmice (atât abscisa cât şi ordonata). Rezultatele

sunt reprezentate în figura (Fig. 8.4). Pentru datele lui Montgomery şi Dietrich (1994)

sunt reprezentate numai punctele cele mai de jos.

99

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

TORRI et al. (1987)

RAUWS & GOVERS (1988)

Rezistenţa la forfecare a solului c (kPa)

Vite

za c

ritică

de a

ntre

nare

u (c

m/s

ec)

Fig. 8.3 Viteza critică de antrenare a solului (u) pentru iniţiereaşiroirilor şi a ravenării ca o funcţie de rezistenţa la forfecare

a solului, măsurată în timpul producerii scurgerilor (stare umedă)(Rauws & Govers, 1988)

După metoda lui Patton şi Schumm (1975) s-au trasat linii drepte prin zona

punctelor celor mai joase corespunzătoare zonelor incizate. Această linie trasată prin

dreptul punctelor celor mai de jos ale fiecărui nor reprezintă o aproximaţie a relaţiei

pantă critică - arie necesară pentru incizie. În consecinţă înseamnă că sub această linie

nu mai are loc incizia. Fiecare astfel de linie poate fi reprezentată şi ca o funcţie de

putere între panta critică şi arie:

bcr AaS −⋅=

unde Scr gradientul critic de pantă (m/m), A = aria bazinului de drenaj (ha), a =

coeficient, iar b un exponent. În mod surprinzător, pentru cele mai multe relaţii

exponentul -b este mai mult sau mai puţin constant şi egal cu -0,40. Numai puţine date

au valori uşor diferite pentru exponentul -b încadrându-se între -0,26 şi -0,6 şi anume

pentru datele din Colorado ale lui Patton şi Schumm (1975) şi pentru cele din Sierra

Nevada ale lui Montgomery şi Dietrich (1988).

100

Coeficienţii din realaţia lui Scr corespunzători diferitelor seturi de date

Autorii a - b Vandaele et al., 1995 Centrul Belgiei 0,025 -0,40

-0,35 Govers, 1991 0,0035 -0,40

Poesen et al., 1995 0,08 -0,40 -0,30

Boardman, 1992 0,09 -0,25 IGN, 1983 0,06 -0,40 Vandaele et al., 1995, Portugalia 0,02 -0,35 Montgomery şi Dietrich (1988), Oregon 0,25 -0,40

Montgomery şi Dietrich (1988), California 0,27 -0,40

Montgomery şi Dietrich (1988), Sierra Nevada 0,35 -0,60

Patton şi Schumm (1975) 0,16 -0,26

În ciuda diferenţelor între zonele studiate în termeni de morfologie, climă, modul

de folosinţă a terenului şi sistemele erozionale (rigole, ravene discontinue, etc.),

exponentul -b al relaţiei este aproape identic. Influenţa metodelor folosite şi a diferitelor

caracteristici ale seturilor de date asupra relaţiei pantă critică - arie se crede că este

reflectată în valoarea constantei a. De aceea constanta a prezintă importante variaţii şi

acoperă mai multe ordine de magnitudine. Pentru zonele în care gradienţii de pantă,

ariile de drenaj şi procesele erozionale pot fi considerate mai mult sau mai puţin

apropiate, aria critică necesară iniţierii inciziei a fost cea mai mare pentru South Downs

(a = 0,09) iar cea mai mică pentru centrul Belgiei (a = 0,025). În ce priveşte diferitele

procese erozionale, se constată că cele mai mici valori pentru a corespund la eroziunea

prin şiroire (rigole) (a = 0,0035), iar cele mai mari pentru iniţierea ravenării efemere prin

mici alunecări de teren. Aceasta indică faptul că aria de drenaj deasupra unui prag,

pentru o pantă dată, este sistematic mai mare pentru ravenele efemere decât pentru

rigole. Chiar în cadrul aceleiaşi regiuni (de exemplu centrul Belgiei) aria necesară

iniţierii ravenării efemere, pentru o pantă dată, prezintă importante variaţii (de la 0,025

la 0,08). Relaţia inversă între Scr şi A se consideră a reprezenta o condiţie critică de prag

pentru iniţierea inciziei. Reprezentată în scară logaritmică ea apare ca o linie dreaptă.

Pentru punctele situate sub această linie eroziunea prin ravene nu apare. Totuşi, aşa cum

101

au arătat Patton şi Schumm (1975) această relaţie nu implică în mod necesar faptul că

ravenarea are loc.

a

a

a

a a a

Anglia

ia

ia

ţa

ţa

Pant

a cr

itică

(m/m

)

Aria bazinului de drenaj amonte (ha)

(rigole)

(fotografii)

(fotografii) (rigole)

Anglia

regiunea

(teren)

Fig. 8.4 Gradientul critic de pantă faţă de aria bazinului de drenaj amonte pentru seturi de date diferiteşi liniile drepte trasate prin punctele cele mai de jos corespunzătoare gradientului şi ariei. California(Montgomery şi Dietrich, 1988), Oregon (Montgomery şi Dietrich, 1988), Sierra Nevada (Montgomeryşi Dietrich, 1988), centrul Belgiei rigole (Govers, 1991), Colorado (Patton şi Schumm, 1975), centrul

Belgiei câmp (Poesen et al., 1995), centrul Belgiei fotografii (Vandaele et al., 1995), South Downs(Boardman, 1992), nordul Franţei (I.G.N., 1983), sudul Portugaliei (Vandaele et al., 1995)

(după Vandaele et al., 1996) Begin şi Schumm (1979) au încercat să lege relaţia pantă critică-arie de un

parametru care să aibă o semnificaţie fizică. Ei au ales efortul de forfecare mediu

exercitat de către curentul de apă asupra fundului văii. Utilizând relaţii empirice între

raza hidraulică a curgerii (R) şi debit (Q), şi relaţii similare între debit şi aria de drenaj

(Leopold et al., 1964; Dunne şi Leopold, 1978) ei au substituit raza hidraulică a curgerii

(R) în formula originală a efortului de forfecare. Ca urmare, s-a obţinut o relaţie între un

indicator al efortului critic de forfecare, aria de drenaj şi panta văii:

( ) SAc rfcr γ=Γ

unde Γcr este indicatorul al efortului critic de forfecare, A este aria de drenaj (ha),

S gradientul pantei văii (m/m), rf este un exponent, c este o constată şi γ este greutatea

volumetrică a apei. Potrivit acestei ecuaţii, linia ce desemnează valorile egale ale

indicatorului efortului crtic de forfecare reprezentată pe hârtie log-log este o dreaptă.

Dacă se pune Panta S în ordonată şi A în abscisă atunci panta acestei drepte este -rf.

102

Bazat pe unele consideraţii teoretice, Begin şi Schumm, (1979) au găsit că -rf trebuie să

varieze între -0,4 şi -0,2.

Solurile lutoase par să fie foarte sensibile la eroziune, în special după lungi

perioade de secetă.

Datorită conjugării efectului ploilor de mare intensitate cu marea erodabilitate a

orizontului superior, ratele de eroziune sunt mai mari în primăvară şi toamnă (Vandaele

şi Poesen, 1995).

O NOUĂ TEORIE PRIVIND INIŢIEREA RAVENELOR "DE DISCONTINUITATE"

Robinson şi Hanson distingeau în 1999 două categorii de ravene dintre care una a

aşa numitelor ravene "de discontinuitate". Prin aceste ravene de discontinuitate autorii

înţelegeau ravene formate în zonele modificărilor bruşte de pantă, aproximativ ideea

Patton şi Schumm, deci la trecerea peste unele praguri morfologice (biefuri). Această

situaţie nu are nimic de a face cu ravenele "de mal" semnalate de mai multe ori de

Poesen et al. Autorii nu fac alte precizări privind geneza acestui tip de ravene.

Mai semnalăm faptul că Smith şi Bretherton (1972) argumentează ideea că

incizarea canalelor are loc la trecerea de la versanţi, convecşi la cei concavi, însă autorii

înţeleg această trecere în plan orizontal (de la pinteni la văi) (Fig. 8.5).

Fig. 8.5 Hartă topografică schematică

(Smith şi Bretherton, 1972)

O succesiune de ravene (ravene discontinue) dezvoltate pe versantul nord-estic al

dealului Văcăşana, din bazinul Pereschiv, (Fig. 8.6) ne-a sugerat ideea că unele ravene

pot lua naştere printr-un alt mecanism decât cele semnalate până în prezent, mai ales

103

când este vorba de canale incizate în depozite argiloase, greu erodabile prin curenţi

concentraţi care curg pe pante mici.

Fig. 8.6 Succesiune de ravene "de discontinuitate", în Dealul Văcăşana, B.H. Pereschiv, 1997

Din imagine rezultă că cele trei ravene subliniate au fost incizate iniţial la o

anumită distanţă în aval faţă de maximul unei proeminenţe morfologice (un prag, un

mamelon, o convexitate), după ce apa a trecut peste proeminenţa respectivă în sensul

contrapantei, deşi avea posibilitatea să urmeze unele zone concave prin diversiune.

Fig. 8.7 Schema de calcul a bătăii lamei

104

Încercând să găsim exprimarea în termeni hidraulici a acestei situaţii, am găsit-o

pe aceasta ca fiind similară cu aruncarea unei lame de apă în câmp gravitaţional

(trambulină), fenomen ce este utilizat ca soluţie de disipare controlată a energiei în

construcţiile hidrotehnice, la unele baraje în formă de arc (Prişcu R., 1983). Dispozitivul

ales pentru explicarea situaţiei date se numeşte în termeni de specialitate trambulină

aruncătoare ("saut de sky").

Fig. 8.8 Determinarea bătăii lamei deversante:

a - coordonate relative; b - coeficientul de rezistenţă globală

Trambulina aruncătoare constă dintr-o placă deversantă cu pantă mare, terminată

la partea inferioară cu o consolă curbă, plasată la o cotă superioară faţă de bieful aval.

Apa deversată capătă o accelerare suplimentară pe curbă şi este proiectată la o distanţă

mare în aval. La soluţiile moderne traseul în plan al trambulinei are forme foarte variate

urmărind reglarea lungimii de bătaie a lamei şi localizarea zonei de impact. Există

variante cu îngustarea lăţimii curentului, pentru mărirea lungimii de bătaie, cu evazarea

trambulinei, pentru a asigura împrăştierea lamei, cu trambuline înclinate, pentru a

imprima o mişcare de torsiune sau a orienta curentul, evitând impactul în anumite zone.

La dimensionare se determină zona de bătaie a lamei şi eventual adâncime

apâlniei de eroziune. Bătaia lamei se poate determina printr-un calcul simplu, pornind de

la ecuaţiile de aruncare înclinată, în câmpul gravitaţional, al unei particule de apă.

Vladimirescu I. (1971) a propus o metodă de calcul mai exactă, introducând în ecuaţiile

105

de echilibru ale particulei o forţă de rezistenţă globală, în care dominantă apare

rezistenţa aerului. În conformitate cu notaţiile dinfigură forţele care acţionează asupra

unei particule deversate sunt:

- greutatea proprie G = mg;

- forţa tangenţială dtdvmT = ;

- forţa centrifugă ρ

2mvC = ;

- forţa de rezistenţă globală n

GvvGWu

12

=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

În aceste ecuaţii, ρ reprezintă raza de curbură în punctul considerat, iar vu viteza

particulei în momentul W = G. Scriind ecuaţia de echilibru dinamic

se obţine ecuaţia diferenţială: 0____

=+++ CGTW

θθ

θ cos11

ntg

vddv

+= (1)

ale cărei condiţii la limită sunt:

θ = θ0, v = v0;

2πθ =− , v = vu. (2)

Prin integrare se obţine soluţia exprimată în mărimi adimensionale:

⎩⎨⎧

−=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛nv

v 1cos

1cos0

22

2

0 θθ

⎪⎪⎭

⎪⎪⎬

⎫

⎥⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢⎢

⎣

⎡

⎟⎠

⎞⎜⎝

⎛ +

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +

+−

245

245

lncossin

cossin

002

02 θ

θ

θθ

θθ

tg

tg (3)

Coordonatele trambulinei pot fi exprimate parametric prin:

dtvdx θcos=

dtvdy θsin= (4)

106

θθ

cosgddt −=

care sub formă integrată conduc la:

1

202

0

1 Ig

vdv

gx −=−= ∫

θ

θ

θ

2

202

0

1 Ig

vdtgv

gy −=−= ∫

θ

θ

θθ (5)

Cu relaţiile (3) şi (5) parametrii mişcării sunt bine definiţi. Pentru uşurinţa

calculului se poate utiliza nomograma din (Fig. 8.8) care indică variaţia coordonatelor

traiectoriei.

Fig. 8.9 Variaţia coeficientului de viteză în secţiunea contractată

Valoarea rezistenţei globale exprimată prin n se determină prin corelarea datelor

furnizate de măsurători şi experienţe cu rezultatele obţinute prin calcul. Legătura dintre

n şi viteza de aruncare v0 este prezentată în (Fig. 8.8 b).

În cazul trambulinelor este importantă evaluarea energiei disipate pe traseul de

descărcare, care afectează lungimea de bătaie. Este important ca energia disipată să fie

minimă şi ca urmare suprafeţele de curgere să fie realizate cât mai netede.

Disiparea energiei cu ajutorul unui astfel de dispozitiv ridică încă două probleme

specifice: disiparea energiei pe traseul de evacuare şi aerarea lamei deversante.

107

Evaluarea energiei disipate pe paramentul deversant se poate face indirect cu

ajutorul diagramei din figura 8.9. În funcţie de grosimea lamei deversante şi de căderea

totală H0 se indică mărimea coeficientului de viteză ϕ, cu care se poate calcula viteza în

secţiunea contractată.

Înălţimea lamei aerate (ha) se poate obţine cu ajutorul diagramei din figura 8.10

admiţând cunoscute viteza şi debitul specific.

Fig. 8.10 Înălţimea lamei aerate în funcţie de viteză

În final, aflăm că prognoza afuierilor sau dizlocărilor din albie în zona de impact,

care ar fi foarte utilă, deoarece, după cum s-a constatat la multe lucrări, odată amorsate

asemenea dizlocări se pot extinde foarte mult, nu are soluţii până în prezent. Pentru

lucrări importante sunt indicate studii de laborator.

În concluzie, reîntorcâdu-ne la ravenele de discontinuitate, putem spune că

deocamdată se pot face predicţii asupra traiectoriei urmate de lama de apă, care la

anumite debite se poate desprinde de sol şi provoca dizlocări în zona de impact, nu însă

şi asupra eroziunii prin jet.

108

IX. STUDIUL EXPERIMENTAL AL PROPRIETĂŢILOR FIZICE ALE ROCILOR

MOI CE AU INFLUENŢĂ ASUPRA MORFOLOGIEI ŞI DINAMICII RAVENELOR

Rezistenţa masivelor de rocă în faţa agenţilor denudaţionali are două laturi:

rezistenţa activă sau proprietăţile rocii care se opun efectelor agenţilor şi rezistenţa

pasivă sau proprietăţile rocii care reduc efectele agenţilor. Toţi ceilalţi factori cum ar fi

proprietăţile chimice fiind consideraţi egali, rezistenţa activă poate fi reprezentată printr-

o combinaţie a: (1) tăria sau rezistenţa mecanică şi (2) discontinuităţile masivului de rocă,

în timp ce rezistenţa pasivă este reprezentată de (3) permeabilitatea. Aceste trei

proprietăţi ale fiecărei formaţiuni variază mult în funcţie de (4) gradul de alterare.

Studierea proprietăţilor diferitelor componente ale scoarţei terestre se face în

funcţie de domeniul de activitate al cercetătorului respectiv, de scopul şi intenţiile

acestuia.

Proprietăţile de rezistenţă ale substratului se pot canaliza sau grupa (pentru a nu

utiliza termenul de clasificare sau separare) după două direcţii în funcţie de procesele

şi/sau agenţii care tind să îi modifice forma sau structura, respectiv procese erozionale şi

procese gravitaţionale:

Erodabilitatea şi rezistenţa la încercări mecanice care provoacă corpului sau

masivului eforturi şi deformaţii (compresiune, întindere, forfecare, şocuri, vibraţii, etc.).

Prima categorie include proprietăţile studiate mai mult în cazul eroziunii de suprafaţă

pentru a fi utilizate în estimarea eroziunii cu ajutorul Ecuaţiei Universale a Eroziunii

Solului (USLE) - Wischmeier - Smith (1978) prin factorul “K”. Cea de a doua categorie

cuprinde proprietăţi mai mult studiate în domeniul alunecărilor de teren şi mai puţin în

cel al ravenelor.

Modelul Wischmeier - Smith este utilizat şi în prezent, în multe ţări, pentru esti-

marea eroziunii de suprafaţă, dar mai mulţi cercetători (R. Shreve, M. Kirkby, C. Thorne)

au ajuns la concluzia că utilizarea acestei ecuaţii în cazul eroziunii de adâncime conduce

la subestimarea cu circa 50 % a volumului de rocă erodat, cel puţin datorită

imperfecţiunilor în determinarea factorului “K” pentru rocile subjacente orizonturilor de

sol.

O situaţie oarecum similară am observat şi noi, în încercarea de a testa un model

ce leagă rezistenţa la penetrare statică a rocilor de umiditatea, de greutatea volumetrică şi

de compoziţia granulometrică. Astfel, modelul care funcţionează foarte bine în cazul

109

orizonturilor superficiale de sol exploatate agricol, este inaplicabil în cazul ravenelor

adânci chiar şi la roci necoezive (neconsolidate).

DATE DIN GEOLOGIE

Practic, geologia prin subramurile ei, acoperă cea mai mare parte a aspectelor des-

criptive istorice şi funcţionale ale substratului litologic; unii autori abordează chiar şi

aspecte ce privesc impactul social al unor fenomene geologice.

Proprietăţile substratului solid, ale scoarţei terestre, sunt dominate de apartenenţa

la regnul mineral a celor mai multe componente ale acestuia.

Geologia inginerească, apărută din necesitatea de a utiliza rezultatele cercetărilor

geologice în domeniul construcţiilor edilitare şi hidrotehnice, oferă unele mijloace de

cercetare a morfodinamicii, mecanicii unor forme de relief, inclusiv a ravenelor.

Pe structurile litologice dominate de un anumit tip de rocă, mai uşor sau mai greu

erodabilă, C. Traci et al. (1991) observă următoarele particularităţi ale ravenelor:

Pe roci moi, slab consolidate, se formează ravene cu adâncimi mari şi deschideri

mici, în general cu adâncimea egală sau mai mare decât deschiderea. În cazul rocilor tari

(dure) se formează ogaşe şi ravene cu adâncime mică şi deschidere mare. Deschiderea

este în general mult mai mare decât adâncimea, iar fundul ogaşelor şi ravenelor şi parte

din taluze sunt stâncoase sau formate din roci mai greu erodabile.

În rocile uşor erodabile, cum sunt nisipurile, loessul şi pietrişurile, eroziunea de

adâncime progresează cel mai rapid. În asemenea formaţiuni se formează ravene cu

adâncimea de 20 - 40 m, uneori asimetrice, cu unul din maluri de până la 50 m şi chiar

mai mult. Pe versanţi concavi, în partea superioară a acestora, unde panta se accentuează,

capătul ravenelor se adânceşte şi se lărgeşte mult, luând forma unor căldări semicirculare

sau semieliptice, cu pereţi înalţi de 30 - 40 m. Aceste terenuri se mai numesc şi terenuri

cu eroziune în căldare.

În roci mijlociu erodabile, cum sunt marnele, argilele, complexele de marne şi

gresii, calcarele şi gresiile moi, eroziunea în adâncime progresează de asemenea destul

de repede. În marne şi argile se formează frecvent ravene cu adâncimea de 15 - 30 m şi

cu deschiderea egală sau ceva mai mare decât adâncimea. În complexe de marne şi gresii,

ravenele se dezvoltă şi iau forme apropiate de cele formate în argile şi marne.

Dimensiunile atinse de ravene sunt însă ceva mai reduse. În gresiile moi eroziunea se

dezvoltă ceva mai încet, dar nu mult deosebit de complexele de marne cu gresii. În

110

calcare, eroziunea în adâncime prezintă forme specifice foarte variate, denumite forme

carstice. Calcarele fiind roci relativ dure, se apropie în această privinţă de rocile

rezistente la eroziune. Solubilitatea lor însă, deşi mică, favorizează înaintarea mai rapidă

a proceselor de eroziune în adâncime respectiv carstificarea. Datorită fisurării şi

pătrunderii apei în adâncime se produc frecvente subminări şi dislocări de blocuri mari,

ceea ce face ca în aceste roci relativ dure, ravenele să progreseze în timp rapid. Ravenele

ating frecvent adâncimi de 115 - 25 m, mai ales când acestea se formează prin adâncirea

văilor existente, datorită proceselor de torenţializare acestora. În zonele cu pante mari

ravenele au profil în formă de “U”, cu pereţi verticali sau aproape verticali, cu aspect de

mici chei. Blocuri mari de stâncă, (uneori de 5 - 10 m3) se desprind din maluri şi cad la

poalele taluzurilor. Pe profilul longitudinal se formează deseori cascade de 3 - 4 m, la

baza cărora se întâlnesc îngrămădiri de blocuri de piatră. Pereţii ravenelor sunt aproape

exclusiv stâncoşi.

În roci greu erodabile, cum sunt rocile eruptive (granite, andezite, dacite, etc.),

şisturile cristaline sau gresiile dure, eroziunea în adâncime progresează mult mai încet.

Se formează mai mult ogaşe; ravenele sunt ceva mai rare. Totuşi în bazine hidrografice

mai mari (peste 50 ha), îndeosebi în cazul când substratul litologic este format din şisturi

cristaline cu duritate mai mică (clorite, şisturi micacee, şisturi sericitoase sau sericito-

cloritoase), se formează ravene cu adâncimi destul de mari (15 - 20 m).

Aproape întotdeauna ravenele au fundul şi parte din taluze stâncoase. Adâncimea

lor este în general mult mai mică decât deschiderea (1,5 - 2 ori mai mică).

O formă aparte a eroziunii în adâncime o constituie eroziunea de mal (J. Poesen

identifică în Belgia aşa-numitul tip de “ravene de mal”). Această formă, de eroziune se

întâlneşte în lungul pâraielor torenţiale şi chiar a râurilor, cum este Siretul sau Putna.

Prin adâncirea albiei spre partea mai înaltă a terenului, se formează pereţi abrupţi sau

maluri, uneori cu înălţimi considerabile (20 - 40 m şi mai mult). La viiturile mari, cursul

de apă atacă şi subminează porţiunile de teren ridicate (dinspre platou spre exemplu) mai

ales la schimbările de direcţie ale cursului de apă. Uneori aceste maluri sunt la rândul lor

ferestruite de ogaşe şi ravene. Acestor forme de eroziune de mal li se adaugă cele

descrise de I. Ioniţă (1997) pe malurile ravenelor adânci, studiate, care dau malurilor

aspecte de contraforţi, alveole, etc.

111

DATE DIN MINERALOGIE

Din perspectiva mineralogiei se constată că, unele proprietăţi ale rocilor sedi-

mentare variază pe fondul unei aparente monotonii, indiferent de localizarea geografică.

De exemplu, greutatea specifică a mineralelor variază în limite restrânse în jurul unei

medii de 2,7 coborând la 2,5 pentru unii feldspaţi, pentru a atinge în mod excepţional 3,5

pentru olivină şi 5,2 pentru unele minerale feroase. De asemenea, densitatea aparentă a

pământurilor (inclusiv solurile) variază, în mod obişnuit, în intervalul 1,25 - 1,9 g/cm3.

Această constanţă se explică prin faptul că SiO2 şi Al2O3 constituie ei singuri

74,2% din oxizi iar O şi Si 75% din elementele simple; elementele dominante Si şi Al,

vecine în clasificarea lui Mendeleev şi având greutăţi atomice apropiate (28,06 şi 26,97)

nu este de mirare că greutatea specifică a particulelor solide variază puţin.

Tehnica analizei difractometrice cu raze X permite efectuarea analizelor minera-

logice ale particulelor din domeniul coloidal.

Pentru studiul mecanicii pământurilor sunt interesante cele trei familii mari de

minerale argiloase: caolinitele illitele şi montmorillonitele.

Caolinitul este alcătuit din foiţe neutre sau care în tot cazul sunt neutre într-o mare

măsură. Practic nu este posibilă o înlocuire izomorfă. Suprafaţa specifică este limitată la

20 sau 30 m2/g; structura elementară are o grosime de 7 &A ; raportul SiO2/Al2O3 este

mic. Această argilă este cea mai puţin periculoasă pentru lucrările inginereşti.

La cealaltă extremitate a scării se află un mare număr de pământuri degresante sau

decolorante, care sunt constituite în special din montmorillonit, rocile cele mai tipice din

această categorie fiind bentonitele. Raportul SiO2/Al2O3 este mare. În foiţe există

posibilităţi considerabile de înlocuiri izomorfe, atât în elementul cristalin tetraedric cât şi

în cel octaedric. Datorită legăturilor slabe care există între foiţe, apa şi ionii de

compensare pătrund uşor între foiţe şi provoacă umflări caracteristice. Suprafaţa

specifică este mult mai mare; cu anumiţi cationi (Ca) ea poate depăşi 100 m2/g; foiţa

elementară are o grosime de 14 Å. Aceste argile impun cea mai mare prudenţă.

Între aceste două familii se găsesc rocile micacee, alcătuite dintr-un constituent

foarte răspândit: illitul, denumit de asemenea şi attapulgit, care din multe puncte de

vedere are proprietăţi intermediare.

Unele analize mineralogice cantitative efectuate asupra probelor prelevate din

diferite orizonturi litologice implicate în morfodinamica ravenelor sau a alunecărilor de

112

teren prezintă rezultate uimitor de asemănătoare în termenii grupelor principale de

minerale argiloase (caolinit, illit, montmorillonit). În consecinţă, cercetările privind

proprietăţile fizice ale rocilor supuse eforturilor şi deformaţiilor şi erodabilitatea lor se

efectuează pe amestecuri preparate în laborator sau separate din stare naturală, în diferite

proporţii, ale mineralelor argiloase aparţinând grupelor principale (smectite, candite,

etc.).

Orientarea şi legătura microagregatelor într-o argilă. Unele dintre proprietăţile

cele mai importante ale pământurilor, ce au în componenţa lor o fracţiune oarecare de

argilă, depind de orientarea şi legăturile foiţelor sau microagregatelor formate de

mineralele argiloase.

La modul general, se pot admite două tipuri de orientări: un tip faţă-muchie (fig.

9.1a) şi un tip faţă-faţă (fig. 9.1b).

a b Fig. 9.1 a - structură de tip flocular: contacte feţe-muchii; b - structură de tip

dispers: contacte feţe-feţe (Cacquot şi Kerisel, 1968)

Argilele sedimentare prezintă în general structura faţă-muchie (denumită adesea

floculară), cu o structură mai afânată pentru argilele depuse în apă sărată, cationul Na+

fiind înconjurat de un strat gros de apă.

Orientarea şi legăturile foiţelor sau microagregatelor formate de mineralele

argiloase are o influenţă decisivă asupra parametrilor rezistenţei la forfecare şi în special

asupra coeziunii.

Cacquot şi Kerisel (1968) subliniază următoarele aspecte privitoare la structura

microcristalină a argilelor:

1. Argilele prezintă coeziune; aceasta creşte atunci când scad golurile; ea este într-

o anumită măsură funcţie de orientarea microagregatelor (la montmorillonit, şi de

cationii adsorbiţi);

2. Compresibilitatea montmorillonitelor este mai mare decât cea a caolinitelor

tocmai datorită prezenţei apei între structurile de 10 &A ;

3. Argilele sunt corpuri ereditare, în sensul că păstrează amprenta celor mai

113

puternice compresiuni suferite, dar această memorie este alterată de prezenţa vaporilor

de apă; în cazul compresiunii monoaxiale alcătuirea şi rezistenţa mecanică sunt

anizotropice.

4. Sub eforturi nesferice argilele au proprietăţi care evoluează un timp îndelungat.

DATE DIN OPTICĂ

Cu ajutorul unui microscop sau al unei lupe binoculare se analizează unele detalii

morfologice şi morfometrice ale particulelor de nisip cum ar fi: gradul de rotunjime

(sfericitate) al granulelor şi suprafaţa specifică (suprafaţa particulelor pe unitatea lor de

masă.

Microscopul polarizant este utilizat în mod obişnuit pentru analiza mineralogică a

particulelor din categoriile granulometrice praf - argilă.

Folosirea ultramicroscopului electronic sau a microscopului electronic cu baleiaj

permite să se examineze mai în detaliu particule care compun argilele cele mai fine.

Particulele ce pot fi analizate sunt de ordinul a 0,1 până la 1µ. Detaliile observate pe

suprafaţa granulelor sau foiţelor minerale se cataloghează şi dau indicaţii asupra originii

granulelor, proceselor diagenetice suferite şi naturii transportului (urmele şocurilor şi

frecărilor din timpul transportului sunt specifice).

Utilizarea acestor tehnici în cazul ravenelor permite separarea surselor de material

aluvionar, urmărirea traseelor parcurse în timpul eroziunii, transportului şi sedimentării.

DATE DIN STATISTICA DIMENSIONALĂ - ANALIZA GRANULOMETRICĂ

Dintre trăsăturile petrografice fundamentale, textura unei roci derivă din acele

calităţi ale constituenţilor săi care definesc dimensiunile absolute şi relative ale par-

ticulelor, forma acestora şi caracterul suprafeţei lor. Analiza texturii unui depozit

sedimentar constituie un examen complex, prin care se stabilesc categorii granulometrice,

morfometrice şi morfoscopice.

Studiul granulometric permite stabilirea de categorii dimensionale pentru toate

tipurile de roci - mobile sau consolidate, detritice sau cristalizate.

Studiul morfometric permite stabilirea de categorii privind forma particulelor şi

parametrii formei.

Prin analiza morfoscopică se urmăreşte caracterul suprafeţei granulelor şi se poate

preciza mediul în care acestea au evoluat.

114

Trăsăturile granulometrice şi morfometrice ale unui depozit sedimentar

controlează îndeaproape şi modul în care particulele sale constituente vin în contact şi

determină repartiţia golurilor într-un sediment sau o rocă.

Particulele sedimentare au dimensiuni foarte variate, acoperind în mod frecvent

domeniul dintre un micron şi un metru.

Studiul şi utilizarea practică a depozitelor detritice nu se pot realiza fără ca aceste

particule să fie clasificate în funcţie de dimensiunea lor. Prin împărţirea acestui domeniu

continuu de dimensiuni în clase rezultă scara granulometrică.

Diviziunile scărilor granulometrice sunt în mare măsură arbitrare. Spre exemplu,

la stabilirea limitei dintre nisip şi praf (silt) s-a avut în vedere iniţial dimensiunea par-

ticulelor de la care acestea nu mai pot fi percepute prin pipăire, sau, limita praf-argilă s-a

stabilit aproximativ la dimensiunea de la care particulele nu mai pot fi separate cu ochiul

liber.

Viabilitatea unei astfel de scări depinde în primul rând de acceptarea şi utilizarea

sa de către un număr cât mai mare de specialişti. Dacă unele limite ale claselor

granulometrice corespund anumitor proprietăţi fizice ale sedimentelor, aceasta reprezintă

un avantaj suplimentar al scării respective.

Prin varietatea lor cele câteva zeci de scări granulometrice existente (fig.9.2 şi

9.3), reproduse din sinteza lui Anastasiu (1983, cf. Hurjui, 2000), pot produce confuzii în

ceea ce priveşte semnificaţia dimensională a termenilor granulometrici.

Tabelul 9.1 Denumirile principalelor categorii dimensionale de sedimente clastice

(N. Anastasiu şi D. Jipa, 1983)

Termeni granulometrici Termeni litologici

Roci consolidate Roci mobile Termeni care se aplică atât rocilor mobile cât şi celor consolidate

CONGLOMERAT PIETRIŞ PSEFIT RUDIT GRESIE NISIP PSAMIT ARENIT SILTIT SILT ALEURIT SILT

ARGILĂ ARGILĂ PELIT LUTIT

Denumirile utilizate în geologie pentru principalele categorii dimensionale de

sedimente clastice sunt sintetizate în tabelul 9.1.Domeniul de variaţie a mărimii par-

ticulelor sedimentare (de la blocuri la coloizi) este foarte mare. Diferenţele de ordinul

micronilor sunt importante în cazul depozitelor argiloase şi chiar siltice. Pentru par-

115

ticulele mari, centimetrice şi decimetrice, variaţiile dimensionale de ordinul micronilor

sunt lipsite de importanţă. În plus, ţinând seama de forma neregulată a acestor particule,

diferenţele de câţiva microni sunt practic imposibil şi inutil de măsurat.

Menţionăm, în cele ce urmează, unele aspecte privitoare la implicaţiile orientării

şi legăturilor foiţelor sau microagregatelor formate de mineralele argiloase asupra

analizelor granulometrice. Se cunoaşte faptul că, datorită complexităţii fenomenelor de

la nivelul structurii microcristaline, nu s-a putut standardiza niciuna din metodele de

analiză granulometrică. De asemenea, metoda sedimentării şi extragerii fracţiunilor cu

ajutorul pipetei Kubjena oferă rezultatele cele mai constante.

Metodele de analiză granulometrică, inclusiv cele prin sitare prevăd distrugerea şi

eliminarea materiilor organice şi a carbonaţilor, pe de o parte, iar pe de altă parte,

dispersia particulelor aflate în suspensie, satisfacerea în mare parte a sarcinilor electrice

ale feţelor foiţelor argiloase prin tratarea cu carbonat de litiu, hidroxid de sodiu,

hexametafosfat de sodiu, etc. Dacă eliminarea carbonaţilor se poate face complet, gradul

de dispersie al particulelor este greu de controlat. Ca urmare, rezultatele analizelor

granulometrice pot prezenta erori de până la 40 % datorită desfacerii incomplete a

particulelor aparţinând la diferite clase granulometrice. Pe de altă parte, prin desfacerea

completă a legăturilor dintre particule şi distrugerea microagregatelor înseamnă că

analizele granulometrice oferă o imagine a distribuţiei cristalelor elementare (mai mult

sau mai puţin măcinate natural sau în timpul analizei) şi aceasta excluzând argila

coloidală.

Faptul a fost observat şi de Canarache (1990a) iar Anastasiu et al. (1983) arată că

unele erori mari ale analizelor granulometrice, în general, nu pot fi eliminate decât prin

faptul că suntem conştienţi de existenţa şi de modul de apariţie al lor. În concluzie,

atunci când se utilizează rezultatele analizelor granulometrice ca indicator al

erodabilităţii anumitor formaţiuni geologice trebuie să fim conştienţi de măsura în care

acestea reprezintă textura naturală a rocilor.

DATE DIN GEOLOGIA STRUCTURALĂ Unele dintre proprietăţile cele mai importante ale rocilor şi pământurilor privite ca

masiv, sunt cele legate de structura şi textura masivului. Structura şi textura masivelor

rezultă în principal din două direcţii: una provenită din litogeneza (petrografia) rocilor -

stratificaţia (textura corpului intrusiv sau efuziv în cazul rocilor magmatice sau meta -

116

Fig. 9.2 Scări granulometrice utilizate în geologie, pedologie şi tehnică. Limitele claselor în

milimetri. Surse de informare: 1- Krumbein şi Pettijohn (1938); 2 - Pettijohn (1957); 3 - Correns,

Barth şi Eskola (1940); 4 - Rădulescu (1965); 5 - Folk (1968); 6 - Blatt, Middleton şi Murray

(1970). (din N. Anastasiu şi D. Jipa, 1983)

Fig. 9.3 Variabilitatea limitelor dimensionale ale principalelor fracţiuni granulometrice,

după diverşi autori (din N. Anastasiu şi D. Jipa, 1983)

117

-amorfice), şi a doua ca una dintre consecinţele proceselor diagenetice - fisuraţia.

De multe ori, fisurarea rocilor a fost abordată mai mult din punct de vedere

descriptiv şi mai puţin din cel al cauzelor: s-au examinat deci mai mult simptomele decât

însuşi mecanismul de producere. În figura 9.4 ilustrăm tipurile principale de roci în

funcţie de gradul de dezvoltare a fisurilor. Clasificarea cuprinde o serie de microfracturi

care începe cu microfisurile izolate (mai mici de 0,1 mm) şi se încheie cu fisurile ce

transformă practic roca în sistem de particule. De fapt cazurile a, b şi c nu sunt în mod

esenţial distincte, deoarece fisurile sunt mai mult sau mai puţin deschise şi au o orientare

mai mult sau mai puţin sistematică.

Fig. 9.4 Clasificarea rocilor, propusă de Muller (din A. Caquot şi J. Kerisel, 1968): a -

monolite; b - blocuri legate; c - blocuri joantive; d - sistem de particule

Fisurarea depinde în special de starea de eforturi. Permeabilitatea la aer dă

posibili-tatea ca să se facă o evaluare cantitativă a gradului de fisurare; de pildă, dacă se

măsoară permeabilitatea la aer a unei roci supusă unei încercări de compresiune simplă,

se constată că aceasta variază cu efortul aplicat, în sensul că la început scade (reîndesare

a scheletului), apoi creşte (redeschiderea fisurilor şi apariţia unor fisuri noi) de îndată ce

se depăşeşte un prag care adesea nu reprezintă decât a patra sau a cincea parte din limita

de rupere.

118

PROPRIETĂŢI ALE PĂMÂNTURILOR LEGATE DE PREZENŢA APEI ÎN STRUCTURA LOR

O serie importantă de proprietăţi fizice ale pământurilor este legată de prezenţa

apei sub diferite forme în structura cristalină şi în cea a agregatelor. Există trei tehnici

principale de studiere a acestor proprietăţi: analiza termică diferenţială, analiza ter-

moponderală şi cu ajutorul limitelor Atterberg.

Prima metodă, analiza termică diferenţială permite determinarea apei cuprinse în

reţeaua cristalină a mineralelor, respectiv apa de constituţie.

Analiza termoponderală permite determinarea unei serii de proprietăţi fizice ale

pământurilor dintre cele mai importante şi anume: umiditatea, indicele golurilor şi po-

rozitatea.

Un pământ cu particule fine, saturat, se poate prezenta în diverse stări în funcţie

de abundenţa fazei lichide. În anul 1905, suedezul Atterberg a definit limitele care separă

modurile de comportare ale pământurilor în prezenţa apei.

În sensul micşorării umidităţii, se întâlnesc următoarele patru stări:

a) Starea fluidă. Pământul nu are decât o coeziune slabă pentru că practic

pământul nu rezistă unui efort de forfecare. El are aspectul unui fluid, tinde să curgă şi să

se niveleze după o suprafaţă orizontală.

b) Starea plastică. Pământul are o coeziune mai importantă, nu tinde să se nive-

leze, dar supus unor sarcini mici se deformează mult fără ca să se rupă.

c) Starea solidă cu contracţie. Deformabilitatea corpului este mult mai redusă.

Supus uscării el pierde o parte din apa sa interstiţială contractându-se apreciabil. Este

vorba aici de pierderea apei adsorbite care se găseşte între foiţe.

d) Starea solidă fără contracţie. Volumul corpului nu mai scade atunci când

conţinutul de apă scade: are loc eliminarea hidroxililor de constituţie.

Limitele stabilite de Atterberg separă stările de curgere, plasticitate şi contracţie,

reprezintă nişte umidităţi ale pământului în zonele de trecere de la o stare la alta şi se

notează cu wL, wP şi wS.

Cu alte cuvinte, peste wL este vorba de starea fluidă; între wL şi wP de starea plas-

tică; de la wP la wS de starea solidă cu contracţie iar sub wS de starea solidă fără con-

tracţie. Se obişnuieşte ca umidităţile caracteristice wL, wP şi wS să nu se exprime ca

rapoarte ci ca procente. Astfel dacă w la trecerea din starea fluidă în starea plastică este

egală cu 0,51, se va scrie wL=51.

119

Determinarea experimentală a limitelor Atterberg se face după cum urmează:

a) Limita de curgere se determină cu ajutorul cupei Casagrande, asupra unei paste

preparată din proba de analizat, în laborator; în pasta tipărită (întinsă) în cupă se practică

o incizie cu ajutorul unei spatule în formă de “V”. Se imprimă apoi cupei şocuri egale

(se lasă să cadă de la o înălţime de 3cm). La limita de curgere, incizia în formă de V

trebuie să se închidă pe lungimea de 1cm după 25 de lovituri.

b) Limita de plasticitate corespunde umidităţii minime pentru care pământul mai

poate fi rulat sub forma unor mici cilindri, având 3 mm diametru, fără să se rupă.

c) Limita de contracţie reprezintă exact umiditatea necesară ca să se umple porii

pământului atunci când volumul este minim. Această limită se determină mai rar.

Pe baza limitelor superioară şi inferioară de plasticitate, după cum mai sunt

denumite wL şi wP, se defineşte indicele de plasticitate IP:

IP= wL - wP

Pe măsură ce proporţia de nisip creşte, determinarea limitelor de plasticitate

devine din ce în ce mai dificilă. Se presupune că la limită wP tinde către wL. Deoarece

indicii IP ai amestecurilor în care predomină nisipurile (tocmai cei mai interesanţi în

practică) sunt cei la care eroarea este maximă, se acordă interes încercării denumită

“echivalent de nisip”.

Dacă pentru un anumit număr de pământuri naturale se reprezintă în abscisă limita

de curgere şi în ordonată limitele de plasticitate, se obţin puncte destul de apropiate de o

dreaptă. Avem: IP = αwL - β, α şi β fiind constante care depind de compoziţia

mineralogică: α variază de la 0,7 la 0,8 iar β de la 13 la 20. Această dreaptă se numeşte

dreapta lui Casagrande.

Rezultă deci că wL, wP şi IP variază în acelaşi sens şi că, fără excepţie, cunoaşterea

uneia din aceste valori este suficientă pentru a stabili punctul de pe dreaptă corespun-

zător pământului argilos respectiv. Toate acestea se explică destul de bine. Cu cât argila

are mai multe elemente fine, cu atât suprafaţa sa specifică este mai mare şi în consecinţă

cu atât mai multă apă este necesară pentru a o trece de la o stare la alta. Dreapta lui

Casagrande nu este unică pentru unul şi acelaşi pământ.

Cu tot caracterul puţin simplist al aparaturii folosite, datorită preciziei destul de

mari a rezultatelor experimentale, limitele lui Atterberg prezintă interes. Chiar dacă nu

au un caracter ştiinţific, ele sunt încercări de identificare şi clasificare a pământurilor

foarte utile în calculele de stabilitate a versanţilor şi malurilor, fiind legate strâns de

120

procentajul de elemente fine. Este recunoscut rolul deosebit de important al particulelor

fine de praf şi argilă coloidală în procesele erozionale şi în stabilitatea (instabilitatea)

malurilor şi versanţilor. Loessurile, roci predominant prăfoase, sunt unele din rocile cel

mai uşor erodabile de pe suprafaţa terestră, iar conţinutul de argilă este indisolubil legat

de alunecările de teren. De aici interesul de a compara IP cu procentajul de elemente fine

în vederea caracterizării într-un anumit fel a activităţii acestora: mai precis se numeşte

activitate coloidală a argilei raportul:

Ad

=2µ

I P

în care d2µ reprezintă fracţiunea mai mică decât 2µ.

Pentru argile normale, coeficientul de activitate este de la 0,75 la 1,25; pentru ar-

gile active el este superior lui 1,25 şi atinge 2 pentru argilele montmorillonitice

(bentonită); pentru argile inactive (caolinite) el este inferior valorii de 0,75.

Se are în vedere că limitele Atterberg se referă la argile (pământuri capabile de o

anumită plasticitate) în stare tulburată. Tulburarea, întocmai ca şi repetarea eforturilor,

schimbă structura argilelor până într-atât încât o aceeaşi argilă, având o anumită

umiditate wL, care după Atterberg este în stare de curgere, atunci când este netulburată

prezintă o consistenţă care nu aduce cu nimic cu starea de lichiditate. Se defineşte

indicele de lichiditate IL ca fiind:

w w w wP P−w w IL P P−

=−

O argilă plastică netulburată poate avea un indice de lichiditate mai mare ca 1,

deoarece ea poate avea o umiditate superioară limitei de curgere.

Indicele de lichiditate IL este foarte important de luat în considerare în încercările

de identificare a pământurilor, pentru că, cu cât acesta este mai mare, cu atât pământul

respectiv este mai apropiat de starea de curgere, deci într-o stare mai periculoasă.

Pe baza limitelor Atterberg, R. Chorley et al. (1984) prezintă o clasificare a

deplasărilor în masă.

DATE DIN CHIMIE

Variatele reacţii chimice ce au loc în rocile sedimentare prezintă importanţă pen-

tru studiul ravenelor în procesele de preparare a materialelor (meteorizaţie), precum şi în

121

procesele ulterioare de eroziune, transport, sedimentare şi mai ales stabilizare.

Pentru o categorie importantă de ravene mai mulţi autori au ajuns la concluzia că

sufoziunea (“piping”, tunelare) constituie procesul dominant în regresarea vârfurilor.

Apa poate activa sodiul prezent în sol şi poate cauza dispersia argilei prin modifi-

carea distribuţiei sarcinilor electrice pe suprafeţele şi muchiile foiţelor argiloase. Rata de

dispersie depinde de relaţia dintre conţinutul ionic al solului şi apa de percolare. În

solurile cu conţinut mare de argilă, dispersia este însoţită de schimb cationic pe suprafaţa

miceliilor de argilă. Aceasta implică o reînlocuire a cationilor legaţi bivalent cum ar fi

Ca2+ şi Mg2+ prin ioni monovalenţi de Na+, K+ sau bicarbonat, în apa de percolare,

crescând astfel, forţele repulsive ale miceliilor. Ionul cel mai eficient în cauzarea

dispersiei este Na. Stadiul critic la care se produce instabilitatea în argile este o funcţie a

procentului de Na solubil şi a tipurilor de minerale argiloase. Un conţinut redus de săruri

în apa de percolare (seepage) creşte susceptibilitatea dispersiei prin creşterea

potenţialului de schimb cationic (Sherard et al., 1972).

Relaţia între conţinutul de Na+, Mg2+ şi Ca2+ din sol este exprimată în mod

obişnuit ca raport de absorbţie a sodiului (RAS):

RASNa

Mg C=

+

+

+ +( )2 2

2

O măsură a sodiului disponibil în sol este dată de procentul de Na schimbabil

(PSS):

PSS Nacapacitatea de schimb cationic

=⋅ ⋅ ⋅

+

Toate valorile sunt date în meq/100g sol.

Cu cât sunt mai mari valorile RAS şi PSS, cu atât este disponibil mai mult sodiu

pentru a cauza dispersia şi, în consecinţă, o mai mare erodabilitate a solului. Pe această

bază se presupune că erodabilitatea solului şi potenţialul pentru sufoziune sunt mai re-

duse pentru valori mai mici ale RAS şi PSS. În realitate fenomenele sunt mult mai com-

plexe. De exemplu, s-a constatat că PSS<15 poate cauza dispersia argilei dacă

concentraţia de Mg2+ este mai mare decât cea a Ca2+ (McIntyre, 1979).

B. H. Heede şi L. F. DeBano (1984) au analizat modificările de natură geomorfică,

edafică şi cele suferite de vegetaţie, ca urmare a modificării chimismului materialelor

122

implicate în morfodinamica unor ravene din vestul statului Colorado, în timpul evoluţiei

acestor formaţiuni spre stabilizare “reabilitare”). Probele colectate pe profile transversale

au fost analizate pentru: pH, calciu solubil, magneziu şi sodiu în extract saturat; calciu

total magneziu şi sodiu; sodiu solubil în apă; capacitatea de schimb cationic; textura

solului. S-au calculat de asemenea procentul de Na schimbabil (PSS) şi indicele SAR

(RAS = rata de absorbţie a sodiului). Analizele efectuate au arătat că stabilizarea

ravenelor a avut loc în trei stadii:

1) Malurile neacoperite cu vegetaţie, cu soluri sodice au cedat (“s-au dezintegrat”);

2) Materialul erodat din aceste maluri a fost alterat şi spălat;

3) Când suficient Na a fost spălat din materialele erodate, ravenele s-au stabilizat

şi taluzele au fost acoperite cu vegetaţie, după ce vechiul material coluvial sau aluviunile

s-au depus la baza malurilor cu mare conţinut de sodiu.

Aceste schimbări au condus la o stabilizare generală a ravenelor, la reducerea

cantităţilor de material aflat în suspensie şi la reducerea vârfurilor de viitură

(impetuozităţii scurgerilor).

DATE DIN GEOMORFOLOGIE

Ichim et al. (1990), Rădoane şi Rădoane (1992), în urma inventarierii şi analizei

statistice a repartiţiei unui număr de peste 9000 ravene de pe cuprinsul Platformei

Moldoveneşti, constată că:

1. În raport cu structura geologică şi expoziţia versanţilor, cele mai multe ravene

şi cea mai mare densitate a lor se înregistrează pe versanţii văilor consecvente, respectiv

versanţii cu expoziţie NE şi SV. Pe aceste direcţii se află dispuse 50 % din numărul total

de ravene inventariate , după care urmează , cu o frecvenţă de 15 %, versanţii cu

expoziţie NV, respectiv frunţile de cuestă. O statistică asemănătoare a fost realizată

ţinând cont de alcătuirea litologică a terenurilor în care s-au format ravenele. Pe teritoriul

Platformei Modoveneşti au fost diferenţiate patru complexe litologice, denumite L, L2,

L3 şi L4, pe baza procentului de praf-argilă din depozitele ce compun perimetrul albiilor

minore (canalele principale) calculat cu formula lui Schumm (1960), dispuse de la nord

la sud.

Formula de calcul a factorului M propus de S. Schumm este:

MSC B SB D

B D=

⋅ + ⋅⋅

22

123

în care: SC este procentul de praf - argilă din depozitele de fund ale secţiunii

ravenei; SB reprezintă procentul de praf - argilă din depozitele din malurile ravenei; D

este adâncimea maximă a ravenei (în m) iar B, lăţimea ravenei (în m).

Deşi, nu există o mare diferenţiere între faciesuri, se remarcă totuşi o creştere a

procentului de nisip în depozite spre sudul Moldovei. Statistica ravenelor în funcţie de

litologia dominantă arată o diferenţiere a repartiţiei foarte evidentă între L1, pe de o

parte, şi L2 L3 şi L4, pe de altă parte. Astfel, dacă pentru zona marnelor basarabiene

dominanţa o dau repartiţiile pe versanţii consecvenţi (expoziţie NE şi SV în proporţie de

60% din totalul de 3577 ravene), pe celelalte litologii apare, în plus, o componentă foarte

accentuată a repartiţiei pe direcţie NV, cea care corespunde cu frunţile cuestelor.

Probabil, în aceste sectoare frunţile de cuestă au pante mai puţin accentuate decât în nord

şi favorizează dezvoltarea formaţiunilor de adâncime.

2. În raport cu energia versantului ravenat, frecvenţa maximă a ravenelor se

înregistrează pe versanţii cu energie cuprinsă între 50 şi 100m (media fiind de 53m);

Alcătuirea litologică influenţează mai puţin această repartiţie. Apare totuşi o diferenţiere

între zonele cu energii de relief extreme (L2 şi L4);

3. În raport cu panta versantului ravenat, repartiţia frecvenţei numărului de ravene

prezintă următorul tablou: pantele cuprinse între 16 - 32 m/100 m caracterizează 60 %

din versanţii ravenaţi, cu excepţia versanţilor modelaţi pe L1, unde pantele ravenate sunt

sub 16 % (media 15,7 %), iar în celelalte cazuri (L2, L3, L4) pantele ravenate sunt sub

16 %.

4. În raport cu lungimea versantului, numărul cel mai mare de ravene a fost

identificat pe versanţii cu lungimi între 250 - 300 m, indiferent de alcătuirea litologică a

depozitelor.

Autorii au mers mai departe cu analiza statistică a repartiţiei ravenelor analizând

şi variabilele ce descriu geometria ravenelor inventariate, respectiv adâncimea, lăţimea

şi lungimea. Rezultatele obţinute le-au permis calcularea volumului de rocă excavat

prin procesul de ravenare în teritoriul dintre râurile Siret şi Prut ca fiind de 274 mil.

m3. Dacă acest volum este transformat în strat de sol şi rocă şi se repartizează uniform pe

suprafaţa teritoriului studiat rezultă o grosime de 10,9 mm de material. Comentând mai

departe aceste date, se poate aprecia că volumul de material excavat de către ravenele

din întregul Podiş Moldovenesc este comparabil cu de circa şase ori volumul de apă

stocat în Acumularea Soleşti, sau, mai expresiv, aproximativ volumul de material

124

excavat pentru formarea bazinului unei mici văi cum este de exemplu valea Roşcani

(NV de municipiul Bârlad, ≈ 7km2 suprafaţa bazinului şi circa 11km lungimea reţelei

de ravene care au format această vale). Dacă se adoptă ideea cu tentă finalistă că

ravenele au o durată de existenţă cuprinsă între 100 - 300 ani, se poate ajunge la cifre

neverosimile privind vârsta reliefului datorat ravenelor.

De asemenea, fără a intra pe terenul nesigur al consideraţiilor privind eventuale

rate ale denudării calculate pe baza acestor date, şi plecând de la ideea vehiculată în

literatura de specialitate că solul se formează cu o rată de 1cm/1000 ani, se constată că

eroziunea prin ravene, la scara timpului geologic, este un proces morfogenetic normal în

evoluţia reliefului.

DATE DIN FIZICA ATOMICĂ

În urma experienţelor nucleare pentru testarea bombelor atomice desfăşurate în

perioada 1962-1964, precum şi după accidentul nuclear de la Cernobâl - Ucraina din

anul 1986, în diferite zone ale globului, pe suprafaţa solului s-au depus cantităţi

detectabile de izotopi radioactivi. Repartiţia zonală ulterioară a izotopilor radioactivi

datorată proceselor de eroziune, transport şi sedimentare este cunoscută cu un anumit

grad de precizie din lucrările lui Walling (Walling D.E. şi Quine T.A., 1993).

Variaţia temporală a căderilor anuale de Caesium - 137 în emisfera nordică pune

clar în evidenţă două maxime corespunzătoare evenimentelor amintite. De asemenea,

Walling a stabilit o metodologie prin care izotopul radioactiv 137Cs, derivat din testele de

explozii sau în urma accidentelor nucleare, se poate utiliza ca trasor în studiile de

eroziune şi sedimentare.

Prin folosirea tehnicii de spectrometrie gamma se poate caracteriza activitatea

specifică a Caesium-137 la suprafaţa solului şi în depozitele aluvionare.

Începând din anul 1996, I. Ioniţă a aplicat această tehnică în cazul unor ravene

discontinue din împrejurimile Staţiunii Perieni. Pe baza probelor recoltate din 5 în 5 cm

din vârfurile unor ravene discontinue şi a analizelor efectuate la IFIN Măgurele-

Bucureşti, de către R. M. Mărgineanu, I. Ioniţă a identificat cele două maxime ale

conţinutului de 137Cs pe coloana litologică şi a făcut aprecieri asupra ritmului de agradare

a fundului şi de regresare a vârfurilor ravenelor.

Aceeaşi tehnică a fost aplicată la Staţiunea Perieni şi în studiul distribuţiei

aluviunilor din cadrul acumulării Antoheşti (b. h. Berheci).

125

ERODABILITATEA ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR

Proprietăţile de rezistenţă ale rocilor, trecute în revistă până în acest moment, în

relaţiile cu agenţii erozionali, în special cu apa, sunt percepute ca (se rezumă la) tota-

litatea proprietăţilor fizice care definesc erodabilitatea materialului respectiv.

Noţiunea de erodabilitate, utilizată mai des în mediul cercetătorilor eroziunii solu-

lui, poate fi şi ea privită din mai multe perspective, şi anume: erodabilitatea rocilor şi

erodabilitatea pământurilor (solului); erodabilitatea materialelor mobile şi a celor

consolidate; erodabilitatea pământurilor exploatate agricol, a celor ce au implicaţii

asupra construcţiilor civile şi erodabilitatea pământurilor aflate în stare naturală şi aduse

la suprafaţă în urma diferitelor procese.

ERODABILITATEA SOLURILOR

Eroziunea hidrică superficială este puternic influenţată de caracteristicile solului.

Acestea determină direct rezistenţa particulelor şi agregatelor de sol la detaşare

(dizlocare) şi transport prin scurgere superficială şi sub impactul picăturilor de ploaie. În

plus, caracteristicile solului influenţează scurgerea superficială prin rata de infiltraţie,

umiditatea solului şi starea suprafeţei (rugozitate, prezenţa crustei, etc.).

Caracteristicile solului sunt considerate în diferite moduri în funcţie de tipul de

modelare a proceselor erozionale. Exemple sunt factorul de erodabilitate din ecuaţia

universală a eroziunii solului (Wischmeier - Smith, 1978) şi detaşabilitatea şi

transportabilitatea solului din modelul eroziunii prin impactul picăturilor de ploaie

(împroşcare) propus de Poesen (1985).

Erodabilitatea solului, aşa cum este definită în ecuaţia universală a eroziunii

solului, ar trebui să reprezinte mai mult sau mai puţin toate modurile în care

caracteristicile solului sunt implicate în eroziune. Totuşi acest factor este departe de a fi

definit pe baze fizice şi toate limitările inerente unei analize statistice i se aplică (Kirkby,

1980).

Un pas important spre un model al eroziunii solului bazat pe proprietăţi fizice îl

reprezintă modelul eroziunii prin impactul picăturilor de ploaie (împroşcare) propus de

Poesen (1985). În cadrul acestui singur proces, detaşabilitatea şi transportabilitatea

solului sunt deja recunoscute drept componente distincte ale erodabilităţii şi tratate

separat. Totuşi ele sunt definite numai schematic.

126

Pe terenurile cu folosinţe agricole pierderile de sol se estimează cu ajutorul mai

multor modele, dintre care ecuaţia Wischmeier - Smith (1978) este şi în prezent

denumită “Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului (USLE)”:

PCSLKRA ⋅⋅⋅⋅⋅=

în care, cu notaţiile autorilor:

A este pierderea de sol calculată pe unitatea de suprafaţă, exprimată în funcţie

de unităţile de măsură alese pentru factorul K şi pentru perioada aleasă pentru R. În

practică aceste unităţi sunt alese astfel încât A să fie exprimat în t / ha / an;

R, factorul precipitaţiilor, se compune din indicele ploilor la care se adaugă un

factor de scurgere asociat topirii zăpezii, acolo unde asemenea scurgeri sunt semnifica-

tive;

K, factorul erodabilităţii, raportul dintre pierderea de sol şi indicele de eroziune,

pentru un anumit sol, măsurată pe parcelele standard (25m lungime, panta uniformă de

9% şi cu lucrări continui de pregătire a terenului) de controlul scurgerilor;

L, factorul lungimii versantului, reprezintă rata pierderii de sol pe toată

lungimea parcelei standard de controlul scurgerilor, în condiţii identice;

S, factorul pantei versantului, reprezintă rata pierderii de sol la un gradient de

pantă de 9% şi cu celelalte condiţii identice;

C, factorul acoperirii cu vegetaţie şi al modului de folosinţă a terenului, repre-

zintă rata pierderii de sol dintr-o zonă acoperită cu un anumit tip de vegetaţie şi

management al terenului;

P, factorul sistemului de amenajare a terenului, depinde de sistemul de lucrări

agricole (lucrări pe contur - curba de nivel - culturi în fâşii, terase, fâşii şi terase banchetă,

etc.).

Prin definiţie, modelul Wischmeier - Smith se referă la eroziunea de suprafaţă,

mergând în adâncime numai până la nivelul ravenelor efemere (include şiroirile, rigolele

şi ogaşele).

În România, academicianul Mircea Moţoc împreună cu diverşi colaboratori,

utilizând uneori date de la Staţiunea Perieni, a avut o contribuţie decisivă la stabilirea

127

metodologiei de estimare a eroziunii solului pe terenurile agricole, pornind de la acest

model şi stabilind, pentru condiţiile ţării noastre, metodologiile cele mai potrivite pentru

determinarea factorilor implicaţi (în special indicatorii ce caracterizează precipitaţiile şi

regimul scurgerilor).

Factorul erodabilităţii K, în USLE, este o valoare cantitativă medie, pe timp

îndelungat, a pierderilor de sol determinată experimental în condiţiile parcelelor standard

de controlul scurgerilor, prin colectarea în bazine speciale şi analizarea cantităţilor de

material erodat, care au părăsit parcela experimentală.

Condiţiile de determinare prestabilite impun ca terenul să fie menţinut lipsit de

vegetaţie o perioadă mai lungă de 2 ani, după care, în timpul determinării pierderilor de

sol, parcela este arată, semănată cu porumb “convenţional” în fiecare primăvară şi

lucrată pentru a se împiedica dezvoltarea vegetaţiei şi a formării crustei. Când aceste

condiţii sunt îndeplinite, L, S, C şi P au fiecare valoarea 1,0 iar K este egal cu A / E*I, în

care A este pierderea totală de sol, iar E şi I energia cinetică şi respectiv intensitatea ploii.

PRO

CEN

TUL

DE S

ILT+

NIS

IP F

OA

RTE

FIN

PROCENTUL DE NISIP

FAC

TOR

UL

DE E

RO

DA

BIL

ITA

TE, K

PR

IMA

APR

OXI

MA

RE

A L

UI K

PERMEABILITATEA

foarte încetîncetîncet către mod.moderatmod. către rapidrapid

STRUCTURA SOLULUI

foarte fin granularăfin granularămedie sau grosier granularăblocuri, plăci sau masivă

Figura 9. 5. Nomograma erodabilităţii solului pentru cazul în care fracţiunea silt nu depăşeşte

70%. Ecuaţia este: 100 K= 2,1M1,14 (10-4) (12 - a) + 3,25 (b - 2) + 2,5 (c - 3), în care M = (%silt + nff) (100 - %c), a = %materie organică, b = codul structurii şi c = clasa permeabilităţii profilului de sol

(Wischmeier & Smith, 1978).

128

Dimensiunile standard pentru parcelele de controlul scurgerilor alese în vederea

determinării lui L, S şi K au fost cele considerate a fi lungimea predominantă şi

aproximativ gradientul mediu al versanţilor din SUA, pe care au fost făcute măsurătorile.

Autorii consideră că măsurătorile directe ale factorului K efectuate pe parcele

de controlul scurgerilor “reflectă efectele combinate ale tuturor proprietăţilor solului,

care influenţează semnificativ uşurinţa cu care un anumit sol este erodat de ploi şi

scurgeri, dacă nu este protejat”. Totuşi, K reprezintă o valoare medie pentru un sol dat şi

măsurarea directă a valorilor lui necesită determinări privind pierderile de sol pentru o

gamă variată de ploi reprezentative şi de condiţii antecedente de sol. Pentru a evalua

factorul K pentru soluri care nu apar în mod obişnuit pe pante de 9%, pierderile de sol de

pe parcelele experimentale care îndeplinesc toate celelalte condiţii, se ajustează pe baza

lui S.

Pierderile de sol înregistrate în diferite zone ale SUA au arătat că fracţiunea

nisip foarte fin (0,05-0,10 mm) are o erodabilitate comparabilă cu particulele de praf şi

că datele analizelor mecanice sunt mai valabile când sunt exprimate în termeni care

descriu proporţiile în care fracţiunile de nisip, praf şi argilă se combină în sol. Utilizarea

standardelor de clasificare texturală a solurilor impune ca procentajul de “nisip foarte

fin” (0,05-0,10 mm) să fie, mai întâi, transferat la fracţiunea de silt. În analiza mecanicii

procesului erozional datele despre sol sunt efectiv exprimate prin parametrul mărimii

particulelor M care este egal cu procentul de praf astfel definit înmulţit cu 100 minus

procentul de argilă. În cazurile în care fracţiunea praf nu depăşeşte 70 % variază

aproximativ cu M1,14, dar precizia determinărilor este îmbunătăţită dacă se adaugă

informaţii privind conţinutul de materie organică, structura solului şi clasa de

permeabilitate a profilului.

În condiţiile amintite, factorul K poate fi apreciat cu ajutorul nomogramei din

figura 9.5. Datele (autorilor) indică faptul că factorul M se modifică atunci când

fracţiunile de praf şi nisip foarte fin depăşesc circa 70 %. Această schimbare a fost

empiric reflectată prin inflexiuni ale curbelor procentului de nisip dar nu au fost

exprimate prin ecuaţii numerice.

Ecuaţia universală a eroziunii solului (USLE) este aplicată în multe părţi ale

globului şi constituie una din componentele de bază ale celebrului WEPP (Water Erosion

129

Prediction Project). Varianta modificată (Renard, 1991) a acestei ecuaţii se numeşte

RUSLE (Revised Universal Soil Loss Ecuation).

Römkens et al. (1986) a propus o procedură alternativă de calcul a factorului K

utilizând un singur parametru textural.

Declercq şi Poesen (1992) evaluează cele două modele de calcul a factorului K,

cel clasic şi cel al lui Romkens bazat pe “media geometrică a mărimii particulelor”:

K DgDg

( ) . . exp .log .

.= + − ⋅

+⎛⎝⎜

⎞⎠⎟

⎡

⎣⎢

⎤

⎦⎥00035 00388 05

151907584

2

Pentru evaluarea acestui model valorile factorului K obţinute în studii desfăşurate

în diferite colţuri ale lumii, atât pe baza ploilor simulate cât şi a celor naturale, au fost

grupate în clase în funcţie de media geometrică a mărimii particulelor (“Dg”) definită de

Shirazi & Boersma (1984) ca fiind:

Dg mm e f mi i( ) ( . ( ln ))= ∑⋅ ⋅0 01

unde

fi = fracţiunea granulometrică i (pro-cente de greutate)

mi = media aritmetică a limitelor fracţiunii granulometrice I (mm).

Factorul erodabilităţii K descris în RUSLE (Renard, 1991) se determină cu

ajutorul nomogramei (Wischmeier et al., 1971). Römkens et al., (1986) a propus o

procedură alternativă de calcul a lui K numai pe baza unui parametru textural (Dg).

O aproximare algebrică utilă a nomogramei (Wischmeier et al., 1971) este

propusă:

K(nom) = ((2,1·(S(100-C))1,4·10-4·(12-OM))/100)·0,1317

în care:

S = procentul de praf + nisip fin (2 - 100 µm)

C = procentul de argilă (0 - 2 µm)

OM = conţinutul de materie organică = conţinutul de carbon x 1,72 (Davies, 1974)

K(nom) = exprimat în tone⋅ha⋅h/ha⋅MJ⋅mm.

Calculul lui K pentru soluri cu fracţiunea praf foarte mare (peste 70 %) nu este

permisă de către autori şi se obţine numai grafic. Oricum aplicabilitatea acestei

nomograme la soluri bine agregate este pusă sub semnul întrebării (Römkens et al.,

1986).

Römkens et al. (1988) a observat o semnificativă corelaţie negativă între

130

conţinutul de argilă şi erodabilitatea solului. Luarea în considerare a conţinutului de

materie organică din sol duce la o mai precisă estimare a factorului K. Pentru solurile cu

textură fină (Dg = 1 - 80 µm) creşterea conţinutului de materie organică conduce la

valori observate mai mici ale factorului K. Pentru solurile cu textură grosieră (Dg = 80 -

600 µm), dimpotrivă, se observă o creştere a erodabilităţii solului odată cu creşterea

conţinutului de materie organică.

Domeniul de variaţie al factorului K determinat prin ambele metode precum şi o

c

i

p

e

g

Z

s

e

Fig. 9.6 Comparaţie a relaţiilor dintre K(Dg) şi K(nom) pe de o parte şi Dg pe de altă parte, pentru 8542 probe de sol din nordul Belgiei

(După Declercq şi Poesen, 1992)

omparaţie între acestea se poate observa în figura 9.6. Este demn de subliniat faptul că,

ndiferent de modul de calcul al factorului erodabilităţii K, acesta scade pentru

articulele cu diametrul Dg < 10 µm şi pentru cele cu diametrul mai mare de 100 µm şi

ste mare pentru particulele din interiorul intervalului.

Considerând numai solurile cu mai puţin de 10% fragmente de roci (> 2 mm) în

reutate, K se obţine din expresia (Romkens et al., 1986):

K Dg e Dg( ) . . ( . (((log ) . )/ . ) )= + ⋅ − ⋅ +00035 00388 0 5 1519 0 7584102

C. R. Thorne şi L. W.

evenbergen, (1990) arată că estimarea eroziunii de suprafaţă (prin şiroire) se poate face

implu şi rapid cu ajutorul modelului Wischmeier - Smith, însă aplicarea USLE la

roziunea în adâncime, cel puţin în cazul “ravenelor efemere” conduce la estimări de

131

ordinul a circa jumătate din pierderile reale de sol.

Considerăm că motivul principal îl constituie imperfecţiunile în determinarea şi

definirea factorului K pentru orizonturile litologice subjacente orizonturilor de sol

lucrate agricol, mai precis chiar în modul în care sunt considerate fracţiunile

granulometrice (se dă o importanţă prea mare uneia dintre fracţiuni în lipsa unei expresii

cu ajutorul căreia să se acorde atenţia cuvenită fiecărei fracţiuni).

Explicaţia s-a găsit cu ocazia încercărilor de validare a modelului semiempiric

“PENETR” (Canarache, 1994) în cazul ravenelor din împrejurimile Staţiunii Perieni.

Erodabilitatea solurilor are două laturi în funcţie de poziţia vectorilor agenţilor

erozionali faţă de suprafaţa terenului:

- erodabilitatea solului sub acţiunea picăturilor de ploaie (vectori oblici sau

perpendiculari pe suprafaţa terenului);

- erodabilitatea solului sub acţiunea curenţilor concentraţi (vectori tangenţi la

suprafaţa terenului).

COMPONENTELE ERODABILITĂŢII SOLURILOR

Dino Tori, în mai multe lucrări (1987a, 1987b, 1989, 1994, etc.), se ocupă de

bazele fizice ale proceselor erozionale şi de componentele principale ale erodabilităţii:

detaşabilitatea şi transportabilitatea.

Autorul arată că într-o definiţie a detaşabilităţii bazată pe proprietăţile fizice ale

pământurilor (solului) principalele caracteristici relevante sunt: textura, stabilitatea

hidrică a agregatelor şi rezistenţa la forfecare. Poesen şi Savat (1981) au definit

detaşabilitatea drept cantitatea de sol detaşat de pe unitatea de suprafaţă, la o ploaie cu

energia cinetică egală cu unitatea. Din păcate, această definiţie este incompletă deoarece,

în funcţie de modul de aplicare (cădere) a ploii, cantitatea de sol detaşat poate să difere.

Chiar dacă energia cinetică totală este constantă, împroşcarea şi interferenţa între

impactul picăturilor şi adâncimea filmului de apă care acoperă suprafaţa solului

(Mutchler & Young, 1975; Torri & Sfalanga, 1986) poate face în aşa fel încât cantitatea

totală de sol detaşat să varieze.

Procesul de dizlocare (detaşare) - detaşabilitatea. Impactul picăturilor de ploaie,

scurgerea peliculară şi prin şiroire sunt fenomenele ce provoacă dizlocarea particulelor.

Ele acţionează prin intermediul forţelor cărora li se opun forţele rezistente care tind să

132

păstreze particulele şi agregatele pe loc. În termeni generali, este oricând posibil să se

scrie o ecuaţie asemenea următoarei:

FTOT = F(t) - R(t) (1)

în care: FTOT este forţa rezultantă, F forţa activă, R forţa rezistentă şi t timpul.

Este bine cunoscut că forţele de dizlocare în şiroire şi curgerea peliculară se

datorează efortului de forfecare, forţei de ridicare Bernoulli şi turbulenţei, aşa cum se

discută în multe materiale (ex. Raudkivi, 1976; Yalin, 1977; Thornes, 1980). Pe de altă

parte, există oarecare confuzie în ce priveşte forţele ce apar în cazul căderii impetuoase a

picăturilor. Aceste forţe sunt luate în considerare, în mod obişnuit, prin energia lor

cinetică sau prin momentul forţei. Aceşti parametri, totuşi, sunt numai estimatori ai

forţelor reale. În literatură se poate afla natura forţelor reale implicate.

După Engel (1955), Harlow & Shannon (1967), Ghadiri & Payne (1981), De

Ploey & Savat, (1968), Huang et al. (1983), (citaţi de Torri, 1987), schema generală a

dizlocării (detaşării) particulelor poate fi rezumată după cum urmează:

1. când o picătură atinge suprafaţa solului, iniţial, ea tinde să se opună

schimbării formei. Apoi începe curgerea radială;

2. curgerea radială este caracterizată prin viteze foarte mari (de până la 10 ori

viteza de cădere a picăturilor). Există unele dovezi că apare şi cavitaţia. Valorile mari ale

efortului de forfecare apar la interfaţa solid-lichid şi determină dizlocarea particulelor.

S-ar putea spune că forţele active sunt similare indiferent de natura fenomenului

(impactul picăturilor, şiroire sau curgere peliculară) devreme ce ele se datorează

întotdeauna unui fluid aflat în mişcare. Deci s-ar putea scrie o expresie matematică

generală pentru toate procesele de dizlocare.

Având în vedere ecuaţia (1) şi luând în considerare variaţia forţelor rezistente în

timp, se pot face următoarele consideraţii. Forţa rezistentă se poate considera egală cu o

anumită valoare Ro atâta timp cât particula de sol este nemişcată. În momentul în care

particula începe să alunece, să se rostogolească sau să se deplaseze prin saltaţie, ecuaţia

descrie mai degrabă transportul decât dizlocarea. După cum a propus Flaxman (1966)

situaţia obişnuită este:

Ro > R(t>0) (2)

133

Aceasta înseamnă că odată ce particula a fost dizlocată, ea poate să fie spălată. Deci

condiţiile pentru dizlocare pot fi scrise:

F(0) > Ro (3)

Presupunând că F - componenta efortului de forfecare - este cea dominantă

atunci ecuaţia (3) se poate scrie:

sstt AA ⋅>⋅ ττ (4)

unde τt = efortul de forfecare exercitat de fluid, At = suprafaţa particulei asupra căreia τt

acţionează, τs = rezistenţa la forfecare a solului şi As = suprafaţa particulei la care se

referă τs.

As depinde de mărimea şi forma particulelor în timp ce At poate să depindă de

asemenea şi de adâncimea fluidului atunci când particula nu este complet imersată. Deci

raportul At / As se poate scrie:

AA

h sh st

sh= >ψ ϕ ψ ϕϕ( , , ) ( ,'

r h) (5)

unde şi sunt funcţii, h = adâncimea fluidului, = mărimea particulei, iar sh =

factorul de formă al particulei.

ψ ψ '

Introducând (5) în (4) se obţine:

),,(/ shhst ϕψττ > (6)

sau:

τψτt

s>1 (7)

În concluzie detaşabilitatea solului (D) poate fi definită astfel:

s

hshDτϕψ ),,(

= (8)

134

unde h sh, ,ϕ sunt valorile medii ale variabilelor corespunzătoare anumitor condiţii.

Rezistenţa la forfecare a solului este datorată unui termen fricţional (ce îşi are

originea în împachetarea particulelor) şi unui termen de coeziune (datorat legăturilor

dintre particule). La unele soluri primul termen este neglijabil în comparaţie cu al doilea

(ex. solurile argiloase). Pentru alte soluri situaţia este inversă (ex. Solurile nisipoase

grosiere necoezive). Pentru a vedea când anume factorul fricţional devine neglijabil se

procedează după cum urmează. Se presupune că termenul fricţional este de k-ori mai mic

decât coeziunea. Atunci rezistenţa la forfecare devine:

τ αs k P= + ⋅( ) tan1 (9)

unde P este presiunea iar ά unghiul de frecare internă.

Rearanjând această ecuaţie ea devine:

kP

s=⋅

−τ

αtan1 (10)

Pentru rezolvarea ecuaţiei (10) se pot folosi datele publicate de Poesen (1986).

El a măsurat o rezistenţă la forfecare de 0,2 kPa, cu ajutorul unui aparat de buzunar cu

palete, pe sedimente fine nisipoase (diametrul median = 0,127 mm; nisip = 89,3 %).

Termenul fricţional poate fi considerat ca fiind datorat unei coloane de sedimente

saturate de 1 cm grosime, iar unghiul de frecare internă de 45o. Înlocuind aceste valori în

ecuaţia (10) se obţine k = 0,28. Deci coeziunea este egală cu 0,044 kPa. Această valoare

trebuie să fie comparată cu termenul fricţional care acţionează asupra unei particule

parţial expusă curentului de fluid. Aici presiunea depinde numai de greutatea particulei.

Deci, considerând o particulă sferică de cuarţ cu diametrul de 1 mm şi un unghi de

frecare internă de 45o, termenul fricţional este egal cu 0,011 kPa. Această valoare

reprezintă doar 1/4 din valoarea coeziunii ceea ce arată că în mod obişnuit coeziunea este

componenta cea mai importantă a rezistenţei la forfecare a solului, chiar şi în cazul

nisipurilor fine.

Rolul jucat de coeziune în procesul eroziunii prin picături. Al Durrah şi

Bradford (1982) au evidenţiat faptul că dizlocarea particulelor sub impactul picăturilor

de ploaie este invers proporţional cu rezistenţa la forfecare a solului. Autorii au propus

următoarea ecuaţie:

135

A akE

bs

= +τ (11)

unde A este pierderea de sol, a şi b constante empirice, kE energia cinetică a picăturilor

iar τs este rezistenţa la forfecare a solului măsurată cu ajutorul unui penetrometru

dinamic (cu con căzător) suedez. Aceasta înseamnă că detaşabilitatea solului prin impact

(Ds) este:

Da

ss

=τ (12)

Torri et al.(1987) a găsit că:

Df

ss

=( )ϕτ

(13)

unde f este o funcţie, φ este distribuţia granulometrică a agregatelor stabile, iar τs este

rezistenţa la forfecare a solului măsurată cu ajutorul unui aparat cu palete (vane-test).

ERODABILITATEA PĂMÂNTURILOR SUB ACŢIUNEA CURENŢILOR CONCENTRAŢI

Studierea erodabilităţii pământurilor (soluri dar şi rocile ce apar în malurile

ravenelor şi cursurilor permanente) se face fie în laborator pe probe păstrate în stare

naturală sau modelate, fie in situ.

Scopul principal al metodologiilor de determinare a erodabilităţii diferitelor

orizonturi litologice este acela de a prezice efortul critic de forfecare necesar pentru

iniţierea eroziunii şi rata acesteia pe baza compoziţiei şi structurii solului, a conţinutului

său de apă, tipului şi cantităţii de minerale argiloase, chimismului apei din pori şi a celei-

agent erozional. Testele constau în: determinarea unor proprietăţi-indicator (inclusiv

analize granulometrice, determinarea densităţii, greutăţii specifice, a umidităţii şi

limitelor Atterberg), a chimismului (cationi schimbabili), starea de dispersie dielectrică a

solului netulburat, teste efectuate pe modele fizice (canale) asupra unor probe

netulburate sau remodelate, teste în cilindrul rotativ pe probe tulburate pentru

determinarea efectelor chimismului apei din pori şi a celei-agent erozional.

Grissinger şi Asmussen (1963) au descoperit că rezistenţa la eroziune a solurilor

136

argiloase creşte în funcţie de timpul (perioada) cât sunt umezite. Ei au explicat prin

aceea că atunci când argila este umezită iniţial, apa liberă eliberează legăturile dintre

particule, dar aceasta, fiind apă liberă este absorbită, mineralele argiloase sunt hidratate

şi legăturile dintre particule sunt întărite. Aceasta ilustrează cum legăturile chimice

dintre particule variază în timpul istoriei modificărilor de umiditate suferite de sol.

Cercetările de laborator efectuate de Grissinger (1966) privind rezistenţa la

eroziune hidrică a unor sisteme de argile selectate au arătat următoarele:

- creşterea concentraţiei de minerale argiloase induce o stabilitate mai mare;

- creşterea densităţii aparente are o slabă influenţă asupra stabilităţii;

- influenţa orientării particulelor argiloase şi a conţinutului antecedent de apă este

neconcludentă, dar variază în funcţie de amestecul de minerale argiloase;

- stabilitatea creşte odată cu creşterea conţinutului antecedent de apă, pentru

luturile prăfoase, pentru probele illitice, montmorillonitice şi pentru probele caolinitice

orientate;

- stabilitatea scade odată cu creşterea conţinutului antecedent de apă, pentru

probele caolinitice neorientate;

- creşterea gradului de orientare a particulelor de lut-prăfos conduce la reducerea

stabilităţii, dar nu modifică influenţa conţinutului antecedent de apă;

- rata de eroziune creşte odată cu creşterea temperaturii apei.

În continuare putem enumera câteva concluzii mai importante la care au ajuns

diferiţi cercetători, în încercarea de a găsi proprietăţi fizico-mecanice ale solului

potenţiale indicatoare ale erodabilităţii:

• Franti et al. (1985) au efectuat experimente de erodabilitate în câmp, pentru

două tipuri de sol, cu diferite lucrări de pregătire a terenului, executate. Rezistenţa la

forfecare cu palete şi con suedez căzător suedez. Indicatorii testaţi sunt slabi indicatori

ai erodabilităţii.

• Nearing şi West (1988) au studiat consolidarea prin presupunere la efort,

sucţiune. Au concluzinat că testele efectuate cu con suedez căzător, vane test şi

penetrometru de buzunar au o valoare îndoielnică în caracterizarea solului din punct de

vedere al erodabilităţii.

• Govers şi Loch (1993) au constatat că umiditatea iniţială, gradul de compactare

şi îmbătrânirea au o importanţă deosebită pentru erodabilitatea materialelor.

137

Determinările nu au furnizat un singur indicator dar au arătat relaţiile dintre rezistenţa la

eroziune şi tăria rocii. Autorii au observat că rezistenţa la eroziune creşte odată cu

creşterea umidităţii.

• Poesen (1993) constată din analiza cantitativă a datelor privind rezistenţa la

eroziune a diferitelor orizonturi ale unui profil tipic de loess că orizontul Bt este de 3 sau

4 ori mai rezistent decât orizonturile A2 şi A3.

• Poesen (1993) constată că cea mai mare rezistenţă la forfecare cu palete în stare

umedă (saturaţie artificială) o au orizonturile B1t şi B2t. Valorile relativ mari din zona

orizontului A1 sunt puse pe seama rădăcinilor de plante.

• Morrison et al. (1994) au încercat să caracterizeze efectul condiţiilor dinaintea

apariţiei scurgerilor, cum sunt arăturile şi timpul scurs de la efectuarea arăturilor,

măsurând tăria şi unele umidităţi antecedente. Concluzia: indicatorii testaţi sunt inutili

pentru predicţia eroziunii prin şiroire şi rigole.

• Parker et al. (1995) a observat că rezistenţa solului măsurată cu conul suedez

căzător, pentru un sol nisipo-prăfos se corelează cu gradul de compactare al solului, dar

că numai rezistenţa (tăria) solului şi compactarea sunt slabi indicatori de erodabilitate.

• Hanson (1992, 1993) şi Hanson şi Robinson (1993) folosind aparatul cu jet

împingător submersat au observat efectele compactării, umidităţii şi densităţii solului

asupra erodabilităţii. Concluzia generală:

- erodabilitatea scade dacă densitatea creşte, la o umiditate constantă;

- erodabilitatea scade dacă umiditatea creşte, la o densitate constantă.

• Faptul că erodabilitatea creşte odată cu densitatea a fost observat şi de Kuty şi

Yen (1976), Lentz et al. (1990), Ghebreyessus (1994)

Hanson (1995) a testat unii indicatori ai rezistenţei solului (rezistenţa la penetrare

statică pe con cu penetrometru de buzunar, rezistenţa la penetrare dinamică cu con

suedez, rezistenţa la compresiune monoaxială, relaţia efort-deformaţie) ca potenţiali

indicatori care să caracterizeze rezistenţa unui sol la eroziune. Testele au fost efectuate

asupra a două tipuri de sol, cu umiditatea între 8-22 % şi densitatea de la 1, 0-1,9 g/cm3.

Rezistenţa la eroziune creşte odată cu creşterea densităţii şi a umidităţii. Curba efort-

deformaţie a avut, de asemenea, o tendinţă crescătoare odată cu creşterea densităţii şi

umidităţii. Concluzia: indicatorii testaţi, deşi afectaţi de umiditate şi densitate sunt slabi

indicatori ai erodabilităţii.

138

DETERMINAREA EXPERIMENTALĂ A ERODABILITĂŢII MATERIALELOR CU

COEZIUNE MICĂ din malurile ravenelor şi cursurilor permanente se poate face, in situ, cu

ajutorul echipamentului proiectat şi testat de E. H. Grissinger, W. C. Little şi J. B.

Murphey (1981) pe care îl prezentăm schematic în figura 9.7.

COMPARTIMENTRECTANGULAR

CUTIE DEINTRARE

ALIMENTARECU APĂ

SUPRAFAŢA APEI SUPRAFAŢA DE TESTAT

PRE-TEST

COMPARTIMENTDE

TURBULENŢĂ

NIVELE MÂNER TRANSPORTDIVIZOR

STĂVILAR

CANALE TAMPON

COTZONĂ PAT DESCHISCOMPARTIMENT

TRANZIŢIE

Fig. 9.7 Echipament portabil pentru determinarea erodabilităţii materialelor

slab coezive din maluri (Grissinger et al., 1981)

Echipamentul are cinci părţi componente de bază: un canal rectangular cu

marginile inferioare crestate, o cutie de intrare cu disipator de turbulenţă, un sector de

tranziţie, un sector cu fundul deschis şi un cot cu sloturi divizoare.

Prin utilizarea acestui echipament autorii au ajuns la următoarele concluzii:

- s-au identificat două forţe erozive;

- materialele relativ uscate înainte de testare au fost erodate excesiv, datorită

efectului de dizlocare apărut la umezire;

- materialele relativ umede înainte de testare nu au prezentat erodabilitate

excesivă şi s-a constatat că ratele de eroziune înregistrate depind numai de eforturile de

forfecare de pe fund (pat);

- conţinutul de argilă s-a corelat semnificativ cu ratele de eroziune dependente de

efortul de forfecare din pat;

- vitezele maxime de neerodabilitate s-au corelat semnificativ cu aceleaşi rate de

139

eroziune atunci când suprafaţa terenului nu a prezentat caracteristici morfologice

deosebite;

- semnificaţia morfologiei suprafeţei (rugozitatea) a variat în funcţie de scară, de

mărimea componentelor morfologice.

DETERMINAREA ERODABILITĂŢII SOLURILOR (ROCILOR MOI) PRIN METODA INDIRECTĂ A APARATULUI DE FORFECARE CU PALETE (VANE-TEST)

Ideea determinării erodabilităţii rocilor moi sedimentare cu ajutorul unor aparate

simple cum ar fi aparatul de forfecare cu palete sau penetrometrul a tentat pe mulţi

cercetători. De cele mai multe ori, cum s-a mai menţionat, rezultatele nu sunt pe măsura

aşteptărilor, în sensul că rezistenţa la penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare cu

palete (vane-test) (= coeziunea) sunt slabi indicatori de erodabilitate.

Totuşi, Poesen în mai multe articole (1990, 1993, 1996) găseşte rezistenţa la

forfecare cu palete, determinată în condiţii de saturaţie, ca fiind chiar foarte bună

indicatoare de erodabilitate şi afirmă că "Rezistenţa la forfecare a solului în stare umedă

(la saturaţie) a diferitelor suborizonturi şi grosimea acestora este de importanţă

deosebită în predicţia dezvoltării oricărui tip de ravene" (Poesen şi Govers, 1990).

0,00

63

0,01

0

0,01

6

0,02

5

0,04

0

0,06

3

0,10

0

0,15

8

0,25

1

0,39

8

0,63

1

0

5

10 2

4

55

6 2

1 5

1

Dg (mm)

Rez

iste

nţa

la fo

rfeca

re (k

Pa)

Fig. 9.8 Relaţia între mărimea medie geometrică a particulelor(Dg) şi media corespunzătoare a rezistenţei la forfecare cu palete

(După Poesen, 1992) Dintre cele 14 proprietăţi ale solurilor testate numai trei au fost în mod

semnificativ corelate cu clasele de erodabilitate atribuite la 1 % nivel de încredere şi

anume: umiditatea (r = -0,93), rezistenţa la forfecare a solului (r = -0,82) şi rezistenţa la

forfecare a solului măsurată la saturaţie artificială (r = -0,89).

140

Relaţia dintre media geometrică a mărimii particulelor (Dg) pentru 31 de soluri şi

media corespunzătoare a rezistenţei la forfecare (C) (= coeziunea, n. n.) a orizontului lor

superior (5 cm grosime) este ilustrată în figura 9.8, C a fost măsurat cu un aparat de

forfecare cu palete, de buzunar, în stare de ploaie stabilă, după ce solul cernut a primit

30-60 mm de ploaie într-o oră. Numerele se referă la numărul tipurilor de sol pentru care

a fost măsurată rezistenţa la forfecare (Poesen, 1992).

În 1995 Poesen analizează relaţia efortului de forfecare limită necesar iniţierii

ravenării, utilizată adesea: SR = T⋅C-1 > Z, în care T = efortul de forfecare (antrenare)

depus de apă (curgere) = (d⋅g⋅R⋅S), în care d = densitatea fluidului, g = acceleraţia

gravitaţiei, R = raza hidraulică şi S = panta suprafeţei solului, C = rezistenţa la forfecare

la suprafaţa solului, la saturaţie (Pa) măsurată cu un aparat cu palete, Z = raportul de

forfecare critic pentru iniţierea eroziunii prin şiroire (0,0001 < Z < 0,0005).

Autorul constată o aparentă inconsistenţă a termenilor de comparaţie (rezistenţa

la forfecare a solului şi efortul de forfecare al curentului) în privinţa ordinului de mărime

(de circa 2000 - 10000 ori). Faptul este explicat prin aceea că rezistenţa la forfecare

astfel determinată supraestimează rezistenţa (tăria) locală a solului, în timp ce efortul de

forfecare al curentului subestimează efortul de forfecare local asociat cu evenimentele

turbulente.

DETERMINAREA ERODABILITĂŢII SOLURILOR (ROCILOR MOI) CU AJUTORUL

APARATULUI CU JET SUBMERSAT (HANSON ET AL., 1996)

De obicei, pentru caracterizarea solurilor pentru care interesează gradul de

compactare se utilizează rezultatele determinărilor de umiditate (w) şi densitate aparentă

(γd). Pentru determinarea erodabilităţii solurilor autorii au conceput un aparat în care

probele de sol sunt supuse unui jet submersat.

De altfel, considerăm că pentru studiul erodabilităţii materialelor din pragurile

ravenelor un aparat ca acesta este cel mai portivit, deoarece simulează cel mai bine

modul în care acţionează apa în cădere.

Rezultatele testelor efectuate cu acest aparat sunt exprimate sub forma unui indice

al jetului Ji care indică rezistenţa la eroziune a solului. Valorile lui Ji indică după cum

urmează: Ji > 0,015, soluri nerezistente; 0,005 < Ji < 0,015, moderat rezistente; Ji < 0,005,

rezistente la eroziune.

141

Valoarea indicelui Ji depinde de adâncimea pe care are loc scobirea (erodarea în

adâncime sub inluenţa jetului submersat) conform relaţiei:

931,0

1⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

ttUJ

tD

ois

(1)

unde

Ds = adâncimea maximă a scobiturii

t = timpul

Ji = indicele de eroziune prin jet

t1 = 1 secundă sau echivalentul unei secunde dacă timpul este măsurat în alte

unităţi decât secunde (de exemplu, dacă t este măsurat în minute, t1 = 1/60 min)

S-au stabilit două relaţii:

- Pentru probe de sol preumezite în laborator, relaţia între indicele eroziunii

prin jet submersat şi umiditate şi densitatea aparentă este:

( ) ( )di wJ γ018,0%0027,0080,0 −−= , r2= 0,93 (2)

- Pentru probe de sol care nu au fost preumezite în laborator înainte de testare,

relaţia între indicele eroziunii prin jet submersat şi umiditate şi densitatea aparentă

este:

( ) ( )di wJ γ074,0%0022,0169,0 −−= , r2 = 0,66 (3)

ERODABILITATEA ROCILOR DURE Având în vedere scara de timp a proceselor de ravenaţie şi intensitatea acţiunii

agenţilor erozionali implicaţi, erodabilitatea rocilor dure sub acţiunea apei sau vântului

prezintă conotaţii deosebite faţă de situaţia descrisă până acum pentru pământuri, şi

numai în cazurile în care aceste roci au o pondere importantă în stratificaţia zonei.

Scurgerile concentrate chiar şi în cazul viiturilor impetuoase nu au forţa şi nici timpul

necesar pentru a da naştere unor forme de relief de mărimea ravenelor.

Totuşi, amintim câteva din proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor dure a căror

influenţă a fost testată de către unii cercetători în cazul taluzelor şi versanţilor.

142

Din marea varietate de proprietăţi ale rocilor, tăria şi permeabilitatea sunt privite

drept cei mai eficaci factori în dezvoltarea formelor de relief structurale (Bloom, 1978).

Aceste proprietăţi, totuşi, sunt exprimate în mod obişnuit în termeni descriptivi ca rocă

tare, rezistentă, permeabilă. Relaţia dintre litologie şi denudaţie este puţin înţeleasă în

sens cantitativ (Ritter, 1978). Aceasta se datorează faptului că efectele tăriei şi

permeabilităţii rocilor nu au fost niciodată investigate pe baza măsurătorilor de teren, cu

câteva excepţii: Melton (1957) privitor la capacitatea de infiltraţie, Suzuky (1982, 1983)

- tăria rocilor şi discontinuităţile structurale (Suzuky, 1985).

Pentru a face o comparaţie între proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor dure cu

cele moi, de care ne ocupăm de fapt în prezenta lucrare, includem tabelul 9.2. Se poate

observa că rocile dure au evident coeziunea mult mai mare decât rocile moi. Unghiul de

frecare internă, însă, este comparabil cu cel al nisipurilor. Şi coeziunea însă, dacă rocile

sunt fisurate şi alterate, scade la valori comparabile cu cele ale rocilor moi.

ALEGEREA VARIABILELOR MORFOMETRICE CARACTERISTICE

ALE TERITORIULUI ŞI RAVENELOR Schumm S.A. (1977) consideră că un studiu cantitativ al formelor de relief poate fi

făcut în teren şi/sau pe hărţi topografice şi aerofotograme.

În funcţie de modul în care s-au combinat activităţile de teren şi laborator în

studiul ravenelor pe plan mondial s-au conturat două tendinţe şi anume:

a) Prima, în care, hărţile topografice sunt apreciate ca extrem de utile dar ele

trebuie suplimentate atât cu munca de teren cât şi cu folosirea aerofotogramelor. Fluxul

de date obţinute se pretează foarte bine pentru prelucrări statistico-matematice. Aceasta

este tendinţa imprimată de Schumm S.A. şi colaboratorii cu rezultate deosebite pentru

ravenele discontinue din zonele semiaride.

Grupul de cercetători ştiinţifici de la Staţiunea “Stejarul” - P. Neamţ (Ichim I.,

Rădoane Maria, Rădoane N., et al.) reprezintă corespondentul românesc al “curentului”

american.

Avantajul acestei abordări constă în rapiditatea descoperirii de regularităţi

(legităţi). În schimb, se resimte o anumită doză de echivoc.

b) A doua tendinţă se bazează pe următoarea ierarhizare: munca de teren, folosirea

aerofotogramelor şi, pe ultimul loc, hărţile topografice. Aceasta este tendinţa asociată

143

Tabelul 9.2

Valorile limită ale coeziunii şi unghiului de frecare internă

(Băncilă I. et al., 1980)

Denumirea rocii Greutatea

volumetrică (gf/cm3)

Umiditatea (%)

Coeziunea în epruvetă (kgf/cm2)

Unghiul de frecare internă

(o) I. Roci tari a. eruptive

Granite, profire cuarţifere, sienite, porfire gabbrodiorite 2,60-3,00 0,40-0,50 360-420 36

Gabbrouri, gabbrodiabaze, diabaze, peridotite, piroxenite 2,80-3,20 - 320-400 34

b. Metamorfice şi sedimentare Cuarţite 2,64 0,50 350-700 36 Jaspilite, corneene, cerneene hidrohematitice, şisturi silicioase -argiloase

2,60-3,40 0,20-0,40 300-380 34

Şisturi cuarţitice clorito-sericitoase, filite, tufite, serpentinite, skarne, gresii cuarţitice, calcare

2,50-2,90 - 0,14-0,80 33

II. Roci de tărie medie a. Eruptive slab alterate

Granitoide, porfire cuarţifere, sienite, sienito - diorite, granodiorite, granodiorit-porfire

2,50-2,75 0,20-1,05 205-285 35

Porfirite, gabbrodiabaze, diabaze, spilite 2,75-3,00 - 210-285 36

b. Eruptive alterate Sienito - diorite, keratofire, granodiorite, porfirite, gabbrodiorite

2,40-2,66 - 120-180 34

c. Metamorfice Cuarţite 2,61 - 165 34 Cuarţite caolinizate 2,24 - 48 30 Şisturi sericitoase 2,80-2,90 - 140-180 35 Filite - - 152 27 Magnetite 4,32 - 190 34 Roci talcoase - carbonatice 2,50-2,90 - 85-120 42 Serpentinite şistificate 2,50 - 23 33

d. Sedimentare Cărbune 1,26-1,58 5,0 28 36 Calcare 2,44-2,67 0,1-4,0 140-165 27-32 Calcare alterate, gresii, gresii argiloase 2,37-2,67 75-175 35

Calcare cu ciment carbonatat 2,27 170 36 III. Roci cu tărie mică. Eruptive şi metamorfice puternic alterate

Gabbro-diorite 2,40 - 14,3 36 Şisturi 2,12 18 1,2-13,6 28 Gresii, diabaze, dolomite siderite 2,00-2,10 19,6-3,16 1,4-7,5 34

144

studiilor de proces (mecanismele ravenării), iniţiată de Piest R.F. şi colaboratorii în

cadrul Serviciului de Cercetări Agricole din S.U.A. Ei au obţinut rezultate notabile

privind evoluţia ravenelor continue din statele Iowa şi Nebraska, în Cordonul

Porumbului din Marile Câmpii Americane.

În România, preocupări asemănătoare au fost iniţiate de Academicianul M. Moţoc,

P. Stănescu, Iuliana Taloescu, Gh. Mihaiu ş.a.

Munca de teren este consumatoare de timp dar această abordare măreşte

considerabil precizia estimărilor.

Principalele obiective urmărite sunt:

• Evoluţia diferenţiată a ravenelor prin evidenţierea următorilor indicatori:

- creşterea în lungime (regresarea vârfurilor);

- creşterea suprafeţei efectiv ocupată de ravene;

- volumul şi cantităţile de material erodat şi eventual depus.

• Stabilirea perioadei critice de ravenare;

• Identificarea scenariilor de producere şi evacuare a sedimentelor

(aluviunilor).

Măsurătorile pe teren. Prima cerinţă a unui studiu intensiv privind eroziunea

malurilor ravenelor sau a unui anumit curs de apă este întocmirea unei hărţi detaliate a

conturului malurilor.

Experienţa mai multor cercetători a arătat că tehnica utilizării unei busole şi a unei

rulete sau a teodolitului şi ruletei prezintă cele mai multe avantaje.

Prima operaţie constă în instalarea unei reţele de ţăruşi care să acopere întregul

perimetru al ravenei (ambele maluri). Ulterior, reţeaua de ţăruşi şi poziţia fiecărui

element definitor al morfologiei canalului se ridică topometric cu ajutorul teodolitului,

sau se stabileşte cu ajutorul ruletei şi al unei busole. Ţăruşii principali (care vor fi

utilizaţi ca repere pentru măsurătorile ulterioare, de revenire) se materializează prin

borne metalice, din lemn sau şpalieri din beton armat, îngropate sau semi-îngropate dacă

nu îl deranjează pe proprietarul terenului sau dacă nu există pericolul ca acestea să

dispară. Odată stabilită reţeaua de reperi, se efectuează determinări morfometrice

planimetrice sau nivelitice pe baza secţiunilor transversale cu ajutorul teodolitului,

nivelei, ruletei şi busolei sau a unei combinaţii a acestor aparate şi dispozitive.

Teledetecţia. Aerofotogramele şi fotogramele terestre sunt larg utilizate pentru

145

monitorizarea dinamicii canalelor naturale, de către cercetătorii care dispun de

mijloacele necesare (mai ales suficiente date ale zborurilor de teledetecţie). Metoda

prezintă două avantaje principale: (1) se pot acoperi zone mai extinse şi lungimi mai

mari ale cursurilor de apă şi (2) oferă informaţii asupra unor perioade mai lungi de timp.

Mai nou, Chandler (1989, 1994 şi 1995) a utilizat tehnica fotogrammetriei

analitice bazată pe fotograme terestre şi aerofotograme în studiul morfodinamicii albiilor

naturale şi al stabilităţii versanţilor, obţinând pe calculator imagini şi informaţii

tridimensionale.

O altă metodă relativ nouă de monitorizare a morfodinamicii unor forme de relief

(inclusiv ravene) este cea utilizată în SUA de Ritchie et al. (1991, 1992 şi 1993). Cu

ajutorul laserului aeropurtat autorii au executat profile morfometrice transversale ale

unor canale naturale, cu viteză şi precizie foarte mare.

X. ELEMENTE DE MORFODINAMICĂ A RAVENELOR

STADIILE DE DEZVOLTARE A RAVENELOR Heede B.H. (1974, 1975) afirmă că: “gospodărirea bazinelor hidrografice ar

putea avea un instrument util dacă stadiile ravenelor pot fi exprimate în rate de eroziune

şi producţii de sedimente”.

O primă tentativă reprezentativă este consemnată în 1939 de către Ireland H. et al.,

care identifică patru stadii de ravenare în Piemontul Carolinei de Sud - SUA după cum

urmează:

1. Stadiul de incizie a canalului, în care tăierea este relativ înceată;

2. Stadiul de dezvoltare activă, caracterizat prin: regresarea pragului şi marmitei,

subminarea şi surparea malurilor, adâncirea canalului. Surparea malurilor şi pragului

alternează cu evacuarea periodică a materialului surpat. Acesta este cel mai violent

stadiu de creştere a ravenei.

3. Stadiul 3 este o perioadă de ajustare a canalului de echilibru. Panta malurilor

este redusă prin meteorizaţie, şiroiri şi deplasări în masă.

4. Stadiul 4 este o perioadă de stabilizare caracterizată printr-o dezvoltare slabă şi

acumularea de material solid nou peste vechea suprafaţă.

Deci criteriul de bază privind diferenţierea acestor stadii l-a reprezentat dinamica

146

proceselor (gradul de activitate) din ravenă. Pentru o delimitare mai clară autorii

apelează la două criterii complementare. Astfel, separarea primelor două stadii este

definitivată printr-un criteriu pedologic.

În stadiul întâi, de debut, ravenarea lucrează în orizonturile A şi B. În plus, se

precizează: “acesta este timpul când măsurile de protecţie pot fi cel mai bine

întreprinse”. În stadiul al doilea ravena penetrează baza orizontului B şi începe

ferestruirea în substratul mai slab. După autorii citaţi “acesta este stadiul cel mai puţin

favorabil pentru aplicarea cu succes a măsurilor de combatere”.

Pentru ultimele stadii se asociază un criteriu biologic, respectiv gradul de

acoperire cu vegetaţie. Astfel, în stadiul 3 plantele se instalează în partea inferioară a

malurilor. Progresiv, vegetaţia contribuie la stabilizarea ravenei, specifică stadiului 4.

Aceste patru stadii sunt legate nu numai de evoluţia în timp a unui tronson de

ravenă dar, de asemenea, subliniază diferenţele în morfologia ravenei de la gură până la

obârşie.

Deci această schemă de separare a celor patru stadii de evoluţie a ravenelor se

bazează pe combinarea mai multor criterii de apreciere şi diferenţiere.

Leopold L.B., Wolman M.G. şi Miller J.P. (1964), fac aprecieri generale privind

procesul de ravenare şi forma profilelor geomorfologice. Autorii respectivi stabilesc

patru stadii de dezvoltare al unui arroyo (canal de scurgere adâncit) derivate din evoluţia

ravenelor discontinue (Figura 10.1):

- Stadiul de iniţiere a ravenelor;

- Stadiul de avansare a ravenelor discontinue;

- Stadiul contopirii parţiale a ravenelor discontinue;

- Stadiul integrării complete într-o singură ravenă.

Aceeaşi autori precizează că la ravene panta fundului se ajustează relativ rapid în

raport cu lăţimea canalului, în timp ce la râurile obişnuite situaţia se inversează: lăţimea

se poate ajusta rapid în timpul inundaţiilor, dar panta se ajustează încet. Dacă privim cu

mai multă atenţie această abordare teoretică se constată că s-a lăsat suficient loc şi pentru

speculaţie! Astfel, prin compararea profilelor aferente primelor două stadii se observă că,

în stadiul avansării ravenelor discontinue, pe lângă creşterea în lungime şi adâncime se

sugerează şi o alungire spre aval. Subliniem că, în cazul respectiv de ravene discontinue

tipice (izolate) o asemenea evoluţie este imposibilă deoarece tronsonul inferior dispare

progresiv prin colmatare.

147

d

ş

n

p

m

C

e

d

Vale neravenată1

2

3

4

5

A - A'

A - A'

A - A'

A - A'

A - A'

A

A

A

A

A A'

A'

A'

A'

A'Ravene discontinue iniţialeAvansarea ravenelor discontinueStadiul primei contopiriIntegrarea completă într-o

singură ravenă

Fig. 10.1 Stadiile de dezvoltare ale unui canal de scurgere (arroyo) din ravene

discontinue (după Leopold L. B., Wolman G. M & Miller G. P., 1964)

O preocupare asemănătoare o întâlnim şi la Bariss N. (1977). Pentru ravenele

ezvoltate în pătura de loess în Nebraska Centrală, prin investigarea formei transversale

i a dinamicii ravenării, acesta distinge trei faze (stadii):

- Faza iniţială, specifică prezenţei micilor ravene discontinue;

- Faza de canal instabil sau faza de dezvoltare activă, când fundul canalului este

eregulat iar malurile abrupte şi instabile au pante de peste 450.

- Faza de stabilizare începe după încetarea inciziei canalului. Ravena se lărgeşte şi

anta malurilor coboară in jur de 400.

Heede H. Burchard (1974, 1975, 1976) excelează în studiul ravenelor şi în

etodele de combatere a acestora în zona montană semiaridă din vestul SUA.

onsiderând că râurile se află într-un stadiu de dezvoltare de maturitate ori de bătrâneţe,

l apreciază că, fiind mai recent apărute, ravenele sunt expresia stadiilor juvenile de

ezvoltare. În acest spirit Davisian el distinge trei stadii de ravenare:

148

- Stadiul de tinereţe, caracterizat prin formarea ravenelor discontinue;

- Stadiul de maturizare timpurie, definit prin contopirea (fuzionarea) ravenelor

discontinue şi transformarea lor în ravene continue;

- Stadiul de maturitate, de echilibru dinamic, a fost dedus prin compararea

geometriei hidraulice a ravenelor studiate cu cea a râurilor. Autorul subliniază însă că

existenţa acestui stadiu nu a putut fi verificată (confirmată) de ravenele studiate.

Specialiştii din fosta Uniune Sovietică consideră că ogaşele şi ravenele au o

evoluţie stadială (Sobolev S.S., 1961). În stadiul I albia are dimensiuni mici (30-50 cm)

şi fundul este paralel cu terenul.

În stadiul II se produce o adâncire (2-10 m) şi o creştere accentuată prin

regresarea obârşiei, fundul având panta diferită de cea a terenului. În stadiul III se

realizează profilul de echilibru şi în stadiul IV se produce stingerea spontană.

Stănescu P. (1975 în lucrarea “Eroziunea solului şi metodele de combatere” de

Moţoc M., et al.,) admite că acest tip de evoluţie se explică parţial prin modificarea în

timp a mărimii suprafeţei de colectare.

Din literatura geomorfologică românească se prezintă câteva preocupări mai

semnificative. În lucrarea devenită clasică “Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea

accelerată”, Victor Tufescu (1966) individualizează patru stadii de dezvoltare a

ravenelor:

- Stadiul eroziunii în ogaşe, când profilul longitudinal al formaţiunilor îl imită pe

cel al reliefului pantei cu toate neregularităţile acesteia;

- Stadiul al doilea reprezintă stadiul de ravenare activă (regresarea vârfurilor,

surparea malurilor, adâncirea fundului, profil longitudinal neregulat) când “ravenele sunt

cel mai greu de combătut”.

- Stadiul al treilea când profilul longitudinal al ravenei tinde spre profilul de

echilibru, secţiunea transversală se lărgeşte şi începe să se fixeze plantele pionier.

- Stadiul al patrulea, de stabilizare, caracterizat prin încetarea regresiilor

obârşiilor, a eroziunii de fund. Vegetaţia fixează ravena, fundul se aluvionează. La

sfârşitul acestui stadiu ravena devine vale!

Pe baza cercetărilor întreprinse în Subcarpaţii Buzăului şi în diferite alte unităţi de

relief, D. Bălteanu (1978 şi 1983) distinge tot patru stadii de evoluţie a formelor de

eroziune torenţială:

- Stadiul incipient de eroziune discontinuă începe atunci când formele eroziunii

149

de adâncime nu-şi modifică traseul. Profilul longitudinal al canalului de scurgere se

diferenţiază de cel a versantului prin apariţia pragurilor.

- Stadiul de formare a ravenelor discontinue coincide cu conturarea unui bazin de

recepţie care determină concentrarea scurgerii.

- Stadiul de integrare a ravenelor discontinue în ravene continue (cu un canal

neîntrerupt) definit prin alcătuirea ravenei din segmente omogene, inegale, despărţite

prin praguri accentuate de integrare.

- Stadiul de realizare a profilului de echilibru dinamic corespunde fazei de

diminuare treptată a proceselor de eroziune şi de evacuare a materialelor de pe versant.

În acest stadiu se realizează şi profilul de echilibru transversal al malurilor. Odată cu

instalarea vegetaţiei ravena se transformă într-o văiugă sau vâlcea.

În concluzie, se poate spune că principalele criterii care au stat la baza definirii

stadiilor de evoluţie a ravenelor au fost: gradul de activitate, respectiv dinamica

proceselor şi diferenţierea profilelor geomorfologice ale ravenelor, în special a celui

longitudinal.

SECŢIUNEA TRANSVERSALĂ

În morfologia şi dinamica albiilor de râuri, în general, secţiunea transversală

constituie o unitate ierarhică fundamentală. Se ajustează prin: procese de ajustare de sine

stătătoare; proprietăţi morfologice care permit extrapolări şi generalizări pentru sectoare

de albii; legi care guvernează structura şi funcţia acesteia. Aşa se explică faptul că

dezvoltarea teoriei regimului şi a conceptului de geometrie hidraulică au avut ca bază de

plecare analiza secţiunilor transversale în raport cu gradul lor de stabilitate sau

deformabilitate.

Stabilitatea şi forma secţiunii transversale. Spre deosebire de cursurile cu caracter

permanent, în cazul ravenelor, deoarece procesele de mal au o pondere cu câteva ordine

de mărime mai mare decât procesele de incizare verticală, datorate curentului de apă

(Graham, Veness şi Blong, 1980, 1982), cel puţin în cazul ravenelor continue, de fund de

vale, sectorul de albie al secţiunii transversale ocupă în măsură diferită partea inferioară

a canalului. Ca urmare, debitele de formare a albiei discutate în cazul cursurilor

permanente, în cazul ravenelor prezintă o semnificaţie deosebită atunci când ne referim

la acest sector.

Din punct de vedere al formei secţiunii transversale, în literatura de specialitate, s-

150

a conturat o convergenţă spre două clase principale, în “V” şi “U”, sugerate de Ireland et

al (1939).

Pe această bază Imeson A.C. şi Kwaad F.J.P.M. (1980), diferenţiază patru tipuri

de ravene, cu exemple fotografice din nordul Marocului şi lângă Maseru Lesotho (citate

în capitolul “clasificarea ravenelor”).

Nordstrom Kerstin (1988), pornind de la formele de bază ale secţiunii transversale

(“V” şi “U”), deosebeşte mai multe forme intermediare dintre care mai frecventă este

secţiunea trapezoidală.

Atât particularităţile formelor de bază cât şi cele intermediare se pot discuta şi

exprimă stadiul de dezvoltare (Heede, 1974, 1975, 1976), tipul de ravenă (continuă sau

discontinuă), capacitatea de transport a tronsonului respectiv (prin gradul de aluvionare)

sau poziţia faţă de vârful ravenei în sensul ipotezei ergodice, “a drumului de timp”

(Schumm, Chorley şi Sugden, 1984). În figura 10.2, fără pretenţia de a fi separat anumite

tipuri, ilustrăm într-o schiţă idealizată, câteva ravene cu secţiuni transversale

intermediare între formele de bază (“V” sau “U”), pentru a sublinia rolul litologiei şi al

diferitelor procese asupra formei secţiunii. Evidenţiem, de asemenea, faptul că, în

perimetrul secţiunii (perimetrul udat + cel supus proceselor gravitaţionale), materialele

aduse la suprafaţă sau depuse sunt rezultatul unor procese diferite şi ca urmare au şi

roluri diferite.

În cazul (A) apare o ravenă cu secţiune intermediară, care:

- a străbătut toate orizonturile de sol;

- are fundul colmatat parţial;

- nu prezintă depozite la baza taluzului

- în forma malurilor depozitele mai rezistente îşi reliefează personalitatea.

În cazul (B) apare o ravenă cu secţiune intermediară, care:



- depozitele de la baza malurilor şi de pe suprafaţa acestora reprezintă materiale

care contribuie la formarea taluzului cu tendinţa de a masca depozitele din loc.

În cazul (C) apare o ravenă cu secţiune intermediară, mai precis trapezoidală,

stabilizată temporar, care:



151

A B C

D E F

G H I

J

Fig. 10.2 Exemple de secţiuni transversale ale ravenelor, (idealizate), cu evidenţierea

naturii diferite a depozitelor care participă la realizarea formei, ca rezultat al unor

procese diferite.

- materialele provenite din dezagregarea orizonturilor originale au avut

posibilitatea (au fost lăsate de către curenţii de apă) să formeze taluzele şi au mascat în

întregime depozitele din loc.

Cazul (D) prezintă o situaţie asemănătoare cu cea din cazul (A) la care , însă,

procesele de eroziune şi transport sunt dominante şi ca urmare pe fund nu apar aluviuni,

iar în forma malurilor depozitele mai rezistente îşi reliefează personalitatea.

În cazul (E), pe suprafaţa malurilor apar blocuri constituite din materiale originale,

alunecate în felii sau prăbuşite; fundul poate fi parţial colmatat.

Cazul (F) reprezintă o situaţie similară cu cea din (C), dar la care malurile sunt

formate din depozite originale.

Cazul (G) reprezintă o ravenă în formă de “V”, dezvoltată în depozite omogene

sau heterogene, la care, chiar în cazul unor ravene de mari dimensiuni, care au străbătut

depozite diferite ca litologie, canalul are forma triunghiulară datorită retragerii malurilor

152

paralel cu ele însele sub influenţa proceselor de meteorizare (îngheţ-dezgheţ).

Cazul (H) prezintă o ravenă în formă de “U” care se poate dezvolta atât în

depozite omogene, cât şi în depozite heterogene, dar cu erodabilitate comparabilă. Cazul

(I) prezintă o ravenă de o formă oarecum deosebită, dezvoltată în depozite omogene sau

într-un sol “duplex”, la care forma scobită a malurilor se datorează proceselor de

meteorizaţie.

Cazul (J) reprezintă o ravenă în forma literei ”V”, mult aplatizată, dezvoltată

exclusiv în depozite argiloase (un exemplu îl constituie ravenele din bazinul Pereschiv,

Dealul Văcăşana).

Fig. 10.3 Secţiunea transversală a ravenei din Valea Buzanului, B. H. Chineja, 1999

Având în vedere aceste câteva exemple, menţionăm faptul că recoltarea

eşantioanelor pentru caracterizarea din punct de vedere litologic a oricărei ravene trebuie

să respecte identitatea fiecărei entităţi litologice care apare în perimetrul secţiunii şi

procesele în urma cărora acestea ocupă locul actual. Probarea aluviunilor se face în

foraje care trebuie să intercepteze fundul original, amplasate pe secţiuni transversale la

intervale stabilite optim prin metoda geostatisticii informaţionale.

Poesen (1989) a distins două tipuri de ravene pe baza localizării lor în teren,

respectiv ravene efemere şi ravene de mal (asociate cu malurile).

153

Ravenele efemere se împart în funcţie de raportul lăţime adâncime (WDR) în

două tipuri: unele cu WDR ≤ 1, iar altele cu WDR >> 1. Forma secţiunii transversale a

ravenelor efemere este controlată de o combinaţie de diferiţi factori:

- factori care determină lăţimea curgerii concentrate (intensitatea ploii, mărimea

bazinului, coeficientul de scurgere, rugozitatea suprafeţei şi panta, morfologia zonei de

concentrare);

- factori care determină intensitatea curgerii concentrate (debitul curgerii şi panta

suprafeţei);

- factori care determină rezistenţa solului la detaşare şi transport (umiditatea

solului, structura solului şi caracteristicile profilului). Se ilustrează influenţa pantei

talvegului şi a prezenţei unui suborizont mai rezistent (hardpan, orizontul Bt, un orizont

coluvial compact, etc.) - corelaţie negativă, r =-081, p < 0,01.

Fig. 10.4 Ravenă de mal în BH Chineja, Valea Buzanului, 1999

Ravenele efemere cu WDR >> 1 provoacă cele mai mari pierderi de sol pentru că

sunt mai mult late decât adânci, în schimb cele cu WDR ≤ 1 sunt mai greu de astupat.

Efectul gradientului de pantă al talvegului local şi al prezenţei unui orizont mai

rezistent (Bt, hardpan, etc.) asupra lăţimii, adâncimii sau raportului lăţime / adâncime în

cazul unor ravene efemere din centrul Belgiei a fost studiat de Poesen(1990):

154

- Dacă în cadrul profilului de sol nu apare vreun orizont mai rezistent (orizontul Bt,

hardpan, etc.), în apropierea suprafeţei terenului, gradientul pantei talvegului nu pare să

afecteze lăţimea ravenei în mod semnificativ, dar are un efect pozitiv semnificativ asupra

adâncimii şi deci asupra raportului lăţime / adâncime. Adâncimea unei ravene efemere

creşte rapid dicolo de o pantă critică de 0,03-0,04, lucru care este conform cu cercetările

lui Savat şi De Ploey (1982) şi Govers (1985).

- Dacă totuşi, în cadrul profilului de sol apare vreun orizont mai rezistent, în

apropierea suprfaeţei terenului, adâncimea ravenei rămâne mică şi de aceea lăţimea şi

raportul lăţime / adâncime sunt mari, chiar dacă gradientul pantei talvegului este mare.

Ravenele de mal (figura 10.4) sunt considerate forme de eroziune discontinue şi

se formează acolo unde curentul traversează un prag morfologic (nu se fac precizări de

detaliu), dar urmând goluri structurale preexistente cum ar fi crăpături, găuri de animale,

etc., sau unde au loc prăbuşiri ale canalelor subterane.

Stabilitatea sectorului de albie din partea inferioară a canalului ravenei (porţiunea

udată, modelată hidraulic) este privită, de regulă, din două puncte de vedere:

(i) Stabilitate dinamică, identificată în raport cu regimul de ajustare a variabilelor

dependente ce definesc o secţiune în funcţie de variabilele independente. Pentru

definirea acestui tip se folosesc diverse relaţii morfometrice: Leopold - Maddock (1953);

Velikanov (1954, 1962); Altunin (1950, 1956); Hâncu (1971, 1978); Bătucă, (1981); (cf.

I. Ichim et al., 1989). Aceste tipuri de relaţii sunt amplu discutate în literatura de

specialitate de la noi, fapt pentru care nu le vom relua şi discuta în mod special. În mod

curent, la dimensionarea şi controlul albiilor stabile, se aplică astfel de relaţii. Spre

exemplu, în cazul relaţiilor morfometrice de tipul Leopold - Maddock, din categoria

“ecuaţiilor de regim”, caracterul logic este dat de valorile exponenţilor şi nu de valorile

coeficienţilor de multiplicare care exprimă condiţiile locale de natură fizico-geografică.

(ii) Forma cea mai stabilă a unei secţiuni se identifică în raport cu aşa-numitul

coeficient de formă, calculat ca relaţie între suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa unei

parabole în care se înscrie secţiunea. Cercetările asupra unui mare număr de secţiuni de

râu au condus la considerarea a două forme generale stabile, strâns legate de natura şi

starea de agregare a depozitelor din perimetrul albiei (Lane, 1935, cf. I. Ichim et al.,

1989):

- forma parabolică largă, pentru secţiunile de albii cu perimetrul alcătuit din

155

nisipuri omogene necoezive. Pentru acestea, “factorul de formă” calculat ca raport între

suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa unei parabole a fost determinat la valori între 0,90-

1;

- forma rectangulară sau trapezoidală, pentru secţiunile de albii cu perimetrul

alcătuit din depozite argilo-prăfoase cu mare coeziune. Pentru acest tip de secţiuni,

“factorul de formă” a fost calculat ca raport între suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa

secţiunii unui trapez ori dreptunghi înscris secţiunii. Variaţia “factorului de formă” a fost

înregistrată între 0,56 şi 0,92 (Lane, 1935) dar poate avea şi valori de 1,0 (cazul albilor

cercetate de Kennedy în India).

Secţiunea transversală a ravenelor se poate aborda şi dintr-o altă perspectivă,

utilizând terminologia şi tehnicile de investigare a versanţilor. Deoarece, de multe ori,

secţiunea transversală prezintă un anumit grad de asimetrie şi chiar elemente

morfometrice diferite de la un mal la altul, datorită unor compoziţii litologice diferite sau

a intensităţii diferite a proceselor, aceasta poate fi împărţită în două sectoare prin linia

talvegului, iar malurile analizate separat ca nişte versanţi aflaţi în “stare embrionară”.

Între cele două situaţii extreme: maluri active modelate în depozite originale şi maluri

stabilizate la care taluzul a atins muchia ravenei, se pot deosebi situaţii intermediare în

care orizonturile superficiale se menţin golaşe la unghiuri apropiate de verticală, iar în

bază sfărâmăturile (aterisamentele) au putut forma un taluz. În orice caz, stabilitatea

malurilor astfel abordate se poate analiza prin metodele clasice ale echilibrului limită, ele

aflându-se în principal sub acţiunea proceselor gravitaţionale.

În cazul ravenelor parţial sau complet stabilizate se pot deosebi două situaţii mai

des întâlnite:

a) cazul secţiunilor transversale trapezoidale, cu malurile complet taluzate la

unghiuri apropiate de unghiul de taluz natural al materialului respectiv şi fundul plat

datorită aluvionării;

b) cazul viroagelor sau vâlcelelor cu malurile (versanţii) concave şi fundul plat,

pe care cu greu se mai pot identifica vechile praguri ale ravenelor discontinue.

Pentru sectorul taluzat al secţiunii ravenelor se poate presupune că unghiul pe care

îl formează malul cu orizontala este egal cu unghiul de taluz natural al materialului

provenit din sfărâmături. Ideea a fost atribuită lui Ward (1945, cf. Carson M. A., 1977) şi

mult timp larg acceptată de către geomorfologi. Însuşi unghiul de taluz natural este

considerat a fi aproximativ egal cu unghiul de frecare internă al materialelor granulare

156

în stare afânată, care este de 35o.

Chandler (1973), Kirkby şi Statham (1975), Statham (1976) au pus la îndoială

aceste considerente.

Chandler (1973) arată că, probabil în cele mai multe cazuri, sugestia lui Ward

(1945) nu este valabilă şi că unghiurile de taluz natural tipice de 35o sunt invariabil mai

mici decât unghiul de frecare internă al materialelor granulare aflate în stare afânată, care

este în mod obişnuit ≥ 39o.

Modul de abordare al lui Kirkby şi Statham (1975) este radical diferit, autorii

pornind de la proprietăţile fizice şi fricţionale ale granulelor individuale aflate în cădere

în loc de rezistenţa la forfecare a materialelor care formează taluzul. Modelul de formare

a taluzelor prin acumularea granulelor aflate în cădere implică mişcarea particulelor una

câte una în josul pantei. Din raţionamentul lor rezultă că distanţa medie ( )x pe care o

parcurge o anumită particulă este:

xh d

d=

⋅ ⋅−

sin cossin( )

'

'

2 β φφ β

µ

µ

din care, prin măsurarea lui h (înălţimea de cădere) şi a lui ( )x în lungul unei

pante fixe de înclinare (β), unghiul de frecare dinamică al unei particule pe taluz ( )

poate fi calculat cu relaţia:

φ µ'

d

tan sin tan'φ βµdhx

= + ⋅⎛⎝⎜

⎞⎠⎟1 β

Statham (1976) ajunge la concluzia că materialele granulare prezintă în mod

obişnuit două “unghiuri de taluz natural” - unul mai mare la care poate începe

deplasarea particulelor şi unul mai mic, la care deplasările în masă încetează (cf.

Carson M. A., 1977).

ROLUL DEPOZITELOR DE ALBIE ŞI AL VEGETAŢIEI ÎN AJUSTAREA FORMEI

SECŢIUNII TRANSVERSALE

Pentru perimetrul udat al secţiunii transversale a ravenelor depozitele de albie şi

vegetaţia au un rol în oarecare măsură similar cu cel jucat în cazul cursurilor permanente,

cu particularităţile pe care le impune regimul debitelor lichide şi solide, precum şi scara

la care evoluează ravenele faţă de cursurile permanente.

157

Depozitele din perimetrul secţiunii transversale controlează forma acesteia, care

este în relaţie directă cu tipul de debit solid pe care râul îl tranzitează (Schumm, 1977).

Astfel, râurile care transportă predominat debit în suspensie au malurile alcătuite, în cea

mai mare parte, din material fin (praf şi argilă); râurile care transportă predominat debit

târât, au malurile alcătuite din depozite nisipoase. Schumm (1960) propune o relaţie din

care să rezulte modificarea secţiunii transversale F (ca raport între lăţime-adâncime)

funcţie de conţinutul de praf-argilă (M) din perimetrul secţiunii respective. Parametrul M

reprezintă procentul de material aluvial din maluri mai mic de 0,074 mm şi se determină

astfel:

MS B S h

B hp m

=⋅ + ⋅

+

( ) (22

)

unde Sp este procentul de praf-argilă în patul albiei; Sm - procentul de praf-argilă

în malurile albiei; B - lăţimea albiei; h - adâncimea albiei.

Forma secţiunii transversale F variază în funcţie de M conform relaţiei:

F = 255 M-1,08

Albiile al căror perimetru este alcătuit predominant din materiale fine, vor tinde

spre o formă a secţiunii transversale îngustă şi adâncă. Dimpotrivă, un depozit

predominant grosier în maluri, reflectă o albie cu secţiune largă şi puţin adâncă.

Lăţimea şi adâncimea cresc spre aval odată cu creşterea debitului, dar dacă M

creşte spre aval, adâncimea va creşte mai repede decât lăţimea, întrucât forma albiei se

ajustează la schimbarea depozitelor din perimetru.

Rolul materialului din perimetrul secţiunii transversale a fost dedus şi cu ajutorul

unei regresii multiple bazată pe datele lui Schumm (1960):

B Q Mma= ⋅ −255 058 0 6. . .

şi

h Q Mma= ⋅003 0 35 0 6. . .

Astfel, la un debit dat, cursurile cu maluri predominat prăfoase sunt înguste şi

adânci, în timp ce acelea cu maluri predominant nisipoase sunt largi şi puţin adânci. Din

relaţia Q B h V= ⋅ ⋅ se deduce că:

v Qma= ⋅123 0 07. .

158

din care se constată că viteza creşte foarte puţin în lungul canalului cu creşterea

debitului mediu de viitură (Qma); deci poate fi considerată independentă faţă de factorul

sedimentologic. În schimb adâncimea şi lăţimea albiei, respectiv factorul de formă F:

F Q Mma= ⋅ −800 015 120. .

este foarte puternic controlat de materialul din perimetrul albiei şi într-o proporţie

mică de debit.

Influenţa procentului de nisip în materialele din maluri asupra producţiei de

sedimente a fost studiată de Miller et al. (1962) în dealurile de loess din Mississippi. Ei

au găsit că volumul anual de sedimente produs a fost între 0,091 - 0,425 m3 / hectar de

suprafaţă ravenată expusă. Rata mai mică a fost asociată cu ravene adânci de 6 m, cu

maluri verticale având un procent scăzut de nisip necimentat, iar rata mai mare era legată

de ravene adânci de 12 m, cu maluri verticale şi un mare procent de nisip necimentat.

Heede (1971): în Alkali Creek producţia de sedimente este legată de compoziţia

chimică a solurilor.

Rezultatele de analiză multivariată a morfologiei albiilor (Mosley, 1981) sunt

relevante şi pentru morfologia secţiunii transversale. Autorul ajunge la concluzia că:

suprafaţa secţiunii transversale este controlată de debitul dominant, dimensiunea

materialului din patul albiei şi caracterul depozitelor din maluri. Factorii enumeraţi

explică 90 % din variabilitatea morfologiei secţiunii transversale.

Vegetaţia din patul albiei şi din maluri exercită şi ea un control important nu

numai asupra stabilităţii malurilor, ci şi în ce priveşte forma secţiunii transversale.

Acesta este evident mai ales în cazul albiilor mici, în lungul cărora Zimmerman et

al.(1967) au identificat variaţii ale lăţimii albiei pe măsură ce râul traversează o zonă

împădurită sau o zonă de fâneţuri. Reţeaua densă şi fină a rădăcinilor de ierburi

stabilizează malurile şi albia devine îngustă.

Sistemele de rădăcini care au ajuns să fie expuse în malul albiei (prin erodarea

materialului terigen) prezintă o rezistenţă mai mare la eroziune decât solul şi aluviunile.

S-a arătat, de exemplu, că rădăcini cu diametrul de 5 cm expuse în malul albiilor sunt de

20.000 ori mai eficace împotriva eroziunii decât malurile lipsite de vegetaţie (Smith,

1976 cf. I. Ichim et al., 1989). Pentru un sistem de albii mici ce traversează zone

împădurite, Keller şi Swanson (1979) au determinat o relaţie între diametrul arborilor (x

în m) şi lungimea malului cu reţea de rădăcini (y în mm) cu rol protector pentru malul

159

râului (fig. 10.5a) pe baza căreia a stabilit că lungimea malurilor protejate de rădăcinile

arborilor este de aproximativ 5 ori diametrul arborelui.

Secţiunea transversală a albiilor cu malurile protejate de o “perdea” de rădăcini

are o formă ca în figura 10.5b. În baza malurilor s-au format nişe care sunt în relaţie cu

nivelul minim al apelor şi, indirect, cu nivelul hidrostatic (Mosley, 1981).

Un alt aspect al influenţei vegetaţiei asupra formei albiei şi proceselor de transport

este legat de resturile organice (trunchiuri şi crengi) transportate în timpul viiturilor şi

părăsite pe maluri şi în albie.

Aceste resturi pot afecta forma şi procesele de albie prin creşterea sau

descreşterea stabilităţii malurilor.

PROFILUL LONGITUDINAL

Profilul longitudinal este, în ordine, cea de a treia unitate holarhică a unei albii (cf.

I. Ichim et al., 1989). Este trăsătura cea mai evidentă şi persistentă, indiferent de

condiţiile climatice în care evoluează, de dimensiunile cursului sau de roca în care este

adâncită albia. Chiar şi şiroirile care se dezvoltă pe versanţii haldelor într-un an sau doi,

au profiluri asemănătoare râurilor naturale (Leopold, Wolman şi Miller, 1964).

Fig. 10.5 Rolul vegetaţiei în protecţia malurilor.

A - relaţia între diametrul trunchiului şi lungimea malului cu reţea de rădăcini; B - forma secţiunii transversale cu malurile protejate de o “perdea” de rădăcini

(Keller şi Swanson, 1979, cf. I. Ichim et al., 1989)

160

Profilul longitudinal este ajustabil la schimbările factorilor de control (schimbări

climatice, iviri de roci cu duritate diferită), rezultatul fiind forma optimă în cazul căreia

cheltuirea de energie pentru tranzitul de apă şi sediment să fie minimă.

Pe baza experimentelor de laborator, Gilbert (1877) a oferit o primă observaţie

asupra genezei formei profilului şi anume: panta profilului longitudinal este invers

proporţională cu debitul lichid (cf. I. Ichim et al., 1986). Cercetările ulterioare au avut în

vedere un număr din ce în ce mai mare de variabile, care ar putea explica forma

profilului, precum şi tendinţele de evoluţie, printre care: debitul lichid, caracteristicile

materialului din patul albiei, debitul solid (în suspensie sau târât), tipul de rocă in situ în

care este modelat profilul, etc. Factorii de control ai pantei profilului. Se consideră că profilul longitudinal

reprezintă o funcţie a următoarelor variabile: debitul lichid (Q); debitul solid (evacuat

din albie) (Qs); dimensiunea materialului de albie (d).

Semnificaţia depozitelor de albie în controlul pantei. Depozitele aluvionare ce

tranzitează canalele ravenelor nu dau naştere unor microforme de relief atât de variate ca

în cazul cursurilor permanente. În schimb rolul morfologiei lor este decisiv pentru

morfodinamica ravenelor în general, din momentul iniţierii proceselor şi până la

stabilizare. Aceste aspecte au fost lămurite definitiv de către Schumm (1957), iar în

ultimii ani I. Ioniţă (1997) le-a urmărit în detaliu în cadrul unor ravene din Colinele

Tutovei, cu foraje manuale şi măsurători morfometrice.

Efectul litologiei asupra formei profilului longitudinal al ravenelor a fost cercetat

de către mai mulţi autori, întocmindu-se modele matematice atât empirice cât şi

deterministe.

Forma profilului longitudinal al unor ravene din Podişul Moldovenesc a fost

studiată de Rădoane et al. (1992, 1995). Autorii au avut în vedere atât ravene cu profilul

longitudinal convex cât şi concav. Câteva din concluziile acestor studii sunt:

Forma profilului longitudinal al ravenelor este în general convexă, uşor concavă

în sectorul de confluenţă al ravenei Aceasta înseamnă că ele se află în stadiul de tinereţe

(vigoare geomorfologică, Graf, 1977);

S-a avut în vedere influenţa litologiei depozitelor din care sunt alcătuite pragurile

asupra înălţimii acestora. S-a constatat existenţa unei corelaţii negative între înălţimea

pragurilor şi procentul de praf-argilă (particule mai mici de 0,02 mm) al depozitelor lor,

după relaţia:

161

paPHp ⋅−= 0165,00051,1log cu r = 0,899 şi n = 27

Conţinutul mare de praf-argilă (de exemplu, peste 70 %) determină praguri de

talveg cu înălţimi sub 50 cm. Cu cât conţinutul de nisip se măreşte, înălţimea pragurilor

poate creşte la peste 1 m.

Ecuaţiile exponenţiale explică 46-70 % din forma profilelor longitudinale ale

ravenelor. În timp, concavitatea de la baza ravenei va migra spre amonte, prin retragera

râpei de obârşie şi a pragurilor de talveg până la condiţia apropierii de forma profilului

de râu (Heede, 1974). Ponderea concavităţii în cadrul profilului de ravenă poate indica

stadiul lor de evoluţie (Heede, 1975).

Procesele urmărite de Heede în vederea stabilirii stadiilor de dezvoltare ale

ravenelor l-au condus pe acesta la concluzia că ravenele discontinue reprezintă stadiul de

tinereţe în dezvoltarea ravenelor. Au loc pronunţate modificări ale lăţimii canalului şi

pantei fundului ca şi extinderea canalului spre amonte, conducând la fuziunea ravenelor.

Nu se cunosc situaţii în literatură în care să se arate că nu au existat ravene discontinue

înainte de dezvoltarea unora continue. În absenţa unor praguri litologice naturale care să

influenţeze situaţia în alt sens, dispariţia knick points-urilor (pragurilor) ar indica faptul

că ravena a atins stadiul de echilibru dinamic.

Diferenţele dintre râuri şi ravene se manifestă la nivelul reţelei de drenaj, al

profilului şi factorului de formă.

Spre deosebire de râuri ravenele îşi ajustează mai repede panta fundului decât

lăţimea ca răspuns la modificarea curgerii şi sedimentelor.

Modelul Kirkby (1969 şi 1971) tip proces-răspuns bazat pe ecuaţia de continuitate exprimă în limbaj matematic interacţiunile dintre procesele exogene la

suprafaţa terestră şi sensul evoluţiei formelor de relief modelate inclusiv de eroziunea

prin ravene. Tendinţa liniei de profil a versanţilor modelaţi de factorii exogeni (pentru

care a fost creat, de fapt, modelul) se asimilează profilului malurilor ravenelor,

profilului văilor dezvoltate datorită pâraielor efemere sau ravenelor de fund de vale şi,

în acelaşi timp, profilului longitudinal al albiilor (canalelor naturale de scurgere).

În analiza cantitativă a raporturilor meteorizare - evacuare Kirkby (1971) se

foloseşte de rata proceselor, evaluată prin prisma factorilor topografici, în special

gradientul versantului şi distanţa de la creastă la punctul bazal (intersecţia profilului real

162

al versantului cu orizontala locului dat). Rezultatul este inclus într-o ecuaţie de

continuitate, care pentru versanţi ia forma: (Transport interior de deluviu) - (Transport

exterior de deluviu pe o unitate de lungime a profilului versantului) - (creşterea grosimii

solului extinsă în cursul meteorizării substratului) = (descreşterea elevaţiei suprafeţei

terenului). Sub formă de ecuaţie diferenţială se poate scrie:

∂∂

µ∂∂

Sx

wyt

− − ⋅ =( )1 (a)

în care y = înălţimea versantului; x = distanţa orizontală de la creastă; S =

transportul mediu de deluviu (exclusiv materialul organic); w = rata coborârii suprafeţei

substratului prin meteorizare; z = grosimea solului format (fig. 10.6).

Sol

zS(x,y)

Suprafaţa

versantuluiw

x1x = distanţa de la creastă

Substrat

yo

y =

elev

aţia

Fig. 10.6 Stabilirea ecuaţiei de continuitate pentru transportul deluviului prin

prisma factorilor topografici (J. M. Kirkby, 1971)

Pentru schimbarea în grosime a solului poate fi folosită o altă ecuaţie de

continuitate: (creşterea adâncimii solului) = (creşterea elevaţiei suprafeţei terenului) +

(reducerea elevaţiei substratului), sau în termeni diferenţiali:

∂∂

∂∂

µ∂∂

zx

yt

w wsx

= + = − (b)

În condiţii de meteorizare limitată solul nu poate spori în grosime astfel că rata

creşterii ∂ ∂z t/ este zero. A doua ecuaţie de continuitate poate, atunci, fi scrisă:

∂ ∂y t w/ = − . Această ecuaţie dă rata coborârii versantului în termenii rate variabile a

meteorizării substratului.

În cazul transportului limitat, rata medie a transportului, S, poate fi înlocuită de

163

capacitatea proceselor indicată de C, care este definită ca rata medie de acţiune a

proceselor subordonate condiţiilor în care mult mai mult material este disponibil decât a

fost vreodată transportat de acele procese.

Eliminând rata meteorizării w, ecuaţia de continuitate primeşte forma:

∂∂

µ∂∂

µ∂∂

Cx

yt

zt

= − + − ⋅( )1 (c)

În această expresie ultimul termen poate fi adesea ignorat deoarece ambele sale

componente tind să fie mici.

Capacitatea proceselor de evacuare C poate fi exprimată ca o funcţie a distanţei de

la creastă, multiplicată de o funcţie de putere a tangentei versantului:

C f xyx

n

= −⎛⎝⎜

⎞⎠⎟( )

∂∂

(d)

Există aşadar o soluţie asimptotică spre care se îndreaptă tendinţa formei reale a

versantului. Această soluţie este denumită “formă caracteristică”, deoarece depinde de

procese şi nu de forma iniţială a versantului.

Din cele examinate rezultă că ecuaţiile de continuitate ale profilului versantului

permit unele consideraţii generale privind secţiunile concave sau convexe. De asemenea,

se poate stabili condiţia în care profilul tinde să devină concav sau convex pe întreaga sa

lungime (fig. 10.7).

Astfel ecuaţia de continuitate pentru transportul limitat poate fi formulată ca:

∂∂Cx

T= (e)

unde T = rata mecanică a coborârii suprafeţei versantului; C = capacitatea ratei de

transport care are forma ecuaţiei (d).

Combinând ecuaţiile (d) şi (e):

C f xyx

Tdxn x

= −⎛⎝⎜

⎞⎠⎟ ∫( )

∂∂ 0

sau

164

Creep

Spălarea soluluiRâuri

fără ravenarecu ravenare

Spălarea solului

Fig. 10.7 Reprezentare grafică adimensională ilustrând aproximativ forma caracteristică

a profilului versantului pentru o anumită serie de procese (M. J. Kirkby, 1969)

∂∂yx

Tdx

f x

x n

= −

⎧

⎨⎪⎪

⎩⎪⎪

⎫

⎬⎪⎪

⎭⎪⎪

∫0

1

( ) (f)

Diferenţiind cu raportul la x:

∂∂

2

20

1 1

02

yx

Tdx

f x

Tf x Tdxf x

f x

x n n

= −

⎧

⎨⎪⎪

⎩⎪⎪

⎫

⎬⎪⎪

⎭⎪⎪

−⎧

⎨⎪⎪

⎩⎪⎪

∫ ∫−

( )

( ) ( )

( )

/

Întrucât / f(x) este pozitiv, semnul lui este acelaşi ca semnul

expresiei:

Tdxx

0∫ ∂ ∂2 2y x/

f xf x

T

Tdxx

' ( )( )

−

∫0

(g)

165

Dacă există o rată diferită de zero a coborârii suprafeţei (To ≠ 0) lângă creastă,

atunci pentru valori mici ale lui x:

Tdx T xx

≡∫ 00

şi expresia (g) devine:

f xf x x

' ( )( )

−1

(h)

Dacă funcţia f(x) se comportă ca x lângă creastă, atunci creasta (muchia

versantului) va fi convexă ( < 0) dacă m < 1; concavă dacă m > 1. ∂ ∂2 y x/ 2

În apropierea cursului râului sau a punctului bazal de evacuare, T = T1, rata

coborârii punctului bazal, , este egală cu lungimea versantului xTdxx

0∫ 1 multiplicat de

către rata medie de coborâre a versantului T, atunci, dacă f(x) se comportă ca xm lângă

punctul bazal, expresia (g) devine:

1

1

1

xm

TT

−⎛⎝⎜

⎞⎠⎟

(i)

Baza versantului va fi, deci, concavă dacă punctul bazal este fix sau în ridicare

(T1≤0), pentru orice m>0. Dacă punctul bazal începe să coboare în altitudine (T1>0),

atunci se pot distinge cazurile:

a) coborâre normală a pantei cu aceeaşi reducere a unghiului versantului (T1<T).

În acest caz baza versantului va fi cu siguranţă concavă dacă m≥1;

b) adâncirea râului cu T1>T , în care situaţie convexitatea bazală este formată dacă

m< T1/T.

M. J. Kirkby (1971) dezvoltă sub raport matematic şi abordarea profilului prin

prisma “formei caracteristice”, unde acesta depinde de procese şi nu de forma iniţială a

versantului.

Convexitatea superioară a versanţilor rezultă prin combinarea acţiunii proceselor

de meteorizare, creep şi pluviodenudaţie. Concavitatea bazală se dezvoltă ca urmare a

retragerii (nu neapărat la un unghi neschimbat) a părţii de versant adiacent văii prin

spălări de suprafaţă şi în soluţie; în parte poate fi rezultatul procesului de acumulare a

166

materialelor provenite din sectoarele superioare.

Menţionăm rezultatele experienţelor efectuate de Purnavel Gh. (1997) asupra

profilului longitudinal al unor ravene din împrejurimile Staţiunii Perieni (b. h. Tutova).

Autorul a comparat grafic şi statistic profilele longitudinale ale unor ravene, trasate cu

ajutorul planurilor topografice şi al măsurătorilor de teren, în vederea determinării

influenţei lucrărilor transversale de amenajare asupra evoluţiei ravenelor. Ravenele

selectate (analizate) aparţin la două categorii: ravene active şi ravene considerate ca fiind

stabilizate şi trebuie să satisfacă aproximativ toate criteriile necesare pentru a putea fi

comparate (litologie, hidrologie, localizare pe versant, etc.). Această metodă de abordare

permite obţinerea unor informaţii cu privire la stadiul de evoluţie în care se află ravenele

active faţă de ravenele stabilizate, dezvoltate în aceleaşi condiţii naturale, cu sau fără

lucrări transversale de amenajare. S-au obţinut rezultate ce nu pot fi, deocamdată,

generalizate, ele fiind valabile numai pentru perimetrul studiat.

Autorul a obţinut următoarea ecuaţie ce descrie tendinţa profilului longitudinal de

echilibru:

H H ebL= ⋅ ⋅0 0007.

în care: H = cota talvegului ravenelor (m); Hb = cota nivelului de bază local (m); L

= lungimea de la nivelul de bază (m).

Analizând comparativ profilul longitudinal al unei ravene de versant amenajată cu

lucrări de tipul barajelor din zidărie de piatră cu mortar şi căderi de tip jilip din beton în

trei condiţii (neamenajată, amenajată cu panta de proiectare determinată clasic şi

amenajată utilizând ca pantă de proiectare tendinţa profilului longitudinal de echilibru)

se constată următoarele:

• Dacă nu s-ar fi amenajat, talvegul iniţial continua să se raveneze adâncindu-se

în unele zone cu 3 până la 5 m;

• Actuala amenajare (utilizând panta de proiectare determinată clasic) a stopat în

cea mai mare parte fenomenul de ravenare, realizând aterisări de circa 450 mc. la o

înălţime de lucrări de 36,9 m, cu excepţia treimei inferioare unde au apărut fenomene de

afuiere erodându-se un volum de circa 80 mc; Dacă s-ar fi amenajat, utilizând ca pantă

de proiectare tendinţa profilului longitudinal de echilibru, s-ar fi realizat aterisări de circa

1500 mc. la o înălţime de lucrări de 49,2 m şi fenomenele de afuiere nu-şi mai făceau

simţită prezenţa obţinându-se o eficacitate de trei ori mai mare.

167

RITMUL DE DEGRADARE A TERENURILOR PRIN RAVENARE

Ravenele apar şi se dezvoltă ca urmare a intervenţiei unui factor perturbator în

sistemul geomorfologic fluvial, prin torenţializarea întregului bazin hidrografic, sau

numai prin apariţia unor condiţii locale propice.

În figura 30 reproducem din Imeson şi Kwaad (1980) graficul ce ilustrează modul

de evoluţie a două tipuri de ravene (amintite în capitolul “Clasificarea ravenelor”), într-o

perioadă de circa 80 ani.

În figura 31 se ilustrează modul de evoluţie a fiecăruia din cele patru tipuri de

ravene identificate de autorii menţionaţi.

Se poate observa că majoritatea cercetătorilor acceptă modelul exponenţial de

evoluţie al acestor forme de relief către un profil de echilibru.

LEGEA EXPONENŢIALĂ A EVOLUŢIEI ÎN GEOMORFOLOGIE APLICATĂ ÎN

STUDIUL DINAMICII RAVENELOR

Unul din modelele folosite pentru determinarea timpului de relaxare al sistemelor

în care a intervenit o perturbare majoră este legea exponenţială pe care Graf (1977, fig.

32) a generalizat-o la descrierea ajustării tuturor sistemelor geomorfologice.

Se consideră că ravenele evoluează prin “consum de masă”, adică prin dislocarea

unei părţi din sol sau rocă şi îndepărtarea ei într-un timp, uneori extrem de scurt. Deci,

creşterea lungimii ravenelor poate fi evaluată, în timp cunoscând următorii parametri: t =

timpul când are loc perturbarea (o ploaie neobişnuită, amenajarea unui drum în pantă, o

excavaţie pe versant); A0 = lungimea potenţială de echilibru a ravenei (distanţa de la gura

ravenei până la acel punct din talveg unde cantitatea de apă care poate îndepărta

materialul nu are suficientă energie pentru a învinge rezistenţa rocii). Un asemenea punct

poate fi cumpăna de ape sau platoul interfluvial - punctul de migrare maximă a ravenei);

Ax = lungimea ravenei la data cercetării, măsurată de la vârf la gura ei; At = distanţa de la

vârful ravenei la cumpăna de ape, respectiv lungimea de teren ce urmează să fie erodată

până la punctul de echilibru. Modelul are următoarea expresie matematică:

ln ln( )A A A bt x ty t= + − ⋅

Rădoane et al. (1996) au aplicat acest model la un număr de 48 ravene măsurate

pe planuri în scara 1:2000 din zona Hârlău - Cepleniţa, pentru care, printre alte variabile,

168

au determinat şi parametrii care intră în ecuaţia de mai sus. Fenomenul de ravenaţie în

bazinul hidrografic Jijia se caracterizează prin următorii parametri (Rădoane, 1988): o

densitate medie de 0,1-1 km/km2, o lungime medie de 200 m (peste 70 % fiind sub 30

m), distanţa medie de la vârful ravenei la punctul de echilibru (respectiv cumpăna de ape)

este de 330 m. Aceste caracteristici plasează procesul de ravenaţie din arealul

exemplificat în categoria moderat (conform clasificării Kalinicenko şi Ilinski, 1976).

Variabila t, respectiv, timpul de perturbare a fost evaluată ţinând cont de ciclurile

climatice determinate pentru Podişul Moldovenesc: t = 16 ani, t = 34 ani, t = 57 ani.

Ciclurile au fost determinate pe baza analizei seriilor de timp ale precipitaţiilor anuale

pentru perioade de până la 100 ani la staţii meteorologice din Podişul Moldovenesc.

Aşadar, o dată la 16, 34 sau 57 ani, în aria Podişului Moldovenesc se manifestă o

rată crescută a agresivităţii climatice, îndeosebi prin creşterea cantităţii de precipitaţii,

care poate declanşa fenomenul de ravenaţie. Un rol important îl au tipurile de utilizare a

terenurilor, litologia, dar în cazul respectiv, au fost considerate constante pentru arealul

studiat.

Rezultatele obţinute sunt redate grafic (figura 33). Starea medie a celor 48 de

ravene a arătat următoarea tendinţă:

i) distanţa medie până la care ravenele pot evolua în actualele condiţii este de 525

m şi coincide cu punctul de echilibru de la cumpăna de ape;

ii) în cazul când perioada de perturbare se repetă odată la 16 ani, jumătate din

lungimea ravenei, respectiv 260 m, va fi erodată în 10-14 ani; în medie, sistemul de

ravene poate atinge punctul de echilibru după o perioadă de 70 ani;

iii) dacă t = 34 ani, sistemul de ravene poate atinge punctul de echilibru după o

perioadă de 140 ani, iar dacă t = 57 ani, sunt necesari peste 200 ani pentru ajungerea la

această fază.

Forma exponenţială negativă este conformă cu numeroase date reale, care arată că

ajustările dimensionale în sistemul de ravene au loc după o curbă descrescătoare,

sugerând acţiunea unei bucle de feedback negativ.

UNDE SE SFÂRŞESC RAVENELE EFEMERE?

Poesen J. et al., (1998) arată că sedimentarea puternică se opune dezvoltării

ravenelor. S-au propus mai multe modele pentru situaţiile în care sedimentarea

predomină. De exemplu De Ploey (1984) a propus un model al coluvionării:

169

5,0

8,0

qCAS cr⋅

=

unde

Scr = este unghiul de pantă critic sub care sedimentarea (coluvionarea) apare (o)

C = concentraţia de sedimente în scurgerea de suprafaţă (g/l)

q = debitul unitar al scurgerii (cm2/s)

A = factorul compoziţiei granulometrice al sedimentelor; un coeficient empiric

depinzând de mediana distribuţiei granulometrice.

Observaţiile de teren arată că în zonele intens cultivate din centrul Belgiei,

sedimentarea apare la pante cuprinse între 2 şi 4 % şi la pante cuprinse între 4 şi 6 %

pentru unele zone cu vegetaţie mai sporadică din sud estul Spaniei.

EFICACITATEA HIDRAULICĂ A RAVENELOR

În timpul unui studiu privind caracteristicile unor canale de scurgere din vestul

S.U.A., Schumm S.A. (1960 şi 1963) a descoperit că forma canalului râurilor stabile,

exprimată ca raport lăţime-adâncime (F), se asociază cu procentajul de sediment mai fin

decât 0,074 mm în perimetrul canalului (M):

F = 225 M-1,08.

Acest factor de formă (F), stabilit de Schumm, a fost ulterior preluat şi utilizat

deseori în studiul cantitativ al ravenelor. Astfel, Serviciul de Conservare a Solului din

S.U.A., în anul 1966, în “Technical Release No.32 (Geology)”, în evaluarea lărgirii

ravenelor recomandă compararea adâncimii (D) şi lăţimii între muchii (TW). Pentru două

condiţii de bază s-au stabilit următoarele relaţii:

D = 0,34 TW în soluri coezive;

D = 0,57 TW în soluri necoezive.

Rezultă că lăţimea ravenei este de trei ori mai mare decât adâncimea în

materiale coezive şi de 1,75 ori mai mare în materiale necoezive.

Pentru studierea morfologiei ravenelor Heede B.H. (1974) examinează

geometria hidraulică a unui număr de 17 ravene din bazinul Pârâului Alkali, situat pe

flancul vestic al Munţilor Stâncoşi în statul Colorado - SUA. Au fost luaţi în considerare

trei parametri:

- analiza numărului de ordin a reţelei hidrografice;

170

- variaţia formei profilului longitudinal;

- factorul de formă, respectiv raportul dintre adâncimea maximă şi cea medie.

Adâncimea medie s-a obţinut prin divizarea secţiunii transversale la lăţimea canalului,

între muchiile ravenei.

Noul indicator de formă este mai elaborat decât raportul lăţime-adâncime (F)

stabilit de Schumm. Heede recomandă ca “acest parametru trebuie interpretat precaut,

totuşi, deoarece el se poate asocia cu o varietate de secţiuni transversale, neobişnuite,

de ravenă”. Autorul apreciază că valoarea 2,0 a factorului de formă reprezintă “pragul

de eficienţă hidraulică”, în sensul că valorile superioare sunt specifice unei secţiuni cu

un perimetru udat mare şi indică o ineficientă hidraulică a canalelor. Factorul formă al

ravenelor cercetate în bazinul P. Alkali a avut valori relativ mari (în medie 2,0) şi

exprimă stadii juvenile de dezvoltare a ravenelor. Râurile în echilibru dinamic au în

medie un factor de formă mai mic de 2,0 şi, deci, se caracterizează printr-o eficienţă

hidraulică mai mare.

În acest spirit, Maria Rădoane, I. Ichim, N. Rădoane şi V. Surdeanu (1990) au

analizat un număr de 8 ravene discontinue: şapte în Câmpia Moldovei şi una, Giurgeni,

în Podişul Central Moldovenesc, la izvoarele râului Bârlad. Pentru aceste ravene cu

lungimea cuprinsă între 173 - 428 m autorii au determinat “factorul de formă Heede” în

133 secţiuni transversale de ravenă. Prin reprezentarea grafică a valorilor factorului de

formă (Ff) funcţie de distanţa de la vârful ravenei (lungimea ravenei, Lr) s-a stabilit

următoarea relaţie:

Ff = 1,287 + 0,00199 Lr

dar coeficientul de corelaţie este slab (r = 0,392). Punctul de intersecţie a dreptei

de regresie cu linia pragului de eficienţă hidraulică se plasează la o distanţă medie 350 m

de vârful ravenei ceea ce indică sectorul de unde ravenele din Câmpia Moldovei trec

într-un stadiu matur de evoluţie şi chiar de stingere.

I. Ioniţă (1997), analizând secţiunile totale ale ravenelor discontinue din

împrejurimile Staţiunii Perieni a stabilit un nou indicator de eficacitate hidrologică prin

raportarea secţiunii actuale (Sa) la secţiunea colmatată (Sc). Valoarea 1,0 a acestui factor

de formă (Sa/Sc) reprezintă “pragul de eficacitate hidrologică” a ravenei. De asemenea,

autorul propune şi un substituent al acestui indicator, de forma lăţimea fundului / lăţimea

canalului la nivelul muchiilor (b/B), mai uşor de determinat pe teren.

Semnificaţia valorilor este diferită de cea din “varianta Heede”. Astfel, valorile

171

superioare pragului de eficacitate hidrologică (valorile supraunitare) sunt caracteristice

tronsonului eficient de ravenă, capabil să evacueze apă şi material solid. Valorile

subunitare definesc tronsonul ineficient de ravenă, care pe termen lung este sufocat de

aluviuni (cf. I. Ioniţă, 1997). Autorul argumentează cele afirmate cu exemple din V.

Căldării, V. Hârcioaia, V. Puştii (b. h. Jeravăţ superior), V. Gornei (V. Poiana Codrului,

b. h. Simila), Valea Timbrului, pe cuesta Jeravăţului. Determinarea unei secţiuni

colmatate presupune eforturi însemnate (foraje sau şanţuri - profile de sol -), umane şi

materiale. De aceea, autorul a considerat utilă, găsirea unui alt parametru care să ofere o

modalitate mai comodă de estimare a indicatorului de competenţă hidrologică (Sa/Sc).

Deoarece, secţiunea utilă (actuală) a ravenelor discontinue, cu fundul afectat de

aluvionare, are forma trapezoidală, a ajuns la concluzia că “raportul dintre lăţimea

fundului (b) şi lăţimea ravenei între muchii (B) poate fi substituentul potrivit”.

Relaţia dintre indicatorul morfometric (b/B), şi indicatorul de eficacitate

(competenţă) hidrologică (Sa/Sc) s-a calculat cu ajutorul unor ecuaţii de regresie (funcţie

putere). Astfel, s-a evidenţiat o legătură inversă şi puternică (R2 = 0,9533 sau 0,9653)

între indicatori pentru ravenele discontinue, singulare. Punctul de intersecţie al liniei de

regresie cu linia pragului de eficacitate hidrologică (1,0) se realizează la valoarea de 0,47

- 0,48 a raportului b/B. Valorile ce depăşesc acest plafon critic exprimă, de fapt,

ineficacitatea hidrologică a ravenei şi sunt predominante ca distribuţie.

În cazul ravenelor discontinue, succesive, evazate (“difuzor scurt”, cf. I. Ioniţă,

1997) punctul de intersecţie se obţine la valoarea de 0,59 - 0,60 a raportului b/B.

Pe ravenele discontinue, succesive, convergente (“confuzor”) din Valea

Vasilache şi Valea Timbrului relaţia dintre cei doi indicatori este directă şi strânsă (R2 =

0,9664). Plafonul limită al raportului b/B are valoarea 0,48 dar şi la acest tip de ravene

tronsonul ineficace are o pondere scăzută şi majoritatea ravenei se caracterizează prin

valori supraunitare ale raportului Sa/Sc.

Pe de altă parte, autorul a urmărit să evidenţieze influenţa umezirii bazei ravenelor

asupra eficacităţii lor hidrologice. Se evidenţiază dublarea şi chiar triplarea eficacităţii

hidrologice pe ravenele umede în comparaţie cu ravenele uscate. Apa curgând la debite mici capătă o putere deosebită atunci când curge pe pante

mari sau în cădere. Teoretic conform relaţiei intensităţii curgerii exprimată prin puterea

curentului (Yang, 1977):

gQSρω =

172

unde ω este puterea curentului, ρ = densitatea, g = acceleraţia gravitaţională, Q =

debitul volumetric, S = panta (gradientul) energiei, dacă urmărim evoluţia numai prin

prisma pantei (S), se observă că numai datorită modului de variaţie al tangentei, puterea

curentului creşte de circa 10 ori la pante cuprinse între 45o şi 60o, ajungând să crească de

50, 5729, sau 50.000 ori la peste 80o. Se intră într-o zonă de nedeterminare numerică, în

care apa nu poate depăşi energia sa potenţială egală cu m⋅g⋅h. Totuşi, cum altfel ar putea

fi explicată evoluţia ravenelor discontinue de obârşie de vale (de exemplu cele din B. H.

Jeravăţ, Valea Timbrului, figura 10.8) care prezintă masive praguri aluvionare ce se

retrag la debite extrem de mici. Apa peliculară, ajunsă la muchia pragului se prelinge pe

firele de iarbă care atârnă sau pe rădăcini şi cade sub formă de picături subminând cu o

forţă nebănuită pragul. Retragerea are loc prin cedare gravitaţională.

Fig. 10.8 Ravene discontinue în B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului, 1998 (Foto I. Ioniţă)

173

XI. MODELAREA MATEMATICĂ A EVOLUŢIEI RAVENELOR

MODELE STATISTICE

Beer şi Johnson (1963) au considerat ca variabilă dependentă modificarea ariei

suprafeţei ravenate. Rezultatele au arătat că procesul de ravenare a fost cel mai bine

reprezentat printr-un model logaritmic:

30360,02473,014

7954,08

0440,06

0982,041 01,0 XeXXXXX −−−=

unde X1 = modificarea ariei suprafeţei ravenate (acres)

X3 = abaterea precipitaţiilor de la normal (inch)

X4 = indicele scurgerii de suprafaţă (inch)

X6 = aria suprafeţelor amenajate cu terase din cadrul bazinului (acres)

X8 = lungimea ravenei la începutul perioadei (feet)

X14 = lungimea totală de la cumpăna apelor până la gura de vărsare (feet)

Toate variabilele au fost evaluate faţă de valorile din creşterile trecute ale

ravenelor.

Thompson (1964) a analizat efectul cantitativ al variabilelor independente ale

bazinului hidrografic asupra ratei de înaintare a vârfurilor. Variabilele au fost: aria

drenată amonte de vârful ravenei, raporturile energie de relief / lungime ale bazinelor

amonte de vârf, lăţimea şi adâncimea ravenelor, înălţimile pragurilor, densitatea

drenajului şi canalelor din fiecare bazin, circularitatea bazinelor, lungimea canalelor,

panta talvegului imediat amonte de prag, variabila climatică a precipitaţiilor (suma

precipitaţiilor pe 24 ore egale sau mai mari de 13 mm) şi un factor de sol aproximativ

egal cu conţinutul de argilă al profilului de sol prin care pragul avansează. Analiza

regresiei a arătat că 77 % din varianţă a fost explicată de cele patru variabile. Testul t a

arătat că numai aria drenată, precipitaţiile şi solul au fost deosebit de semnificative în a

exprima rata de avansare a ravenei prin ecuaţia de regresie (model liniar), la nivelul de

încredere de 5 %. Variabila D (adâncimea ravenei) nu este semnificativă. De asemenea,

demn de reţinut este că din analiza statistică a datelor lui Thompson a rezultat că este

discutabil dacă panta talvegului imediat amonte de prag (S) este semnificativă la nivelul

de încredere de 5 %.

Valoarea de 0,77 a coeficientului de determinare R2 indică existenţa unei relaţii

deosebit de eficiente, devreme ce numai 1/4 din varianţă este datorată altor variabile

nemăsurate. Această pătrime neexplicată împiedică utilizarea ecuaţiei de predicţie şi în

174

alte proiecte.

În zonele de badlands din sudul Israelului, care sunt puternic disecate de ravene,

datele de teren au fost analizate statistic şi s-a propus un model simplu de avansare a

ravenelor (Seginer, 1966). Seginer a testat trei parametri geometrici ai bazinului ce pot fi

măsuraţi uşor: aria bazinului, lungimea bazinului în lungul depresiunii principale şi

diferenţa maximă de altitudine din bazin. Analiza regresiei pentru mai multe combinaţii.

Aria bazinului hidrografic a fost găsită ca fiind cel mai important factor ce determină

abateri de la medie.

Ecuaţia de predicţie a fost:

50,01ACE=

unde E este rata de avansare a vârfului ravenei (pragului), A este aria bazinului

care este drenat prin vârful ravenei, iar C1 este o constantă care variază de la un bazin la

altul.

Este evident că o abordare simplificată a cuantificării proceselor de ravenare, cum

este cea de mai sus, în cel mai bun caz reprezintă relaţii empirice valabile pentru un

anumit bazin la un moment dat. Presupunerea distribuţiei uniforme a precipitaţiilor

(exprimată prin aria bazinului hidrografic), geologiei uniforme, a solurilor şi vegetaţiei,

moduri de folosinţă a terenului neschimbate, pentru a numi doar câteva, nu permit

formularea unor predicţii pertinente.

Ido Seginer (1966) considera că în sudul Israelului ravenele erau în general

continue, dar că fiecare dintre ele poate avea mai multe praguri în lungul ei.

De asemenea, el considera că se poate presupune că există o bună corelaţie între

aria secţiunii transversale a unei ravene într-un punct şi distanţa de la acest punct la

vârful ei. Forma unei asemenea ravene idealizate este aceea de pană şi pe măsură ce

vârful înaintează ravena se lărgeşte şi se adânceşte ceea ce este echivalent cu a spune că

volumul de sol pierdut este egal cu produsul dintre rata de avansare a vârfului şi aria

secţiunii transversale a ravenei la confluenţa cu o alta de ordin imediat superior.

Limitările ecuaţiilor de predicţie bazate pe relaţiile statistice ale câtorva parametri

şi factori selectaţi au fost ilustrate de asemenea şi prin alte studii.

Investigaţiile statistice menţionate au făcut ceva lumină asupra variabilelor

implicate în creşterea ravenelor, dar cuantificarea şi predicţia creşterii sunt încă lipsite de

precizie pentru că ratele trecute de avansare (ravenare) nu indică în mod necesar ratele

175

viitoare.

Un model deterministic de creştere a ravenelor a fost propus pe baza

investigaţiilor efectuate asupra badlands-urilor din SE Alberta, Canada, unde climatul,

litologia şi energia de relief total disponibilă sunt uniforme (Faulkner, 1974). Vegetaţia

este practic absentă. Modelul inspirat de legea creşterii allometrice a lui Huxley (1964)

este de forma: 1

1dycx=

unde x este mărimea unui organ, y reprezintă mărimea organismului căruia

organul îi aparţine, iar c1 şi d1 sunt constante.

În mod obişnuit neuniformitatea factorilor de mediu cum sunt solul şi vegetaţia

este o regulă. Curgerea intermitentă prin ravenele efemere adaugă o altă sarcină

formidabilă atunci când se încearcă să se facă suficient de flexibilă o lege prezentă încât

să ţină cont de numeroasele combinaţii din teren.

MODELUL RĂDOANE (1994)

Începând din anul 1988 Maria Rădoane, N. Rădoane şi I. Ichim de la Staţiunea

“Stejarul” Piatra Neamţ, au publicat rezultatele unui program de cercetare a proceselor

de ravenaţie din Podişul Modovenesc: Ichim, Mihai (1988); Rădoane et al. (1988); Ichim

et al. (1990); Rădoane, Rădoane (1992), Rădoane et al. (1994a şi b); Rădoane et al.

(1995). În anul 1994 autorii menţionaţi publică un model empiric ce oferă posibilitatea

predicţiei ratei de avansare a ravenelor din Podişul Moldovenesc.

Pentru întocmirea modelului autorii au utilizat datele de măsurători morfometrice

şi ale analizelor granulometrice culese pe parcursul a 14 ani din studiile efectuate asupra

a 38 de ravene din zona dintre Siret şi Prut, precum şi hărţi topografice şi aerofotograme

în scara 1:2000.

Dintre ravenele investigate, 22 sunt dezvoltate în terenuri predominant marnoase

sau argiloase, iar 16 pe terenuri predominant nisipoase

Variabilele luate în considerare au fost grupate în:

- variabile ce caracterizează dezvoltarea în profil longitudinal a ravenei (lungimea

ravenei, suprafaţa activă, volumul de material dislocat);

- variabile ce caracterizează secţiunea transversală a ravenei (adâncimea maximă,

lăţimea, suprafaţa secţiunii transversale);

176

- variabile ce caracterizează depozitele de suprafaţă ale ravenei (diametrul median

al particulelor din perimetrul secţiunii transversale);

- variabile ce caracterizează morfologia bazinului de drenaj a ravenei, considerat

amonte de vârful ravenei (suprafaţă, pantă, energie).

Toate grupele de variabile au fost cuantificate în funcţie de punctul de obârşie al

ravenei (vârful ravenei). După experienţa lui Seginer (1966) zona de obârşie a ravenelor

se modifică foarte rapid şi atrage după sine modificarea tuturor parametrilor geometrici

din aval.

Autorii au considerat că factorul cu influenţa cea mai mare asupra ratei de

regresare a ravenelor din Podişul Moldovenesc este factorul litologic exprimat printr-o

măsură a compoziţiei granulometrice. Ecuaţia de regresie multiplă propusă a fost de

forma:

R a A L E Pab c d e= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅

(pentru ravenele incizate în marne şi argile)

R a b A c E d L e Pa = + ⋅ + ⋅ + ⋅ + ⋅

(pentru ravenele incizate în roci nisipoase)

unde Ra = rata de avansare a vârfului, în m/an; A = aria bazinului de drenaj

amonte de vârful ravenei, în ha; L = lungimea ravenei, în m; E = energia de relief a

bazinului , în m; P = panta medie a bazinului de drenaj, în m/100 m. Drept variabile

independente s-au ales, deci, nişte înlocuitori ai mărimii scurgerilor şi ai vitezei de

concentrare în vârful ravenei.

Analizele au inclus: (a) obţinerea matricei de corelaţie a tuturor variabilelor

investigate; (b) dezvoltarea unui model prin utilizarea regresiei pas cu pas.

Cea mai importantă variabilă independentă a ratei de regresare a ravenelor a fost

găsită ca fiind aria bazinului de drenaj din amonte de vârf. Această suprafaţă explică 54

% din varianţă în cazul rocilor marno-argiloase şi 68 % în cazul rocilor nisipoase.

Potrivit autorilor, rezultatele testării acestui model indică o rată accelerată de

dezvoltare a ravenelor imediat după momentul iniţierii şi o reducere sau chiar o sistare a

avansării după atingerea unei lungimi de echilibru.

Deci, distanţa dintre gura ravenei până la punctul de pe talveg în care apa nu mai

are suficientă energie pentru a învinge rezistenţa suprafeţei este considerată ca lungime

de echilibru (cf. Graf, 1977 din Rădoane et al., 1995). Ravenele nu se mai dezvoltă în

177

amonte de acest punct.

S-a constatat că lungimea de echilibru a ravenelor dintre Siret şi Prut variază în

funcţie de pantă, geologie şi morfologie. Pe roci argilo-marnoase, lungimea de echilibru

este de 350 - 400 m, în timp ce pe rocile nisipoase aceasta are valori între 200 - 250 m.

MODELE CONCEPUTE PE SUPORT GIS

În ultimii 10 ani foarte mulţi cercetători abordează problemele eroziunii solului în

general şi problema incizării canalelor şi evoluţia lor după o metodologie care cuprinde

următoarele etape:

- analiza topografică a terenului cu ajutorul unui program ca acela conceput de

Thorne şi Zevenbergen (1986), prin care se obţin ariile de drenaj amonte şi pantele

corespunzătoare fiecărui pixel al modelului numeric (digital) al terenului obţinut la

rândul lui din ortofotograme, aerofotogramelor, hărţi scanate, etc.; fiecare pixel

corespunde unui ochi de reţea.

- obţinerea căilor preferenţiale de scurgere cu ajutorul unor algoritmi diferiţi, pe

baza datelor obţinute în etapa precedentă privitoare la cei 8 pixeli vecini fiecărui pixel

considerat;

- impunerea unor condiţii de prag presupuse a fi necesare de trecut pentru iniţierea

ravenării, incizării canalelor, etc.

Modul de analiză a topografiei terenului conceput de Thorne şi Zevenbergen

(1986) a fost prezentat deja în cadrul acestei lucrări. Prezentăm în continuare, pe scurt,

modul de procesare a datelor extrase din modele digitale ale terenului în cadrul

programului EROSION 2D/3D al profesorului Michael von Werner de la Freiberg

(1999). Aceasta este procedura utilizată în prezent de programele ce rulează în sistem

GIS, în care toate informaţiile, indiferent de natura lor se constituie în orizonturi-fişiere

"xyz", în care x şi y sunt coordonatele, iar z este un parametru oarecare (o cantitate de

precipitaţii, un indice de sol, etc.).

Procesarea parametrilor de relief

Etapele preliminare sunt:

- Se introduce fişierul cu parametrii reliefului (modelul numeric, fig. 11.1; 11.2;

11.3; 11.4); se elimină adânciturile şi gropile;

- Calcularea pantei, aspectului şi ariilor suprafeţelor înclinate;

- Calcularea distribuţiei scurgerilor; determinarea pantei celei mai abrupte

178

Perieni

Pogana

Fig. 11.1 Modelul numeric al terenului din zona Văii Roşcani

Fig. 11.2 Modelul numeric al terenului din zona Stoişeşti - Ghermăneşti

179

Fig. 11.3 Reprezentare "image" a zonei Stoişeşti – Ghermăneşti

Vale

a Bâ

rladu

lui

Plat

oul P

orce

ana

Ghermăneşti

Stoişeşti

Fig. 11.4 Reprezentare "relief cu umbre" a zonei Stoişeşti - Ghermăneşti

180

(direcţia principală de curgere);

- Calcularea debitului de intrare; rezultă tabelul cu debitele de intrare;

- Concatenarea tabelului debitelor de intrare la sfârşitul fişierului cu parametrii de

relief; se determină concentrarea scurgerii; se concatenează fişierul proprietăţilor solului

cu fişierul parametrilor de relief;

Stabilirea punctului în care se deversează apele din bazinul hidrografic:

- Clasificarea elementelor de relief, reţeaua de canale, scurgerea de suprafaţă prin

calcularea raportului concentrarea scurgerii / valoarea de prag

- Generarea hărţii grilă; vizualizarea direcţiei principale de curgere

- Determinarea iterativă a direcţiei principale de scurgere

Calcularea pantei cu ajutorul a patru celule vecine (Ritter, 1987)

Vectorul a este:

Vectorul b merge de la vecinul sudic către cel nordic:

Produsul vectorilor dă vectorul normal n la vectorii a şi b

Aria paralelogramului creat de a şi b se calculează cu ajutorul

lungimii vectorului normal.

181

Calcularea pantei cu ajutorul a opt celule vecine

Panta este: Hidrografie

Distribuţia scurgerilor

Algoritmul D-8

Algoritmul D-8 procesează diferenţele de cotă dintre fiecare celulă şi celulele vecine cu

cote mai joase. Datorită distanţei mai mari, diferenţele de cotă pe diagonală se ajustează

cu 2 . Celula vecină cu cota cea mai mică primeşte întreaga cantitate de scurgere.

Algoritmul FD-8

Fracţia corespunzătoare diferenţelor de cotă dintre celule vecine este:

Cele mai bune rezultate pentru parametrul p se obţin pentru p = 1,1 (Freeman,

1991).

Înclinarea ϕ a suprafeţei pixelului este unghiul dintre vectorul normal n şi

vectorul z=(0,0,1),

182

care este perpendicular pe suprafaţa x-y:

Algoritmul de determinare a scurgerilor

Pentru a calcula scurgerea şi eroziunea trebuiesc procesate toate elementele de

suprafaţă (toţi pixelii) faţă de punctul cu cota cea mai joasă. O posibilă soluţie

(O'Callaghan şi Mark) este să se întocmească un tabel acre conţine toate elementele cu

cotele lor. Se crează apoi un alt tabel ce conţine valorile debitelor corespunzătoare

fiecărei celule. Se face o copie a acestui tabel în care fiecărui debit i se atribuie o valoare

de la 1 la 8. Elementele sunt trecute în revistă pe fiecare linie, coloană cu coloană.

Calculul începe cu primul element care nu are intrare lichidă. În continuare fiecare

element procesat este etichetat; numărul atribuit elementelor din care apa curge spre

elementul considerat este mai mic cu 1 decât respectivul. Astfel, ultimul element

procesat are valoarea 0 şi reprezintă ieşirea din bazinul hidrografic.

Acest algoritm se aplică pentru determinarea scurgerii concentrate, a lungimii căii

de curgere, ca şi pentru calculul eroziunii.

a) Direcţiile principale de scurgere

Calcularea ariei din amonte

Aria bazinului hidrografic al unui singur element (ariei din amonte) se determină

cu acelaşi algoritm. Aria amonte a fiecărui vecin al unui element considerat se înmulţeşte

cu procentul de intrări. Suma procentajelor ariilor amonte ale fiecărui vecin îi creşte aria

amonte a elementului considerat. Raportul dintre aria amonte şi mărimea ochiurilor

reţelei (grilei) contribuie la mărirea lungimii curgerii.

Determinarea scurgerii concentrate şi a reţelei de drenaj

183

Scurgerea concentrată reprezintă numărul de elemente din aria amonte a

elementului considerat. Pentru determinarea ei se aplică algoritmul D-8. De aceea,

elementelor cu cotele cele mai scăzute li se atribuie valoarea 0. Se stabileşte o valoare de

prag faţă de care are loc scurgere de suprafaţă sau scurgere concentrată (incizarea

canalelor). Valoarea prag determină ce arie amonte este necesară pentru a genera un

canal. Aceste valori de prag se stabilesc în funcţie de densitatea naturală a reţelei de

drenaj.

Combinarea scurgerii de suprafaţă cu cea concentrată (canalizată) în timpul rulării

programului În timpul procesării precipitaţiilor toate elementele sunt procesate în acelaşi fel, ca

şi cum ar fi elemente cu scurgere de suprafaţă. Nu se ia în consideraţie debit lichid sau

solid ca dacă provine din celule corespunzătoare canalelor. Toate aceste date sunt stocate

într-un fişier-orizont pentru a fi utilizate ulterior.

Prezentăm în continuare modelul Müller (1999) care fiind dezvoltat pe baza

cercetărilor efectuate asupra unor ravene de mari dimensiuni din Nord-Estul Insulei de

Nord a Noii Zeelande, are o particularitate interesantă. Ravenele considerate sunt

dezvoltate în roci teoretic coezive, argilite şi marne vechi, dar foarte puternic fisurate ca

urmare a punerii în loc a allochtonului Coastei Estice şi foarte susceptibile la alterare

prin sulfatare (Mazengarb, 1991). Depozitele aparţin Formaţiunii Whangai şi cuprind

alternanţe de marne dure silicioase fisurate, bine stratificate şi sfărâmate, de culoare

cenuşiu negricioasă, cu gresii subţiri şi marne calcaroase cenuşiu albicioase Cretacic

târziu-Paleogene. Credem că din această cauză ele s-au dezvoltat mai mult lateral decât

longitudinal, căpătând forme de amfiteatru. Observăm că sunt ravene continue de mari

184

dimensiuni din toate punctele de vedere, fără praguri înalte, ce la noi ar putea fi încadrate

în categoria torenţilor.

Fig. 11. 5 Ravena continuă în zona Ruatoria (Coasta Estică a Insulei de Nord a Noii

Zeelande) dezvoltată în marne şi argilite puternic fisurate ce alternează cu gresii în plăci subţiri, de vârstă Cretacic-Paleogen. (Foto Harley D. Betts, decembrie , 1999)

Se presupune că eroziunea prin ravene a fost iniţiată (accelerată) datorită ridicărilor

tectonice, dar mai ales datortă tăierii masive a pădurilor din perioada 1880-1920. Din

mărturiile localnicilor rezultă că ravena Tarndale (800 m lungime x 500 m lăţime x 300

m adâncime) s-a format în locul unei masive alunecări de teren care la rândul ei a apărut

după 20 ani de la tăiera pădurii, în iarna anului 1915.

În anii '60 zona a fost împădurită, dar efectul asupra fenomenelor de ravenaţie a fost

minor.

Cantitatea de precipitaţii în Bazinul Waipaoa variază între 1000 şi 3000 mm anual.

Cercetătorii germani şi cei neozeelandezi care s-au ocupat de ravenele din bazinul

Waipaoa au dispus de aerofotograme din trei momente: 1939, 1958 şi 1992. Din figura

11. 6 obţinută prin compararea modelelor digitale ale terenului se observă modul de

evoluţie al ravenelor din interfluviul Mangatu - Te Weraroa, de pe o suprafaţă de 4 km2.

185

Se poate observa că ravenele mari (Tarndale şi Mangatu) au depăşit limitele

bazinelor hidrografice trasate pentru situaţia din 1958, iar pe de altă parte, evoluţia lor

este mai degrabă areală decât liniară. Din aceste două motive Müller et al. (1999) au fost

nevoiţi să cuantifice rata evoluţiei prin aria ravenată, pe de o parte, iar pe de altă parte să

introducă în model aria ravenei însăşi (Burkard şi Kostaschuk, 1997) pentru a rezolva

problema consumării bazinului hidrografic.

Müller M. U., Dymond J. R., (1999) au dezvoltat un model empiric bazat pe

relaţii statistice care descriu procesele erozionale. Modelul este împărţit în trei părţi:

1. Iniţierea

2. Creşterea (dezvoltarea)

3. Stingera (stabilizarea)

Modelul iniţierii ravenelor se bazează pe relaţii statistice între frecvenţa de

apariţie a ravenelor şi aria subbazinului hidrografic care contribuie.

⎪⎪⎩

⎪⎪⎨

⎧

−−

=

1

0

)(minmax

min

AAAA

initiereP w

unde Aw = aria măsurată în amonte, Amin ş

iniţiere (ha). Acestea sunt definite ca valoarea m

posibilă şi respectiv valoarea maximă de prag pe

minimă este pur şi simplu cea mai mică valoare

s-a produs ravenarea, în timp ce valoarea maxi

subbazinele sunt ravenate. Ecuaţia (1) indică pro

după despădurire.

S-a considerat că retragerea pragurilor (de fap

hg Ac

dtdL

1=

unde dLg/dt eset modificarea de lungime a r

empiric ce depinde de natura materialului şi Ah es

Burkard şi Kostaschuk (1997) au descope

este influenţată de aria din amonte şi de aria rav

drenată către ravenă este o măsură a cantităţii tot

186

dacă Aw < Amin

dacă Amin ≤ Aw≤Amax (1)

i Amax pragurile minim şi maxim pentru

inimă de prag peste care ravenarea este

ste care ravenarea este sigură. Valoarea

a ariei vreunui bazin hidrografic în care

mă este valoarea ariei peste care toate

babilitatea de ravenare a unui subbazin

t a vârfului ) se afce liniar către amonte:

(2)

avenei în timp (m/an), c1 un coeficient

te aria din amonte de vârf.

rit că rata de creştere a ariei ravenelor

enei însăşi. Se consideră că aria totală

ale de scurgere disponibilă. Modelul de

creştere a ariei este de forma:

gwg AAc

dtdA

2= (3)

unde dAg/dt este rata de modificare ariei în timp, c2 un coeficient empiric influenţat

de morfologia terenului şi de proprietăţile fizice ale regolitului şi rocii de bază. Aw şi Ag

sunt aria bazinului şi respectiv aria ravenei.

Următoarea ecuaţie descrie stingerea (stabilizarea) ravenei:

gg Ac

dtdA

3−= (4)

unde dAg/dt este rata de modificare ariei în timp, c3 un coeficient empiric care descrie

stingerea, Ag este aria ravenei.

Modelul necesită intoducerea a şase parametri: Ach, Amin, Amax, c1, c2, c3 şi A0 şi

permite calcularea lungimea şi aria ravenei anual.

Aria din amonte şi direcţia de curgere sunt extrase din modelul digital al terenului cu

ajutorul funcţiilor flowaccumulation şi flowdirection din pachetul GIS ARC/INFO.

Dacă un subbazin este acoperit de pădure, programul începe procedura de

stabilizare a ravenei. Altfel, se presupune că aceasta va creşte până când va atinge, în

final limitele bazinului hidrografic. Cum stingerea nu este niciodată încheiată se

consideră că o ravenă s-a stins complet atunci când aria ei devine mai mică decât A0.

Ravenele se retrag spre amonte urmărind liniile (direcţiile) de curgere. Reţeaua de

ravene este "lăsată" să crească până când atige un punct în care scurgerea disponibilă

(aria din amonte) nu mai este suficientă pentru a produce în continuare eroziune. În sens

geomorfic acesta este pragul dintre procesele fluviale şi cele de versant. Acesta este

punctul în care vârful ravenei se opreşte. Cum această valoare nu poate fi măsurată se

utilizează Amin.

Concluzia este că la începutul evoluţiei lor ravenele sunt mai mult influenţate de

aria bazinului hidrografic şi abia în fazele mai avansate şi de aria ravenei însăşi.

Betts et al. (1999) a găsit relaţia:

gAcdt

dH= (5), unde dH/dt este rata de

adâncire a ravenei, c o constantă empirică şi Ag = aria ravenei.

187

193919581992Con aluv.CumpanaCanal

6

7

4 5

8

9

10

3

11

Mangatu

Tarndale

Fig. 11. 6. Evoluţia unor ravene din bazinul Waipaoa Noua Zeelandã în perioada 1900 – 1992 (după Derose R. C. et al., 1998)

188

XII. MIGRAREA PRAGURILOR RAVENELOR

Migrarea pragurilor este una din cele două preocupări majore ale autorilor care au

cercetat ravenele.

Cele mai multe aspecte din acest domeniu pot fi mai bine înţelese dacă se cunosc

rezultatele cercetărilor efectuate de Dr. Kerry M. Robinson şi Gregory Hanson în

canalul hidraulic la Stillwater, Oklahoma, în ultimii 10 ani.

În 1994, ocupându-se de problema apariţiei ravenelor (canalelor ce prezintă

praguri bine definite în amonte) în zona deversoarelor barajelor, autorii au constatat

următoarele:

Într-o scurtă paranteză amintim că la multe baraje, în Statele Unite, indiferent de

natura materialelor din care sunt construite, deversoarele de ape mari se fac totuşi sub

forma unor canale de pământ înierbate, în ideea că aceste canale vor fi străbătute de apă

cu o probabilitate de cel mult 4 % şi deci eventualele pagube produse atât de rar sunt

suportabile.

Apariţia ravenelor pe fundul unor canale înierbate se produce în trei faze. Faza

întâia este una erozională şi are ca efect distrugerea şi înlăturarea covorului vegetal,

dacă există, şi dezvoltarea scurgerii concentrate. Faza a doua are loc prin eroziunea în

continuare, în aval, ca urmare a efortului concentrat ce conduce la formarea unui prag

vertical sau aproape vertical. Faza a treia a procesului erozional cuprinde avansarea spre

amonte a pragului, acre poate fi de asemenea însoţită de lărgire şi adâncire.

Faza I – înlăturarea covorului vegetal şi formarea scurgerii concentrate

Dacă se consideră că cedarea este rezultatul eroziunii prin covorul vegetal,

relaţiile care guvernează acest fenomen sunt:

( ).

cedk ττε −= (1)

cu 2.

1 ⎟⎠

⎞⎜⎝

⎛⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ −=

nn

CdS sFe γτ (2)

în care

ε = rata de eroziune sau detaşare exprimată în unităţi de volum pe unitatea de

suprafaţă, în unitatea de timp

189

kd = coeficientul ratei de detaşare (detaşabilitate) exprimat în unităţi de volum pe

unitatea de suprafaţă, în unitatea de timp, pe unitatea de efort unitar

τe = efortul erozional efectiv exercitat asupra solului

τc = efortul critic de prag al solului

γ = densitatea apei

d = adâncimea scurgerii

S = panta gradientului energiei

CF = factorul acoperirii cu vegetaţie

ns = rugozitatea granulelor de sol exprimată în termenii coeficientului lui

Manning

n = numărul lui Manning

Dacă se presupune că curgerea este uniformă şi stabilă, d devine adâncimea

normală de curgere şi S panta canalului. CF, ns şi n se găsesc în normative de proiectare.

Reprezentând proprietăţile solului prin indicele de plasticitate, integrând ecuaţia 1 până

la punctul de distrugere a covorului vegetal cu presupunerea că τe >>τc şi calibrând cu

date de la deversoarele naturale, rezultă relaţia care descrie timpul de cedare a covorului

vegetal (Temple, 1992):

∫ +=ft

we Idt0

509τ (3)

unde tf este timpul de cedare al covorului vegetal iar Iw este indicele de

plasticitate al solului cu τe în Pascali şi t în ore. Având hidrograful deversorului

cunoscut, tf din ecuaţia 3 poate fi determinat prin integrarea numerică. Integrarea

întregului hidrograf cu partea stângă a ecuaţiei 3 mai mică decât cea dreaptă indică o

forţă de atac insuficientă pentru a provoca cedarea.

Deşi nu s-a observat în laborator, se poate specula că pentru eforturi mari, modul

de cedare se poate schimba trecând în distrugerea generală a covorului vegetal printr-un

efort hidraulic turbulent masiv (grosier). În unităţi metrice, curba care limitează ecuaţia

3 este descrisă de relaţia:

21

21

6462

46,0

98 +⎟

⎠⎞

⎜⎝⎛ −=τrD

(4)

în care Dr este adâncimea disponibilă pentru pătrunderea rădăcinilor în metri şi τ

190

efortul hidraulic total în Pascali.

CF, factorul acoperirii cu vegetaţie (Temple et al., 1987) reprezintă condiţiile

locale. Dacă stratul vegetal a fost înlăturat în întregime valoarea potrivită pentru factorul

CF este zero.

Faza II de eroziune prin curenţi concentraţi reprezintă tranziţia de la faza 1 la faza

3 (avansarea pragului). Începe în momentul în care întregul înveliş vegetal a fost

înlăturat şi se formează curgerea concentrată. Ea se sfârşeşte în momentul în care

eroziunea este suficient de puternică pentru a produce plonjarea apei cu concentrarea

energiei şi efortului la baza pragului. Este similară cu discontinuitatea majoră descrisă

mai sus cu excepţia faptului că protecţia vegetală a fost local înlăturată şi că diferite

materiale pot fi întâlnite pe măsură ce eroziunea progresează.

Dacă se presupune că panta fundului în zona concentrării curgerii este egală cu

panta fundului canalului, că eroziunea este limitată de rata detaşabilităţii şi că toate

elementele de rugozitate din zona de concentrare a scurgerii pot fi potenţial detaşate de

către curent, atunci efortul efectiv erozional este egal cu efortul total şi poate fi calculat

cu:

( )Shde +== γττ (5)

unde

d = adâncimea curgerii în afara zonei curgerii concentrate

h = adâncimea erodată în zona de concentrare a efortului şi curgerii.

Prin definiţie τc este efortul mediu în timp la care mişcarea particulelor începe.

Unii cercetători cum ar fi Lavelle şi Mofjeld (1987) au pus sub semnul întrebării

faptul dacă mişcarea incipientă există de fapt. Pentru materialele care se prezintă ca

particule separate (discrete) se utilizează în general diagrama lui Shields ca bază pentru

determinarea efortului critic de forfecare pentru începerea mişcării (ASCE – Societatea

Americană a Inginerilor Civili, 1966). Această abordare a fost adoptată şi de Temple şi

Hanson luând ca diametru reprezentativ al particulelor, rădăcina cubică a volumului

particulelor. Pentru materialele geologice aflate în stare naturală (in situ) această

abordare este aproximativă pentru că nu ia în considerare forma particulelor şi

fenomenul de interblocare. Pentru condiţiile din apropierea suprafeţei terenului ce

prezintă interes pentru formarea pragurilor aceasta nu ar fi o problemă atât de gravă, în

comparaţie cu materialele din adâncime datorită tendinţei materialelor de suprafaţă de a

191

fi fost deranjate în prealabil. Pentru materialele geologice nederanjate se impun studii

suplimentare.

Din literatura de specialitate s-a dedus că coeficientul de erodabilitate poate fi

calculat pe baza procentului de argilă, densităţii aparente şi indicelui de plasiticitate:.

⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜

⎝

⎛⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−=

10,3406,0

%121,0exp10

w

d

d

wd ck

γγ

γγ

(6)

unde

kd = rata eroziunii în unităţi de (cm3/N-s)

c% = procentul de argilă

γd = densitatea aparentă Mg/m3

γw = densitatea apei Mg/m3

Coeficientul de determinare (r2)pentru ecuaţia 6 a fost 0,71.

Sfârşitul fazei 2 (curgere concentrată, detaşarea materialelor de suprafaţă) şi

începutul fazei 3 (avansarea pragului) se defineşte ca punctul în care curgerea plonjează

şi dezvoltă o faţă verticală cu efort crescut şi disipare a energiei curentului la bază. De

aceea depinde de debit. Deşi condiţiile actuale la tranziţie vor depinde de asemenea de

pantă şi de condiţiile din aval, o primă estimare se poate obţine prin examinarea

scufundării (submergenţei) unei căderi de apă faţă de o suprafaţă orizontală cu ieşire

liberă şi a condiţiilor critice la muchia pragului. În aceste condiţii, o pânză suspendată

va avea tendinţa să fie susţinută (df = h) ori de câte ori înălţimea cascadei, h, este mai

mică sau egală cu adâncimea critică a curgerii, dc (Rand, 1955). Pentru h mai mare decât

dc, pânza va tinde să fie nesusţinută şi va tinde să plonjeze spre aval. De aceea, pentru

aplicaţiile la care nu sunt disponibile informaţii mai detaliate, sfârşitul fazei 2 şi

începutul fazei 3 de pot fi aproximate prin condiţia de egalitate între adâncimea de

eroziune şi adâncimea critică. Pentru o adâncime de eroziune mai mare decât adâncimea

critică, va exista posibilitatea avansării pragului.

O scurtă trecere în revistă a unor rezultate obţinute pe tema migrării pragurilor

indică:

• Powledge şi Dodge (1985) au constatat cu ocazia efectuării unor teste în

canalul hidraulic că creşterea gradului de compactare Proctor de la 95 %, la 102 % a

avut ca rezultat înjumătăţirea cantităţii de sol erodat.

192

• Robinson (1990) a observat că compactarea a avut un impact semnificativ

asupra ratei de avansare a pragurilor într-un sol compactat la două densităţi diferite.

Solul a fost compactat la între 82 şi 90 % compactare Proctor standard la un test şi între

95 şi 105 % la celălalt. Rata de avansare a pragului s-a redus de la 0,17 m/min la 0,001

m/min datorită compactării crescute.

• Hanson (1992)şi Hanson şi Robinson (1993) au ajuns la aceleaşi concluzii

efectuând testele cu ajutorul aparatului de testare a erodabilităţii cu jet submersat.

• Stein şi Julien (1993) au determinat că rata de avansare a pragurilor depinde de

detaşabilitatea materialelor imediat deasupra şi dedesubtul (amonte şi aval) pragului.

Dacă eroziunea deasupra pragului este dominantă, atunci înălţimea pragului scade şi

tinde să se apropie de fundul canalului. Dacă predomină eroziunea aval de prag, atunci

pragul migrează spre amonte păstrând o faţă aproximativ verticală.

• Stein (1993) a examinat două moduri de migrare a pragurilor: 1) Praguri

rotaţionale care tind să se aplatizeze pe măsură ce înaintează; şi 2) Praguri abrupte care

tind să păstreze o faţă verticală în timpul migrării. Rata detaşării sedimentelor imediat

amonte şi aval de prag a fost utilizată pentru a aprecia care tip de prag predomină.

EXPERIENŢE EFECTUATE ÎN CANALUL HIDRAULIC, DE DIMENSIUNI APROPIATE

DE CELE REALE, CU PRIVIRE LA MIGRAREA PRAGURILOR

În continuare se vor prezenta rezultatele cercetărilor efectuate de către Hanson G.

J., Robinson K. M. şi Cook K. R., într-un canal hidraulic (figura 12.1) între anii 1990 -

1998. În 1994, testele s-au efectuat într-un canal hidraulic cu dimensiunile de: 29,3 m

lungime, 2,4 m adâncime, 1,8 m lăţime, la un debit unitar de 0,86 m3/s/m.

Materialul a fost argilă nisipoasă roşie. Umiditatea solului a variat între 12,6-15,9

% fapt ce a îngreunat compararea rezultatelor datorită puternicei influenţe pe care

umiditatea o are asupra proprietăţilor fizico-mecanice ale solului.

S-au efectuat 11 teste în canalul hidraulic, examinându-se rata de avansare a

pragurilor, cu trei înălţimi ale pragului şi trei debite. Alţi parametri urmăriţi au fost:

umiditatea, densitatea aparentă, rezistenţa la compresiune monoaxială şi adâncimea apei

în marmită (backwater level). Rata de avansare a fost de 0,5-1,5 m/h.

193

Scara

Canal de măsurarea debitului

Canal de testarepropriu-zis

Fig. 12.1 Dispozitivul experimental (canalul hidraulic) utilizat pentru

experienţele privind rata de avansare a pragurilor

S-a constatat că natura şi mărimea compactării au un impact deosebit asupra

comportării solurilor. Alte constatări au fost:

- rata de avansare a crescut uşor odată cu creşterea înălţimii pragului, la un debit

constant;

- la praguri înalte şi debite mici este cel mai probabil să se formeze pânze aerate,

în vreme ce căderile mici şi debitele mari produc pânze neaerate;

- buzunarul de aer de sub pânză devine mai mic dacă înălţimea căderii a scade în

timp ce debitul creşte;

- pragurile au avansat în timpul testelor atât cu faţă verticală cât şi cu faţă

înclinată;

- testele cu umiditate mare a materialului au prezentat eroziune pe faţa verticală a

pragului.

194

INFLUENŢA UNUI NIVEL DE NISIP ASUPRA RATEI DE AVANSARE A PRAGULUI

Prezenţa unui nivel de nisip într-un profil de sol influenţează rata de avansare a

pragurilor.

Canal demăsurarea debitului

Cădere

Zonă de liniştiredin pământ Canal de testare

propriu-zis

Bw

din pământCanal de ieşire

Deversorcu înălţimereglabilă

Fig. 12.2 Canalul hidraulic cu posibilitatea reglării nivelului apei la baza pragului (în

marmită) (Robinson şi Hanson, 1994)

În acelaşi canal (29,3 m lungime, 2,4 m adâncime, 1,8 m lăţime) s-au plasat

straturi de sol de 15 cm grosime, compactate la umiditatea optimă de compactare. Un

strat de nisip de 30 cm grosime a fost plasat la baza pachetului de 1,2 m grosime, pe o

lungime de 12,2 m. Testele s-au desfăşurat menţinându-se un debit de 1,55 m3/s şi o

adâncime a apei în “marmită”, la baza pragului, de 1,0 m. (Figura 12.2) S-a constatat că

ratele de avansare ale pragului au scăzut pe măsură ce densitatea medie şi rezistenţa

medie la compresiune monoaxială a solului testat au crescut. Rezistenţa solului a crescut

atunci când densitatea solului a crescut (compactare artificială). Când materialul de

deasupra orizontului de nisip a fost mult mai rezistent la eroziune, prezenţa orizontului

de nisip a crescut în mod dramatic rata de avansare a pragului. Materialul a fost înlăturat

de la baza pragului, s-au format crăpături de distensiune şi s-au produs deplasări în masă.

Pe măsură ce erodabilitatea materialului de deasupra creşte, influenţa stratului de nisip

scade (Figura 12.3).

INFLUENŢA ADÂNCIMII APEI DE LA BAZA PRAGULUI

ASUPRA RATEI DE AVANSARE

În 1996, în canalul hidraulic, materialul testat a fost dispus pe o lungime de 12,2

m, 1,8 m lăţime şi aproximativ 1,3 m înălţime. Pentru luarea probelor s-au consumat

circa 1,2 m de umplutură. Restul de 11 m de umplutură au fost testaţi expunând fiecare

porţiune de câte 2,75 m lungime la un nivel diferit al apei din "marmită" (de la baza

195

pragului). Debitul a fost pentru toate testele de 1,6 m3/s.

Ava

nsar

e (m

)

Timpul (ore)

Lentilă de nisip

Fără lentilă de nisipdx/dt=1,7m/h

dx/dt=0,15 m/h

Fig. 12.3 Influenţa prezenţei unei lentile de nisip în stratificaţia unui prag asupra

ratei de avansare (Hanson şi Robinson, 1997)

Menţinerea aceloraşi condiţii de sol s-a dovedit a fi o problemă dificil de rezolvat.

Astfel variaţiile umidităţii solului şi densităţii au un impact dramatic asupra ratei de

avansare a pragului (Robinson şi Hanson, 1995). Pe măsură ce umiditatea solului şi

densitatea cresc, rata de avansare a pragurilor de descreşte şi invers, respectiv la

umiditate şi densitate mică apar cele mai mari rate de avansare a pragurilor.

Efortul exercitat asupra feţei pragului este maxim atunci când raportul

adâncimea apei la baza pragului / înălţimea pragului (Bw/H) este de aproximativ 0,8.

Nivelul apei de la baza pragului a influenţat rata de avansare cu un factor

cuprins între 2,6 şi 7,5 pentru intervalul în care au variat umiditatea şi densitatea (w

=12,1-14,4 %, iar γd = 1,60-1,73 g/cm3.

SCOBIREA LA BAZA PRAGULUI

Opt teste au fost efectuate, în condiţii de sol diferite, măsurându-se rata

eroziunii verticale imediat aval de prag (în zona în care plonjează apa). Toate testele

au fost efectuate în condiţii de apă scăzută în marmită pentru a crea condiţiile cele

196

mai defavorabile.

Este de aşteptat ca pe măsură ce adâncimea pe care are loc eroziunea verticală

prin jet creşte rata eroziunii laterale (spre baza pragului, spre pereţi) să fie mare.

Robinson (1992) a dezvoltat o ecuaţie de predicţie a efortului pentru condiţiile de apă

scăzută în marmită:

( ) ( ) ( ) ( ) 114,0582,0001,032 ///011,0/ −−= awaaah DBDHgDqDT γ

unde:

Th = efortul maxim orizontal mediu-în-timp

γ = densitatea apei

Da = adâncimea apei deasupra pragului

q = debitul unitar

g = acceleraţia gravitaţională

H = înălţimea căderii

Bw = nivelul apei în marmită

Din această relaţie rezultă că pe măsură ce creşte înălţimea pragului (căderii)

creşte şi efortul orizontal.

Concluzii: • Variaţia proprietăţilor solului influenţează rata eroziunii prin jet în măsură mai

mare decât înălţimea pragului (efortul de forfecare creşte odată cu înălţimea pragului,

dar această influenţă este umbrită de proprietăţile fizice ale solului, respectiv variaţia

umidităţii în intervalul amintit a făcut greu de decelat relaţiile dintre debit, înălţimea

pragului şi rata eroziunii).

• Gradul de compactare, are o influenţă deosebită asupra eroziunii verticale.

• Rata scobirii (eroziunea prin presiunea jetului care plonjează şi ricoşează)

scade pe măsură ce densitatea solului şi umiditatea cresc.

INFLUENŢA COMPACTĂRII SOLULUI ASUPRA RATEI DE AVANSARE A

PRAGURILOR

Gradul de compactare şi umiditatea solului au un efect clar asupra rezistenţei

solului în timpul migrării pragurilor. O compactare sporită şi un conţinut de apă apropiat

de umiditatea optimă de compactare a solului au ca efect creşterea rezistenţei solului.

Rezultă că un conţinut de apă mai mare decât umiditatea optimă de compactare a solului,

197

care se poate determina în laborator, are ca efect scăderea rezistenţei solului.

Parametrii rezistenţei la compresiune monoaxială (rezistenţa la compresiune

monoaxială, integrala ariei de sub curba efort-deformaţie până la punctul de cedare (Is)

şi modulul de elasticitate (Es) se dovedesc a fi indicatori acceptabili ai rezistenţei

solurilor în timpul migrării pragurilor. Is nu este folosit în mod obişnuit de ingineri. A

fost descris de Panwar şi Siemens (1972) ca fiind energia de cedare / unitatea de volum

de sol. Autorii au stabilit o relaţie empirică între rata de avansare a pragurilor şi Is:

Ar = 2,6(Is)-1,5

unde Ar = rata de migrare a pragului în m/h, iar Is este exprimat în kPa.

MĂSURAREA EFORTULUI AMONTE DE MUCHIA UNUI PRAG

Într-un canal hidraulic construit în întregime din plastic acrilic, cu dimensiunile

de 2,4 m lungime, 0,3 m lăţime şi 0,6 m înălţime, s-a modelat un prag de sol, ce

avansează datorită unui curent de apă. Piesa cea mai importantă a acestui model a

constituit-o un traductor special (flush-mounted hot-film) cu care s-a putut măsura

efortul exercitat de apă în foarte mare detaliu, pe interfaţa lichid-solid, începând de la

muchia pragului spre amonte.

După cum se cunoaşte din teorie, la trecerea peste un prag lama de apă se

îngustează. Experienţele, efectuate pentru numere Froude cuprinse între 1 şi 4, au arătat

că în imediata apropiere a muchiei pragului efortul exercitat de către curentul de apă

asupra terenului creşte. Deci cu cât ne depărtăm de muchie acesta scade.

S-a stabilit o ecuaţie de predicţie a efortului limită ce are semnificaţie legată de

rata de avansare a pragurilor, de forma:

( ) ( )[ ]tf EcSbaaeD ln/ln ++=γτ

unde

τ = efortul de forfecare limită la muchie

Da = adâncimea apei în apropierea muchiei

a = -5,79

b = 1,28

c = 41,25

Sf = suprafaţa de frecare

Et = termen energetic adimensional ce se calculează cu formula:

198

gv

ppg

v

Ec

tνγ∆−

+=

2

2

unde

vc = viteza critică

ν = vâscozitatea cinematică

g = acceleraţia gravitaţiei

MODELE DETERMINISTE PRIVIND MIGRAREA PRAGURILOR

Piest et al., (1975) au descris importanţa forţelor tractive pe pereţii ravenei, a

deplasărilor în masă la nivelul malurilor şi al curăţării fundului de materialul căzut de

către curentul de apă. S-a subliniat de asemenea rolul apei de infiltraţie, de subsuprafaţă.

Stabilitatea malurilor de râuri ca şi a malurilor ravenelor implică câteva procese

similare cum ar fi eroziunea laterală şi degradarea fundului. Stabilitatea malurilor de

râuri a fost analizată folosind metoda Culmann a stabilităţii versanţilor (Lohnes şi

Handy, 1968; Osman şi Thorne, 1988; Alonso şi Combs, 1990).

May (1989) şi Palmerton (1991) au abordat tema eroziunii rocilor şi proceselor

de responsabile de avansarea pragurilor în cazul deversoarelor de pământ. A fost

subliniată influenţa deplasărilor în masă asupra ratei de avansare a pragurilor. Aceste

cercetări au arătat că potenţialul erozional al mişcării spre amonte al knickpoints-urilor

este controlat de geometria pragului, de viteza de mişcare a apei, de presiunea de sub

pânza de apă.

Modelele De Ploey (1989) şi Temple (1992) pot fi uşor aplicate odată ce

utilizatorul a estimat coeficienţii de erodabilitate dependenţi de material.

Stein şi Julien (1993) au examinat în detaliu problema migrării pragurilor de

rigole. Modul de migrare a fost determinat dintr-un parametru de stabilitate al pragului,

definit ca un raport în scară de timp al detaşării sedimentelor amonte şi aval de prag.

Dacă predomină eroziunea amonte de prag atunci înălţimea pragului descreşte gradual şi

se apropie de fundul canalului. Dacă predomină eroziunea aval de prag (la baza

pragului), atunci pragul migrează spre amonte cu o faţă aproximativ verticală.

Barfield et al., (1991) au determinat un model deterministic al eroziunii canalelor.

199

Acest model permite calculul dezvoltării găurilor datorate jetului şi cedarea pragurilor.

Eforturile de forfecare pe pereţii canalului sunt calculaţi cu ajutorul teoriei jetului

împingător.

Relaţiile simple privitoare la migrarea pragurilor s-au axat aproape întotdeauna

pe energia căderii ca fiind mecanismul conducător (De Ploey, 1989; Temple, 1992;

Temple şi Moore, 1994). Aceste modele se pot împărţi în două categorii.

Prima categorie se bazează pe premisa existenţei unui coeficient dependent de

natura materialului şi a unui parametru al atacului hidraulic, astfel:

( )ABdtdx

= (1)

unde:

dx/dt = rata de avansare a pragului spre amonte

B = un coeficient al ratei de avansare dependent de natura materialului

A = atacul hidraulic

În această categorie se încadrează două modele. Primul este cel dezvoltat de De

Ploey (1989). Al doilea model de avansare a pragurilor este propus de Temple (1992) şi

este similar cu cel propus de Kohl et al. (1988).

De Ploey (1989) a propus o ecuaţie care lega rata de avansare a pragului de

energia cinetică a căderii de apă şi un factor dependent de natura materialului:

( )[ ]hugqEdtdx

r 2/2+= (2)

unde:

dx/dt = rata de avansare (m/h)

q = debitul unitar (cm3/h/cm)

Er = coeficientul ratei de avansare dependent de material (s2/cm2)

g = acceleraţia gravitaţională (m/s2)

u = viteza medie a curgerii la muchia pragului (m/s)

h = înălţimea pragului (căderii) (m)

Coeficientul Er este o funcţie de densitatea materialului, tăria (rezistenţa)

materialului, geometria pragului şi de proprietăţile mecanice şi structurale ale

materialului.

Al doilea model, cel propus de Temple (1992) este de forma:

200

zv HqCdtdx

⋅⋅= (3)

unde:

C = coeficientului care depinde de material [(s1/3/(m1/6-h)]

q = debitul unitar (cm3/h/cm)

H = modificarea gradientului energiei la trecerea peste prag (m)

v şi z = exponenţi egali cu 1/3 şi respectiv 1/2.

Autorul consideră că H poate fi considerat egal cu înălţimea pragului.

Kohl et al., (1988) au exprimat acelaşi model în termenii ratei detaşabilităţii

pragului în loc de rata migrării pragului.

Modelele din a doua categorie se bazează pe premisa existenţei unui coeficient

dependent de material şi a unui atac hidraulic excesiv:

( )0AABdtdx

−= ) (4

unde A0 reprezintă pragul dependent de material sub care avansare pragului nu

are loc.

Analizând modelul lui Kohl, Elliot şi Laflen (1993) au observat că la rate scăzute

de curgere, detaşabilitatea a fost nesemnificativă şi că trebuie introdus un termen-prag

dependent de material care să îmbunătăţească relaţia. Utilizând o valoare-prag

dependenta de material, Temple şi Moore (1994) au propus relaţia:

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−= '

.'.a

t

a

EEPdtdx

(5)

unde

P = coeficient dependent de material, al ratei de avansare (m/s1/3)/(N1/3/h) .

E = rata disipării energiei pe unitatea de lăţime a pragului, qγH (N/s)

tE.

= pragul energetic necesar pentru a genera avansarea pragului (N/s)

a' = un exponent determinat empiric (=1/3)

q = debitul unitar (m3/s/m)

201

γ = densitatea apei (N/m3)

Modelul Temple şi Moore este atractiv pentru că P şi sunt funcţii de acelaşi

parametru şi anume indicele erodabilităţii pragului, Kh:

tE.

( )'log' dKbP he += (6)

şi

( )⎥⎦⎤

⎢⎣

⎡

⋅= he Kb

ht eaKE 101log21

(7)

unde a, b, b' şi d' sunt constante determinate empiric, iar Kh este indicele de

erodabilitate al materialului din care este constituit pragul.

P este limita prin aceea că trebuie să fie mai mare sau egal cu 0,0352

(m/s1/3)/(N1/3/h), aşa cum au stabilit autorii (Temple şi Moore, 1994).

Avansarea pragurilor compuse din materiale diferite nu este încă bine înţeleasă.

S-a observat că un material mai slab situat în partea inferioară creşte rata de avansare

(Robinson şi Hanson, 1995). Ce contribuţie are fiecare material la avansarea pragului nu

este clar încă.

Temple şi Moore (1994) au ales o medie ponderată cu adâncimea a logaritmului

indicelui de erodabilitate al pragului, pentru materialele expuse (care aflorează), Khi,

pentru a reprezenta indicele de erodabilitate compozit al pragului, Khc pentru acele

praguri cu multiple materiale:

( )

⎥⎥⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢⎢⎢

⎣

⎡∑

=

=

h

Kh

hc

n

ihii

eK

1

ln

(8)

Adâncimile individuale ale diferitelor materiale sunt desemnate prin hi şi

adâncimea totală a pragului este h.

Termenul Er compus (Erc) se calculează tot ca o medie ponderată cu adâncimea:

h

EhE

n

irii

rc

∑== 1

(9)

Concluzii:

202

Rezultatele determinărilor efectuate în canalul hidraulic au fost comparate cu cele

trei modele existente.

- Parametrii materialului pentru cele trei ecuaţii Er, C şi Kh se corelează foarte

bine între ei şi respectiv cu rata de avansare a pragului. Corelaţia atât de bună

acestor parametri cu rata de migrare a pragului indică faptul că parametrii

hidraulici, cel puţin în acest caz, nu sunt semnificativi! (Figura 12.4).

Fig. 12.4 Corelaţia dintre rata de avansare a pragului şi coeficienţii de erodabilitate (Hanson, Robinson şi Cook, 1996)

- Deşi proprietăţile solului par să domine procesul de migrare a pragului, totuşi se

pare că cele trei modele nu descriu foarte bine procesele hidraulice. In acest sens se

atrage atenţia asupra efectului neliniar pe care îl are adâncimea apei la baza pragului (în

marmită) (= Bw). Bw determină creşterea ratei de avansare a pragului la o valoare

maximă atunci când raportul Bw/h se apropie de 0,8 după care scade.

- Proprietăţile solului măsurate, cu excepţia modulului de elasticitate se corelează

semnificativ cu dx/dt, cu Er, C şi Kh.

- Volumul porilor şi densitatea aparentă, care se corelează puternic între ei, au cea

mai bună corelaţie cu Er, C şi Kh.

INDICELE ERODABILITĂŢII PRAGURILOR

În scopul predicţiei ratei de avansare a pragurilor, autorii au caracterizat

depozitele geologice cu un indice al erodabilităţii pragului, definit de Kirsten (1988):

Kh = Ms (RQD/Jn) Js (Jr/Ja) (1)

unde:

Kh = indicele de erodabilitate al pragului

203

Tabelul 12.1

Coeficienţii de determinare ai corelaţiilor dintre rata de avansare a pragurilor

(dx/dt) şi coeficienţii de erodabilitate Er, C şi Kh

Variabila dx/dt Er C Kh

Indicele porilor (e) 0,70 0,67 0,70 -0,72

Densitatea aparentă (t/m3) -0,68 -0,65 -0,68 0,73

Umiditatea (%) -0,51 -0,51 -0,55 0,69

Indicele de erodabilitate la jet (Ji) 0,50 0,50 0,52 -0,53

Rezistenţa la compresiune monoaxială (kPa) -0,38 -0,37 -0,40 0,53

Deformaţia la cedare (%) -0,43 -0,44 -0,45 0,70

Is la cedare (kPa) -0,45 -0,46 -0,47 0,72

Es la cedare (kPa) 0,27 0,29 0,30 -0,43

Ms = număr de tărie a masivului de rocă

RQD = desemnarea calităţii rocii (Deere & Deere, 1988)

Jn = numărul sistemului de fisuri

Js = numărul structurii relative

Jr = numărul rugozităţii fisurilor

Ja = numărul gradului de alterare al fisurilor

INDICELE ERODABILITĂŢII PRAGULUI

EROZIUNENE-EROZIUNE

PUTE

REA

MA

X A

CU

REN

TULU

I

Fig. 12.5 Indicele de erodabilitate al pragurilor

(Kirsten, 1988)

În alte materiale se dau detalii privind determinarea parametrilor necesari pentru

204

calcularea lui Kh. Pe scurt: numărul de tărie a masivului de rocă (Ms) reprezintă tăria

unui anumit volum de rocă (căruia îi corespunde bineînţeles o anumită masă) fără a ţine

cont de variabilitatea proprietăţilor în interiorul corpului. Raportul RQD/Jn reprezintă

mărimea medie a blocurilor sau fragmentelor de rocă definite de fracturi, sau mărimea

medie a particulelor materialului granular. Termenul Js reflectă orientarea structurii

materialului faţă de câmpul de curgere. Termenul Jr/Ja reprezintă rezistenţa la forfecare

a masivului pe feţele fracturilor, sau rezistenţa la forfecare a legăturilor inter-particule

(de interblocare).

Pentru evaluarea problemei avansării pragului se utilizează puterea curentului.

Considerând o parte din prag de lăţime egală cu unitatea, energia disipată de curgere în

unitatea de timp la curgerea peste prag este: .

HqE γ= (2)

unde:

q = volumul curgerii peste prag pe unitatea de lăţime

γ = greutatea volumetrică a apei

H = micşorarea gradientului energiei la trecerea peste prag

Dacă se consideră că modificarea energiei specifice a curgerii (energia cinetică

plus adâncimea) la intrarea şi la ieşirea din prag este mică în comparaţie cu înălţimea

pragului atunci H devine înălţimea pragului. O primă estimare a pragului de atac se

poate face reprezentând rata maximă de disipare a energiei (ordonată) faţă de indicele de

erodabilitate al pragului (abscisă) (Figura 12.5). Evaluarea condiţiilor de erodabilitate s-

a făcut prin examinare vizuală după evenimentele ce au produs scurgeri. Linia trasă în

figură reprezintă o aproximare "la ochi" şi reprezintă o primă aproximare a avansării sau

pragului de erodare.

Din examinarea figurii se constată că panta liniei în reprezentare pe scări

logaritmice este 0,5 pentru puncte corespunzătoare unor indici de erodabilitate mai mari

de 0,5.

Se mai observă că pentru praguri formate în nisipuri necoezive cu pante egale cu

unghiul de repaus natural sau mai mari, avansarea (eroziunea) pragului trebuie să tindă

spre zero. De aceea e de aşteptat ca linia de avansare a pragului (de prag) să nu mai fie o

dreaptă. Ţinând cont de aceste consideraţii, forma relaţiei propuse este:

205

( )⎥⎦⎤

⎢⎣

⎡

⋅= he Kb

ht eaKE 101log21

(3)

unde:

Et = pragul energiei necesar pentru a genera avansarea pragului

a şi b = coeficienţi empirici

Coeficientul a determină poziţia verticală a liniei de prag, iar termenul

exponenţial controlează modul în care linia de prag tinde către zero pentru pragurile

formate din materiale fin granulare necoezive. Valorile care se potrivesc cu observaţiile

de teren sunt a = 52 iar b = -3,2 cu Et exprimat în KW/m. Rata cu care valoarea de prag

tinde spre zero este dată de valoarea lui b.

Relaţia prin care se exprimă rata de avansare a pragului are forma:

( )⎩⎨⎧ −

=0

oAACdtdX

( )( ) ⎭

⎬⎫

≤−>−

00

o

o

AAAA

(4)

unde:

dX/dt = rata de avansare a pragului în direcţia amonte

C = coeficient dependent de natura materialului

A = atacul hidraulic

Ao = un nivel de prag dependent de material al atacului sub care nu are loc

avansarea pragului

O analiză preliminară a lui Temple (1992) care a aplicat conceptele energetice

unui subset de date, a indicat faptul că parametrul atacului poate fi exprimat sub forma

disipării de energie ridicată la o putere. Acceptarea acestui mod de abordare permite

rescrierea unei părţi din ecuaţia 4, cea corespunzătoare unui atac dincolo de pragul de

avansare:

( ) ⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −=

'' .a

ta EHqC

dtdX γ (5)

unde a' este un exponent determinat empiric.

În urma analizelor preliminare relaţia dintre coeficientul C şi coeficientul de

erodabilitate Kh a fost:

( ) '' ln dKbC h += (6)

cu condiţia că:

206

C ≥ c' (7)

Valorile constantelor au fost:

a = 52.500 N/s

b = -3,23

a' = 0,333

b' = -0,0369 m⋅s-1/3N-1/3h-1

c' = 0,0352 m⋅s-1/3N-1/3h-1

d' = 0,142 m⋅s-1/3N-1/3h-1

MODELUL ROBINSON & HANSON (1994)

PRIVIND MIGRAREA PRAGURILOR RAVENELOR

Robinson (1992) a dezvoltat ecuaţii de predicţie a eforturilor şi presiunii pe

pereţii unei căderi de apă. Măsurarea eforturilor s-a făcut cu ajutorul unui model testat la

diferite combinaţii de debite, înălţimi ale căderii, nivelului apei în marmită. Modelul de

predicţie a efortului a fost combinat cu o componentă a deplasărilor în masă pentru a

crea modelul de faţă. Modelul are o componentă a profilului pânzei de apă, una a

eforturilor pe pereţi (şi fund) şi o componentă a deplasărilor în masă.

Debitul specificDensitatea apeiAdâncimea apei

Înălţimea praguluiAdâncimea apei

pe prag

la baza pragului

COMPONENTA DE PREDICŢIE A PROFILULUI PÂNZEI DE APĂ

Pentru a prezice localizarea şi mărimea efortului transmis de către pânza de apă

asupra fundului albiei, este necesar să se precizeze traiectoria pânzei deasupra bălţii de

sub prag (marmitei). Parametrii de intrare pentru această predicţie sunt. Adâncimea apei

în apropierea pragului, debitul unitar, înălţimea căderii şi nivelul apei în marmită.

Adâncimea apei în apropierea pragului (Da), aşa cum a fost descrisă de Rouse (1943)

este măsurată amonte de prag, la o distanţă de 3,5 Da faţă de muchia acestuia. Pentru un

207

număr Froude egal cu unitatea adâncimea de apropiere este egală cu adâncimea critică.

A fost utilizată ecuaţia de predicţie a profilului pânzei (Robinson, 1992). În

general nivelul apei din marmită trebuie să fie mai mic de 0,9H pentru a asigura

plonjarea pânzei. Originea sistemului de coordonate pentru ecuaţia următoare este pe

muchia pragului. Variabila X reprezintă poziţia pe orizontală, iar Y poziţia pe verticală.

( ) CDXFKDY Ba

Aa +⋅= (F≥1, X≥0)(1)

unde

F = Va2/(gDa)

Da = adâncimea de apropiere

Va = viteza medie de apropiere

g = acceleraţia gravitaţiei

K = -0,483

A = -0,546

B = 1,600

C = 0,823

De notat că F este egal cu radical numărul Froude. Ecuaţiile 1 până la 4 sunt

adimensionale şi pot fi utilizate cu orice sistem consistent de unităţi.

Derivata acestei ecuaţii poate fi utilizată pentru determinarea unghiului de impact

al curgerii la intrarea în marmită. Punctul de impact cu fundul orizontal este determinat

presupunând că pânza este proiectată pe fund ca o tangentă a acestui unghi.

COMPONENTA PREDICŢIEI EFORTULUI

Efortul hidraulic maxim aproximat în timp a fost prezis pentru un perete vertical

şi un fund orizontal al căderii (cascadei).

EFORTUL ORIZONTAL DE FUND ASUPRA FEŢEI PRAGULUI

Mărimea efortului orizontal de fund mediu în timp (τh) poate fi descris cu

ajutorul ecuaţiilor unor relaţii adimensionale. Ecuaţia 2 se aplică pentru cazurile în care

apa din marmită are nivele ridicate, iar ecuaţia 3 pentru nivele scăzute.

τh/(γwDa) = 0,032[q2/(gDa)]0,204(H/Da)0,852(Bw/Da)-1,796 (2)

τh/(γwDa) = 0,011 [q2/(gDa)]0,001(H/Da)0,582(Bw/Da)-0,114 (3)

208

unde

γw = densitatea apei

q =debitul unitar

H = înălţimea căderii

Bw = nivelul apei în marmită

Fizic, distincţia între nivelele scăzute şi cele ridicate ale apei în marmită se

bazează pe viteza în miezul pânzei. Ecuaţia pentru nivele scăzute se aplică atunci când

miezul pânzei nu difuzează înainte de impact. Practic, valoarea potrivită se determină

calculând efortul cu ambele ecuaţii şi folosind valoarea minimă prezisă.

EFORTUL VERTICAL

Efortul maxim, mediu în timp, (τv) poate fi descris cu următoarea ecuaţie

adimensională:

τv/(γwDa) = 0,025 [q2/(gDa3)]-1,295(H/Da)0,026(Bw/Da)0,221(Xp/Da)-1,062

(4)

Xp este locul presiunii maxime exercitate asupra fundului. Aceasta corespunde cu

distanţa aval faţă de prag unde pânza loveşte fundul.

ECUAŢIA EFORTULUI EXCESIV

Odată ce au fost calculate efortul orizontal şi cel vertical, eroziunea cauzată de

aceste forţe se determină cu o ecuaţie a efortului excesiv. O ecuaţie de această formă a

fost larg utilizată şi a fost descrisă în oarecare detaliu de Hutchinson (1972).

( )ccK ττε −=.

(5)

unde .ε = rata eroziunii (cm/h)

Kc = coeficientul de erodabilitate [cm/(hPa)]

τ = efortul de forfecare pe perete (Pa)

τc = efortul critic de forfecare dependent material (Pa)

De vreme ce efortul critic de forfecare este în mod normal mult mai mic decât cel

pe perete, acest model presupune că forfecarea critică este zero. Rata eroziunii poate fi

calculată ca produsul dintre efortul de forfecare calculat şi coeficientul de erodabilitate.

209

COMPONENTA CEDĂRII ÎN MASĂ

Problema avansării ravenelor este o problemă tridimensională, care depinde de

geometria ravenei, de eforturile hidraulice şi de proprietăţile solului. Pentru a menţine

problema simplă, rata de avansare a fost determinată pe baza unei analize de stabilitate

bidimensionale. A fost utilizată metoda Culmann pentru examinarea forţelor ce

acţionează pe suprafaţa de cedare. Forţele active sunt greutatea blocului de sol la cedare

şi greutatea apei de deasupra blocului. Greutatea blocului de sol este în continuă

schimbare datorită eroziunii spre aval şi/sau subminării.

Fig. 12.6 Forţe implicate în dinamica pragului(Robinson şi Hanson, 1994)

Greutatea blocului (Ws)este dată de:

Ws = γs (T-Ev) [2H-(T-Ev) tanθ]/2 + γsEv(Z) (6)

unde

γs = densitatea solului (t/m3)

T = localizarea crăpăturilor de distensiune (m)

Ev = eroziunea de subminare cumulativă (m)

H = înălţimea căderii (m)

Z = dimensiunea verticală a blocului suspendat (m)

θ = unghiul planului de cedare faţă de orizontală, 45+φ/2

210

φ = unghiul de frecare internă (o)

Masa apei de deasupra blocului de sol (Ws) este dată de:

Ws = γwDaT

unde

γw = densitatea apei (t/m3)

Da = adâncimea apei de apropiere (m)

Forţele rezistente sunt forţa hidrostatică şi rezistenţa solului. Forţa hidrostatică

are o componentă orizontală în lungul feţei verticale a pragului şi o componentă

verticală în zona în care a apărut subminarea. Componenta orizontală (Th) este dată de:

Th =1/2γw[Bw-(H-Z)]2 (8)

Componenta verticală este dată de:

Th =1/2γw[Bw-(H-Z)]Ev (9)

Mărimea forţei datorate coeziunii solului (Fc) este dată de:

Fc = cL (10)

unde

c = coeziunea solului (Pa)

L = lungimea suprafeţei de alunecare (m)

Lungimea L poate fi scrisă ca:

L = (X-Ev)/cosθ (11)

În momentul în care începe eroziunea, L se micşorează, care în schimb duce la

micşorarea lui Fc. Mărimea forţei datorate unghiului de frecare internă (Ff) este dată de:

Ff = Ntanφ (12)

unde

N = rezultanta forţelor normale la suprafaţa de cedare (N/m)

φ = unghiul de frecare internă

Adunarea forţelor pe direcţia verticală duce la următoarea expresie:

Ws+Ww - Tv-Fcsinθ -N(tanφsinθ +cosθ)=0 (13)

Adunarea forţelor pe direcţia orizontală duce la următoarea expresie:

N(sinθ - tanφcosθ) – Th - Fccosθ = 0 (14)

Ecuaţiile 13 şi 14 pot fi rearanjate pentru a plasa pe N de o parte a egalităţii.

Expresia se simplifică şi mai mult utilizând următoarea:

(sinθ-tanφcosθ)/(tanφsinθ+cosθ)=tan(θ-φ) (15)

211

Se presupune că are loc cedarea pragului când forţele sunt egale cu 0. Combinând

ecuaţiile 13, 14 şi 15 se obţine.

(Ws+Ww-Tv-cLsinθ)[tan(θ-φ)]–Th-cLcosθ=0 (16)

Ecuaţia 16 poate fi utilizată pentru a determina punctul la care pragul devine

instabil şi apare cedarea. Cedarea poate să apară şi prin alte moduri decât forfecarea, dar

pentru această analiză s-a considerat că forfecarea este dominantă în toate cazurile.

Parametrii necesari pentru funcţionarea modelului sunt:

- hidrograful deversorului

- lăţimea deversorului

- înălţimea iniţială a pragului şi localizarea

- adâncimea până la un orizont mai rezistent la eroziune

- nivelul apei în marmită

- coeziunea solului

- unghiul de frecare internă al materialului

- densitatea solului

- efortul de forfecare critic

- coeficientul de erodabilitate al solului

- temperatura fluidului

Modelul consideră că distanţa T la care apar crăpăturile de distensiune este egală

cu H/2

SIMPLIFICĂRI ALE MODELULUI

1. Pentru toate calculele panta energiei a fost presupusă ca fiind egală cu panta

fundului care este egală cu 0 pentru un sector orizontal. Aceasta înseamnă că numărul

Froude pentru aceste sectoare este egal cu 1.

2. Ecuaţiile de predicţie ale efortului pot fi extrapolate dincolo de baza de date

existentă

3. Stratele de sol sunt aşezate orizontal în profilul de sol. Prezenţa unui orizont

mai rezistent în profilul de sol, situat sub un orizont mai erodabil va limita eroziunea

verticală. Materialele se presupun a fi izotrope.

4. Avansarea pragului se face prin cedare după suprafeţe care trec prin baza

pragului. Subminarea şi adâncirea care determină cedarea în masă rezultă din eforturile

transmise către pereţi (fund) prin jet împingător.

5. Un interval de timp este introdus în model prin scăderea înălţimii pragului

212

pentru a se lua astfel în considerare materialul rămas sau depus la baza pragului.

6. Nivelul apei în marmită este considerat a fi egal cu 80 % din înălţimea pragului.

7. Eroziunea verticală şi orizontală la un prag pot fi determinate printr-o ecuaţie a

efortului de forfecare excesiv.

8. Pragul ravenei înaintează pe lângă un mal cu o pantă de aproximativ 90o.

9. O crăpătură de distensiune se formează instantaneu la o distanţă de T = H/2

amonte de faţa pragului în momentul cedării (Terzaghi, 1941).

10. Regimul de umiditate al profilului de sol este neschimbat datorită expunerii

relativ scurte la curenţii de curgere.

Limitările prezente ale modelului sunt puse pe seama imperfectei cunoaşteri a

erodabilităţii solului, a proprietăţilor solurilor considerate ca masiv (un masiv de sol

fracturat şi fisurat ar trebui să cedeze mai rapid decât unul care nu are fracturi sau fisuri).

Adâncimea crăpăturilor de distensiune, amonte de muchia pragului are o influenţă

dramatică asupra ratei de avansare a pragului. Odată ce cedarea apare, materialul căzut

este depozitat la baza pragului. Timpul necesar pentru înlăturarea materialului şi pentru

a reînnoi subminarea este nevoie a fi mai precis descris. Sunt necesare mai multe

informaţii cu privire la forţele active hidraulice. Este necesară o metodă îmbunătăţită

pentru a estima adâncimea apei din marmită. Este necesară confirmarea eforturilor

exercitate asupra pereţilor în cazul căderilor de la înălţimi mari.

XIII. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR

CU ROL DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR

Proprietăţile solului şi interacţiunile dintre ele determină intensitatea forţelor

dintre particule pentru a rezista dizlocării. Proprietăţile solului influenţează, de

asemenea, configuraţia fizică (morfologia) a particulelor la suprafaţa malului. Suprafaţa

malului, în schimb, influenţează condiţiile hidraulice de scurgere din imediata vecinătate.

Cedarea malului se produce nu numai datorită forţelor hidraulice, ci şi datorită forţelor

gravitaţionale, şi aceasta nu numai în cazul malurilor foarte înalte (deplasările în masă

sunt implicate în aproape toate mecanismele de cedare identificate până în prezent). În

consecinţă, în special în cazul ravenelor, forţele gravitaţionale par să aibă o semnificaţie

relativ mai mare decât forţele hidraulice. Mecanismele de cedare a malurilor sunt legate

213

exclusiv de proprietăţile individuale ale unităţilor stratigrafice care compun depozitele

din versanţi şi din maluri. Distribuţia unităţilor stratigrafice în regiune este deci

rezultatul acţiunii factorului paleoclimatic asupra sistemelor erozionale şi depoziţionale

holocene.

Rocile sedimentare se clasifică în coezive şi necoezive în funcţie de influenţa

relativă a forţelor gravitaţionale (greutatea) ce acţionează asupra particulelor şi cele

dintre suprafeţele acestora. Deşi această simplă clasificare este larg utilizată, ea este

inconsistentă din două motive. În primul rând, forţele de atracţie de la nivelul suprafeţei

particulelor este măsurabilă. În al doilea rând, dezvoltarea unor asemenea forţe depinde

numai de natura materialului. Ambele inconsistenţe îşi au originea în complexitatea

noţiunii de coeziune. Forţa netă de atracţie dintre particule este rezultanta mai multor

forţe de atracţie şi de respingere. Această forţă se dezvoltă fie direct, între particulele

adiacente, fie indirect prin intermediul filmelor subţiri de apă absorbită. Filmele sau

orizonturile fine de apă reacţionează cu mediul chimic prezent şi, în consecinţă,

modificarea chimismului soluţiei produce modificări semnificative ale forţei nete de

atracţie. Complexitatea naturii forţelor de interacţiune dintre particule şi a modului de

mobilizare a eforturilor din interiorul masivului de rocă este una din limitările impuse

unei înţelegeri complete a erodabilităţii materialelor coezive şi a comportării acestora în

timpul solicitărilor mecanice.

În consecinţă, informaţiile privind proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor ce

influenţează morfodinamica ravenelor trebuie să provină din două din două direcţii,

erodabilitatea şi comportarea materialelor în timpul solicitărilor mecanice, şi se obţin

printr-o mare varietate de proceduri experimentale.

Grissinger (1982) a sintetizat rezultatele obţinute de către diverşi autori în studiul

erodabilităţii (Tabelul nr. 13.1), organizând proprietăţile de rezistenţă ale rocilor în patru

grupe:

1. Proprietăţi “primare” ale rocilor;

2. Condiţii de testare;

3. Proprietăţi “compuse” ale rocilor;

4. Proprietăţi hidraulice.

Această grupare a proprietăţilor ca şi împărţirea lor în fizice, chimice sau

mecanice se dovedeşte a fi dificilă în practică şi într-o anumită măsură artificială; cele

mai multe proprietăţi prezintă un anumit grad de intercorelare, deci separarea lor este

214

relativă.

1. Proprietăţile primare ale rocii care influenţează semnificativ stabilitatea la

eroziune sunt: mărimea medie a particulelor, conţinutul de argilă şi de materie organică,

densitatea aparentă sau indicele porilor şi diferite expresii care leagă soluţiile

hidrotermale de capacitatea de schimb ionic şi compoziţie (Grissinger, 1982).

Tabelul nr. 13.1

Proprietăţile care influenţează erodabilitatea şi sunt legate de stabilitatea

materialelor coezive sau semiconsolidate (Grissinger, 1982)

Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate Abdel Rahman 1964 - rezistenţa la forfecare cu palete

- rugozitatea suprafeţei supuse eroziunii Ariathurai şi Arulanandan

1978 - tipul şi cantitatea de argilă - temperatura apei - conţinutul de materie organică - chimismul apei - agent eroziv - istoricul solicitărilor la care a fost supus materialul

Arulanandan et al.

1973 - Indicele de absorbţie a sodiului (SAR) - conductivitatea electrică şi amploarea dispersiei dielectrice care exprimă (reflectă) cantitatea de argilă şi chimismul sistemului

Carlson şi Enger 1963 - rezistenţa la forfecare cu palete - densitatea aparentă - limita de curgere (lichiditate) şi indicele de plasticitate (Atterberg)

Christensen şi Das

1973 - tipul şi cantitatea de argilă - rugozitatea suprafeţei supuse eroziunii

Dash 1968 - conţinutul de argilă - rezistenţa la întindere - umiditatea - timpul - numărul Reynolds

Dunn 1959 - rezistenţa la forfecare cu palete Einsele et al. 1964 - conţinutul de argilă

- indicele porilor - rezistenţa la forfecare - istoria geologică (tipul de consolidare)

Enger et al. 1960 - limita de lichiditate şi indicele de plasticitate Flaxman 1969 - rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale

- permeabilitatea Fortier şi Scobey 1926 - tipul şi concentraţia materialului aflat în suspensie Gibbs 1962 - limitele Atterberg

- densitatea aparentă Goss 1973 - conţinutul de argilă Grissinger 1966

1972 - densitatea aparentă - temperatura apei - umiditatea - tipul de argilă şi orientarea particulelor - ritmul de umezire

Grissinger şi Asmussen

1963 - timpul de menţinere în umezeală înainte de evenimentul erozional

Grissinger et al. 1981 - conţinutul de argilă - umiditatea iniţială - valoarea-prag a vitezei de neerodare - morfologia suprafeţei

215

Karasev 1964 - multiplicitatea factorilor care interacţionează cu scurgerea concentrată Kuti şi Yen 1976 - conţinutul de argilă

- indicele de plasticitate - chimismul fluidului - indicele porilor

Laflen şi Beasley

1960 - indicele porilor - tipul de sol

Lambermont şi Lebon

1978 - compoziţia fizico-chimică a orizontului superficial

Liou 1967 1970

- tipul de argilă - tendinţa de lichefiere (tixotropia) - aditivi chimici - pH - temperatura apei - rezistenţa la forfecare cu palete

Lyle şi Smerdon 1965 - gradul de compactare - raportul Ca / Na - mărimea medie a particulelor - conţinutul de materie organică - rata de dispersie - rezistenţa la forfecare cu palete - limitele Atterberg

Mirtskhulava 1962 - rezistenţa la penetrare ca o măsură a coeziunii - heterogenitatea materialului

Moore şi Mash 1962 - numărul Reynolds Partheniades 1965 - rezistenţa la forfecare macroscopică

- concentraţia de sedimente Peirce et al. 1970 - materialul erodat ca agregate Rektorik şi Smerdon

1964 - umiditatea materialului - rezistenţa la forfecare cu palete - indicele golurilor

Sargunan 1976 - tipul de argilă - tipul şi concentraţia ionilor în pori şi în fluidul eroziv

Sherard et al. 1976 - diferite măsuri ale dispersiei Smerdon şi Beasley

1959 - indicele de plasticitate - rata de dispersie - conţinutul de argilă - mărimea medie a particuelor

Sutherland 1966 - turbulenţa Swain et al. 1975 - forţele de târâre şi ridicare

- presiunea apei din pori Swanberg 1966 - umiditatea

- rezistenţa la întindere - rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale

În general, proprietăţile primare ale rocilor care influenţează stabilitatea canalelor

formate din materiale coezive sunt comparabile cu cele care influenţează stabilitatea

hidrică a agregatelor. Este şi normal pentru că în ambele cazuri stabilitatea depinde de

forţele de atracţie de la nivelul suprafeţei particulelor. În plus, în cazul stabilităţii hidrice

a agregatelor apare o proprietate legată de conţinutul de oxizi de fier şi aluminiu.

Proprietăţile care influenţează sau sunt legate de stabilitatea hidrică a agregatelor au fost

sintetizate de Grissinger (1982) în tabelul nr. 13.2.

216

2. Condiţiile de testare includ temperatura fluidului (agentului erozional),

umiditatea antecedentă, rata de umezire, presiunea apei din pori şi diferiţi factori

temporali. În plus, stabilitatea hidrică a agregatelor este influenţată de conţinutul de

sedimente aflate în suspensie şi de chimismul apei.

Tabelul nr. 13.2

Proprietăţile care influenţează sau sunt legate de stabilitatea hidrică a agregatelor

(E. H. Grissinger, 1982)

Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate Bobchenko 1962 - timpul după compactare şi umezire, umiditatea agregatelor,

temperatura, conţinutul de materie organică Greenland et al. 1975 - mai multe influenţe fizice, chimice şi mineralogice Hofman şi DeLeenheer 1975 - materia organică, rata de umezire, textura, presiunea aerului din

pori Kemper 1966 - rata de umezire, oxizi de Fe, conţinut de argilă, materie

organică, Na schimbabil Kuznetsova 1966 - materie organică, sesquioxizi, independent de conţinutul de de

argilă pentru solurile cu textură fină Lutz 1934 - proprietăţile care influenţează permeabilitatea şi usurinţa

dispersiei Reeder et al. 1934 - aciditatea, pH, aluminiu extractibil Winterkorn 1974 - tendiţe dispersive, limita de contracţie, timpul

3. Proprietăţile compuse ale solurilor care influenţează stabilitatea materialelor

coezive sunt: limitele Atterberg, rezistenţa la penetrare, conductivitatea electrică şi

dispersia dielectrică, permeabilitatea, caracteristicile de dispersie şi ale modificărilor de

volum. Ultimele trei proprietăţi amintite sunt legate şi de stabilitatea hidrică a

agregatelor. În plus, proprietăţi cum sunt rezistenţa la forfecare cu palete, rezistenţa la

întindere şi rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale au fost legate de stabilitatea

materialelor coezive în unele studii, iar în altele s-a considerat că aceşti parametri mai

larg cuprinzători nu sunt legaţi de stabilitate.

4. Proprietăţile hidraulice cel mai des considerate sunt forţa de tăiere sau

forfecare a fluidului exprimată fie prin efortul de forfecare fie ca forţă tractivă, numărul

Reynolds, forţele de ridicare şi turbulenţa. Condiţiile de scurgere la suprafaţa rocilor nu

sunt independente de calitatea suprafeţei (rugozitatea) şi aceasta este una din

proprietăţile cele mai dificil de determinat în condiţii experimentale.

Cedarea malurilor formate din materiale coezive este un proces complex care se produce

sub acţiunea forţelor gravitaţionale, hidraulicii curgerilor şi efectului lor combinat.

217

Ponce (1978) arată că gravitaţia are o influenţă decisivă asupra stabilităţii (instabilităţii)

versanţilor şi malurilor, în timp ce forţele hidralice controlează detaşarea (dizlocarea)

particulelor, abraziunea şi procesele de sufoziune. Semnificaţia relativă a gravitaţiei faţă

de forţele hidraulice depinde de condiţiile din întregul sistem. Caracteristici ale

sistemului cum ar fi stabilitatea trecută şi prezentă a talvegului, sinuozitatea canalului,

forma şi natura materialelor transportate pe fund şi debitele solide şi lichide, toate

influenţează modurile şi mecanismele de cedare a malurilor (Anderson et al., 1975).

Problemele stabilităţii malurilor pot fi studiate în două moduri distincte. Primul,

în laborator, implică definirea tuturor variabilelor posibile care influenţează stabilitatea

cu aplicarea lor la problemele specifice. Această abordare necesită o bază de date

excesiv de mare faţă de ceea ce este disponibil în prezent pentru evaluarea întregului

potenţial al tuturor proprietăţilor pertinente. Al doilea mod de abordare, bazat pe

cercetările de teren implică identificarea modurilor de cedare a malurilor pentru fiecare

sistem. Se identifică condiţiile critice de limitare a stabilităţii şi apoi acestea sunt

evaluate în condiţii controlate. Acest al doilea mod de abordare are trei avantaje: (i)

relaţiile de stabilitate sunt simplificate şi numărul de variabile pertinente este mult redus;

(ii) permite identificarea relaţiilor dintre condiţiile canalului şi proprietăţile bazinului;

(iii) rezultatele au caracter de predicţie şi pot fi aplicate şi unor sisteme similare.

METODE DE MĂSURARE A TĂRIEI (REZISTENŢEI) MATERIALELOR DIN MALURI

În contextul eroziunii malurilor două aspecte prezintă interes în ceea ce

priveşte rezistenţa materialelor implicate. Primul este erodabilitatea materialului -

susceptibilitatea lui la eroziune prin curenţi concentraţi - (discutat mai sus), iar al doilea

priveşte rezistenţa la forfecare, respectiv abilitatea lui de a se opune forţelor

gravitaţionale care tind să provoace cedarea malului prin alunecare sau prăbuşire.

Thorne (1978) a sugerat şi existenţa unui al treilea aspect privind rezistenţa materialelor

din maluri şi anume rezistenţa la întindere (tensiuni). Rezistenţa la întindere a

materialelor din maluri (inclusiv efectele rădăcinilor plantelor) reprezintă abilitatea

acestora de a rezista formării fisurilor (crăpăturilor) de distensiune în partea superioară a

malurilor abrupte.

Rezistenţa la forfecare a materialelor din maluri este exprimată de ecuaţia

revăzută (de către Maslov) a lui Coulomb:

218

'')( ctgu +⋅−= φστ

unde τ = rezistenţa la forfecare nedrenată, u = presiunea apei din pori, φ’ = unghiul de

frecare internă aparent, σ = efortul normal şi c’= coeziunea aparentă. Cele mai multe

metode de determinare a rezistenţei la forfecare constau în măsurarea in situ a lui τ sau

în determinarea pe baza încercărilor în laborator a lui φ, c şi u. Diferitele metode de

determinare sunt standardizate şi în România, mai puţin cele pentru determinări in situ,

datorită marii varietăţi de tipo-dimensiuni ale aparaturii.

După cum se cunoaşte, determinarea in situ a rezistenţei la forfecare cu

aparatul cu palete (vane-test) a fost utilizată de majoritatea cercetătorilor deoarece este

cea mai expeditivă, dar oferă numai o valoare egală cu coeziunea materialului. Unele

aparate de forfecare cu palete se pot utiliza numai la suprafaţa terenului iar altele atât la

suprafaţă cât şi în foraje.

De aceea, în cele ce urmează (figura 13.1), prezentăm schematic aparatul

proiectat şi dezvoltat de profesorul R. L. Handy de la Iowa State University şi utilizat de

către mai mulţi cercetători americani (Little, Thorne, Murphey, 1981; Thorne, 1981) în

analiza stabilităţii malurilor, deoarece permite concomitent determinarea unghiului de

frecare internă.

Aparatul denumit Iowa Borehole Shear Tester (IBST) permite determinarea

rezistenţei la forfecare în foraje de 8 cm diametru. Principalele avantaje ale IBST faţă de

metodele convenţionale sunt:

- coeziunea şi unghiul de frecare internă sunt evaluate într-un timp de 10 ori

mai scurt decât în testele efectuate cu aparatul triaxial;

- rezultatele sunt reprezentate pe teren (la faţa locului) în timpul testelor

permiţând repetarea imediată dacă rezultatele nu sunt concludente;

- testele pot fi efectuate în orice locaţie şi la oricare adâncime în interiorul

malului pentru a investiga stratele mai slabe (susceptibile la cedare).

Testele efectuate cu IBST repetate în diferite locaţii şi la diferite adâncimi

oferă perechi de valori τ şi σ. Reprezentarea grafică a acestor puncte defineşte linia de

rupere Mohr - Coulomb. Panta liniei dă unghiul de frecare internă iar punctul de

219

intersecţie cu axa ordonatelor indică coeziunea (Handy şi Fox, 1967).

Cercetătorii care au testat acest aparat arată că este rapid şi uşor de folosit, iar

rezultatele par să fie rezonabile în totalitate şi comparabile cu datele obţinute prin

compresiune mono şi triaxială. La malurile cu umiditate scăzută şi presiune în pori

nesemnificativă nu apar probleme deosebite, în schimb în cazul solurilor saturate nu este

clar dacă rezultatele pot fi asimilate la încercarea de forfecare în aparatul cu casete sau

triaxial “consolidat-drenat” (u = 0) sau “consolidat-nedrenat” (u≠0). Problema poate fi

depăşită prin utilizarea unui aparat IBST, model îmbunătăţit, echipat cu traductor de

presiune în placa de forfecare neexpandabilă (figura 13.2).

Fig. 13.1 Aparatul de forfecare in situ, în foraj, cu cap de forfecare expandabil - Iowa Borehole Shear Tester

(W. C. Little et al., 1981)

Fig. 13.2 Detaliu al aparatului de forfecare in situ cu cap de forfecare expandabil - IBST -

(Colin R. Thorne, 1981)

ANSAMBLU DEDEMULTIPLICAREŞI TRAGERE

TIJĂ DELEGĂTURĂ

GAURA DEFORAJ

PIESE (CUŢITE) DEFORFECARE

REGULATOARE DEPRESIUNE

PANOU DE CONTROLAL PRESIUNII

GAZULUI EXPANSIUNE

RESTRÂNGERE

BUTELIE CUAZOT

Gaurade

foraj

Piston

Conductă de gazpt. punere sub

presiune

Tijă pt.tragere

Placa de

Tije de ghidare

Planesuccesive

deforfecare

forfecare

Forma plăcilor de forfecare poate să creeze probleme ce par să fie asociate cu

incompleta pătrundere a cuţitelor sau cu umplerea progresivă cu material a lor pe

măsura creşterii presiunii normale în timpul celor trei stadii ale testului. În această

situaţie se aleg cuţite de formă corespunzătoare texturii solului (Luttenegger et al., 1978).

Rezistenţa la întindere poate fi măsurată cu ajutorul unui aparat de compresiune

modificat (Thorne et al., 1980) sau cu aparatul descris de Caquot şi Kerisel (1968).

În lipsa unei instalaţii de tipul IBST, la CCDCES Perieni s-a utilizat o

metodologie de investigare a caracteristicilor fizico-mecanice ale depozitelor

sedimentare implicate în procesele de ravenaţie bazată pe un set de aparate şi

determinări, cele mai multe in situ, ce cuprinde:

- o trusă de foraj manual Eijkelkamp ce permite executarea de sondaje cu

diametrul maxim de 110 mm în malurile şi pe fundul ravenelor (inclusiv în depozitele

220

aluvionare) până la adâncimea de 10 m (Figura 13.3) şi prelevarea probelor tulburate din

sapa Edelman sau Riverside şi probe netulburate continui cu lungimea de 1 - 2 m din

nisipuri imersate. Când situaţia o cere, în cazul ravenelor mai adânci, forajele se execută

în trepte;

- o trusă de penetrare statică cu 6 conuri Eikelkamp, cu gama de măsurare 0 - 1,0

kN, adaptată pentru penetrarea unor coloane litologice de până la 5 m grosime cu citiri

din 5 în 5 sau din 10 în 10 cm (Figura 13.4);

- un penetrograf Eijkelkamp de precizie, cu gama de măsurare 0 - 0,5 kN, până la

adâncimea maximă de 80 cm; valorile rezistenţei la penetrare statică pe con înregistrate

continuu pe diagrame în teren sunt ulterior digitizate şi prelucrate pe calculator;

- un aparat de forfecare cu palete (vane-test) Eijkelkamp (Figura 13.5);

- o trusă de prelevare a cilindrilor de greutate volumetrică Eijkelkamp în foraje de

până la 2,5 m adâncime (Figura 13.6).

Prin utilizarea acestei combinaţii de aparate pentru încercări geomecanice in situ,

a analizelor fizico-chimice de laborator şi a unor modele semiempirice validate pentru

ravenele studiate şi toată gama de pământuri în stare naturală (neexploatate agricol) se

determină toate caracteristicile necesare analizelor de stabilitate ale malurilor şi

consideraţiilor geomorfologice.

Pentru obţinerea de informaţii privind morfometria unor ravene mai greu

accesibile, se utilizează uneori şi tehnica digitizării fotogramelor terestre.

Practic, am stabilit o metodologie care s-a dovedit a fi cea mai adecvată pentru

investigarea unui număr foarte mare de ravene, într-un timp relativ scurt (prin vizite de

o zi sau două la o ravenă), cu un personal redus (echipaj format din 2 -3 persoane) şi

obţinerea informaţiilor minime necesare analizelor de stabilitate. În investigaţiile

geotehnice de teren se porneşte de la următorul model verbal. Înaintarea (regresarea)

vârfurilor ravenelor se produce prin deplasarea spre amonte a unui prag morfologic

(“knick-point”, “headcut” sau “overfall”); canalul străpunge în zona sa amonte o stivă

de depozite sedimentare cu caractere litologice individuale diferite. De cele mai multe

ori, în partea superioară a acestei stive se găsesc orizonturi mai uşor erodabile de

aluviuni nisipoase sau nisipo-prăfoase (se confirmă astfel ideile lui Schumm, 1985) sau

orizonturile superioare de sol cu grosimi mari pe fundul văilor ravenate. Cedarea praguri

221

Figura 13.3. Trusa de foraj manual Eijkelkamp

Figura 13.4. Trusa de penetrare statică pe con Eijkelkamp

222

Figura 13.5. Trusa de forfecare cu palete
Eijkelkamp

Figura 13.6. Trusa pentru determinarea greutăţii volumetrice Eijkelkamp

223

Figura 13.7 Penetrograful Eijkelkamp cu diagrama

224

de penetrare şi cele patru conuri

se produce în urma unor evenimente pluviale de o anumită intensitate şi durată după

apariţia unor fisuri de distensiune.

Erodarea talvegului şi a bazei malurilor conduce la creşterea înălţimii şi pantei

acestora din urmă, la scăderea stabilităţii lor sub influenţa gravitaţiei. Supraînălţarea

malurilor şi apropierea pantei lor de verticală tinde să cauzeze cedarea prin scăderea la valori subunitare a factorului de stabilitate definit ca raport între forţele rezistente şi cele

active.

MODELE GEOTEHNICE SEMIEMPIRICE UTILIZATE PENTRU CALIBRAREA APARATURII

DE INVESTIGAŢIE A CARACTERISTICILOR FIZICO-MECANICE ALE PĂMÂNTURILOR

În majoritatea analizelor de stabilitate caracteristicile de rezistenţă ale

pământurilor se reduc la câteva proprietăţi fizico-mecanice compuse cum ar fi:

distribuţia granulometrică, umiditatea, densitatea aparentă, limite de plasticitate

(Atterberg) şi cele două componente ale rezistenţei la forfecare, coeziunea şi unghiul de

frecare internă.

Rezistenţa la penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare in situ cu palete

sunt două proprietăţi compuse (complexe) care se corelează foarte bine cu proprietăţile

enumerate mai sus. În consecinţă, prin utilizarea unor modele matematice se poate

calibra aparatul pentru obţinerea fiecăreia dintre ele. De exemplu, cunoscând rezistenţa

la penetrare şi umiditatea la un moment dat, într-un anumit loc în care se poate

considera că distribuţia granulometrică nu s-a modificat între timp, se poate obţine

densitatea aparentă, densitatea în stare saturată, parametrii rezistenţei la forfecare,

gradul de îndesare al nisipurilor, modulul de deformaţie edometrică, etc. Rezistenţa la penetrare este relativ uşor de determinat pe teren şi a fost utilizată

pe scară largă (Mitscherlich, 1913; Proctor, 1933; Gill şi Vanden Berg, 1968; Koolen şi

Kuipers, 1983; Bakhtin, 1954, Zelenin, 1959; Barnes et al., 1971; Cassel, 1982; Taylor

et al., 1966; Barley et al., 1968; Păunescu et al., 1982, Silion et al., 1984, Jakobsen şi

Dexter, 1987; Simota, 1986; Canarache, 1990, etc.).

În tabelul nr. 13.3 prezentăm câteva ecuaţii de regresie citate de Canarache (1990)

cu notaţiile autorului în limba engleză.

Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con în funcţie de textura pământului

este ilustrată în figura 13.8. Diagrama din figura 13.8 este una sintetică, idealizată, şi

225

întocmită pe baza experienţei de teren. Se poate observa că, în mod obişnuit, rezistenţa

la penetrare este mai mică pentru orizonturile superficiale, mai afânate, (chiar dacă sunt

formate din nisipuri grosiere) şi pentru argile. Pentru gama texturală a pământurilor

(nisi-praf-argilă) rezistenţa la penetrare cea mai are o au rocile nisipoase, mai ales la

umiditate mai mică de 10 %.

Tabelul nr. 13.3

Ecuaţii de regresie utilizate de către diferiţi autori pentru estimarea

rezistenţei la penetrare pe con (cf. Canarache A., 1990)

Autorul Anul Ecuaţii de regresie

Goderham & Fisher 1975 RP = a + b1 w + b2 w2 + b3 BD + b4 w BD

Wells & Treesuwin 1978 RP = a + b ln w

Ehlers et al. 1983 RP = a + b1 w + b2 BD + b3 w BD

Bussher et al. 1987 ∆RP = a + b1∆ w + b2∆BD + b3∆w2 + b4∆BD2 + b5 ∆ w∆ BD

Jakobsen şi Dexter 1987 RP = exp(a + b1 w + b2 BD)

Bennie 1988 log RP =log a + b1 log w + b2 log BD

Ayers şi Perumpral 1988 RP = a DAb / [ (c + ( w - d)2]

Henderson et al. 1988 RP = DAa / (bw + c)

Verpraskas 1988

RP(0,1Mpa) = a + bBD

RP(0,1Mpa) = a + b1BD + b2 BD2 + b3vfS

RP(0,1Mpa) = a + b1BD + b2 BD2 + b3vfS + b4S + b5S2 + b6C

Pentru a ilustra cele de mai sus şi pentru o mai bună înţelegere a modului în

care trebuie considerată textura pământurilor, prezentăm pe scurt modelul “PENETR”

(Canarache, 1990) care a fost întocmit pe baza unei experienţe îndelungate, prin

dezvoltarea ecuaţiei de regresie a rezistenţei la penetrare standard determinată în

laborator:

RPsCph= ⋅ ⋅0044 1039 7 5. . .γ 3

(1)

în care RPs este rezistenţa la penetrare standard (în laborator, la umiditate de 50 % adică

aproximativ la saturaţie) în Mpa, Cph = argila “fizică” (< 10 µm diametru) şi γ =

densitatea aparentă în g/cm3.

Pentru înlocuirea conţinutului de argilă “fizică” cu cel de argilă (< 2 µm

diametru) se utilizează relaţia dată de Canarache (1964):

Cph = 6 + 1,2C (2)

226

în care C este conţinutul de argilă (< 2 µm) în %.

Din ecuaţiile (1) şi (2) rezultă:

53.7047.1055.0 γ⋅⋅= CsRP (3)

Nisip grosier afânat

Argilă nisipoasă

Argilă prăfoasă

Nisip prăfos

Nisip fin îndesat

Figura 13. 8 Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con

n funcţie de textura materialului

Efectul umidităţii asupra rezistenţei la penetrare este ilustrat de următoarea

relaţie (Figura 13.9):

RP RP wr= ⋅1m

(4)

unde RP = este rezistenţa (MPa); wr = este umiditatea relativă (%, g/g la quasi-saturaţie);

iar RP1 şi m sunt constante pentru fiecare sol.

Transformarea umidităţii la quasi-saturaţie în umiditate relativă se face cu

ajutorul relaţiilor:

qs = Sf (5)

în care qs = umiditatea la quasi-saturaţie, S = umiditatea la saturaţie şi f un factor

empiric.

S = 100(1 - 0,38γ) / γ (6)

unde 0,38 (=1/2,65) este un factor ce corespunde particulelor având densitatea de 2,65

g/cm3.

Pentru factorul f, Vâlceleanu (1988) a dezvoltat următoarea ecuaţie:

227

Rez

iste

nţa

la p

enet

rare

(MPa

)

Umiditatea (%)

Figura 13.9. Influenţa umidităţii asupra rezistenţei la penetrare

(Canarache, 1990)

f dc= +0 875 0 0032. . (7)

unde dc este gradul de compactare (%) (Stângă, 1978) care rezultă din

dc TP TP TPm m= −100( ) / (8)

unde TP este porozitatea totală (%) şi TPm este porozitatea totală minimă necesară (%).

Porozitatea totală rezultă din formula clasică, care pentru particule cu

densitatea de 2,65 g/cm3, este:

TP = ⋅ −100 1 2 65( / . )γ (9)

Porozitatea totală minimă necesară depinde de conţinutul de argilă potrivit

relaţiei:

TP Cm = + ⋅44 9 0 163. . (10)

Mai departe se poate deduce

W w qs wr Sf= =100 100/ / ( ) (11)

Eliminarea constantei RP1. Din ecuaţia 4, înlocuind RP cu RPs şi wr cu 50 % şi

rearanjând termenii se obţine:

228

msRPRP −⋅= 501 (12)

Din ecuaţiile 4 şi 12 rezultă: m

s wRPRP )50/( γ= (13)

Această ultimă ecuaţie are avantajul de a fi eliminat una din constantele

empirice din ecuaţia 4.

Efectul texturii (compoziţiei granulometrice) şi al densităţii aparente asupra

constantei m. Valorile constantei m din ecuaţia 4 pentru diferite pământuri au fost

comparate cu proprietăţile fizice de bază ale acestora. S-a obţinut următoarea relaţie:

m C= ⋅ ⋅ ⋅036 10026 127 0 267. . . .γ γ C (14)

Efectul combinat al texturii solului, densităţii aparente şi al umidităţii asupra

rezistenţei la penetrare. Pentru orice umiditate a solului, rezistenţa la penetrare se poate

calcula combinând ecuaţiile 11 şi 13 după cum urmează:

[ ]RP RP w Sfsm

= 2 / ( ) (15)

Deşi la prima vedere pare complicat, utilizarea modelului Canarache cu

ajutorul unui calculator personal este foarte uşoară şi precisă (numai 12 linii de program

în limbajul BASIC). Cu ajutorul programului Microsoft Excel acest model poate fi

utilizat şi în sens invers pornind de la valorile rezistenţei la penetrare pentru a obţine

valorile vreuneia din datele de intrare.

Modelul Canarache a fost testat şi la C.C.D.C.E.S. Perieni, unde pe terenuri

exploatate agricol a dat rezultate excelente (figura 13.10). Se poate observa, nu atât

similaritatea dintre tendinţele valorilor determinate şi cele estimate, cât senzitivitatea

modelului exprimată prin “pragurile” care urmăresc condiţiile diferite de lucru în fiecare

parcelă experimentală. Nu aceeaşi situaţie a fost în cazul rocilor aflate în stare naturală

(nederanjate prin lucrări agricole), în malurile ravenelor, dar observaţia a fost deosebit

de utilă deoarece a atras atenţia asupra modului în care trebuie considerată textura

pământului şi anume:

După cum s-a putut observa, în modelul descris, granulometria rocii intervine

numai prin procentul de argilă!. Amintim că în Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului

era conţinutul de praf. Chiar autorul modelului observă că probleme apar în cazul

solurilor argiloase cu conţinut mare de nisip. Am constatat că, în utilizarea modelelor

229

semiempirice care leagă proprietăţile fizice ale rocilor de rezistenţa la penetrare, trebuie

acordată o atenţie deosebită şi fracţiunii nisipoase, combinaţiei nisip-argilă, sau în orice

caz, fiecărei fracţiuni prezente.

Fig. 13.10 Testarea modelului PENETR (Canarache A., 1990)

la C.C.D.C.E.S. Perieni

Amintim, de asemenea, că în formula de calcul a factorului M propus de S.

Schumm (1960), litologia intervine prin “procentul de praf - argilă” din depozitele de

fund ale secţiunii ravenei şi din maluri.

Figura 13.11. Grafic pentru determinarea caracteristicilor γ, n şi e

(Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)

230

Figura 13.12. Abacă pentru determinarea unghiului de frecare internă în funcţie de

rezistenţa la penetrare statică pe con (Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)

Pentru a avea în permanenţă controlul asupra legăturilor (corelaţiilor) ce există

între rezistenţa la penetrare şi celelalte caracteristici fizice şi fizico-mecanice, toate

datele au fost testate pe baza unor modele proprii în întocmirea cărora am pornit de la

modelul Canarache (1990) pentru terenurile agricole şi de la abacele prezentate de

Păunescu, Pop şi Silion (1982, p. 103). Aceste abace (figurile 13.11 şi 13.12) au fost

digitizate şi adaptate pentru a putea fi folosite ca instrumente de lucru pe calculator.

CERCETĂRI PROPRII PRIVIND INFLUENŢA LITOLOGIEI

ASUPRA MORFOLOGIEI ŞI DINAMICII RAVENELOR

Pe parcursul a circa zece ani s-au efectuat cercetări la C.C.D.C.E.S. Perieni

privind influenţa rocilor sau pământurilor (solurilor) din malurile şi /sau talwegul

ravenelor, asupra morfologiei şi dinamicii acestora. Metoda de lucru a consatat din

231

efectuarea de foraje geotehnice manuale în malurile şi fundul ravenelor, efectuarea unor

teste geotehnice in situ cu ajutorul unor echipamente portabile Eijkelkamp şi în

prelevarea de probe de sol pentru analizarea ulterioară în laborator. In situ s-au

determinat: densitatea aparentă cu ajutorul unui aparat cu membrană şi cu apă,

rezistenţa la penetrare statică pe con, rezistenţa la forfecare cu ajutorul unui aparat cu

palete (field vane test) care furniza o estimare a coeziunii materialelor străbătute. În

laborator se determinau: umiditatea naturală, densitatea aparentă, greutatea specifică,

porozitatea, etc. Ulterior, indirect, cu ajutorul unor modele matematice, modele

deterministe, nomograme proprii descrise pe larg într-o lucrare anterioară, se determinau

toţi parametrii necesari analizelor de stabilitate a malurilor, vârfurilor ravenelor, etc.

Cercetările s-au efectuat asupra unui număr de 14 ravene din Podişul

Bârladului. Tabelele 13.3 şi 13.4 conţin o sinteză a caracteristicilor fizico-mecanice (în

valori medii ponderate cu grosimea stratelor străbătute prin foraje) ale principalelor

clase de roci moi sedimentare separate pe criteriul textural, şi conform rolului pe care îl

au în morfologia şi dinamica ravenelor studiate. În figura 13.13 sunt ilustrate

distribuţiile granulometrice ale principaleleor categorii de roci moi identificate în

stratificaţia malurilor.

Datele prezentate în aceste tabele conduc la următoarele concluzii:

- Şapte categorii de materiale au fost identificate ca fiind prezente în marea

majoritate a ravenelor studiate. Acestea sunt:

- Aluviuni recente, prin care se înţeleg depozite nisipo-prăfoase, de obicei

având o coeziune slabă în stare umedă şi o coeziune aparentă destul de mare în stare

uscată. Fiind pedominat nisipoase au o rezistenţă la penetrare statică pe con mare chiar

şi în stare umedă;

- Aluviuni mollice, prin care se înţeleg depozitele luto-nisipoase de culoare

cenuşiu negricioasă ce formează de obicei orizonturile (media grosimilor în cazurile

studiate a fost 103 cm) inferioare A de sol, cu grosimi neobişnuit de mari pe fundul

văilor seci din podişul Moldovenesc (Ioniţă, 1998);

- Depozite nisipoase, unde au fost incluse toate categoriile de materiale în care

fracţiunea nisip este net predominantă. Acestea prezintă coeziunea cea mai scăzută, de

obicei putându-se considera aceasta, nulă. A fost totuşi înregistrată pentru că au existat

cazuri în care s-a putut determina cu aparatul de forfecare cu palete. Prezintă o

rezistenţă la penetrare statică pe con deosebit de mare chiar şi când sunt umede.

232

Tabelul nr. 13.3

CARACTERISTICI FIZICO-MECANICE ALE DEPOZITELOR SEDIMENTARE INCIZATE DE RAVENE VALORI ÎN STARE NATURALĂ

Grosimea (cm)* Umiditatea (%) Densitatea aparenta

(g/cm3) Coeziunea (kPa) Rp mediu (kPa) Granulometrie (%)

MATERIAL

MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX Nisip Praf Argilă

Aluviuni recente 20 94 190 2.20 8.10 19.70 1.32 1.60 1.85 9.67 26.23 69.61 383 4114 8440 68.74 21.03 10.28

Aluviuni mollice 30 103 190 3.57 15.38 60.00 1.34 1.58 1.76 11.21 22.42 44.86 1025 5143 8025 60.37 24.52 15.35

Depozite nisipoase 10 68 130 3.79 14.20 30.00 1.44 1.64 1.74 7.78 17.52 28.45 325 3691 7300 63.68 22.34 15.85

Luturi diferite 14 101 480 5.27 18.55 115.00 1.30 1.61 1.87 10.05 26.49 54.91 325 3308 7129 57.21 22.01 21.34

Orizontul Bt 10 81 290 5.62 17.13 50.00 1.22 1.61 1.89 11.98 29.35 64.97 646 2571 7764 57.24 21.74 22.15

Depozite argiloase 20 90 190 9.24 19.38 29.24 1.36 1.64 1.87 9.67 25.32 37.12 1029 2740 7371 44.03 25.50 29.95

Alte materiale 10 36 60 2.00 22.79 45.00 1.56 1.85 2.13 17.01 20.69 24.36 7300 8650 10000

233

Tabelul nr. 13.4

CARACTERISTICI FIZICO-MECANICE ALE DEPOZITELOR SEDIMENTARE INCIZATE DE RAVENE VALORI ÎN

STARE NATURALĂ ŞI LA SATURAŢIE

Rp mediu la saturaţie Coeziunea

(kPa)

Coeziunea la saturaţie

(kPa)

Rp mediu

(kPa) (kPa)

MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX

Aluviuni recente 9.67 26.23 69.61 5.00 16.00 35.00 383 4114 8440 236 2584 6358

Aluviuni mollice 11.21 22.42 44.86 7.65 14.09 25.48 1025 5143 8025 631 3452 6641

Orizontul Bt 11.98 29.35 64.97 6.06 19.94 58.90 646 2571 7764 260 1772 4198

Depozite nisipoase 7.78 17.52 28.45 6.54 10.93 22.15 325 3691 7300 182 2231 5101

Luturi diferite 10.05 26.49 54.91 6.92 16.49 47.56 325 3308 7129 182 1815 5183

Depozite argiloase 9.67 25.32 37.12 4.57 16.50 35.10 1029 2740 7371 612 1725 4635

Alte materiale 17.01 20.69 24.36 4.13 10.58 17.02 7300 8650 10000 2431 3766 5101

234

Spre exemplu, un nisip curat (< 10 % praf+argilă), cu umiditatea de 6 %, lipsit

de coeziune, care apare în baza malului stâng al ravenei Făgăraş, nu aputut fi penetrat cu

aparatele noastre;

- Luturi diferite. Aici au fost incluse depozitele lutoase, predominant prăfoase

cu carateristici geotehnice intermediare între oricare alte categorii. Există câteva situaţii

în care sunt foarte rezistente la eroziune, când sunt foarte compacte, ca pe cursul

mijlociu al Văii Roşcani;

- Orizontul Bt. Aici au fost incluse toate depozitele luto-argiloase, sau nisipo-

argiloase, care aufost atribuite orizonturilor B de sol (B1t, B2t, etc.), având de asemenea

grosimi neobişnuit de mari pe fundul văilor seci şi respectiv în malurile ravenelor de

fund de vale (Ioniţă, 1998). Determinările noastre confirmă rezultatele obţinute de

Poesen (1990,1993) conform cărora materialele aparţinând orizontului Bt sunt de 3 - 4

ori mai rezistente la eroziune decât orizonturile A. Faptul este ilustrat de o coeziune

destul de mare dată de conţinutul crescut de argilă şi o rezistenţă la penetrare statică pe

con mai mare decât a depozitelor argiloase tipice. Orizontul Bt are o importanţă decisivă

asupra adâncimii ravenelor mai puţin adânci de 3 m.

- În categoria depozitelor argiloase intră mai multe categorii de argile, foarte

importante pentru evoluţia ravenelor:

(1) o argilă cenuşiu vineţie, cu aspect de "plastilină" în stare umedă, cu

coeziune mare şi cea mai scăzută rezistenţă la penetrare statică pe con dintre toate

materialele întâlnite,

(2) o argilă pe alocuri gălbuie iar în altele verzuie, în general pestriţă, care de

cele mai multe ori prezintă numeroase concreţiuni calcaroase de mărimi centimetrice şi

sub-centimetrice. Are o coeziune mare şi o rezistenţă la penetrare ceva mai mare decât

alte argile datorită concreţiunilor calcaroase,

(3) o argilă nisipoasă, sau uneori chiar nisip argilos, cu o coeziune deosebit de

mare şi o rezistenţă la penetrare neobişnuit de mare datorată conţinutului mare de nisip,

(4) o argilă marnoasă, cenuşiu albicioasă, foarte dură în orice condiţii.

Toate aceste materiale apar ca fiind foarte rezistente la eroziune, ele putând fi

întâlnite cu foarte mare probabilitate în talvegul ravenelor mai adânci de 3 m, care au

trecut de orizontul Bt. Chiar dacă momentan sunt mascate de aterisamente, de

materialele depozitate temporar la baza malului, sau de aluviunile din talveg, ele vor fi

sigur întâlnite în foraje nu prea adânci (0,5 - 1 m, 2 m).

235

Nisip

Praf Argila0 25 50 75 100

25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Nisip


25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Aluviuni recente Aluviuni mollice

Nisip


25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Nisip


25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Depozite nisipoase Luturi diferite

Nisip


25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Nisip


25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Depozite "argiloase" Orizont Bt

Figura 13.13. Diagrame ternare ilustrând compoziţia granulometrică a principalelor

categorii litologice în care sunt incizate ravenele studiate

236

Carateristicile acestor depozite ne duc cu gândul la calculele lui Terzaghi

(1963), care cu formula înălţimii critice a malului

( )( )( )φαγ

φα−−

⋅=

cos1cossin4cH c

aplicată în cazul unei argile de Londra, a constatat că aceasta ar putea fi stabilă în mal

vertical şi la o înălţime, neîntâlnită vreodată în realitate, de 4300 feet (≅ 143 m).

- În categoria alte materiale au fost incluse materiale diferite uneori având

caracteristici ale rocilor dure (gresii în plăci, nisipuri gresificate, pietrişuri), care apar

însă mai rar, sub forma unor lentile sau intercalaţii de grosimi centimetrice. Există şi

situaţii când ele apar ca un nivel de sine stătător continuu pe câteva zeci de metri în baza

unor ravene adânci.

Toate caracteristicile claselor de roci enumerate (sintetizate în tabelele 13.3 şi

13.4) trebuiesc privite relativ, în funcţie de combinaţia în care apar în coloanele

litologice, de grosimea lor şi de poziţia faţă de suprafaţa terenului.

Prelucrările statistice ale acestor date nu au dat rezultate satisfăcătoare, în

sensul că unele corelaţii intuitive nu s-au confirmat. Aceasta ne determină să ne

înscriem în categoria cercetătorilor care au ajuns la concluzia că greutatea volumetrică,

rezistenţa la penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare cu palete (= coeziunea)

determinate la umiditate naturală, departe de starea de saturaţie, sunt slabi indicatori de

erodabilitate prin valorile momentane. Introduse în calculul unui coeficient de

erodabilitate de genul celor stabiliţi de Moore, Temple, De Ploey sau Kirsten ţinând

cont de consideraţiile de mai sus şi de importanţa relativă, aşa cum s-a menţionat şi dacă

determinările se fac pe cât posibil în condiţii de umiditate constante, importanţe lor

creşte considerabil, cum au constatat Hanson, Robinson şi Cook în 1996.

Urmărind toate aceste caracteristici în planşele sintetice din figurile 13.14, 13.15, 13.16

şi 13. 16. bis se va putea observa că ravenele, cel puţin cele de fund de vale, se pot

împărţi în două categorii din punct de vedere al stratificaţiei străbătute, al adâncimii şi al

stadiului de evoluţie, în acelaşi timp.

O primă categorie este aceea a ravenelor puţin adânci (H < 3 m) a căror bază se

găseşte în prejma orizontului Bt, sau în orice caz a unui orizont argilos aflat în cazul

respectiv în apropierea suprafeţei terenului.

237

BancaRecea

0 m

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

Fãgãrasmal drept

Fãgãrasvârf Langa"Poligon"

Vâlcioaia

Hc=11,50

Tumba

Hc=9,20

Hreasca

Hc=7,56

MitocRoscani Roscani

RoscaniRoscaniChineja

V.BuzanuluiHorincea

SãseniFãgãrasRoscani

stg.110FãgãrasRoscani

stg.140 m

16

17

18

19

20

21

22

23

24

25

26

27

28

29

30

Hc=5,00

Hc=6,20

Hc=5,10

31

32

LEGENDA Depozite / aluviuni recente nisipoase Orizonturi / aluviuni mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Pietris, gresie în plãci, sau nisip cu trovanti

Loava Hreasca"Anghelutã"

Mitocvârf

Figura 13.14. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc

238

0 m

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

RoscaniP4 dreapta

RoscaniP4 stânga

RoscaniSt."E"1

RoscaniSt."E"2

Roscaniprag "baracã" vârf P1 gât P1 P2 stg. vârf P2 Prag 3

LEGENDA Depozite / aluviuni nisipoase Depozite / aluviuni mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Plãci de gresie

centruRoscani RoscaniRoscani Roscani Roscani Roscani Roscani

Scara verticalã 1 : 100

BancaChira

GorneiRav. 1

GorneiRav. 3

GorneiRav. 5

Hc=1,90

Hc=5,50

Hc=3,70

Hc=3,70

239

Figura 13.15. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc BancaRecea0 m

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

Fãgãrasmal drept

FãgãrasvârfLanga"Poligon"

LEGENDA Depozite / aluviuni recente nisipoase Orizonturi / aluviuni mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Pietriº, gresie în plãci, sau nisip cu trovanþi

Scara verticalã 1 : 100

Vâlcioaia

Hc=11,50

Tumba

Hc=9,20

Hreasca

Hc=7,56

MitocRoscani Roscani

Roscani RoscaniBH ChinejaV.Buzanului

Hc=32 m

HorinceaSãseni

FãgãrasRoscani

stg.110 mFãgãrasRoscani

stg.140 m

Figura 13.16. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc

240

O altă categorie, aceea a ravenelor celor mai adânci (H > 3 m), care au trecut de

orizontul Bt, au străbătut orizonturi lutoase de diferite grosimi şi a căror bază se situează

în zona unor depozite, de cele mai multe ori argiloase, foarte rezistente la eroziune.

Câteva ravene, puţine la număr, se găsesc într-un stadiu intermediar, în care

talvegul este undeva sub orizontul Bt dar nu a ajuns la un strat rezistent (exemplu ravena

Banca-Chira, din acelaşi bazin hidrografic cu Banca-Recea, afluentă a acesteia din urmă).

Un posibil scenariu ar fi acela în care două orizonturi deosebit de rezistente la

eroziune, respectiv orizontul Bt şi cel inferior argilos joacă un rol deosebit de important

în morfodinamica ravenelor.

Primul orizont rezistent, mai apropiat de suprafaţa terenului determină existenţa unor

ravene cu adâncime mai mică. Acest orizont, cu o coeziune mai mare de 20 kPa şi o

rezistenţă la penetrare statică pe con relativ mai mare decât cea a orizontului argilos este

de cele mai multe ori practic neerodabil prin eroziune peliculară, de suprafaţă, sau prin

curenţi concentraţi, la pante mici (obişnuite). El poate fi străpuns numai de apa aflată în

cădere verticală sau la un unghi apropiat de 90o, adică la trecerea peste un prag.

0 m

1

2

3

4

5

6

LEGENDA Depozite (aluviuni) nisipoase Depozite (aluviuni) mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase

Ravena 12

Hc=3,40

axRavena 10 Ravena 8 Ravena 7 Ravena 6 Ravena 5

mal dreptRav. 12

(PT 2)Rav. 10

ax vârf vârf vârf vârf

Figura 13.16 bis. Coloane litologice ale unor praguri de ravene discontinue

din B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului

În continuare sunt străbătute depozite luto-nisipoase sau nisipo-lutoase, de

grosimi mari (cele mai mari, de ordinul metrilor şi chiar al zecilor de metri) până în

momentul în care este întâlnit orizontul cel mai rezistent (argilă vânătă, de exemplu). Nu

se cunosc situaţii de ravene care să fi străbătut trei orizonturi rezistente.

241

STUDIU DE CAZ: INFLUENŢA STRUCTURII GEOLOGICE ASUPRA MORFOLOGIEI

RAVENELOR DIN VALEA ROŞCANI (B. H. TUTOVA)

Valea Roşcani din bazinul hidrografic Tutova (suprafaţa de 7 km≈ 2)

întruneşte aproape toate criteriile necesare pentru a fi calificată ca o vale deluvială în

sensul Martiniuc (1954), sau ca un organism torenţial în sensul S. A. Munteanu et al.

(1991). Cea mai mare parte a reţelei hidrografice este constituită dintr-un sistem

complex de ravene, este afectată de câteva alunecări de teren de mică amploare şi

prezintă “pârâu torenţial” cu un curs quasi-permanent numai în zona inferioară.

Reţeaua hidrografică suprapusă acestui bazin cuprinde o mare varietate de tipo-

dimensiuni de ravene, începând cu ravene discontinue (studiate de-a lungul mai multor

ani şi descrise de I. Ioniţă şi cuprinse în unele studii şi de I. Ichim et al.) şi de fund de

vale, pe cursul superior, ajungând până la ravene de mari dimensiuni (peste 25m

adâncime şi lăţime) pe cursul mijlociu.

În cadrul acestui sistem de ravene se pot observa canale atât în formă de “U” cât

şi de “V” de mari dimensiuni (comparativ cu cele pe care Heede (1974, 1975) le

consideră a fi dovada stadiului incipient al procesului de eroziune în adâncime) şi se pot

identifica aproape toate mecanismele de cedare a malurilor descrise în literatura de

specialitate.

Cartarea geologică a depozitelor din malurile ravenelor, forajele executate,

probele recoltate şi analizate precum şi încercările geotehnice in situ au permis

întocmirea schiţei din figura 13.17, pe baza căreia se pot face mai multe comentarii

privind geneza acestei văi, dar mai ales asupra rolului jucat de structura geologică în

conturarea şi evoluţia sistemului de ravene.

Cauzele iniţierii, poziţia în cadrul reţelei şi dinamica ravenelor discontinue,

probleme lămurite de Schumm cu argumente din hidraulica eroziunii liniare episodice,

au fost analizate şi descrise pe larg de I. Ioniţă (1997) de aceea nu insistăm asupra

acestor aspecte.

S-au delimitat şapte areale în care stratificaţia şi pachetele de roci constituente

prezintă caractere diferite cu implicaţii asupra: morfologiei şi morfodinamicii versanţilor,

malurilor, asupra formei în plan a traseelor, a densităţii şi naturii ravenelor şi altele, după

cum urmează:

- Zona a -I- a, versantul drept al ravenei Scrânghiţa, cuprinde alternanţe ritmice

(cu ritmuri metrice şi submetrice) de nisipuri şi lentile de argilă verzuie şi pestriţă cu

242

intercalaţii de gresii în plăci. Panta medie este de…Este zona în care sunt grupate

aproape exclusiv ravenele discontinue. Se remarcă absenţa totală a ravenelor pe

versantul stâng cu pantă apropiată şi litologie predominant nisipoasă omogenă.

- Zona a -II- a este predominant nisipoasă, omogenă, bine drenată (de aceea

probabil localnicii o utilizează pentru cultura viţei de vie), lipsită de ravene discontinue

şi de versant.

Valea

Roşc

ani

Ravena Ursoi

Ravena Langa

Rave

na Făgăr

aşPoligon

Ravena Scrânghiţa

Ravena

I

II

IV V VI

VII

Ac . C

uibul Vulturi lo r

N

III

VIII

Figura 13.17. Delimitarea unor areale cu structură litologică diferită, în bazinul văii

Roşcani (b. h. Tutova), cu influenţă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor

- Zona a -III- a, prin prezenţa unor strate de argilă verzuie şi pestriţă într-o

poziţie favorabilă în baza depozitelor nisipo-prăfoase (lutoase) este singura propice

alunecărilor de teren.

- Zona a -IV- a ocupă versantul drept al cursului principal mijlociu, malul drept

şi cursul superior al ravenei Făgăraş. Este formată din luturi nisipoase cu pietrişuri

243

mărunte numai în bază. Prezintă maluri verticale.

- Zona a -V- a este formată din nisipuri medii, curate, cu trovanţi mari grezoşi

mai ales în bază. Aglomerarea trovanţilor pe cursul inferior al ravenei Făgăraş în

apropierea confluenţei cu canalul principal conferă acesteia aspectul de chei. Caracterul

acestei zone a fost dedus şi din aflorimentele din malul stâng al cursului mijlociu ravenat,

unde se pot vedea pereţi aproape verticali de peste 25m înălţime formaţi din nisip curat

cu trovanţi mari numai în bază.

- Zona a -VI- a este predominant nisipoasă (nisipuri slab grezificate), este

vizibilă pe o porţiune din malul stâng al ravenei Făgăraş şi conferă malului respectiv un

aspect ruiniform datorat blocurilor prăbuşite.

- Zona a -VII- a cuprinde depozitele cele mai rezistente la eroziune, marne

cenuşii albicioase, uscate, mai groase de 7m (ravena Făgăraş are aici adâncimea de 13 -

15m).

- Zona a -VIII- a ocupă malul drept al ravenei “Poligon” şi este formată din

alternanţe ritmice tip fliş de argile verzi, gresii în plăci şi nisipuri grosiere. Dacă malul

drept ar fi avut aceeaşi stratificaţie ca şi ce stâng (din zona a -I- a) probabil că ravena

“Poligon” ar fi avut un canal în formă de “V” de 15 m adâncime.

Având în vedere cele prezentate mai sus, concluzionăm că:

- ravenele din valea Roşcani au urmărit liniile de demarcaţie dintre zonele cu

depozite dezvoltate în faciesuri litologice diferite;

- zonele cu nisipuri au fost străbătute pe întreaga grosime, iar la nivelul de

aglomerare a trovanţilor canalul capătă aspect de chei;

- depozitele aparţinând zonelor VI, VII şi VIII au determinat devierea cursului

principal spre SV;

- caracteristicile litologice ale zonei a -I- a au un rol important în distribuţia şi

evoluţia ravenelor discontinue, care se opresc temporar la nivelul orizonturilor mai

rezistente la eroziune. Se subliniază în acest sens rolul lentilelor de argilă verzuie, uneori

pestriţă iar alteori vânătă, cu rezistenţa cea mai mică la penetrare statică pe con (atunci

când nu are umiditatea mai mică de 10 %) şi al orizontului de sol Bt în cazul canalelor de

adâncime mai mică de 3 m.

244

ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR

Stabilitatea canalelor incizate poate fi privită din punctul de vedere al stabilităţii

geotehnice a malurilor, aşa cum, practic s-a procedat mult timp, sau ca stabilitate

hidraulică, atunci când se iau în considerare toate forţele care pot apărea, inclusiv cele

hidrostatice şi hidrodinamice.

În unele materiale mai recente se arată că mare parte din materialul erodat îşi

are originea în canalul însuşi al ravenei mai degrabă decât pe panta din amonte. În acest

caz, modelul convenţional al lui Hudson (1985),

eroziune = f (erozivitate, erodabilitate)

ar trebui probabil să fie modificat ca:

eroziune = f (rezistenţa (tăria) vârfului şi malurilor, efortul de forfecare exercitat

asupra vârfului şi malurilor, rezistenţa la eroziune, erozivitate)

unde "rezistenţa (tăria) vârfului şi malurilor" şi "rezistenţa la eroziune" tind să reducă

eroziunea, iar "efortul de forfecare exercitat asupra vârfului şi malurilor " şi

"erozivitatea " tind să o promoveze. Pornind de la aceste considerente, este posibil să se

stabilească un set de patru posibile condiţii care să desemneze starea unei ravene

(Tabelul 14.1)

Tabelul nr. 14.1

Condiţiile de stare ale ravenelor (Collison A., 1996) Vârful şi malurile ravenei Canalul ravenei Starea ravenei

Rezistenţa > Efortul Rezistenţa > Erozivitatea Stabil şi acoperit cu vegetaţie

Rezistenţa > Efortul Erozivitatea > Rezistenţa Stabil şi curat

Efortul > Rezistenţa Rezistenţa > Erozivitatea Degradare, în curs de umplere

Efortul > Rezistenţa Erozivitatea > Rezistenţa În expansiune

Teoretic, factorul care controlează expansiunea ravenei este instabilitatea

vârfului (pragurilor) şi a malurilor, devreme ce aceste procese generează cea mai mare

cantitate de material pentru eroziune.

Mai mulţi autori au subliniat rolul presiunii apei din pori în procesul de cedare a

245

vârfului (pragurilor) şi malurilor. Monitorizarea umidităţii din sol prin programe de

determinări tensiometrice (Fernandez et al. (1995), Francis (1985) au indicat persistenţa

unor presiuni negative ale apei din pori din pragurile sau malurile unor ravene, pe durata

unor ploi îndelungate, după care s-a pus în evidenţă cedarea. Cedarea în condiţii de

umiditate mare este un fapt obişnuit, totuşi există din ce în ce mai multe dovezi că

cedarea are loc şi în condiţii de nesaturaţie. O dovadă asupra importanţei rezistenţei în

stare nesaturată în menţinerea stabilităţii malurilor şi pragurilor este prezenţa obişnuită a

unor pereţi verticali în materiale aparent necoezive, în regiuni semiaride. Fredlund et al.

(1978) a demonstrat contribuţia adusă de sucţiunea solului la coeziune. Aceasta poate fi

încorporată ca o funcţie a coeziunii potrivit ecuaţiei:

( )( )''* tantan φφ −−+= bwa uucc (1)

unde c* este coeziunea totală, c' este coeziunea efectivă, ua este presiunea aerului din

pori, uw presiunea apei din pori, φb este unghiul de creştere a efortului de forfecare

datorită sucţiunii şi φ' este unghiul de frecare internă. În consecinţă, ecuaţia lui Coulomb

poate fi modificată direct pentru a deveni:

( ) ( ) bwaa uuuc φφστ tantan '' −+−+= (2)

Termenul rezistenţei nesaturate φb se calculează în urma unei serii de teste de

forfecare în stare nesaturată cu controlarea sucţiunii, lucru posibil, în mod obişnuit prin

utilizarea aparatului de forfecare triaxial modificat (Anderson şi Kemp, 1987).

Asemenea teste rămân dificil de controlat şi consumatoare de timp.

Ajustarea lăţimii canalelor prin procese gravitaţionale şi alte procese asociate

poate reprezenta un important mecanism al răspunsului canalului şi disipării energiei pe

canalele incizate aluvionare. În zona de loess din Centru-vestul Statelor Unite, de

exemplu, materialul din maluri contribuie cu până la 80 % din totalul sedimentelor

erodate prin canale incizate (Simon et al., 1996).

Modelele conceptuale ale retragerii malurilor şi livrării de sedimente din maluri

către curentul de curgere subliniază importanţa interacţiunilor dintre forţele hidraulice

care acţionează pe fund şi la baza malului, şi forţele gravitaţionale care acţionează în

materialele de mal aflate in situ (Carson şi Kirkby, 1972; Thorne, 1982; Simon et al.,

1991). Cedarea apare atunci când eroziunea de la baza malului şi pe fundul canalului

adiacent malului au crescut înălţimea li unghiul malului până la punctul în care forţele

246

gravitaţionale depăşesc rezistenţa la forfecare a materialului din maluri. După cedare,

materialele căzute din maluri pot fi livrate direct curentului de apă şi depozitate ca

material de fund, pot fi dispersate ca încărcătură spălată (suspensie, saltaţie, etc.), sau pot

fi depozitate în lungul bazei malului ca blocuri intacte sau ca agregate mai mici (Simon

et al., 1991). Dacă sunt depozitate la baza malului, materialele căzute pot creşte temporar

stabilitatea prin propria masă şi prin protejarea materialelor in situ de atacul hidraulic.

Proprietăţile materialelor căzute din maluri în tandem cu forţele hidraulice stabilesc

timpul de staţionare al materialelor căzute (Thorne şi Abt, 1993).

MODURI DE CEDARE A MALURILOR

Cedarea malurilor poate fi caracterizată prin forma suprafeţei de cedare (planară

sau rotaţională) şi prin modul de cedare.

Cedările rotaţionale, deşi mai distrugătoare în termenii pierderilor de teren, se

întâlnesc mai rar în lungul malurilor celor mai înalte de râuri, pentru că efortul de

forfecare creşte mai repede odată cu adâncimea în comparaţie cu rezistenţa la forfecare

(Terzaghi şi Peck, 1949).

Cedările planare apar mai devreme în procesul de ajustare, când malurile sunt

mai puţin înalte şi se pot produce în lungul oricărui plan de cedare critic indiferent dacă

acesta trece sau nu prin baza malului.

Cedările planare sub formă de fâşii (slab failure) apar în general datorită

subminării fluviale şi/sau dezvoltării unor crăpături de distensiune aproximativ verticale

în partea superioară a malului (Lohnes şi Handy, 1968; Thorne et al., 1981).

Cedările sub formă de semiboltă (alcov, pop-out failure) pot apărea la baza

malului (Bradford şi Piest, 1980) sau în zone cu permeabilităţi (umidităţi n. n.)

contrastante (Simon şi Darby, 1997) prin generarea unor presiuni ale apei di pori care

depăşesc rezistenţa la forfecare a materialului.

Cedările malurilor sunt semnalate în mod obişnuit în perioadele de recesiune ale

evenimentelor pluviale, şi adesea pot fi reprezentate analitic ca fiind condiţii de rapidă

prăbuşire în stare saturată (Simon şi Hupp, 1987; Thorne, 1990). La o scară mai mare de

timp semnalarea proceselor de cedare a malurilor indică în general o stare de instabilitate

a canalului de mărime nespecificată.

FORŢELE CARE CONTROLEAZĂ CEDAREA MALURILOR

Forţele geotehnice. Pentru cazul simplu al cedării planare pe unitatea de

lungime şi lăţime, rezistenţa malului se reprezintă prin ecuaţia lui Coulomb:

247

( )' tanφµστ −+=cr' (1)

unde τr este rezistenţa la forfecare (kPa), c' este coeziunea efectivă (kPa), σ este efortul

normal (kPa), µ este presiunea din pori (kPa) şi φ' este unghiul efectiv de frecare (în

grade).

Efortul normal este dat de :

βσ cosW= (1a)

unde W este greutatea blocului care cedează şi β este unghiul planului de cedare. Forţa

gravitaţională activă este dată de:

Wsinβ (2)

Se defineşte factorul de siguranţă (Fs) ca fiind raportul dintre forţele de

rezistenţă şi cele active. O valoare egală cu unitatea indică cazul critic de cedare

iminentă. Un alt mod în care se poate descrie starea de cedare iminentă a malurilor este

acela prin care se defineşte înălţimea şi unghiul critic al unui anumit mal. Pentru cedarea

în formă de pană în lungul unei suprafeţe planare, înălţimea critică a malului (Hc) poate

fi estimată rezolvând următoarea ecuaţie. În condiţii drenate, parametrii rezistenţei

efective pot fi utilizaţi în exprimarea înălţimii critice:

( ) ( )( )[ ]''' cos1/cossin4 φαγφα −−= cH c (3)

unde α este unghiul malului (o) şi γ est densitatea materialului (kN⋅m-3). Hc poate fi redus

de adâncimea crăpăturilor de distensiune (z):

Hcz = Hc - z (4)

unde Hcz este înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune (în m) şi z

este adâncimea crăpăturilor de distensiune (în m) (Selby, 1982). Această analiză nu ţine

cont de stratificaţia malului, de existenţa unor orizonturi cu rezistenţe diferite. În aceste

situaţii, pentru majoritatea caracteristicilor fizico-mecanice se utilizează valori medii

ponderate, cu excepţia rezistenţei la forfecare pentru care valorile normate de calcul se

obţin prin metoda celor mai mici pătrate (regresie).

Înălţimile critice ale malurilor pentru condiţiile cele mai defavorabile (condiţii

nedrenate) pot fi estimate utilizând parametrii rezistenţei la forfecare determinaţi în

condiţii neconsolidat nedrenat (φu = unghiul de frecare internă pentru condiţia

neconsolidat nedrenat = 0, şi cu = coeziunea neconsolidat nedrenat) şi greutatea

volumetrică în stare saturată (γs).

248

Efectul presiunii din pori excesive asupra instabilităţii malurilor şi versanţilor a

fost identificat de mult timp ca fiind un important contribuabil. Cedarea malurilor este

semnalată în mod obişnuit în perioadele de recesiune ale evenimentelor pluviale. Faptul

a fost atribuit unei condiţii de rapidă prăbuşire în stare saturată a malurilor acolo unde

presiunea pozitivă a apei din pori nu a fost echilibrată de presiunea exercitată asupra

malului de către apa care ar fi putut să curgă prin canal. Recent s-a descoperit că

presiunile excesive ale apei din pori pozitive nu sunt neapărat necesare pentru realizarea

condiţiei de cedare rapidă. De fapt, unele date indică faptul că pierderea de presiune

negativă a apei din pori, sau sucţiunea joacă un important rol în iniţierea instabilităţii

malurilor după perioadele ploioase (Casagli et al., 1997; Curini, 1998; Simon şi Curini,

1998).

Canalele incizate au în general maluri înalte faţă de care suprafaţa apei freatice

se situează mult mai jos, în perioadele de ape scăzute sau chiar medii. Deasupra nivelului

hidrostatic al apei solul are un grad de saturaţie mai mic de 100 % şi deci presiuni

negative ale apei din pori. Diferenţa (µa - µw) între presiunea aerului din pori şi presiunea

apei din pori reprezintă sucţiunea (ψ). Creşterea rezistenţei la forfecare datorată creşterii

sucţiunii se exprimă prin unghiul φb. Încorporând acest efect în ecuaţia standard Mohr-

Coulomb aceasta devine (Fredlund et al., 1978):

( ) ( ) bwaar c φµµφµστ tantan '' −+−+= (5)

unde ( a )µσ − este efortul normal net exercitat asupra planului de cedare în timpul

cedării şi µw este presiunea apei din pori exercitată asupra planului de cedare în timpul

cedării. Valoarea lui φb este în general cuprinsă între 10o şi 20o, cu o valoare maximă a

lui φ' în condiţii de saturaţie (Fredlund şi Rahardjo, 1993). Efectele sucţiunii asupra

rezistenţei la forfecare sunt reflectate de termenul coeziunii aparente sau totale:

( ) bbwaa ccc φψφµµ tantan '' +=−+= (6)

După cum se vede din ecuaţia (6) presiunile negative ale apei din pori

(sucţiunile pozitive) în zona nesaturată conduc la mărirea coeziunii şi deci a rezistenţei la

forfecare.

Forţele hidraulice. Procesele care se produc la baza malului sunt de o

importanţă deosebită pentru înţelegerea cedării malurilor şi a evoluţiei morfologiei

acestora în timp (Thorne, 1982).

249

În fazele de degradare ale evoluţiei canalului, înălţimile malurilor sunt mai mari

şi suprafeţele malurilor sub nivelul rădăcinilor vegetaţiei devin expuse. Deci materialele

in situ de la baza malului sunt mai susceptibile la eroziune bazală decât într-un canal

neincizat.

Erozivitatea în zona bazei malului poate fi exprimată în termenii rezistenţei

materialelor in situ sau a celor căzute şi ai forţelor hidraulice exercitate de către curgere.

Efortul de forfecare exercitat de către fluid asupra pereţilor se foloseşte ca o măsură a

capacităţii erozive a curgerii:

wwRSγτ = (7)

unde τ este efortul de forfecare pe pereţi (N/m2), γw este densitatea apei în canal (N/m3),

R este raza hidraulică în m, iar Sw este panta suprafeţei apei.

Forţele rezistente la baza malului (se opun antrenării materialului depozitat la

baza malului) pot fi reprezentate printr-un efort critic de forfecare de tip Shields. Autorii

au utilizat un criteriu dezvoltat de Wiberg şi Smith (1987) pentru exprimarea efortului

critic de forfecare (antrenare), adimensional (τ*cr), necesar pentru antrenarea blocurilor

de materiale coezive căzute din mal.

τ*cr se obţine grafic introducând un diametru adimensional al particulelor (K*)

ca fiind abscisa într-o curbă de antrenare tip Shields, unde τ*cr este ordonata (Wiberg şi

Smith, 1987)

( ) 31

** 0047,0 ζ=K (8)

unde K* este rugozitatea fundului (ks) pentru sedimente cu densitatea de 2,65, un fluid cu

temperatura de 10oC şi

( )ρρρ

ζ 2

3

* vgD s −= (9)

unde D este un diametru reprezentativ al particulelor (în m), ρ este densitatea fluidului

(kg/m3), ρs este densitatea sedimentelor (kg/m3), g este acceleraţia gravitaţiei (m/s2) iar ν

este vâscozitatea cinematică (m2/s).

Parametrul adimensional K* este o funcţie de mărimea particulelor, de

densitatea particulelor, densitatea şi vâscozitatea fluidului, ceea ce ar însemna că fiecare

granulă are o valoare unică pentru ζ* într-un anumit mediu fluid. Factorul 3,5D84 este

pus în locul lui ks în calculul lui D/ks, pentru a alege curba tip Shields potrivită, necesară

250

obţinerii lui τ*cr (Wiberg şi Smith, 1987). D84 este diametrul particulelor pentru care 84

% din distribuţia granulometrică sunt mai fine.

Funcţia de antrenare Shields convenţională, pentru particule de mărime

uniformă se exprimă ca o curbă cu o valoare a lui D/ks = 1,0.

Pentru a lua în calcul şi faptul că particulele repauzează pe un mal înclinat, se face o

ajustare ca (Lane, 1953):

2

2** tan1cos

c

crcbµ

εεττ −= (10)

unde τcb* este efortul de forfecare critic adimensional pe faţa malului, ε este unghiul de

pantă al malului pe care este depozitat materialul căzut (o) şi µc este coeficientul de

frecare al lui Coulomb bazat pe presupunerea că este echivalent cu tangenta unghiului de

frecare internă al sedimentelor (tanφ') (Bagnold, 1954, 1966; Francis, 1973).

Valorile dimensionale ale efortului critic de forfecare se obţin cu utilizând

conversia:

( )( )gDscbc ρρττ −= * (11)

unde τc este efortul critic de forfecare (antrenare) (N/m2).

Ecuaţia 10 se poate aplica numai acolo unde unghiul de pantă al malului (ε) este

mai mic decât unghiul de frecare internă (φ'). Totuşi, îndesarea, sucţiunea şi cimentarea

pot da naştere la maluri cu unghiuri de pantă mai mari decât unghiul de frecare internă.

Este o situaţie des întâlnită în cazul canalelor incizate. În acest caz se poate aplica

modificarea propusă de Millar şi Quick (1993), bazată pe dovezile empirice ale celor mai

mari unghiuri de pantă măsurate pe teren (φ*):

( ) 50

2*

*sinsin1tan067,0 gDscb ρρφεφτ −⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= (12)

unde D50 este diametrul mediu al sedimentelor (în m). Valoarea acestei ecuaţii este

limitată datorită problemelor numerice atunci când φ* se apropie de verticală pentru că

tanφ' devine nedeterminat.

( ) ( )[ ]( )∑

∑−−

−+−++=

βαβφβαβφ

sinsin'tancoscostan'

ii

iiiib

iiii

s PWPUWSLc

F (13)

251

ANALIZA STABILITĂŢII MALURILOR STRATIFICATE CU LUAREA ÎN CONSIDERARE

A PRESIUNII APEI DIN PORI

Simon et al. (1999) au stabilit un algoritm de calcul pentru maluri coezive cu

mai multe orizonturi litologice care încorporează atât criteriul de cedare Mohr-Coulomb

pentru partea saturată a suprafeţei de cedare, cât şi criteriul de cedare modificat de

Fredlund et al.(1978) pentru partea nesaturată a suprafeţei de cedare. Algoritmul bazat pe

Metoda Echilibrului Limită mai ia în considerare şi alte forţe care acţionează pe

suprafaţa planară de cedare, şi anume:

- sucţiunea în partea nesaturată a suprafeţei de cedare (S);

- forţa de antrenare ascensională datorată presiunilor pozitive ale apei din pori

în zona saturată a planului de cedare (U), şi

- forţa hidrostatică exercitată de apă asupra pereţilor canalului, în canal în

general.

Efectul stratificaţiei se calculează însumând forţele specifice fiecărui strat.

Factorul de stabilitate în această situaţie este dat de:

unde Li este lungimea planului de cedare încorporat în stratul (orizontul) i, este forţa

produsă de sucţiune asupra părţii nesaturate a suprafeţei de cedare (kN/m), U este forţa

de antrenare ascensională în partea saturată a suprafeţei de cedare (kN/m) şi P este forţa

hidrostatică a apei din canal (exterioară) (kN/m).

FORŢE HIDRAULICE ŞI PROCESE

Condiţiile de eroziune la baza malului. Forţa erozională a curentului de apă este

reprezentată de eforturile de forfecare exercitate la baza malului când apa are nivelul

maxim. După Simon şi Darby (1997) aceasta are expresia:

( ) wppww SEE −=γτ (14)

unde Ew este cota maximă a suprafeţei apei (m), Ep este cota unei tije înfiptă în mal

pentru măsurarea eroziunii (m) şi Swp este panta suprafeţei apei la debit maxim. Valorile

efortului de forfecare calculat cu această relaţie sunt de ordinul zecilor de N/m2 (30 -50

N/m2).

Eroziunea bazei malului îl face pe acesta mai abrupt şi de aceea este urmată de

cedarea gravitaţională, acre are loc în timpul următoarei etape de micşorare a sucţiunii şi

de apariţie a presiunilor excesive ale apei din pori.

252

Pentru a determina condiţiile necesare antrenării blocurilor de material coeziv

adunate la baza malului, efortul critic de antrenare valabil pentru cele mai obişnuite

condiţii de la baza malului, se determină folosind abordarea Wiberg şi Smith (1987) ca şi

criteriile standard Shields.

Până în prezent nu s-a ţinut cont de aparenta coeziune ce apare între blocurile

căzute şi substratul pe care acestea au fost depozitate.

Efectul potenţial al sucţiunii asupra creşterii efortului necesar antrenării unui

bloc căzut se apreciază determinându-se sucţiunea la interfaţa bloc-substrat. Sucţiunea

determinată astfel are valori de ordinul a 5 - 11 kPa.

MODELUL "GEOFLUVIAL" DARBY S. E. ŞI THORNE C. R.

DE ANALIZĂ A STABILITĂŢII CANALELOR

Estimarea pierderilor de sol şi a cantităţilor de sedimente asociate cu

instabilitatea malurilor ca şi modelele matematice bazate pe predicţia lăţimii canalelor

prin combinarea modelelor de stabilitate a malurilor cu cele numerice al morfologiei

fundului, se sprijină pe predicţia precisă a instabilităţii râului şi pe geometria blocurilor

căzute din maluri.

Limitări ale modelelor precedente:

1. Figurile geometrice prin care se caracterizează dimensiunile blocului

incipient prin care malurile cedează sunt inadecvate descrierii geometriei malurilor

naturale erodate (Osman şi Thorne, 1988). Profilul natural al malurilor naturale erodate

este deformat prin combinaţii de degradare sau agradare a fundului (care influenţează

înălţimea generală a canalului) ca şi de eroziunea fluvială laterală (particulă cu particulă).

Aceste combinaţii de procese fluviale tind să aibă ca rezultantă o geometrie caracteristică

asemănătoare cu cea din figura 14.1.

2. Planul de cedare este constrâns să treacă prin baza malului. Faptul este

nerealist, observaţiile de teren sugerând posibilitatea ca suprafaţa critică de cedare să

intersecteze profilul malului într-un alt punct (Simon et al., 1991).

3. Influenţa presiunii apei din pori ca şi a presiunii hidrostatice a apei din canal pe pereţi

(maluri) asupra distribuţiei forţelor în jurul blocului care cedează este fie, în mod

obişnuit ignorată, fie caracterizată în mod simplist printr-un termen al ratei presiunii din

pori (Simon et al., 1991).

4. Unghiul de înclinare al planului de cedare, în mod obişnuit, nu este estimat

utilizând metode fizice riguroase, ci în schimb este frecvent aproximat ca o funcţie

253

numai de unghiul malului şi unghiul de frecare internă al materialului.

Profiluliniþial

al malului

Degradareafundului

Eroziunelateralã

Segmentul crãpãturilor relicte

Segmentul suprafeþei de taluzaresau alunecare

Figura 14.1. Profilul caracteristic natural al malurilor modelate prin eroziune fluviatilă

(Darby şi Thorne, 1996)

Nivelul hidrostatical apei freatice

Nivelul apei în canal

Figura 14.2. Analiza stabilităţii malurilor (Darby şi Thorne, 1996)

254

ANALIZA STABILITĂŢII MALURILOR

Scopul aceste analize este acela de a cuantifica toate forţele care acţionează

asupra blocului de mal (figura 14.2) care cedează, după un plan care intersectează

profilul malului prin punctul cel mai critic. În plus, unghiul de înclinare al planului de

cedare trebuie estimat utilizând tehnici bazate pe metode fizice.

Figura 14.2. Impactul apelor de suprafaţă şi subterane asupra presiunii din pori

într-un punct pe planul de cadare iniţial (Darby şi Thorne, 1996)

Pentru a obţine o soluţie se presupune că malul nu este stratificat şi că efectul

vegetaţiei asupra stabilităţii malului este luat în considerare în mod implicit în termenii

care reprezintă rezistenţa şi greutatea malului. De asemenea, se presupune că stabilitatea

malului poate fi modelată utilizând conceptul factorului de siguranţă conform căruia

cedările sunt detectate imediat ce raportul dintre forţele de rezistenţă şi cele active scade

sub unitate.

Rezultanta forţelor active (FD) care acţionează asupra blocului care cedează

este egală cu suma dintre componenta greutăţii blocului îndreptată în josul planului de

cedare şi componenta presiunii hidrostatice a apei îndreptată înspre planul de cedare.

αβ sinsin cpt FWFD −= (2)

unde Wt este greutatea blocului (N/m2), β este unghiul de înclinare al planului de cedare

(o), Fcp este rezultanta forţelor hidrostatice ce acţionează asupra planului de cedare (N/m2)

şi α este unghiul dintre direcţia rezultantei forţelor hidrostatice şi normala la planul de

cedare (o).Rezultanta forţelor rezistente care acţionează asupra planului de cedare (FR)

este o sumă a ferţelor de rezistenţă coezive şi de frecare ce se opun alunecării blocului în

255

lungul planului de cedare. Luând în consideraţie şi efectul presiunii apei din pori şi pe

cel al presiunii hidrostatice aceasta devine:

( )[ ] φαβ tancoscos cpwt FUWcLFR +−+= (3)

unde L este lungimea planului de cedare (m), Uw = presiunea totală apei din pori care

acţionează asupra planului de cedare (N/m2), c = coeziunea solului (N/m2) şi φ = unghiul

de frecare internă. Geometric, din figură rezultă greutatea blocului:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −−

−=

iKHKHW h

t tantan2

22'22

βγ

(4)

unde γ = densitatea solului (N/m3), H = înălţimea totală a malului (m), H' = înălţimea

malului erodat (m), K = adâncimea crăpăturilor de distensiune (m), Kh = adâncimea

relictă a crăpăturilor de distensiune şi i este unghiul de înclinare al malului (o). Lungimea

planului de cedare este dată de:

L = (H - K)/sinβ (5)

Înlocuind relaţiile de la 2 la 5, factoul de siguranţă devine (6):

( )⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜

⎝

⎛

⎪⎩

⎪⎨⎧

+⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡−⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −−

−+

−= αβ

βγ

βcoscos

tantan2sin

22'22

cpwh FU

iKHKHKHCFS *(continuare↓)

* αββ

γφ sinsintantan2

/tan22'22

cph F

iKHKH

−⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −−

− (6)

Pentru a rezolva ecuaţia 6 este necesar să se estimeze unghiul planului de

cedare, să se determine presiunea hidrostatică şi cea a pei din pori, corespunzătoare

geometriei malului, proprietăţile solului, caracteristicile apei de suprafaţă şi subterane.

Fiecare din acestea va fi considerată în continuare.

TERMENUL PRESIUNII APEI DIN PORI

Presiunea apei din pori exercitată în oricare punct al planului de cedare are

expresia:

( )ζρ += ww hgu (7)

unde

uw = presiunea apei din pori (N/m2); ρw = densitatea apei (1, 000 kg/m3), g = acceleraţia

gravitaţiei; hw = adâncimea (sarcina datorată) apei subterane în m şi ζ = încărcarea

datorată apei din canal (m) (Figura 14.3). Includerea termenului ζ se face pentru a ţine

256

cont de interacţiunea dintre presiunea apei din pori şi cea a apei din canal. Pentru a

determina presiunea totală a porilor exercitată asupra planului de cedare iniţial este

necesar să se integreze (7) pe toată lungimea planului astfel încât:

∑=x

ww dxuU0

(8)

Pentru orice suprafaţă a apei freatice şi pentru orice distribuţie a suprafeţelor

apelor de suprafaţă, Uw poate fi estimat exprimând hw şi ζ ca funcţii de cotele apelor

freatice şi de suprafaţă, de geometria blocului de cedare şi de x , lăţimea totală a blocului

de cedare. Aceasta se poate face numeric pentru distribuţii arbitrare ale suprafeţelor apei.

Totuşi, este, de asemenea, posibil să se obţină soluţii numerice pentru unele cazuri

speciae presupuse. Autorii au adoptat această din urmă cale. Astfel, s-a presupus că

suprafaţa apei freatice este orizontală şi paralelă cu suprafaţa luncii. În acest caz este

posibil să se formuleze Uw pentru o gamă de suprafeţe ale apei subterane şi freatice. Se

obţine astfel un număr de 11 combinaţii. Se subliniază faptul că aceste soluţii reprezintă

presiuni ale apei din pori care acţionează pe suprafaţa planului de cedare când cele două

presiuni ale apelor (de suprafaţă şi din pori) interacţionează dinamic.

TERMENUL PRESIUNII APEI DE SUPRAFAŢĂ

În continuare se cuantifică presiunea hidrostatică care se exercită asupra

blocurilor de cedare submersate, având geometria din figura 14.1, pentru cote arbitrare

ale suprafeţelor apei.

Se consideră în continuare situaţia din figura 14.2 în care influenţa apelor

freatice este neglijată. Parametrii de interes din punct de vedere al impactului asupra

stabilităţii malului sunt mărimea şi rezultanta presiunii hidrostatice, Fcp şi unghiul ω (o)

sub care rrezultanta se direcţionează către suprafaţa malului. Aceşti parametri determină

componentele lui Fcp care acţionează asupra blocului ce începe să cedeze, după unghiul

α. Rezultanta presiunii hidrostatice care acţionează asupra unui plan înclinat submersat,

cu geometrie complexă, poate fi estimată prin rezolvarea forţelor care acţionează vertical

şi orizontalasupra suprafeţei imersate a malului

22yxcp FFF += (9)

Unghiul su care această rezultantă se direcţionează către suprafaţa malului este

dată de

257

xy FF /tan =ω (10)

unde Fx este componenta orizontală a presiunii hidrostatice (N/m2) iar Fy este

componenta verticală (N/m2). Totalul forţelor orizontale şi verticale este dată de suma

tuturor forţelor care acţionează asupra unor mici sub-elemente ale suprafeţei malului

∑∂= xx FF (11)

WFF yy =∂=∑ (12)

unde W = greutatea apei deasupra suprafeţei malului (N/m2), ceea ce înseamnă volumul

delimitat de BCDE din figura 29. De aceea Fy este dat de

( )ariaBCDEgWF wy ρ== (13)

valoarea precisă a ariei BCDE depinde de cota suprafeţei apei.

Unghiul ω determină unghiul α dintre rezultanta presiunii hidrostatice şi

normala la planul de cedare, care la rândul lui influenţează componentele lui Fcp. Acest

unghi este dat de

( )ωβα +−= 90 (14a)

( )βα −= i (14b)

unde (14b) se foloseşte în cazul suprafeţelor malurilor submersate de formă plană (H =

H' şi Kh = 0).

Ecuaţiile de până acum se aplică atunci când nu există apă freatică sau nuvelul

acesteia este situat sub nivelul planului de cedare.În lungul porţiunii saturate a suprafeţei

malului, rezultanta netă a presiunii hidrostatice este egală cu zero. Rezultanta presiunii

hidrostatice trebuie deci să fie calculată numai pentru porţiunea din malul submersat care

corespunde suprafeţei şi cotelor apei subterane. Există 12 combinaţii de cote ale apei

subterane, apei freatice şi geometriei malului cu soluţii pentru Fcp, ω şi α.

UNGHIUL PLANULUI DE CEDARE

Unghiul planului de cedare β corespunde planului în care coeziunea se

mobilizează pe deplin în condiţii critice (Taylor, 1948; Spangler şi Handy, 1982; Osman

şi Thorne, 1988). Aceasta se poate determina calculând derivata întâia a ecuaţiei

coeziunii considerând unghiul planului de cedare egal cu zero. Cu alte cuvinte, unghiul

planului de cedare poate fi estimat prin determinarea unghiului β care satisface

următoarea condiţie:

258

β∂∂ /c (15)

Rearanjând (6) se obţine pentru c:

( ) ( )[ ] βββαβ sincossinsinsin2 ⋅−−⋅−= wtcpt UWFWc ( )KHFcp −⋅⋅+⋅ /tansincostan φβαφ (16)

De fapt (16) este o funcţie mai complexă a planului de cedare, chiar dacă nu

pare, α şi Uw fiind ele însele funcţii de β. De aceea este necesar să se rearanjeze aceste

expresii în termenii lui β, înainte de a deriva expresia (16) pentru a obţine condiţia

definită de (15).

Diferenţiind şi rearanjând (16) şi egalând cu zero, rezultă următoarea relaţie

generală:

( )( )⎜⎜⎝

⎛

⎩⎨⎧

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ +−−=

∂∂ ββγβ

22 cossin2

KHc

( )( ) ⎟

⎟⎠

⎞⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

−⎪⎭

⎪⎬⎫

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡

−⋅⋅−

−KH

XFKHi

KH cph

tansincos' 22 ββγ

0tan

=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

+−KH

YFF cp

n

φ (17)

unde

( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90cossin90sincosX (18a)

( ) ( ) ββββ cossinsincos −+−−= iiX (18b)

( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90sinsin90coscosY (19a)

( ) ( )ββββ −+−= iiY sinsincoscos (19b)

unde (18b) şi (19b) se utilizează numai dacă se alege (14b) şi

( )[ ]KH

UWF wt

n −∂⋅−∂

=1tansincos

βφββ

20

Este evident că forma lui (17) depinde de distribuţia presiunii apei din pori şi a

celei hidrostatice care acţionează asupra blocului care cedează. Este posibil să se arate că

pentru cazul special în care H = H' şi când K = Kh = Fcp = Uw = 0, (17) conduce la:

( ) 2/φβ += i (21)

Aceasta este, de fapt, baza pentru utilizarea obişnuită a acestei aproximaţii în

259

analizele anterioare (de exemplu Lohnes şi Handy, 1968; Huang, 1983; Simon et al.,

1991). Totuşi, cazul special care duce la (21) rar apare în cazul malurilor de râuri.

Pentru a rezolva (17) în vedera determinării unghiului planului de cadare, se

impune o soluţie iterativă. În situaţia prezentată s-a utilizat schema de iterare Newton-

Raphson conform căreia estimările succesive ale lui β se obţin utilizând

( ) ( )111 '/ −−− −= iii FF ββββ (22)

unde F(βi-1) este dat de (17) şi derivata acesteia (cu respectarea lui β) este dată de

( ) ( )( )[ ] ββγβ cossin2' 1 ⋅−−=− KHF i

( )( ) ⎟

⎟⎠

⎞⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

−⎪⎭

⎪⎬⎫

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡

−⋅+−−

−KH

XFKHi

KH cph 'tan

cossin' 2222 ββγ

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

+−KH

YFF cp

n

'tan'

φ (23)

unde

( ) ( )ωββωββ ++−−++−= 90coscos290cossin2'X (24a)

( ) ( )ββββ −−−−= iiX coscos2sinsin2' (24)

( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90cossin290sincos2'Y (25a)

( ) ( )ββββ −−−= iiY cossin2sincos2' (25b)

unde (24b) şi (25b) se utilizează numai dacă se alege (14b) şi

( )[ ]KH

UWF wt

n −∂⋅−∂

=1tansincos

' 2

2

βφββ

(26)

O estimare iniţială a unghiului planului de cedare se face utilizând următoarea

aproximaţie:

( ) 2/0 φβ += i (27)

LOCALIZAREA SUPRAFEŢEI CELEI MAI CRITICE DE CEDARE

Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare se face printr-o procedură

iterativă propusă de Simon et al. (1991). Această procedură este mai flexibilă decât

presupunerile anterioare conform cărora suprafaţa de cedare trebuia să treacă prin baza

malului. Faptul este important deoarece există dovezi empirice că de fapt această

260

suprafaţă este situată mai sus (Thorne et al., 1981, Simon şi Hupp, 1986). În principiu

schema de calcul implică calcularea repetată a factorului de stabilitate pentru un număr

de locaţii diferite ale intersecţiei planului de cedare cu suprafaţa malului. Suprafaţa cea

mai critică de cedare este deosebită prin identificarea unui factor minim de siguranţă.

Practic procedura constă în:

- împărţirea profilului malului în 20 segmente de creştere a înălţimii malului şi

proiectarea acestora pe suprafaţa malului;

- pentru fiecare din aceste puncte se determină dimensiunile blocului de cedare

incipient prin proiectarea unui potenţial plan de cedare (la unghiul β, determinat ca mai

sus) pe suprafaţa luncii.

- se identifică factorul minim de siguranţă pentru primele 20 de puncte.

Dacă factorul minim de siguranţă este mai mare ca 1, sau probabilitatea maximă

de cedare este egală cu 0, atunci se consideră că malul este stabil din privinţa cedărilor

gravitaţionale (în masă). Altfel, procedura se repetă, iar de această dată înălţimea pe

verticală a malului cuprinsă între punctul imediat superior şi cel imediat inferior

punctului de minim identificat iniţial se împarte în 20 de intervale mai mici. Dacă se

găseşte că planul cel mai critic de cedare se găseşte ca trecând prin baza malului atunci

intervalul dintre baza malului şi primul punct se împarte la 20, ş. a. m. d.

GEOMETRIA BLOCURILOR CARE CEDEAZĂ

Dacă factorul de siguranţă se găseşte sub valoarea critică, se presupune că

cedarea se va produce. Pentru calculul geometriei blocului care cedează este necesar să

se revadă caracteristicile geometrice ale malului ţinând cont de localizarea suprafeţei

celei mai critice de cedare, astfel încât

H = yfp - yf (28)

H' = yfp - ys (yf < ys) (29)

H' = yfp - yf (yf ≥ ys) (30)

K = yfp - yk (yf < yk) (31)

K = (yfp - ys)/2 (yf ≥ ys) (32)

Kh = yfp - yt (yf < yt) (33)

Kh = 0 (yf > yt) (34)

unde yfp = cota muchiei malului (luncii) (m); ys = cota bazei malului neerodat (m); yk =

261

cota la baza crăpăturilor de distensiune (m); yt = cota la baza crăpăturilor de distensiune

relicte (m); yf = cota suprafeţei celei mai critice de cedare (m). Geometria blocului ceare

cedează eset dată de.

iKHKHBW h

tan'

tan−

−−

=β

(35)

x = (H - K)/tanβ (36)

iKHKHV h

tan2'

tan2

2222 −−

−=

β (37)

unde BW = cantitatea cu care se lărgeşte lunca (m); x = lăţimea totală a blocului care

cedează (m); V = volumul blocului pe unitatea de lungime a canalului (m3/m).

ANALIZA PROBABILISTICĂ A STABILITĂŢII MALURILOR

Procedura calculării probabilităţii de cedare a malurilor se bazează pe schema

propusă de Huang (1983) şi Darby (1994). În esenţă distribuţiile probabilităţilor

reprezentând şiruri de proprietăţi ale solurilor prezente în maluri sunt înlocuite prin

valori unice ale unor sol-variabile în ecuaţiile factorului de suguranţă. Primul pas, de

aceea, este să se determine frecvenţa distribuţiei fiecărei proprietăţi a solului: coeziune,

unghi de frecare internă şi densitate. Împărţind fiecare din aceste distribuţii continue în

clase, este posibil să se definească un număr de combinaţii de proprietăţi ale solului, cu

valori reprezentative pentru fiecare clasă. Fiecare din aceste combinaţii , împreună cu o

geometrie a canalului poate fi aplicată direct în teoria stabilităţii malurilor pentru a

determina factorul de siguranţă corespunzător combinaţiei respective. Probabilitatea de

apariţie a unui anumit factor de stabilitate P(FS) este:

P(FS)ijk = P(c)i⋅P(φ)j⋅P(γ)k (38)

unde P(FS)ijk =probabilitatea unui anumit factor de stabilitate corespunzător unei

anumite combinaţii de proprietăţi ale solului; P(c)i = probabilitatea de apariţie a coeziunii

în clasa reprezentată de valoarea ci; P(φ)j = P(γ)k = probabilităţile unghiului de frecare

internă şi densităţii reprezentate de valorile φj şi respectiv γk.

Dacă factorul de stabilitate pentru o anumită combinaţie de proprietăţi ale

solului este mai mic decât 1, se aşteaptă să apară cedarea pentru acea combinaţie. Se

reţine probabilitatea calculată cu (38) şi se procedează la fel în continuare cu toate

celelalte combinaţii posibile. Probabilitatea de cedare se găseşte prin suma tuturor

262

probabilităţilor corespunzătoare factorilor individuali de siguranţă mai mici ca 1:

( ) ( ijkFSPFSP 11 <=< )∑ (39)

unde P(FS<1) = probabilitatea de cedare, iar P(FS<1)ijk = probabilitatea de apari'ie a

unui anumit factor de stabilitatea mai mic decât 1.

DIAGRAMA STABILITĂŢII CANALULUI

Evoluţia canalului din viziunea lui Schumm (1984) poate fi văzută în termenii a

două numere de stabilitate adimensionale: 1) Ng este o măsură a stabilităţii malului; 2) Nh

este o măsură a stabilităţii fluviale. Pentru ca un canal să fie stabil, stabilitatea fluvială şi

cea a malurilor, sunt ambele condiţii esenţiale. Gama de variaţie pe termen lung a celor

două numere ar fi de dorit să fie astfel încât Ng < 1 şi Nh ≈ 1 (Watson et al., 1988).

Cuantificarea evoluţiei canalelor prin utilizarea parametrilor adimensionali Ng şi Nh

permite estimarea rapidă a stării canalelor.

Optim pentru proiectare

DegradareAgradare

Mal

sta

bil

Mal

inst

abil

Ng

- Înã

lþim

ea ºi

ung

hiul

mal

ului

sta

bil

Nh - Capacitatea de transport a sedimentelor doritã Figura 14.4. Diagrama stabilităţii canalelor (Watson et al., 1988)

Ng se defineşte prin orice măsură rezonabilă a stabilităţii malului în termenii unui factor

de siguranţă. Factorul de siguranţă reprezintă raportul dintre forţele rezistente şi cele

active, sau altfel spus, malurile sunt instabile dacă Ng < 1 şi stabile pentru Ng > 1.

Practic, cineva poate observa pe teren că malurile de peste 3 m înălţime sunt în

general instabile. În aceste condiţii, Ng poate fi raportul dintre înălţimea malului şi

numărul 3 ceea ce va da Ng < 1 pentru malurile stabile. Când sunt disponibile date

263

geotehnice Ng poate fi factorul geotehnic de siguranţă a malului când se presupune

cunoaşterea tuturor proprietăţilor geotehnice ale materialelor şi unghiul de pantă al

malului.

Nh a fost definit iniţial (Watson et al., 1988) ca fiind raportul dintre cantitatea

dorită de sedimente şi capacitatea actuală de transport de sedimente. Totuşi, Nh poate fi

raportul oricăror parametri rezonabili care pot fi utilizaţi ca înlocuitori ai transportului de

sedimmente, cum ar fi raportul dintre rata transportului de sedimente pentru cursul din

amonte şi cea a cursului care interesează. Într-o recunoaştere iniţială se pot compara

pantele talvegului unui canal stabil cu cele ale canalului de interes. Nh va fi egal cu

raportul dintre panta talvegului canalului de interes şi cea a canalului stabil. Pentru un

canal în degradare Ng > 1 iar pentru unul în agradare Ng < 1.

În diagramă (Figura 14.4) fiecare cadran este caracrterizat printr-o pereche de

numere de stabilitate geotehnică şi respectiv hidraulică şi cursurile care pot fi încadrate

în acelaşi cadran au caracteristici comune privitoare la stabilitate şi în privinţa măsurilor

ce se pot lua pentru atingerea anumitor obiectice.

- În cadranul 1 (Ng < 1, Nh > 1) fundul canalului poate să fie degradat sau poate

să înceapă să se degradeze; malurile nu sunt geotehnic stabile. Eroziunea malurilor apare

numai local.

- În cadranul 2 (Ng > 1, Nh > 1) canalele sunt instabile; fundul canalului şi

malurile sunt geotehnic instabile. Eroziunea malurilor apare numai local.

- Cadranul 3 (Ng > 1, Nh < 1) este caracterizat prin cedări gravitaţionale ale

malurilor, dar fără continuarea degradării fundului.

- Cadranul 4 (Ng < 1, Nh < 1) este caracterizat prin stabilitate generală.

STUDIU DE CAZ PRIVIND STABILITATEA CANALELOR

NATURALE DE SCURGERE Un exemplu de abordare sistemică a stabilităţii canalelor naturale de scurgere îl

constituie cercetările efectuate de un colectiv al Laboratorului Naţional de Sedimentare

Oxford, Mississippi în bazinul Goodwin Creek (nordul statului Mississippi). Bazinul a

fost dotat cu tot instrumentarul necesar măsurării precipitaţiilor, scurgerii, concentraţiilor

de sedimente şi umidităţii solurilor. S-au colectat, de asemenea, şi alte date climatice,

privind acoperirea cu vegetaţie şi modurile de folosinţă a terenurilor. Cele mai

interesante concluzii sunt legate de stabilirea relaţiilor dintre mecanismele sau modurile

264

de cedare a malurilor şi unităţile stratigrafice individuale de “umplere” a văii. Astfel,

identificarea a şase unităţi stratigrafice cu caractere litologice şi de rezistenţă net diferite

şi datarea acestora prin metoda radiocarbonului (14C) a condus la următoarele concluzii:

• Cedarea malurilor canalelor (inclusiv a ravenelor) sub influenţa forţelor

gravitaţionale este procesul dominant şi dominat de caracteristicile litologice de

rezistenţă ale fiecărei unităţi stratigrafice identificată; fiecărei unităţi stratigrafice

identificate i se asociază un mecanism specific de cedare a malurilor;

• A fost evidenţiat rolul important al orizonturilor litologice, atât în cazul

cursurilor permanente cât şi în cazul ravenelor, asupra morfodinamicii canalelor, în

special asupra poziţiei şi perioadei de existenţă (menţinere) a pragurilor litologice din

talveg (“nick” sau “knick points”);

• Deşi forţele gravitaţionale sunt dominante, forţele hidraulice sunt de asemenea

semnificative. Atât eroziunea fluviatilă a bazei malului cât şi slăbirea rezistenţei

materialelor din maluri prin scurgere subterană influenţează stabilitatea acestora. Forţele

hidraulice controlează transportul materialului dizlocat (erodat, prăbuşit sau alunecat).

Dat fiind caracterul efemer al scurgerilor, continua umezire şi uscare a materialelor

conduce la înlăturarea unor cantităţi mici de material de pe conturul canalului şi aceasta

are o deosebită importanţă pe termen lung asupra instabilităţii canalului.

• Studiul debitelor solide şi lichide, al concentraţiilor de sedimente nu a condus

la concluzii la fel de interesante privind contribuţia eroziunii malurilor sau a celei de

fund, prin curenţi concentraţi, la eroziunea totală a ravenei. Autorii pun acest lucru pe

seama faptului că prăbuşirea malurilor datorată subminării sau acţiunii directe a

curentului cu provocarea crăpăturilor de distensiune aduce în canal cantităţi prea mari

(tampon) de material faţă de capacitatea redusă de transport a albiilor ravenelor. După 10

ani de studiu concluziile au avut un caracter general, ele putând fi rezumate prin

următoarea propoziţie: procesele de eroziune a malurilor sunt mai intense în zonele în

care canalul se îngustează şi pe latura concavă a tronsoanelor larg curbate. După 20 de

ani de experimentare, datele acumulate au permis analize cu ajutorul seriilor de timp. S-a

constatat că, pe termen lung, procesele de eroziune, transport şi sedimentare în

perimetrul canalului au o evoluţie policiclică. Această ultimă concluzie are, totuşi, o

semnificaţie deosebită în sensul că volumele de material depuse temporar în cuveta

canalelor, pe diferite tronsoane, trebuiesc privite cu precauţie atât timp cât nu se

cunoaşte precis periodicitatea proceselor.

265

PROCESE GEOMORFOLOGICE ŞI MECANISME DE EROZIUNE

A MALURILOR RAVENELOR În literatura de specialiate există relativ puţine date privind tipul şi ratele

proceselor geomorfice ce acţionează în morfodinamica ravenelor. Informaţii de referinţă

provin de la Serviciul de Cercetări Agricole al SUA, din unele rapoarte privind eroziunea

prin ravene ale unui colectiv condus de R. F. Piest (Piest et al.,1975; Bradford şi Piest,

1980; Roloff et al., 1981). Potrivit acestor autori principalele procese implicate în

eroziunea prin ravenare sunt cele de mal (alunecări în felii, prăbuşiri, şiroire şi eroziunea

până în stadiul de pământuri rele (badlands), iar transportul longitudinal este subordonat

proceselor de mal. În procesele de mal forţele gravitaţionale predomină asupra forţelor

care tind să se opună cedării malurilor prin deplasări în masă.

Forţele gravitaţionale sunt favorizate de presiunea apelor de suprafaţă, a celor de

infiltraţie sau a celor freatice emergente din lateral. Acestea din urmă sunt considerate

responsabile regresarea vârfurilor sau malurilor unei game largi de ravene prin procesele

de sufoziune pe care le provoacă. Procesele morfogenetice au intensitatea mai mare în

apropierea vârfurilor (pragurilor) şi din ce în ce mai mică pe măsură ce ne îndepărtăm de

acestea.

Se identifică două categorii mari de procese: (1) procese de incizare sau tăiere

verticală şi (2) procese de mal. În prima categorie erodarea fundului canalului este

importantă, ea conduce la supraînălţarea malurilor, apare în timpul evenimentelor

pluviale (scurgerilor) şi este cea mai eficientă în fazele descrescătoare ale hidrografului

viiturilor (Bradford şi Piest, 1980; Piest et al, 1976). Măsurătorile au arătat că materialele

dizlocate şi lipsitede coeziune pot fi antrenate şi transportate la viteze care depăşesc 0,61

cm/s. Pentru perioade scurte de timp viteza scurgerilor poate depăşi 3 m/s (Piest et al.,

1975).

Probema dominanţei uneia dintre cele două categorii de procese (incizare sau

procese de mal) asupra celeilalte nu este simplă. Totuşi, pentru determinarea importanţei

relative a celor două procese în dezvoltarea ravenelor se poate avea în vedere metoda

simplă de calcul prezentată de Veness (1980). Deşi unii autori consideră această metodă

a cercetătorilor australieni (Graham, Veness şi Blong) drept simplistă şi nerealistă, alţii o

consideră uşor de aplicat şi eficace. În orice caz ea poate constitui o bază de discuţie.

Se porneşte de la analizarea configuraţiilor unor secţiuni trasversale situate la

266

diferite intervale pe profilul longitudinal, în care se delimitează zonele erodate prin

incizie verticală, ca fiind cele obţinute prin trasarea unor linii verticale în dreptul

contactului fundului cu malurile (Wi), iar cele rămase (Wm) se atribuie proceselor de mal

(figura 14.5).

Într-un articol din 1982, Blong, Graham şi Veness prezintă rezultatele aplicării

acestei metode în cazul unor ravene din SE Australiei, dezvoltate în depozite aluvionare

de origine granitică. În acest caz autorii au constatat că procesele de mal predomină

asupra inciziei liniare cu un ordin de mărime de cel puţin 10. Volumele de material

atribuite celor două categorii de procese au avut o evoluţie ezitantă în lungul ravenelor

studiate după cum se vede în fig. 14.6 (numerele scrise lângă fiecare punct reprezentat

reprezintă distanţele faţă de vârf ale secţiunilor). În cazul unor ravene din zona arctică a

Canadei procesele au prezentat acelaşi model (şablon) de evoluţie la diferite distanţe de

vârf. Se constată că acest mod de calcul poate să subestimeze serios contribuţia

proceselor de mal, în special acolo unde eroziunea malului apare înainte de subminarea

acestuia şi înlăturarea materialului conduce la lărgirea fundului. Invers, faptul că aria

secţiunii transversale a zonei afectate de incizia liniară poate fi subestimată, este mai

puţin probabilă (Blong et al., 1982).

Rădoane et al.(1995) a aplicat metoda “Veness” unor ravene din Moldova şi a

constatat că procesele de mal contribuie cu de 1 - 5 ori mai mult material, decât incizia

liniară, la volumul total de rocă excavat de ravene şi că există diferite tendinţe de

evoluţie a ratei proceselor în lungul ravenelor legate de compoziţia granulometrică a

substratului. Pentru ravenele studiate s-a găsit următoarea ecuaţie de regresie pentru

volumele de material atribuite celor două categorii:

Pe roci cu un mare procent de praf-argilă, raportul Wi / Wm este în general

subunitar (incizia predomină în părţile superioare ale ravenelor) şi supraunitar sau chiar

mai mare ca 10 în părţile inferioare ale ravenelor (ravenele mai degrabă se lărgesc decât

să se adâncească). În acest caz raprezentarea în plan a conturului ravenei are o formă de

pană.

Pe roci cu un mare procent de nisip reprezentarea în plan a ravenei are o formă de

pară; procesele de mal predomină în părţile superioare ale ravenelor şii incizia în zonele

inferioare.

Dezvoltarea anumitor tipuri de procese implicate în morfodinamica ravenelor a

fost dedusă din distribuţia areală a granulometriei depozitelor superficiale. Cunoscând

267

faptul că particularităţile texturale ale materialelor sunt destul de senzitive pentru o serie

de procese exogenetice şi endogenetice, ele pot releva istoria poligenetică a ravenelor

(Klovan, 1966; East, 1985, citaţi de Rădoane et al., 1995). Autorii constată, de asemenea,

tendinţa de concentrare a particulelor de anumite mărimi în anumite puncte ale ravenelor.

1 10 1001

10

100

Volu

m d

e m

ater

ial î

nlăt

urat

prin

inci

zie

vert

icală

(mc/

m)

Volum de material înlăturat prin procese de mal (mc/m)

Fanhead Gully

4

10

16

30

39

50

60

70

80

Riley's Gully

Volu

m d

e m

ater

ial î

nlăt

urat

prin

inci

zie

vert

icală

(mc/

m)

Volum de material înlăturat prin procese de mal (mc/m)1 10 100

1

10

100

37

1115

19

22

Small Dam Gully

Volum

de m

ateria

l înlăt

urat

prin

inciz

ie ve

rtica

lă (m

c/m)

1

10

100


10

20

3246

60

7090

100109130

200

235

Dead Cow Gully

Volu

m d

e m

ater

ial î

nlăt

urat

prin

inci

zie

vert

icală

(mc/

m)


1

10

100

16

22

28

48

102122

148

Fig. 14.6 Evoluţia ratei proceselor (procese de mal/incizie liniară) în patru cazuri din New South Walles

(Grafic descompus după R. J. Blong, J. A. Veness, 1980)

Zone afectate prin procese de eroziune a malurilor

Zone afectate

de

incizia liniară

Lăţimea funduluiravenei

Fig. 14.5 Schema diferenţierii proceselor de eroziune în secţiuneatransversală a ravenelor (după J. A. Venness, 1980)

268

log . logWi Wm= +0 6522 cu r = 0,8467 şi n = 216

Pe fundul ravenelor există tendinţa de acumulare a materialelor cu granulaţie mai

mare decât în restul perimetrului secţiunii transversale, chiar dacă spectrul granulometric

nu este prea larg.

Pe profilul longitudinal al fundului ravenelor distribuţia granulometrică a

sedimentelor prezintă valori minime în zona vârfurilor (unde procesele de eroziune

predomină) şi valori maxime în zonele dintre praguri (unde predomină depunerea).

Această distribuţie granulometrică reprezintă un indiciu privind natura episodică a

transportului, în care Schumm (1985) a găsit cauzele iniţierii şi dezvoltării ravenelor

discontinue.

Atât înălţimea pragurilor cât şi distanţa dintre acestea şi vârful ravenei este legată

de factorul litologic. Exprimând factorul litologic prin procentul de praf-argilă, autorii

ilustrează relaţia amintită prin următoarea ecuaţie de regresie:

log . .TH SCP= − ⋅1 0051 0 0165 cu r = 0,899 şi n = 37

unde TH este înâlţimea pragului în metri iar SCP este procentul de praf - argilă.

Relaţia arată că un procent scăzut de praf - argilă în profilul de sol al pragului determină

menţinerea unor înălţimi maxime ale acestuia.

S-a găsit, de asemenea, o relaţie între frecvenţa apariţiei fenomenelor de alunecare

în vecinătatea ravenelor şi prezenţa particulelor cu diametre mai mici de 0,004 mm în

materialul superficial.

Pe măsură ce ravena tinde să se stabilizeze, distribuţia granulometrică tinde să se

uniformizeze.

Heede (1971) a arătat că stabilizarea unor ravene are loc în trei stadii ce se pot

identifica pe baza urmăririi unui proces de natură chimică. Spălarea sodiului din sol şi

înlocuirea lui cu calciu face posibilă colonizarea malurilor cu plante şi deci stabilizarea

mai rapidă. Durata acestui proces se datorează, în parte, climatului. De exemplu, în

climat semiarid procesul de stabilizare a ravenelor necesită circa 20 ani (Heede, 1971);

în nord-vestul Angliei acoperirea cu vegetaţie a malurilor începe atunci când ravenele

ating 20 m lungime, adică după cca. 55 ani (Harvey, 1992).

Calculele efectuate de Kirkby (1969, 1971), cu considerarea capacităţii proceselor,

au arătat că profilul de echilibru al ravenelor are o formă concavă şi se situează, într-o

reprezentare grafică la aceeaşi scară, deasupra râurilor.

269

STUDIUL EXPERIMENTAL AL STABILITĂŢII MALURILOR

Metodele de monitorizare a eroziunii şi stabilităţii dinamice a malurilor se

împart în două categorii:

- determinări morfometrice;

- studiul stărilor de eforturi şi deformaţii ale terenului.

Despre unele metode de determinare a variabilelor morfometrice, atât pe teren

cât şi în laborator, s-au făcut unele menţiuni în capitolul precedent. În cele ce urmează,

se va insista asupra celei de a doua categorii de metode experimentale.

Măsurători pe teren. Dată fiind marea variabilitate atât în spaţiu cât şi în timp a

distribuţiei eroziunii malurilor, uneori, repetarea măsurătorilor topografice nu este

suficientă pentru surprinderea variaţiilor spaţio-temporale.

În consecinţă, s-au imaginat şi alte dispozitive cum ar fi:

1. Introducerea în teren, orizontal, la diferite nivele, a unor tije metalice care să

devină martori ai regresării malurilor în poziţiile respective. Tehnica nu este aplicabilă,

în pofida aparentelor avantaje, în cazul pietrişurilor şi bolovănişurilor deoarece

deranjează structura terenului şi denaturează aspectul zonei erodate. În cazul terenurilor

slab coezive tijele însele introduse în teren măresc rezistenţa la întindere a stratelor

respective împiedicând dezvoltarea fisurilor tensionale. Acesta nu este neapărat un

dezavantaj, mai ales pentru proprietarul terenului (ramforsarea malurilor), deoarece

astfel se măreşte stabilitatea. Pentru cazul ravenelor de mari dimensiuni sau cu ritmuri

alerte de regresare a malurilor sau vârfurilor tehnica înfingerii tijelor poate fi insuficientă.

2. Pentru malurile cu pietrişuri şi bolovănişuri precum şi pentru cele ce conţin

fragmente orizonturi sau plăci de roci dure s-au obţinut informaţii interesante prin

văruirea sau vopsirea în diferite culori a malurilor. Nu numai că se poate observa imediat

momentul când particulele de suprafaţă au fost înlăturate, dar se pot face observaţii şi

asupra transportului şi depunerii materialului erodat (Thorne, 1978).

3. Plasarea de capcane pentru materialul dizlocat prin îngheţ-dezgheţ, la baza

malurilor.

REZULTATE OBŢINUTE ÎN ANALIZA STABILITĂŢII MALURILOR RAVENELOR

În anul 1994 s-au făcut determinări geotehnice, întocmindu-se fişele

corespunzătoare, la patru albii cu caracter torenţial din Podişul Moldovenesc, respectiv

Valea Ghelţagului, Valea Hreasca (Colinele Tutovei), Valea Loava şi Valea Vâlcioaia

270

(Dealurile Fălciului).

În anul 1995 cercetările au continuat în văile Scrânghiţa, Roşcani, Făgăraş (două

locaţii), Hreasca (un nou amplasament) şi Mitoc, din Colinele Tutovei şi în văile Chira,

Recea (zona Banca) si Tumba din Dealurile Fălciului.

Fiecare din aceste amplasamente oferă informaţii despre albii dezvoltate în

condiţii litologice şi aspecte morfologice variate în pofida aparentei monotonii litologice

(uneori au loc schimbări de facies chiar în lungul aceleiaşi albii, la numai câţiva metri

depărtare) atât pentru ravene de fund de vale sau de versant cât şi pentru albii cu fund

uscat sau cursuri cu caracter semipermanent.

Pachetele de roci sedimentare semiconsolidate sau neconsolidate, siltice şi

arenitice au fost străbătute cu foraje manuale, pe întreaga grosime (adâncime a canalului)

plus un metru sub talweg.

S-au determinat densităţile (greutăţile volumetrice) aparente şi în stare naturală,

rezistenţa la forfecare cu aparatul cu palete Eijkelkamp şi s-au prelevat probe de

umiditate şi pentru analize fizico-chimice din fiecare varietate litologică întâlnită.

Întreaga structură a fost străbătută cu penetrometrul static Eijkelkamp, determinăndu-se

din zece în zece centimetri rezistenţa la penetrare pe con. Diagramele rezistenţei la

penetrare şi valorile rezistenţei la forfecare indică, pe de o parte continuitatea (gradul de

uniformitate) parametrilor fizico-mecanici ai fiecărei formaţiuni litologice, iar pe de altă

parte personalitatea fiecăreia dintre ele în faţa agenţilor erozionali sau provocatori de

instabilitate.

La Scrânghiţa, într-un punct în care are loc o schimbare majoră a morfologiei

canalului (trecere de la canal triunghiular - simetric, la un canal mai larg de forma

virtuală a literei "U", puternic colmatat), s-au identificat şapte varietăţi (orizonturi )

litologice. Grosimile cele mai mari le prezintă orizontul Bt (150 cm) şi o argilă pestriţă

cu concreţiuni carbonatice (170 cm).

Rezistenţa la forfecare prezintă valorile cele mai mari în primele două orizonturi

de la suprafaţă datorită umidităţii mici (în momentul respectiv) şi proprietăţilor

caracteristice orizontului Bt. Aceste două orizonturi superficiale prezintă şi greutăţile

volumetrice în stare uscată cele mai mari ca şi rezistenţele la penetrare pe con.

Rezistenţa la penetrare este mai scăzută în adâncime (în cadrul orizontului de sol D -

lutos şi al unui nisip prăfos) datorită menţinerii la aceste nivele a unei umidităţi mai mari.

În Valea Făgăraş pot fi observate mai multe faciesuri litologice şi morfologice

271

diferite, trecerea făcându-se brusc în lungul albiei. Locaţiile în care s-au efectuat testele

au fost alese chiar în astfel de puncte:

a) Un amplasament pe canal cu secţiune în formă de "U" şi maluri verticale pe o

mare adâncime, datorită prezenţei unui orizont lutos de 960 cm grosime. S-au identificat

şase varietăţi litologice, forma canalului fiind dominată de orizontul amintit.

Greutatea volumetrică are o alta evoluţie: exceptând orizontul superficial

aluvionar (Av. mollică slab humiferă ), orizonturile 3, 4 şi 5 prezintă valori comparabile

cu cele mai mari valori de la Scrânghiţa (1.71 - 1.72 g/cm3), valorile maxime întâlnindu-

se în orizontul Bt (1.82 g/cm3), deşi nu atât de uscat (w = 14,74%), şi într-un orizont

bazal heterogen (1.80 g / cm3) intâlnit numai în malul drept.

Rezistenţa la forfecare cu palete şi cea la penetrare pe con prezintă aceeaşi

evoluţie ca la Scrânghiţa cu valori discrete diferite (rezistenţa la forfecare de 34,3

kPascal şi o rezistenţă la penetrare pe con medie pe orizont de 57,91 daN/cm2).

Constatăm că în cazurile în care malurile sunt predominant lutoase, unele

orizonturi au structură poligonală şi depozitele bazale au plasticitate redusă (chiar dacă

sunt aparent argiloase) cum e cazul la Loava, Mitoc, în unele locuri la Hreasca, locaţia 1

la Făgăraş şi altele, mecanismul de cedare este prabuşirea de blocuri accentuată sau nu

de crăpături de tensiune (distensiune).

b) Un amplasament reprezentativ pentru restul canalului în care s-au evidenţiat

zece varietăţi litologice. Litologia şi forma secţiunii transversale a canalului sunt

dominate de două orizonturi bine dezvoltate: o argilă marnoasă uscată şi dură (340 cm

grosime ) şi nisip cu trovanţi (grosime > 410 cm). Nisipul cu trovanţi (aglomerarea

trovanţilor în bază) conferă canalului, în unele locuri, aspectul de chei.

Desigur că variaţia (evoluţia) rezistenţei la forfecare şi a celei la penetrare

trebuiesc în permanenţă corelate cu textura, umiditatea şi greutatea volumetrică aparentă

a fiecărui orizont, dar la Făgăraş în locaţia a -II- a influenţa litologiei asupra morfologiei

malurilor este evidentă. Remarcăm în treimea superioară a malului stâng, deasupra unui

nivel de gresie calcaroasă în plăci, un orizont argilo-marnos, uscat, de grosimi metrice.

La Roşcani, în malul drept (cu o secţiune neregulată) s-au udentificat opt varietăţi

litologice. Malul stâng, datorită meteorizaţiei (îngheţ - dezgheţ), se retrage paralel cu el

însuşi, cu o suprafaţă monoclinală.

În celelalte locaţii (V. Hreasca - 11 varietăţi litologice (v. l.), V. Tumba - 10 v. l.,

Mitoc - 5 v. l., Recea - 12 v. l., Chira - 4 v. l.) depozitele străbătute în maluri îşi

272

evidenţiază personalitatea în faţa agenţilor erozionali în două moduri:

- la Hreasca o structură caracteristică simplificată ar fi: aluviune nisipoasă -

aluviune mollică - orizont Bt - depozite nisipo - lutoase - alternanţă bazală nisip cu argilă

vanătă plastic moale - argilă vânătă cu concreţiuni calcaroase, plastic vârtoase. În cazul

în care baza canalului prezintă o plasticitate evidentă şi în treimea inferioară se menţine

o umiditate relativ mare, mecanismul de cedare este alunecarea de blocuri după o

suprafaţă circulară.

- în celelalte cazuri structura caracteristică este dominată de luturi nisipoase,

canalele oprindu-se (când sunt mai adânci) în aceeaşi argilă pestriţă (de multe ori vânătă)

aproape omniprezentă.

Cercetările efectuate în anii 1994 şi 1995 au condus la câteva concluzii mai

importante:

S-au identificat mai multe mecanisme prin care diferite procese de mal conturează

secţiunea transversală a canalului. După ce, pe măsură ce adâncimea talwegului creşte şi

albia nu mai este formată de către cursul de apă decât în partea ei bazală, malurile sunt

supuse îngheţ-dezgheţului şi se retrag paralel cu ele însele (în unele locuri la Scrânghiţa

şi Roşcani), sau sunt supuse proceselor de cedare gravitaţionale. Pentru aceste situaţii,

mecanismele de cedare identificate sunt:

- prăbuşirea de blocuri accentuată sau nu de crăpături de tensiune;

- alunecarea blocurilor după suprafeţe circulare;

- prăbuşirea de blocuri datorită subminării bazei malului, fie de către forţa

curentului, fie prin împroşcare.

Se poate vorbi de "geometria hidraulică a albiei" doar în cazul ravenelor

discontinue cu adâncimea mai mică de cca. 3 m, în treimea inferioară a canalelor adânci

şi în general acolo unde perimetrul udat este comparabil cu cel corespunzător debitului

"la albie plină".

În anul 1996 cercetările au continuat în B. H. Roşcani - Scrânghiţa, B. H. Gornei

(Mânzăţel) şi B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului. Ne-am îndreptat atenţia cu precădere

asupra unor profile transversale caracteristice, pe care le-am detaliat prin determinări

fizico-mecanice şi morfometrice. În vederea stabilirii unei relaţii matematice între

litologie şi formă s-au comparat curbele tendinţei exponenţiale ale unor segmente de mal

(în profil transversal) cu aceleaşi curbe trasate în punctele corespunzătoare pentru

rezistenţa la penetrare pe con la umiditate naturală, în medie mobilă.

273

În B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului, s-a constatat că orizonturile litologice care

contribuie la morfogeneza canalului sunt, de obicei, orizontul superficial aluvionar

(uneori mai grosier, alteori mai fin) şi orizontul subjacent care uneori este constituit de

către orizontul de sol Bt, iar de cele mai multe ori canalele se opresc (temporar) la

nivelul unei argile cu culoare variabilă şi concreţiuni carbonatice. Canalele mai adânci

pot străbate întregul profil de sol (inclusiv orizontul C), iar orizontul D (la Valea

Timbrului), nu prezintă mari variaţii.

Figura 14.7 ilustrează una dintre primele încercări de corelare a valorilor

rezistenţei la penetrare pe con (în valori discrete, medii sau medii mobile calculate în

limitele orizonturilor litologice) cu secţiunile morfometrice ale malurilor. Acest

exemplu reprezintă o situaţie favorabilă observării anumitor fenomene, întâlnită la data

de 31.V.1996 (ulterior, datorită evenimentelor pluviale, profilul respectiv a căpătat o cu

totul altă formă), în care profilul morfologic decupat a rezultat numai prin eroziune

hidrică. Este un caz în care umiditatea nu creşte odată cu adâncimea şi în acelaşi sens

apar strate din ce în ce mai competente. Se poate observa cum tendinţa exponenţială sau

polinomială a rezistenţei la penetrare, atât a valorilor discrete cât şi a valorilor medii

pentru fiecare varietate litologică, se apropie de forma atribuită de obicei în urma unor

analize descriptive, secţiunii transversale a unor sectoare de albie (modelate prin

eroziune hidrică), aceea de (arc de) parabolă. Putem presupune că, în condiţiile unei

relative uniformităţi litologice şi a umidităţii pe profil, rezistenţa la penetrare exprimă

chiar tendinţa de profilare a malului prin eroziune hidrică. În cazul unei succesiuni de

strate cu competenţă crescândă în adâncime, forma malului se apropie de curba valorilor

medii pe orizonturi a rezistenţei la penetrare. În cazul creşterii umidităţii în adâncime,

corelaţia dintre rezistenţa la penetrare şi forma malului este negativă.

Rezistenţa la forfecare determinată cu aparatul cu palete reprezintă chiar

coeziunea orizonturilor litologice respective, cu valori mai mari la orizonturile argiloase

şi la cele mai îndesate. Rezistenţa la penetrare statică pe con prezintă valorile cele mai

mari în primele două orizonturi de la suprafaţă datorită umidităţii mici (în momentul

respectiv) şi proprietăţilor caracteristice orizontului Bt. Aceste două orizonturi

superficiale prezintă şi greutăţile volumetrice în stare uscată cele mai mari ca şi

rezistenţele la penetrare pe con. Rezistenţa la penetrare este mai scazută în adâncime (în

cadrul orizontului de sol D - lutos şi al unui nisip prăfos) datorită menţinerii la aceste

nivele a unei umidităţi mai mari.

274

Figura 14.7. Relaţia dintre litologie şi profilul malului, evidenţiată de valorile

rezistenţei la penetrare statică pe con în b. h. Roşcani

275

În cazul ravenei Gornei (Mânzăţel) densitatea aparentă are o altă evoluţie:

exceptând orizontul superficial aluvionar (Av. mollică slab humiferă ), orizonturile 3, 4

şi 5, în ordinea interceptării, prezintă valori comparabile cu cele mai mari valori de la

Scrânghiţa (1,71 - 1,72 g/cm3), valorile maxime întâlnindu-se în orizontul Bt (1,82

g/cm3), deşi nu atât de uscat (w = 14,74%), şi într-un orizont bazal heterogen (1,80 g /

cm3).

Rezistenţa la forfecare cu palete şi cea la penetrare pe con prezintă aceeaşi

evoluţie în toate cele trei bazine hidrografice.

Constatăm că în cazurile în care malurile sunt predominant lutoase, unele

orizonturi au structură poligonală şi depozitele bazale au plasticitate redusă (chiar dacă

sunt aparent argiloase), mecanismul de cedare este prăbuşirea de blocuri accentuată sau

nu de crăpături de tensiune (distensiune), “slab failure”, cum este denumit în literatura de

specialitate. Un alt mecanism de cedare a malurilor, identificat în anul 1996, de

asemenea la în B. H. Roşcani (Scrânghiţa), este cedarea sub forma de boltă naturală

(“alcov failure”). Acesta apare în cazul subminării unui mal aproximativ vertical,

omogen litologic, de către un curent tangenţial.

La Valea Timbrului, unde orizonturile argiloase apar aproape de suprafaţă, un alt

mecanism de cedare a malurilor este alunecarea tangenţială de blocuri după suprafeţe

semi-circulare. Atât cedarea prin alunecare tangenţială cât şi prăbuşirea sub formă de

felii conferă sectoarelor de canal respective, o formă în trepte.

Concluziile mai importante ale anului 1996 pot fi rezumate astfel:

Compararea curbelor tendinţei exponenţiale ale unor segmente de mal (în profil

transversal) cu aceleaşi curbe trasate în punctele corespunzătoare pentru rezistenţa la

penetrare pe con la umiditate naturală, în medie mobilă calculată pentru intervalul dintre

valorile de intrare şi de ieşire din strat oferă posibilitatea predicţiei formei profilului

malurilor constituite din materiale similare;

S-au identificat zonele modelate hidraulic, cele modelate prin procese de mal şi

mixt. În cadrul celor din urmă s-au constatat următoarele:

- fiecare orizont litologic este reliefat de o formă şi o pantă caracteristică a

segmentului de mal corespunzător, fapt dovedit de o corelaţie foarte bună între rezistenţa

la penetrare pe con la umiditate naturală şi tendinţa exponenţială a curbei segmentului de

mal (figura 14.7), după o ecuaţie de forma:

y = 13,421 * e 0,0337 x cu r2 până la 0,95;

276

- la orizonturile superficiale (în general aluvionare), unde au loc variaţii cu

perioade scurte ale umidităţii, precum şi la orizonturile mai joase în cadrul cărora

umiditatea creşte în adâncime, tendinţa exponenţială a rezistenţei la penetrare se

corelează negativ cu tendinţa exponenţială a segmentului de mal, cele două curbe

intersectându-se la jumătatea grosimii stratului;

S-au identificat trei mecanisme de cedare a malurilor:

- prăbuşirea de blocuri accentuată sau nu de crăpături de tensiune (distensiune),

“slab failure”;

- cedarea sub forma de boltă naturală (“alcov failure”);

- alunecarea tangenţială a unor blocuri după suprafeţe semi-circulare.

Pentru zonele modelate prin procese de mal este semnificativă rezistenţa la

penetrare pe con la umiditate naturală, iar pentru cele modelate hidraulic rezistenţa la

penetrare în stare saturată.

Analizele de stabilitate s-au efectuat după metodolgia prezentată de Little et al.

(1981). Multe maluri şi praguri instabile prezintă crăpături (fisuri) adânci de distensiune

înainte de cedare. Aceste crăpături se dezvoltă paralel cu linia malului sau urmăresc

conturul vârfului pragului.

Forma generală a ecuaţiei stabillităţii este:

γφ

Hc

N fcs

'

( , )= = i (1)

în care:

Hc'= înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune;

γ= densitatea aparentă;

y = adâncimea crăpăturilor de distensiune;

c = coeziunea (în cazul nostru rezistenţa la forfecare cu palete);

φ= unghiul de frecare internă;

i = panta malului;

Ns = factorul de stabilitate, adimensional.

Natura relaţiilor funcţionale depinde de presupunerile care se fac în ce priveşte

forma suprafeţei de alunecare sau desprindere.

Chen (1975) a obţinut o soluţie numerică pentru o suprafaţă cedare de forma

unei spirale logaritmice care trece prin baza malului şi a prezentat valorile factorului de

277

stabilitate (tabelul 14.2).

Tabelul nr. 14.2

Factorul de stabilitate N Hs c c= ( / )γ , după Chen (1975)

Unghiul de înclinare al malului (o) φ (o)

90o 75o 60o 45o 30o

0 3,83 4,57 5,25 5,86 6,51

5 4,19 5,14 6,17 7,33 9,17

10 4,59 5,80 7,26 9,32 13,53

15 5,02 6,57 8,64 12,05 21,71

20 5,51 7,48 10,39 16,18 41,27

25 6,06 8,59 12,75 22,92 120,0

30 6,69 9,96 16,11 35,63

35 7,43 11,68 20,94 65,53

40 8,30 14,00 28,99 185,6

Probleme apar pentru că , în continuare analiza nu ia în considerare posibilitatea

apariţiei crăpăturilor de distensiune în spatele malului. Adâncimea până la care poate să

apară efortul de întindere poate fi prezisă cu ajutorul diagramei lui Mohr şi este dată de:

Zc

tg0

245

2= ⋅ +

⎛⎝⎜

⎞⎠⎟γ

φ (2)

în care Z0 = adâncimea eforturilor de rupere (întindere)

Înălţimea critică a malului este mai mică dacă adâncimea crăpăturilor este mai

mare. De acest fapt se poate ţine cont şi ecuaţia (1) modificată devine:

( )γφ

cH y N fc s

' ( , )+ = = i (3)

în care y = adâncimea crăpăturilor şi H’c = înălţimea critică a malului cu crăpături de

distensiune.

Dacă rezistenţa la întindere a materialului este zero, crăpăturile se vor extinde

pe toată adâncimea şi deci Z0 = y.

Există numeroase dovezi empirice că adâncimea maximă a crăpăturilor în

condiţii critice este egală cu jumătate din înălţimea malului (Terzaghi, 1943).

278

Ecuaţia (3) este numai aproximativă devreme ce distribuţia eforturilor va fi

alterată deîndată ce crăpăturile încep să se dezvolte. Majoritatea autorilor consideră că

rezistenţa la întindere este zero şi că adâncimea crăpăturilor este egală cu jumătate din

înălţimea critică a malului Hc, pentru un mal vertical.

Pornind de la aceste considerente teoretice, după efectuarea tuturor

determinărilor morfometrice necesare (grosimea fiecărei entităţi litologice din

stratificaţia malului, înălţimea actuală a malului şi unghiul de înclinare al acestuia),

precum şi a densităţilor (aparentă şi în stare naturală) şi parametrilor rezistenţai la

forfecare (φ şi c) se poate trece la efectuarea analizelor de stabilitate prin metoda

echilibrului limită. Menţionăm că prin efectuarea determinărilor în două momente

diferite ale anului (o perioadă umedă şi o perioadă uscată) se pot face coonsideraţii

privind starea actuală a malurilor, cea din situaţia cea mai defavorabilă precum şi pentru

alte situaţii intermediare.

Rezultatele determinărilor din orice moment se proiectează într-o diagramă, faţă

de două curbe:

H F cc ys' ( / )= −γ ,

una pentru situaţia defavorabilă şi una pentru perioada uscată, de unde se poate

determina gradul de stabilitate.

Prin aplicarea acestei metodologii, pentru toate punctele în care s-au efectuat

încercări geotehnice in situ şi analize fizico-chimice asupra probelor recoltate, s-au

obţinut grafice cum sunt cele din figurile 14.8 şi 14.9 şi s-au tras următoarele concluzii,

care considerăm că sunt valabile pentru majoritatea ravenelor din Moldova dintre Siret şi

Prut:

Metoda echilibrului limită pentru o suprafaţă de cedare de forma unei spirale

logaritmice care trece prin baza malului, oferă o bună predicţie pentru toată gama de

înălţimi critice (Hc şi Hc’ - înălţimea critică afectată de fisuri) şi de unghiuri de înclinare

ale malului, astfel:

- pentru cazurile în care argila nisipoasă plastic-consistentă are o pondere

importantă în stratigrafia malului (B. H. Jeravăţ - bazinul superior al Văii Timbrului),

Hcritic nu este afectat de fisuri şi cedarea are loc prin alunecarea unor felii după suprafeţe

semicirculare;

- în cazurile unor lito-faciesuri luto-nisipoase fisurile verticale controlează în

279

Figura 14.8. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Roşcani (b. H. Tutova,

obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975

Figura 14.9. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Timbrului (b. H. Jeravăţ),

obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975

280

mod decisiv înălţimea critică şi unghiul de înclinare al malului (Loava, Mitoc, Tumba,

B.H. Gornei (Mânzăţel).

Metoda nu este recomandabilă în cazul umezirii malului prin aport subteran,

situaţie în care cedarea are loc prin formarea unei bolţi naturale de echilibru (“popout”

sau “alcov failure”), în câteva sectoare izolate din B. H. Roşcani şi B. H. Jeravăţ-Valea

Timbrului;

Metoda este mai puţin senzitivă în cazul predicţiei înălţimii pragurilor, datorită

dificultăţii determinării foarte precise a caracteristicilor de rezistenţă la forfecare, mai

ales a unghiului de frecare internă (coeziunea s-a determinat in situ cu aparatul de

forfecare cu palete Eijkelkamp, iar unghiul de frecare internă printr-o metodă indirectă).

Se confirmă tendinţa de formare a unor canale cu raportul adâncime / lăţime <<

1, în cazul prezenţei în apropierea suprafeţei terenului a unor depozite argiloase,

respectiv formarea unor maluri stabile la unghiuri şi înălţimi critice mai mici.

Marea majoritate a malurilor se situează în zona de stabilitate delimitată de cele

două curbe Hc / unghiul de înclinare a malului, sub curba cazurilor cele mai defavorabile

- la saturaţie, şi un număr mai mic în zona intermediară (între cele două curbe), fapt ce

conduce la concluzii importante privind rata proceselor ce concură la definirea formei

canalului la un moment dat, şi anume:

Procesele gravitaţionale de mal nu explică în totalitate (procentual)

formacanalului decât în puţine cazuri, deoarece nici cele mai puternice ploi nu pot umezi

până la saturaţie întreaga coloană litologică, pe o grosime mare faţă de suprafaţa malului;

Nici eroziunea hidrică nu explică în totalitate forma canalului, deoarece, pe de o

parte, în cazul rocilor semi-consolidate vechi, curenţii concentraţi nu reuşesc decât să

desprindă şi să transporte materialele alterate prin meteorizare şi pe cele aluvionare

depuse temporar în urma evenimentelor anterioare, iar pe de altă parte, cantităţile de

materiale prăbuşite sau alunecate în canal sunt prea mari pentru a fi mărunţite şi

transportate în timpul unui singur eveniment pluvial, ele intervenind în procesul de

eroziune-transport cu valori tampon prea mari faţă de capacitatea de transport a

curentului.

Analizele de stabilitate prin această metodă confirmă situaţia din teren conform

căreia malurile canalelor studiate se menţin verticale timp îndelungat, sau se stabilizează

la unghiuri mai mari de 45o.

281

BIBLIOGRAFIE 1. ABERNETHY B., RUTHERFORD I. D., - (1998) Where along a river's length will vegetation most

effectively stabilise stream banks,Geomorphology 23, (1998) 55-75. 2. ABERNETHY B., RUTHERFORD I. D., - (1999) Riverbank reinforcement by riparian roots, In I.

D. Rutherford and R. Bartley (eds.), Second Australian Stream Management Conference: The Challenge of Rehabilitating Australian Streams, Adelaide. Cooperative Research Centre fo Catchment Hydrology, pp.1-7.

3. ABRAHAMS ATHOL D., PARSONS A. J., (1994) - On determining resistance to interrill overland flow, Water Resources Research, Vol. 30, No. 12, 3315-3521, American Geophysical Union.

4. ANASTASIU N., JIPA D., (1983) - Texturi şi structuri sedimentare, Ed. Tehnică, Bucureşti. 5. ANDERSON M. G., (1978) - Slope stability and valley formation in glacial outwash deposits,

North Norfolk, Earth Surface Processes, Vol. 3, p. 301-318, John Wiley & Sons. 6. BĂCĂUANU V., - 1968 Câmpia Moldovei - studiu geomorfologic. Ed. Acad. R.S.R., Bucureşti. 7. BĂCĂUANU V., - 1973 Evoluţia văilor din Podişul Moldovenesc. “Realizări în geografia

României”, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti. 8. BĂCĂUANU V., N. BARBU, M. PANTAZICĂ, AL. UNGUREANU, D. CHIRIAC, - (1980) Podişul

Moldovei. Ed. Şt. şi enciclopedică, Bucureşti. 9. BĂLTEANU D., - (1983) Experimentul de teren în geomorfologie. Aplicaţii la Subcarpaţii

Buzăului, Ed. Acad. RSR, Bucureşti, 157 p. 10. BĂNCILĂ I., FLOREA M. N., FOTĂ D., GEORGESCU M., LAZĂR L. F., MOCANU GH.,

MOLDOVEANU T., MUNTEANU AL., PRIVEGHETORIŢĂ C., VĂDUVA C., ZAMFIRECU F., - (1980) Geologie inginerească, vol. I şi II, Ed. Tehnică, Bucureşti.

11. BEAUVAIS ANICET A., MONTGOMERY D. R., - (1996) Influence of valley type on the scaling properties of river planforms, Water Resources Research, Vol. 32, No. 5, pp. 1441-1448, American Geophysical Union.

12. BEER C. E., JOHNSON H. P., - (1963) Factors in Gully Growth in the Deep Loess Area of Western Iowa. Transaction of the ASAE, 6(3): 237-240.

13. BEGIN Z. B., SCHUMM S. A., - (1979) Instability of Alluvial Valley Floors: A Method for its Assessment. Transactions of the ASAE, 22(2): 347-350.

14. BETTIS III ATRHUR E., - (1999) Gully erosion, Adapted from Iowa Geology 1983, No. 8, Iowa Department of Natural resources.

15. BETTS H., DEROSE R. C., - (1999) Digital Elevation Models as a Tool for Monitoring and Measuring Gully Erosion, JAG issue 2, vol. 1 (1999), p. 91-101.

16. BLONG R. J., GRAHAM O.P., VENESS J.A., - (1982) The role of Sidewall Processes in Gully Development. Earth Surface Processes and Landforms by John Wiley & Sons., vol 7, p. 381-385. Australia.

17. BLONG R. J., - (1985) Gully Sidewall Development in New South Walles, Australia. Soil Erosion and Conservation, eds. S.A. El-Swaifs, W. C. Moldenhauer, Soil Conservation Society of America, p. 574-583.

18. BRADFORD J. M., FARRELL D.A., LARSON W.E., - (1973) Mathematical Evaluation of Factors Affecting Gully Stability. Soil Society of America Proceedings, vol. 37, jan-febr. USA.

19. BRADFORD J. M., PIEST R. F., SPOMER R. G.,- (1975) Mechanisms of Erosion and Sediment Movement from Gullies, Present and Perspective Technology for Prediction Sediment Yelds and Sources, ARS-S-48, ARS-USDA, Washington DC.

20. BRADFORD J. M., PIEST R. F., - (1977) Gully Wall Stability in Loess-derived Alluvium, Soil Science Society of America Journal, Volume 41, no. 1, January-February 1977, 677 South Segoe Rd., Madison, W1 53711, USA.

21. BRADFORD J. M., PIEST R. F., SPOMER R. G.,- (1978) Failure Sequence of Gully Headwalls in Western Iowa, Soil Society of America Proceedings, vol. 42, 2, 323-328 p.

282

22. BRADFORD J. M., PIEST R. F., - (1980) Erosional Development of Valley-Bottom Gullies in the Upper Mid Western United States, in DR Coates andd J. D. Vitek (eds.), Threshold in Geomorphology Allen and Unwin, London, 75-101 p.

23. BROOKS S. M., ANDERSON M. G., COLLISON A. J. C., - (1995) Modeling the Role of Climate, Vegetation and Pedogenesis in Shallow Translational Hillslope Failure, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 20, p. 231-242.

24. BRUNORI F., PENZO M. C., TORRI D., - (1989) Soil Shear Strength: its Measurement and Soil Detachability, Catena, vol. 16, p. 59-71.

25. BUCUREŞTEANU MARIA, RĂDOANE MARIA, - (1992) Geochimia sedimentelor din ravena Gurguiata Mare, Lucr. Sem. "Dimitrie Cantemir", Nr. 11-12, 1991-1992.

26. CANARACHE A., - (1990) Fizica solurilor agricole, Ed. Ceres, Bucureşti. 27. CANARACHE A., - (1990) PENETR - a Generalized Semi-empirical Model Estimating Soil

Rezistance to Penetration, Soil & Tillage Research, 16 (1990) 51-70, Elsevier Science Publishers, Amsterdam.

28. CARSON M. A., - (1977) Angles of Repose, Angles of Shearing Resistance and Angles of Talus Slopes, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 2, p. 263 - 380, John Wiley & Sons.

29. CAQUOT A., KERISEL J., - (1968) Tratat de mecanica Pământurilor, Ed. Tehnică, Bucureşti. 30. CHANG H. H., - (1982) Fluvial Hydraulics of Deltas and Alluvial Fans. Journal of the

Hydraulics Division, ASCE, p.1282-1295. 31. CHORLEY R., SCHUMM S.A., SUGDEN D., - (1984) Geomorphology, Methuen & Co, London,

New York, Cambridge University Press. 32. COLLISON A. J. C., - (1996) Unsaturated Strength and preferential Flow as Controls on Gully

Head Development, Advances in Hillslope Processes, vol. 2, p. 753-769, John Wiley & Sons.

33. COLLISON A. J. C., ANDERSON M. G.,- (1996) Using a Combined Slope Hydrology/Stability Model to Identify Suitable Conditions for Landslide Prevention by vegetation in the Humid Tropics, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 21, p. 737-747.

34. DARBY S., THORNE C. R., - (1994) Prediction of Tension Crack Location and Riverbank Erosion Hazards Along Destabilized Channels, , Earth Surface Processes, Vol. 19, p. 233-245, John Wiley & Sons.

35. DARBY S., THORNE C. R., - (1996) Development and Testing of Riverbank-Stability Analysis, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 122, p. 443-454.

36. DARBY S., - (1998) Modelling width adjustment in straight alluvial channels, Hdrological Processes, Vol. 12, p. 1299-1321, John Wiley & Sons Ltd.

37. DARBY S., - (1998) River Width Adjustment. Modelling, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 124, No. 9, p.903-917.

38. DECLERCQ F., POESEN J., - (1992) Evaluation of two Models to calculate the Soil Erodibility Factor K, Pedologie, XLII-2, p. 149-169.

39. DE PLOEY, - (1991) The Erosional Susceptibility of Catchment for Gullying according to the Es Model, Geomorph. Process and Environ., IGU, 21-30 june Kazan.

40. DEROSE R. C., GOMEZ B., MARDEN M., TRUSTRUM N. A., - (1998) Gully erosion in Mangatu Forest, New Zealand, Estimated from Digital Elevation Models, Earth Surface Processes and Landforms, No. 23, 1045-1053, John Wiley & Sons.Ltd.

41. DONISĂ I., HÂRJOABĂ I., - (1974) Terasele Siretului între Roman şi Mărăşeşti, Anal.şt. Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi, secţ. II-c, t. XX.

42. DRON A., - (1987) Geotehnica pentru hidroamelioraţii, Ed Tehnică, Bucureşti. 43. DUMITRESCU I., SĂNDULESCU M., LĂZĂRESCU V., MIRĂUŢĂ O., PAULIUC S., ET GEORGESCU S.,

- (1962) Memoire a la carte tectonique de la Roumanie, An. Com. Geol. Inst. Geol., XXXII, Bucureşti.

44. FORMANEK G. E., MCCOOL D. K., PAPENDICK R.I., - (1984) Freeze-Thaw and Consolidation Effects on Strength of a Wet Silt Loam. Transaction of the ASAE, vol. 27, nr. 2, p. 1749-1752, 1984.

283

45. FOSTER, G.R., LANE, L. J., AND MILDNER, W. F., - (1986) Seasonally Ephemeral Cropland Gully Erosion, In: Proc. Of the ARS - SCS Natural Resources Modelling Workshop, Washington D.C.

46. GUGIUMAN I., CÂRCOTĂ V., BAICAN V., - (1973) Judeţul Vaslui, Ed. Acad. R.R. România, Bucureşti

47. GRAF L. WILLIAM, - 1977 The Rate Law in Fluvial Geomorphology. American Journal of Science, vol.277, p. 178-191.

48. GREGORY K. J., PARK C. C., (1976) - The Development of a Devon Gully and Man, John Wiley & Sons.

49. GRISSINGER E. H., ASMUSSEN LORIS E., (1963) - Channel Stability in Undisturbed Cohesive Soils, Proc.: Workshop on Downstream River Channel Changes Resulting from Diversions or Reservoir Construction, US Department of Interior.

50. GRISSINGER E. H., (1966) - Resistance of Selected Clay Systems to Erosion by Water, Water Resources Research, First Quarter 1966, Vol. 2, No. 1.

51. GRISSINGER E. H., (1972) - Laboratory Studies of the Erodibility of Cohesive Materials, Proc. of the Mississippi Water Resources Conference, Water Resources Research Institute, Mississippi State University, State College, Mississippi.

52. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., LITTLE W. C., (1981) - Erodibility of Streambank Materials of Low Cohesion, American Society of Agricultural Engineers, St. Joseph, Michigan.

53. GRISSINGER E. H., LITTLE W. C., MURPHEY J. B., (1981) - Problems with Eocene Stratigraphy in Panola County, Northern Mississippi, Southeastern Geology, Vol. 22, No. 1, February 1981, Duke University Durham, North Carolina.

54. GRISSINGER E. H., (1981) - Channel Change Workshop Problem No. 3, Elk River, Kansas, Proc.: Workshop on Downstream River Channel Changes Resulting from Diversions or Reservoir Construction, US Department of Interior.

55. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1981) - Chronology of Late Quaternary Valley Deposits in Northern Mississippi, The Geological Society of America 30th Anual Meeting with Southeast Section of the National Association of Geology Teachers, University of Southern Mississippi, Hattiesburg, Vol. 13, No. 1, Boulder, Colorado.

56. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1981) - Geomorphology of Upper Peters Creek Catchment, Panola County, Mississippi: Part I, Constraints on Water Budgets, Proc. of the Internat. Sympos. on Rainfall-Runoff Modelling held May 18-21, 1981, Mississippi State University, Water resources Publications.

57. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1982) - Geomorphology of Upper Peters Creek Catchment, Panola County, Mississippi: Part II, Within Channel Characteristics, Proc. of the Internat. Sympos. on Rainfall-Runoff Modelling held May 18-21, 1981, Mississippi State University, Water resources Publications.

58. GRISSINGER E. H., LITTLE W. C., MURPHEY J. B., (1982) - Late Quaternary Valley-fill Deposits in North-Central Mississippi, Southeastern Geology, Vol. 23, No. 3, October 1982, Duke University Durham, North Carolina.

59. GRISSINGER E. H., (1982) - Mass Wasting of Channel Bed and Bank Materials, Agronomy Abstracts, p. 265, 1982.

60. GRISSINGER E. H., (1982) - Bank Erosion of Cohesive Materials, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons.

61. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1983) - Morphometric Evolution of Man-Modified Channels, Proc. of the Conf. Rivers'83, Waterway, Port, Coastal and Ocean Division, ASCE/New Orleans, LA October 24-26, 1983.

62. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1983) - Present channel stability and late Quaternary valley deposits in northern Mississippi.

63. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1983) - Peak Flow Behavior in a Man-modified Channel, Proceedings of the Conference Rivers '83, Waterway, Port, Coastal and Ocean Division, ASCE/New Orleans, LA October 24-26, 1983.

64. GRISSINGER E. H., BOWIE A. J., - (1984) - Material and Site Controls of Stream Bank Vegetation, Transactions of the ASAE, Vol. 27, No. 6, pp. 1829-1835.

284

65. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1984) - Chronologies of Valley-Fill Units in North Mississippi, Journal of the Mississippi Academy of Sciences, Vol. XXIX, 1984.

66. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1984) - Width-to-Depth Variation in Two Mississippi Creeks, Proc of the D. B. Simons Symposium on Erosion and Sedimentation.

67. GRISSINGER E. H., (1986) - Similarity of Bank Problems on Dissimilar Streams. John Wiley & Sons.

68. GRISSINGER E. H., (1986) - Ephemeral Gullies as Sources of Sediment, Proc. of the Fourth Federal Interagency Sedimentation Conference, Vol. 1.

69. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1986) - Bank and Bed Adjustments in a Yazoo Bluffline Tributary, Third International Symposium on River Sedimentation, The University of Mississippi, March 31- April 4, 1986.

70. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Bank Stability of Goodwin Creek Channel, Northern Mississippi, USA, Fourth International Symposium on River Sedimentation, June 5-9, 1989, Beijing, China.

71. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Ephemeral Gully Erosion in the Loess Uplands, Goodwin Creek Watershed Northern Mississippi, USA, Fourth International Symposium on River Sedimentation, June 5-9, 1989, Beijing, China.

72. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Goodwin Creek Bank Instability and Sediment Yeld, Sediment Transport Modeling Proceedings International Symposium/ HY Div/ASCE, New Orleans, LA/August 14-18, 1989.

73. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1989) - Goodwin Creek Channel Morphology and Stability, Sediment Transport Modeling Proceedings International Symposium/ HY Div/ASCE, New Orleans, 1989

74. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1991) - Goodwin Creek Bank Instability and Sediment Yeld, Proc. of The 5-th Federal Interagency Sedimentation Conference, March 18-21, 1991, Las Vegas, Nevada, Federal Energy Regulatory Commisison.

75. GRISSINGER E. H., MURPHREE C. E. JR., (1991) - Instrumentation for Upland Erosion Research, Proc. of The 5-th Federal Interagency Sedimentation Conference, March 18-21, 1991, Las Vegas, Nevada, Federal Energy Regulatory Commisison.

76. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B.,(1993) - The Valley-fill Depositional Record of Holocene Palaeohydrology in Northern Mississippi, USA, Proc. of Industrial and Agricultural Impacts on the Hydrologic Environment, The 2-nd USA/CIS Joint Conference on Environmental Hydrology, Water Environment Federation, USA.

77. GRISSINGER E. H., (1996) - Reclamation of Gullies and Channel Erosion, Soil Conservation and Rehabilitation, Menachem Agassi, Emek-Hefer, Israel.

78. GRISSINGER E. H., (1996) - Rill and Gullies Erosion, Soil Conservation and Rehabilitation, Menachem Agassi, Emek-Hefer, Israel.

79. HADLEY R.F., SHOWN L. M., - (1976) Relation of Erosion to Sediment Yield. Proceedings of the Third Federal Inter-Agency Sedimentation Conference, Denver, Colorado.

80. HANSON G. J., ROBINSON K. M.,- (1994) Comparison of Headcut Advance Testing and Soil Tests Results. Hydraulic Engineering '94, 37 (5):427-431.

81. HANSON G. J., - (1995) Using Strength Indices to Characterize Erodibility of an Unsaturated Soil. ASAE Paper No. 952379, 1995 Annual International Meeting, Hyatt Regency Chicago, Chicago, Illinois, 18-23 June, 1995.

82. HANSON G. J., - (1995) Investigating Soil Strength and Stress-Strain Indices to Characterize Erodibility. Transactions of the ASAE, Vol. 39(3): 883-890.

83. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1996) Headcut Migration Analysis of a Compacted Soil. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 962120, 1996 ASAE Annual International Meeting, Phoenix Civic Plaza, Phoenix, Arizona, July 17, 1996.

84. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1996) Studies on the Erosion of a Compacted Soil. North American Water and Environment Congress, 1996 ASAE.

285

85. HANSON G. J., COOK K. R.,- (1996) Development of Excess Shear Stress Parameters for Circular Testing. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 972227, 1997 ASAE Annual International Meeting, Minneapolis Convention Center, Minneapolis Minnesota, August 10-14, 1997.

86. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1997) Headcut Migration Analysis of a Compacted Soil. Transactions of the ASAE, Vol. 40 (2): 355-361.

87. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1997) Experimental Flume Study of Headcut Migration. Proc. of the Conference on Management of Landscapes Disturbed by Channel Incision, ISBN 0-937099-05-8, pp. 503-509.

88. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1998) Effects of Compaction on Embankment Resistance to Headcut Migration. Proc. of the 1998 Annual Conference Association o the State Dam Safety Officials, October 11-14, Las Vegas, Nevada, pp. 13-20.

89. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1998) Erosion of Structured Material Due to Impinging Jet. Water Resources Engineering '98, pp. 1102-1107.

90. HANSON G. J., COOK K. R.,- (1998) Relationship of Soil Suction and Erodibility of a Compacted Soil. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982065, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 11-16, 1998.

91. HANSON G. J., TEMPLE D. M.,- (1998) Watershed Systems (PL-534): Hydraulic Research of the Past, Present and Future. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982015, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 12-16, 1998.

92. HARVEY M. D., WATSON C. C., SCHUMM S. A., (1985) - Technical Note 366, Water Engineering and Technology Inc., Bureau of Land Management, Fort Collins , Colorado.

93. HÂRJOABĂ I., - (1965) Procese geomorfologice care contribuie la degradarea terenurilor din colinele Tutovei. An. Şt. Univ. Iaşi, s II, IX.

94. HEEDE B. H., - (1967) The fusion of discontinuous gullies. A cae Study, Bull. Int. Assoc. for Sci. Hydrol., XII, (4), 42-50 p.

95. HEEDE B. H., - (1974) Stages of development of gullies in Western United States of America. Z. Geomorph. N. F., 18(3): 260-271, Berlin-Stuttgart.

96. HEEDE B. H., - (1975) Stages of development of gullies in the West. Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, U.S. Dep. Agric., Agric. Res. Serv., ARS-S-40, p. 155-161.

97. HEEDE B. H., - (1976) Gully Development and Control: The Status of Our Knowledge. U.S. Department of Agriculture - Forest Service, Res. Paper RM-169, Fort Collins, Colorado.

98. HEEDE B. H., - (1980) Gully Erosion - A Soil Failure: Possibilities and Limits of Control, Int. Symposium, sept. 8-12, Bad Ischl, Austria, vol.I, 317-330 p.

99. HEEDE B. H., DE BANO L. F., - (1984) Gully Rehabilitation - A Three Stage Process in a Sodic Soil, Soil Science Soc. of America Journal, vol. 48, no. 6, p. 1416-1422.

100. HEEDE B. H., - (1985) Channel Adjustments to the Removal of Log Steps: an Experiment in a Mountain Stream, Environmental Management, Vol. 9, No. 5, pp. 427-432, Springer Verlag New York Inc.

101. HEEDE B. H., - (1985) Aplication of geomorphological concepts to evaluate timber harvest influences on a stream channel - a case study, Zeitschrift fur Geomorphologie, Suppliment 55, p. 121-130, Berlin - Stuttgart.

102. HEEDE B. H., - (1986) Designing for Dynamic Equilibrium in Streams, Water Resources Bulletin, Vol. 22, No. 3, June 1986.

103. HEEDE B. H., - (1989) Flowing Water, Stream Form, and Trout: Interactions and Implications for Research and Management, Wild Trout IV Symposium, Yellowstone National Park, Wyo., September 18-19, 1989.

104. HEEDE B. H., - (1992) Stream Dynamics: An Overview for Land Managers, USDA Forest Service, General Technical Report RM-72.

286

105. HEMPHILL R. W., BRAMLEY M. E. - (1995) Protection of River and Canal Banks a guide to selection and design, CIRIA (Construction Industry Research and Information Association) Water Engineering Report, Butterworths, London.

106. HILBORN D., STONE R. P., - (1999) Gully Erosion Control Agricultural Engineering Service, Resources and Planning, Ontario Ministry of Agriculture, Food and rural Affairs (OMAFRA), Queen's Printer for Ontario, 1999 .

107. ICHIM I., RĂDOANE MARIA, - (1987) A Multivariate Statistical Analysis of Sediment Yield and Prediction in Romania, Catena Supplement 10, Braunschweig, p. 137-146.

108. ICHIM I., MIHAI GH., - (1988) Geometria formaţiunilor de adâncime şi problema surselor de aluviuni, Lucr. celui de al II- lea Simpozion “Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, P. Neamţ, 319-333.

109. ICHIM I., RĂDOANE MARIA, - (1988) Depozitele de albie in lungul Raului Siret si semnificatia lor morfologenetica, St. Cerc. geol. geofiz. geogr., Geografie, t. XXXV, p. 45-52, Ed. Acad. R. S. R.

110. ICHIM I., BĂTUCĂ D., RĂDOANE MARIA, DUMA D., - (1989) Morfologia si dinamica albiilor de rauri, Ed. Tehnica.

111. ICHIM I., RĂDOANE MARIA, - (1990) Channel Sediment Variability Along a River: A case Study of the Siret River (Romania), Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 15, p. 211-225, John Wiley & Sons.

112. IMESON A.C., KWAAD F. G. P. M., - (1980) Gully Types and Gully Prediction, K.N.A.G. Geografisch tijdschrift XIV, No.5, 429-441.

113. IONESI L., - (1989) Geologia României. Unităţi de platformă şi orogenul nord Dobrogean. Curs (vol. 1), Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

114. IONESI L., BARBU N., IONESI BICA, - (1993) Consideraţii asupra evoluţiei post - badeniene a Platformei Moldoveneşti, An. Univ. Suceava, s. geogr.- geol., an. II.

115. IONIŢĂ I., - (1973) Degradările de teren din bazinul superior al Bârladului, Lucr. Colocv. Naţ. de Geomorf. aplicată şi cartograf. geomorf., Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.

116. IONIŢĂ I., OUATU O., - (1985) Contribuţii la studiul eroziunii solurilor din Colinele Tutovei. Rev. Cerc. Agr. Moldova, vol. 3(71), Iaşi.

117. IONIŢĂ I., - (1986) Results of soil erosion study and conservation treatments in the Bârlad Tableland. Z. Geomorph, Berlin-Stuttgart.

118. IONIŢĂ I., - (1998) Studiul geomorfologic al degradărilor de teren din bazinul mijlociu al Bârladului, Teza de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.

119. IRELAND H.A., SHARPE, C.F.S., AND EARGLE, D.H., - (1939) Principles of Gully Erosion in the Piedmont of South Carolina, U.S. Dept. of Agriculture, Tech. Bulletin 633, 142 pp.

120. JACOBSON P., - (1963) Gully Control Methods in Iowa, Symposium 1. - Land Erosion and Control, Paper no. 17, III - 113.

121. JEANRENAUD P., - (1961) Contribuţii la geologia Podişului Central Moldovenesc. An. şt. Univ. Iaşi, s. II, t VII, 7.2.

122. JEANRENAUD P., - (1966) Contribuţii la cunoaşterea geologiei regiunii dintre valea Siretului şi valea Bârladului. An. şt. Univ. Iaşi, s.II, t. XII.

123. JEANRENAUD P., - (1971) Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut. Rez. Tezei doct., Iaşi

124. JEANRENAUD P., SARAIMAN A., - (1995) Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

125. KIRKBY M. J., - (1969) Hillslope process-response models based on the continuity equation, 126. KIRKBY M. J., - (1973) Erosion and Equilibrium, Physical Geography. 127. KIRKBY M. J., - (1977) Soil Development Models as a Component of Slope Models, Earth

Surface Processes, Vol. 2, 203-230 (1977), John Wiley & Sons Ltd. 128. KIRKBY M. J., - (1980) The problem (Soil Erosion,Erosion in context, Mechanisms of erosion),

Soil Erosion, John Wiley & Sons Ltd. 129. KIRKBY M. J., - (1980) Modelling water erosion processes, Soil Erosion, John Wiley & Sons

Ltd.

287

130. KIRKBY M. J., NEALE R. H.,- (1987) A soil erosion model incorporating seasonal factors, International Geomorphology, Part II, John Wiley & Sons Ltd.

131. KIRKBY M. J., - (1988) Conditions for Valley Asymmetry derived from a Slope Evaluation Model.

132. LAVEE H., - (1991) Effects of size and incorporation of syntethic mulch on runoff and sediment yeld from interrils in a laboratory study with simulated rainfall, Soil & Tillage Research 21, p. 209-223, Elsevier Science.

133. LAVEE H., - (1994) Rock fragments in top soils: significance and processes, Catena 23, p.1-28, Elsevier Science, Amsterdam.

134. LĂZĂRESCU V., - (1976) Geologie fizica, Ed. Acad. Rom. 135. LEOPOLD L.B., MILLER J.P., - (1956) Ephemeral Streams, Hydraulic Factors and their

Relation to the Drainage Net. U.S. Geol. Survey, Prof. Paper 282 - A, 37 pp. 136. LEOPOLD L.B., WOLMAN G.M., MILLER J.P., - (1964) Fluvial Processes in Geomorphology.

W.H. Freeman and Co., San Francisco. 137. LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material & Longer Form Channel Changes. 138. LITTLE W. C., THORNE C. R., MURPHEY J. B., - (1981) Mass Bank Failure Analysis of Selected

Yazoo Basin Streams, Transactions of the ASAE, pp. 1321-1327. 139. LUK SHIU-HUNG - (1989) Spatial and Temporal Variations in the Strength of Loess Soils,

Lishi, China, Geoderma, 45, pp. 303-317, Elsevier Science Amsterdam. 140. LUK SHIU-HUNG - (1995) Rain infiltration into loess soils from different geographic regions,

Catena 25, pp. 21-32, Elsevier, Amsterdam. 141. MAC I., (1986) - Elemente de geomorfologie dinamica, Ed. Acad. R.S.R., Bucureşti. 142. MARCHIDANU E., (1987) - Practica geologică inginerească în construcţii, Ed. Tehnică,

Bucureşti. 143. MARINESCU C., (1988) - Asigurarea stabilităţii terasamentelor şi versanţilor, vol. I şi II, Ed.

Tehnică, Bucureşti. 144. MARTINIUC C., - (1954) Geomorfologia degradărilor de teren din bazinul mijlociu şi superior

al Tutovei. D.S. Com. Geol. (1950-1951), 38, Bucureşti. 145. MARTINIUC C., - (1954) Situaţia pânzelor de apă şi a hidrografiei regiunii colinare Puieşti-

Dracseni (regiunea Bârlad). D.S. Com. Geol. (1950-1951), 38, Bucureşti. 146. MARTINIUC C., - (1954) Pantele deluviale. Contribuţii la studiul degradărilor de teren. Probl.

Geogr., 1, Bucureşti. 147. MATSUKURA Y., MIZUNO K., - (1986) The influence of weathering on Geotechnical

Properties and Slope Angles of Mudstone in the Mineoka Earth-slide Area, Japan, Rock Weathering and Landform Evolution.

148. MATSUKURA Y., - (1992) Pore-Size Distribution of Loess from the Loess Plateau, China, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 13-3, p.169-183 (1992).

149. MCKENNEY ROSE A., GARDNER W. T., - (1995) Gully Erosion Minimization on Reclaimed Surface Mines using SSAST Computer Model, Journal of Irrigatio and Drainage Engineering, Vol. 120, No. 5, p. 911-923 (1994).

150. MIHAI GH., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Influenţa lucrărilor transversale asupra evoluţiei ravenelor formate pe alternanţe de orizonturi permeabile şi impermeabile, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.

151. MITZUTANI T., - (1985) Experimental Study on the Evolution of the Longitudinal Profile of an Artificial Slope Composed of Volcanic Ash due to Gullying, Geomorphological Reports of Tokyo Metropolitan Univ., no. 20, p. 179-187.

152. MOLINAS A., - (1988) Dynamic Adjustments of Channel Width and Slope, International Conference on River Regime, 18-20 May, 1988, John Wiley & Sons Ltd.

153. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1992) Channel Initiation and the Problem of Landscape Scale, Science, Vol. 255, pp. 826-830, American Association for the Advancement of Science.

154. MONTGOMERY D. R., FOUFOULA-GEORGIOU E., - (1993) Channel Network Source Representation Using Digital Elevation Models, Water Resources Research, Vol. 29, No. 12, pp. 3925-3934, American Geophysical Union.

288

155. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1994) Landscape Dissection and Drainage Area-Slope Thresholds, Process Models and Theoretical Geomorphology, John Wiley & Sons Ltd.

156. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1994) A physically based model for the topographic control on shallow landsliding, Water Resources Research, Vol. 30, No. 4, pp. 1153-1171, American Geophysical Union.

157. MONTGOMERY D. R., - (1994) Valley incision and the uplift of mountain peaks, Journal of Geophysical Research, Vol. 99, No. B7, pp. 13913-13921, American Geophysical Union.

158. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., - (1995) Hydrologic processes in a low-gradient source area, Water Resources Research, Vol. 31, No. 1, pp. 1-10, American Geophysical Union.

159. MONTGOMERY D. R., ABBE T. B., BUFFINGTON J. M., PETERESON P. N., SCHMIDT K. M., STOCK J. D., - (1996) Distribution of bedrock and alluvial channels in forested mountain drainage basins, Nature, Vol. 381, pp. 587-589.

160. MONTGOMERY D. R., BUFFINGTON J. M., - (1997) Channel reach morphology in mountain drainage basins, GSA Bulletin, May 1997, Vol. 109, no. 5, pp. 596-611.

161. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., TORRES R., ANDERSON PRESTRUD SUZANNE, HEFFNER J. T., LOAGUE K., - (1997) Hydrologic response of a steep, unchanneled valley to natural and applied rainfall, Water Resources Research, Vol. 33, No. 1, pp. 91-109, American Geophysical Union.

162. MONTGOMERY D. R., DIETRICH W. E., SULLIVAN KATHLEEN - (1998) The Role of GIS in Watershed Analysis, Landform Monitoring, Modelling and Analysis, John Wiley & Sons Ltd.

163. MONTGOMERY D. R., BUFFINGTON J. M., - (1998) Channel Processes, Classification, and Response, River Ecology and Management, Springer Verlag New York Inc.

164. MONTGOMERY D. R., SULLIVAN KATHLEEN., GREENBERG H. M., - (1998) Regional test of a model for shallow landsliding, Hydrological Processes, Vol. 12, pp. 943-955, John Wiley & Sons Ltd.

165. MONTGOMERY D. R., - (1999) Process Domains and the River Continuum, Journal of the American Water Resources Association, Vol. 35, No. 2, pp. 397-410, American Geophysical Union.

166. MOON B. P., - (1984) Refinement Techniques in Determining Rock Strength for Geomorphological Purposes.

167. MOON B. P., - (1986) Controls on the form and development of rock slopes in fold terrane, Hillslope Processes, Binghampton Symposium, Abrahams, A. D. (ea): Hillslope Processes, Binghampton Symposium, 1986.

168. MOORE R., - (1989) Analytical photogrammetry: a method for monitoring slope instability, Quarterly Journal of Engineering Geology, London, Vol. 22, pp. 97-110.

169. MOORE R., TEMPLE D. M., KIRSTEN H. A. D.,- (1994) Headcut Advance Threshold in Earth Spillways, Buletin of the Association of Engineering Geologists, Vol. XXXI, No. 2, June 1994 pp. 277-280.

170. MORGAN R. P. C., QUINTON J. N., SMITH R. E., GOVERS G., POESEN J. W. A., AUERSWALD K., CHISCI G., TORRI D., STYCZEN M. E., - (1998) - The European Soil erosion Model (EUROSEM): A Dynamic Approach for Predicting Sediment Transport from Fields and Small Catchments, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 23, 527-544, John Wiley & Sons.

171. MOŢOC M., - (1963) Eroziunea solului pe terenurile agricole şi combaterea ei. Ed. Agrosilvică, Bucureşti.

172. MOŢOC M., MUNTEANU S., BĂLOIU V., STĂNESCU P., MIHAI GH., - (1975) Eroziunea solului şi metodele de combatere, Ed. “Ceres”, Bucureşti.

173. MOŢOC M., - (1975) Combatera eroziunii solului, Reeditare curs, Fac. Îmbunătăţiri funciare, I. A. “N. Bălcescu”, Bucureşti.

174. MOŢOC M., OUATU O., - (1977) Rezultate preliminare privind încărcarea cu material solid a microcurenţilor de la suprafaţa versanţilor cu culturi agricole. S.C.C.C.E.S. Perieni, vol. “Folosirea raţională a terenurilor erodate”, p. 27-36.

289

175. MOŢOC M., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Estimarea ritmului de dezvoltare a ravenelor, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.

176. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1979) Concepţii actuale cu privire la fenomenul erozional şi la controlul acestuia. Bibl. Agric. A.S.A.S. Bucureşti.

177. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1980) Aspecte noi privind lucrările de amenajare a ravenelor. Bibl. Agric. A.S.A.S., Bucureşti.

178. MOŢOC M., - (1983) Ritmul mediu de degradare erozională a solului în R.S.R.. Bul. inf. ASAS, nr.2, Bucureşti.

179. MOŢOC M., - (1984) Participarea proceselor de eroziune şi a folosinţelor terenului la diferenţierea transportului de aluviuni în suspensie pe râurile din România. Bul. Inf. ASAS, nr.13, Bucureşti.

180. MOŢOC M., OUATU O., - (1985) Formarea rigolelor şi intensitatea de transport a materialului solid, pe versanţii cu culturi agricole. Bul. inf. ASAS, nr.14, Bucureşti.

181. MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., (1984) - Channel Adjustments in a Yazoo Bluffline Tributary.

182. MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., (1985) - Channel Cross-section Changes in Mississippi's Goodwin Creek, Journal of Soil and Water Conservation, Vol. 40, No. 1, pp. 148-154.

183. MÜCHER H. J., - (1977) Experimental and Micromorphological Investigation of Erosion and Redeposition of Loess by Water, Earth Surface Processes, Vol. 2, pp. 117-124, John Wiley & Sons Ltd.

184. MÜCHER H. J., - (1985) Micromorphological Study of the Terrace Sands (Unit 4) and "Loams" (Unit 5) and their Palaeosols in the Belvedere Pit near Maastricht, Southern Limbourgh, The Nederlands, Mededelingen Rijks Geologische Dienst, VOL. 39-1.

185. MÜCHER H. J., - (1986) Aspects of Loess and loess-derived Slope Deposits: an Experimental and Micromorphological Approach, Nederlandse Geografische Studies, Nr. 23.

186. MÜCHER H. J., - (1990) The hydrological response of soil surfaces to rainfall as affected by cover and position of rock fragments in the top layer, Earth Surface Processes and Landforms 15, p. 653-671, John Wiley & Sons Ltd.

187. MÜCHER H. J., - (1990) Sedimentary Structures Formed in Eolian-Deposited Silt Loams under Simulated Conditions on Dry, Moist and Wet Surfaces, Soil Micromorphology, L. A. Douglas.

188. MÜLLER M. U., DYMOND J. R., - (1999) Geomorphic Modelling of Gully Debvelopment in New Zealand Hill Country, Ph.D. Thesis (manuscript), Geographical Institute, University of Bonn, Germany, 1999.

189. MUNTEANU S. A., TRACI C., CLINCIU I., LAZĂR N., UNTARU D., - (1991) Amenajarea bazinelor hidrografice torenţiale prin lucrări silvice şi hidrotehnice, Ed. Acad. Române, vol. I şi II, Bucureşti.

190. PARK C. C. - (1976) The Relationship of Slope and Stream Channel from the River Dart, Devon, Journal of Hydrology, 29, p. 139-147.

191. PARK C. C. - (1977) World-wide variations in hydraulic geometry exponents of stream channels: an analysis and some observations, Journal of Hydrology, 33, p. 133-146, Elsevier Science Publishing Company, Amsterdam.

192. PARK C. C. - (1978) Allometric analysis and Stream Channel Morphometry, Geographical Analysis, X, 3, 212-227.

193. PATTON P. C., SCHUMM S. A., - (1975) Gully Erosion, North Western Colorado: A Threshold Phenomenon, Geology, 3(2), 88-90 p.

194. PĂUNESCU M., POP V., SILION T., - (1982) Geotehnică şi fundaţii, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

195. PETERSON H. V., - (1950) The Problem of Gullying in Western Valleys, In Trask, P. D. (ed.), Applied Sedimentation, pp.407-433, John Wiley & Sons Ltd., New York.

196. PICKUP G., - (1976) Alternative Measures of River Channel Shape and Their Significance, Journal of Hydrology (N. Z.), Vol. 15, No.1, 1976.

197. PICKUP G., - (1981) Stream Channel Dynamics and Morphology, Erosion and Sediment Transport in Pacific Rim Steeplands, IAHS Publ.. No. 132 (Christtchurch, 1981).

290

198. PIEST R.F., SPOMER G.R., - (1968) Sheet and Gully Erosion in the Missouri Valley Loessial Region. Transactions of the ASAE, p. 850-853.

199. PIEST R.F., BRADFORD M. JOE, WYATT M. GEORGE, - (1975) Soil Erosion and Sediment Transport from Gullies, U. S. Department of Agriculture, for Official Use.

200. PIEST R.F., BRADFORD J. M., SPOMER R.G., - (1975) Mechanisms of Erosion and Movement from Gullies, Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, ARS-S-40, p. 162-176.

201. PIEST R.F., KRAMER A. L., HEINEMANN G. H., - (1975) Sediment movement from loessial watersheds, Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, ARS-S-40, p. 130-141.

202. POESEN J., GOVERS G., - (1990) Gully Erosion in the Loam Belt of Belgium: Typology and Control Measures. In: Soil Erosion on Agricultural Land eds. Boardman, Foster and Dearing, Willey & Sons., p. 513-530.

203. POESEN J., - (1992) Mechanisms of overland-flow generation and sediment production on loamy and sandy soils with and without rock fragments, Overland Flow Hydraulics and Erosion Mechanics, A. J. Parsons & A. D. Abrahams(eds.), UCL Press, London.

204. POESEN J., - (1993) Gully typology and gully control measures in the European loess belt, Farm Land Erosion: In Temperate Plains Environment and Hills, Elsevier Science Publishers B. V.

205. POESEN J., - (1995) Soil Erosion in Mediterranean Environments, Proceedings of the European School of Climatology and Natural Hazards Course, El Campanello, Pueblo Acantilado, Alicante, Spain, 1993, R. Fantechi, D. Peter, P. Balabanis, J. L. Rubio.

206. POESEN J., TORRI D., MONACI F., - (1994) Rock fragment content and fine soil bulk density, Catena 23, p. 65-71, Elsevier Science Publishers B. V.

207. POESEN J., VANDAELE K., VAN WESMAEL B., - (1996) Contribution of gully erosion to sediment production on cultivated lands and rangelands, Erosion and Sediment Yield: Global and Regional Perspectives (Proceedings of the Exeter Symposium) July 1996. IAHS Publ. No. 236.

208. POESEN J., BOARDMAN J., WILCOX B., VALENTIN C., - (1996) Water erosion monitoring and experimentation for global change studies,Journal of Soil and water Conservation, pp. 386-390.

209. POESEN J., HOOKE J. M., - (1997) Erosion, flooding and channel management in Mediterranean environments of southern Europe, Progress in Physical Geography, 21, 2 (1997) pp. 157-199.

210. POESEN J., VANDAELE K., BAS VAN WESMAEL - (1998) Gully erosion: importance and model implications,NATO ASI Series Modelling Soil Erosion by Water, John Boardman & David Favis-Mortlock Eds., Springer-Verlag Berlin Heidelberg (1998) pp. 285-311.

211. POPA GH., ERHAN V., - (1982) Explorarea geologică şi evaluarea zăcămintelor, Curs litografiat, Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

212. PRIŞCU R., - (1983) Construcţii Hidrotehnice, volumul I, Editura Didactică şi Pedagogică - Bucureşti, 1983.

213. PROSSER I. P., ABERNETHY B., - (1996) Predicting the topographic limits to a gully network using a digital terrain model and process thresholds, Water Resources Research, Vol. 32, No. 7, p. 2289-2298, July, 1996 .

214. PURNAVEL GH., - (1997) Rezultate preliminare privind influenţa lucrărilor de amenajare din zona de influenţă excesivă asupra colmatării lacurilor de acumulare, Referat doctorantură, Univ. Tehnică “Gh. Asachi”, Iaşi.

215. RĂDOANE MARIA, V., SURDEANU, N. RĂDOANE, I. ICHIM, - (1988) Contribuţii la studiul ravenelor din Podişul Moldovenesc, Lucr. Celui de al II- lea Simpozion “Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, P. Neamţ, 334-374.

216. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., - (1988) The Series Analysis Applied to Vertical Dynamics Study of Channel Beds, Anal. St. Univ. "Al. I. Cuza" Iasi, t. XXXIV, s. II b., Geol.- Geogr.

291

217. RĂDOANE MARIA, I. ICHIM, N. RĂDOANE, V., SURDEANU, - (1990) Asupra profilului longitudinal şi a factorului de formă a ravenelor din Podişul Moldovei, Acad. Română, Studii şi Cercetări de Geografie, Tom. XXXVII, 67-74.

218. RĂDOANE, M. AND RĂDOANE, N., - (1992) Areal distribution of gullies by the grid square method. Case study: Siret and Prut interfluve. Rev. Roum. Geogr., 36: 95-98.

219. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1993) Folosirea metodei "cubului matricial" in evaluarea susceptibilităţii la alunecare de teren. caz studiu: Judetul Neamt, St. Cerc. de Geogr., t. XL, p. 111-118.

220. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., - (1994) Multivariate Analysis Applied to Gully Geomorphology, Acad. Română, Institutul de Geografie, Întâlnire Jubiliară 29-30.VIII.1994, Bucureşti.

221. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1994) Ecuaţii de regresie multiplă pentru evaluarea ratei de avansare a ravenelor din Podişul Moldovenesc, Studii şi Cercetări de Geografie, t. XLI, p. 37-47, Ed. Acad. Române.

222. RĂDOANE MARIA, I. ICHIM, N. RĂDOANE, - (1995) Gully distribution and development in Moldavia, Romania, Catena 24: 127-146.

223. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1996) Morfologia şi dinamica ravenelor, Ed. Univ. “Ştefan cel Mare”, Suceava.

224. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., DUMITRESCU GH., URSU C., - (1996) Analiza cantitativă în geografia fizică, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

225. RĂDOANE N., - (1988) Studiul proceselor geomorfologice actuale şi microrelieful creat de ele în bazinele râurilor Pângăraţi şi Oanţu din Carpaţii Orientali, Teză de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

226. RĂDOANE N., - (1990) Sezonalitatea şi desfăşurarea proceselor geomorfologice actuale în Valea Bistriţei (Aria Flişului), Lucr. Sem. Geogr. "Dimitrie Cantemir", Iaşi

227. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., SURDEANU V., - (1999) Ravenele, forme, procese, evoluţie, Editura Presa Universitară Clujeană, p. 266.

228. REINECK H. E., SINGH I. B., - (1980) Depositional sedimentary environments, Springer Verlag, Heidelberg.

229. RICHARDS K. S., - (1978) Slope stability and valley formation in glacial outwash deposits, North Norfolk, Earth Surface Processes, Vol. 3, 301-318 (1978), John Wiley & Sons Ltd.

230. RICHARDS K. S., - (1986) River channel dynamics - Introduction, International Geomorphology, Part 1, V. Gardiner, 1987, John Wiley & Sons Ltd., p. 541-547.

231. RITCHIE J. C., JACKSON T. J., EVERITT J. H., ESCOBAR D. E., MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., - (1991) - Airborne Laser Studies of the Landscape, Proceedings of the Fifth Federal Interagency Sedimentation Conference, Las Vegas Nevada, 1991, Federal Energy Regulatory Commission.

232. RITCHIE J. C., JACKSON T. J., EVERITT J. H., ESCOBAR D. E., MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., - (1992) - Airborne Laser: A tool to study landscape surface features, Journal of Soil & Water Conservation, Vol. 47, No. 1, 1992.

233. RITCHIE J. C., MURPHEY J. B., GRISSINGER E. H., GARBRECHT J. D., (1993) - Monitoring streambank and gully erosion by airborne laser, Proceedings of the Yokohama Symposium, July, 1993, YAHS Publ. no. 217, 1993.

234. RITTER D., - (1979) Process Geomorphology, William C. Brown Company Publishers, Dubuque, Iowa, Southern Illinois University at Carbondale.

235. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) A Deterministic Headcut Advance Model. Transactions of the ASAE, 37 (5):1437-1443.

236. ROBINSON K. M., HANSON G. J.,- (1994) Influence of a Sand Layer on Headcut Advance. Hydraulic Engineering '94, 37 (5):427-431.

237. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) Large Scale Headcut Erosion Testing. Transactions of the ASAE, Vol. 38 (2): 429-434.

238. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) Gully Headcut Advance. ASAE Meeting Presentation, 1994 International Winter Meeting, Atlanta Hilton and Towers, Atlanta, Georgia, December 13-16, 1994.

292

239. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1996) Gully Headcut Advance. Transactions of the ASAE, Vol. 39 (1): 33-38.

240. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1996) Influence of Backwater on Headcut Advance. North American Water and Environment Congress, 1996 ASAE.

241. ROBINSON K. M., HANSON G. J., COOK K. R., - (1996) Scour Below an Overfall. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 962121, 1996 ASAE Annual International Meeting, Phoenix Civic Plaza, Phoenix, Arizona, July 14-18, 1996.

242. ROBINSON K. M., COOK K. R., - (1997) Stress Measurement Upstream of an Overfall. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 972229, 1997 ASAE Annual International Meeting, Minneapolis Convention Center, Minneapolis Minnesota, August 10-14, 1997.

243. ROBINSON K. M., COOK K. R., - (1998) Stress Measurement Upstream of an Overfall. Transactions of the ASAE, Vol. 41(4): 1019-1024.

244. ROBINSON K. M., BENNETT S. J., CASALI J., - (1998) Headcut Dynamics and Ephemeral Gully Erosion. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982125, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 11-16, 1998.

245. ROBINSON K. M., RICE C. E., KADAVY K. C., TALBOT J. R., - (1998) Energy Losses on a Roller Compacted Concrete Stepped Spillway. Water Resources Engineering '98, pp. 1434-1439 .

246. ROBINSON K. M., IRWIN W.,- (1998) Hydraulic Structures for Erosion Control. ASAE Meeting Presentation, Paper No. 982131, 1998 ASAE Annual International Meeting, Coronado Springs Resort Convention Center, Walt Disney World, Orlando Florida, July 11-16, 1998.

247. ROLOFF G., BRADFORD J.M., SCRIVNER C.L., - (1981) Gully Development in the Deep Loess Hills Region of central Missouri. Soil Society of America Journal, vol 45.

248. SAXTON K. E., SPOMER G. R., KRAMER L. A., - (1971) Hydrology and Erosion of Loessial Watersheds. Journal of the Hydraulics Division, ASCE, vol 97.

249. SCHMIDT K. M., MONTGOMERY D. R., - (1995) Limits to Relief, Science, Vol. 270, pp. 617-620, American Association for the Advancement of Science.

250. SCHNABEL S., GOMEZ AMELIA D., - (1993) Variability of gully erosion in a small catchment in South-west Spain, Acta Geologica Hispanica, v. 28 (1993), nr. 2-3, p. 27-35.

251. SCHUMM S. A., HADLEY R. F., - (1957) Arroyos and the Semiarid Cycle of Erosion. American Journal of Science, vol. 255, p. 191-174.

252. SCHUMM S. A., - (1963) A Tentative Classification of Alluvial River Channels, Geological Survey Circular 477, Washington D.C., p.1-10.

253. SCHUMM S. A., PARKER R. S., - (1966) Experimental study of drainage networks, 254. SCHUMM S. A., - (1969) A Geomorphic Approach to Erosion Control in Semiarid Regions.

Transactions of the ASAE, :60-68. 255. SCHUMM S. A., - (1974) Geomorphic Threshold and Complex Response of Drainage Systems,

in Proc. Fourth Ann. Geomorph. Symp. Marie Morisawa (ed.), State Univ. N. Y., Bingham, London and N. Y., 13901, p. 299-310.

256. SCHUMM S. A., - (1977) Applied Fluvial Geomorphology Chapter 4 from Applied Geomorphology, Hails, J. R. (Eds.), Elsevier New York.

257. SEGINER I., - (1966) Gully Development And Sediment Yield, Res. Rapp. 13, The Israel Min. of Agricult., Soil Conserv. Div., 30 pp.

258. SELBY M. J., - (1987) Rock Slopes, Slope Stability, M. G. Anderson & Keith S. Richards, 1987, John Wiley & Sons Ltd., p. 475-504.

259. SHREVE R. S., - (1979) Models for Prediction in Fluvial Geomorphology, Mathematical Geology, vol. 11, Nr. 2, p. 165-174.

260. SILION T., OLARU L., MUŞAT V., - (1982) Geomecanică, Curs Univ. “Al. I Cuza”, Iaşi. 261. SILION T., MUŞAT V., OLARU L., - (1984) Geologie inginerească, Curs Univ. “Al. I Cuza”,

Iaşi. 262. SIMON A., DARBY S., - (1997) Process form interactions in unstable sand-bed river channels:

A numerical modeling approach,Geomorphology 21, (1997) 85-106.

293

263. SIMON A., CURINI ANDREA., - (1998) Pore Pressure and Bank Stability, Water Resources Engineering '98, Proc. Of the Conf. ASAE, August 3-7, 1998, Memphis Tennessee.

264. SIMON A., CURINI ANDREA., DARBY S., LANGENDOEN E. J., - (1999) Streambank Mechanics and nearbank Processes in Incised Channels, Incised River Channels, p. 123-152, John Wiley & Sons Ltd.

265. SIMONS D. B., LI RUH-MING, - (1982) Dynamic Modelling of Channel Responses, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons Ltd.

266. SPOMER R.G., MAHURIN R.L., PIEST R.F., - (1986) Erosion, Deposition and Sediment Yield from Dry Creek Basin, Nebraska. Transaction of the ASAE. Vol. 29, nr.2, p. 489-493.

267. SUZUKI T., TOKUNAGA E., NODA H., ARAKAWA H., - (1985) Effects of Rock Strength and Permeability on Hill Morphology, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 6-2, p.101-130 (1985).

268. SUZUKI T., NAKANISHI A., - (1990) Rates of Decline of Fluvial Terrace Scarps in the Chichibu Basin, Japan, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 11-2, p.117-149 (1990).

269. SUZUKI T., NAKANISHI A., - (1991) A Quantitative Empirical Model of Slope Evolution through Geologic Time, Inferred from Changes in Height-Ratios and Angles of Segments of Fluvial Terrace Scarps in the Chichibu Basin, Japan, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 12-4, p.319-334 (1991).

270. TEMPLE D. M., BREVARD J. A., MOORE J. S., HANSON G. J. GRISSINGER E. H., BRADFORD J. M., - (1993) Analysis of Vegetated Earth Spillways. Proceedings of Transactions of 10th Annual Conference of The Association of State Dam Safety Officials, 26-29 September 1993, Kansas City, MO, pp. 225-230.

271. TEMPLE D. M., HANSON G. J., - (1994) Headcut Development in Vegetated Earth Spillways. Transactions of the ASAE, Paper No. 93-2017, Vol. 10(5) pp. 677-682.

272. TEMPLE D. M., MOORE J. S., - (1994) Headcut Advance Prediction for Earth Spillways. Transactions of the ASAE, Vol. 40(3): 557-562.

273. TEMPLE D. M., MOORE J. S., - (1994) Headcut Advance Prediction for Earth Spillways. ASAE Meeting Presentation, Paper 942540, Atlanta Hilton and Towers, Atlanta , Georgia, USA, December 13-16, 1994.

274. THOMPSON R. J., - (1964) Quantitative Effect of Watershed Variables on Rate of Gully Head Advancement. Transactions of the ASAE, 7(1): 54-55.

275. THORNE C. R., LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material Movement and Planform Development in a Meandering River, Adjustments of the Fluvial System (D. D. Rhodes and G. P. Williams), Kendall/Hunt Publishing Co., Dubuque, Iowa, p.117-137.

276. THORNE C. R., - (1981) Stability of Composite River Banks, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 6, 469-484 (1981), John Wiley & Sons Ltd.

277. THORNE C. R., - (1981) Field Measurements of Rates of Bank Erosion and Bank Material Strength, IAHS, Publication Nr. 133, p. 503 - 512.

278. THORNE C. R., - (1982) Processes and Mechanisms of River Bank Erosion, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons Ltd., p. 227-270.

279. THORNE C. R., GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., (1984) - Field Study of Ephemeral Cropland Gullies in Northern Mississippi, 1984 Winter Meeting, American Society of Agricultural Engineers, Hyatt Regency, New Orleans, Louisiana, Paper No. 84-2550.

280. THORNE C. R., - (1986) Ephemeral Gullies as Sources of Sediment, Proc. of the Fourth Federal Interagency Sedimentation Conference, Vol. 1.

281. THORNE C. R., - (1987) Quantitative Analysis of Land Surface Topography, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 12, No. 1, 47-56.

282. THORNE C. R., BURT T. W., BUTCHER D. P.,- (1987) Terrain analysis for quantitative description of zero order basins, IAHS Special Publication No. 165, Erosion and Sedimentation in the Pacific Rim Steeplands, August 1987, pp.121-130.

283. THORNE C. R., - (1987) Terrain analysis for quantitative description of zero-order basins, Internat. Sympos. Erosion and Sedimentation, No. 165, p.121-130.

294

284. THORNE C. R., - (1998) River Width Adjustment. Processes and Mechanisms, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 124, No. 9, p.881-902.

285. THORNE C. R., ZEVENBERGEN L. W., - (1990) Prediction of Ephemeral Gully Erosion on Cropland in the Southeastern United States, in Soil Erosion on Agricultural Lands, eds. Boardman, Foster and Dearing, Willey & Sons, 461-464.

286. TORRI D., SFALANGA M., DEL SETTE M., - (1987) Splash Detachment: Runoff Depth and Soil Coesion, Catena 14, p. 149-155, , Braunschweig, 1987.

287. TORRI D., - (1987) A Theoretical Study of Soil Detachability, Catena Supplement 10, p. 15-20, , Braunschweig, 1987.

288. TORRI D., - (1994) Le basi fisiche del proceso erosivo, Rev. “Agronomia”, nr. 4, p. 249-257, Firenze.

289. TOVEY N. K., - (1981) Stability of Composite River Banks, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 6, 469-484 (1981), John Wiley & Sons Ltd.

290. TWIDALE C. R., - (1990) Weathering, soil development, and landforms, Groundwater Geomorphology; The role of subsurface water in Earth-surface processes and landforms: Boulder, Colorado, Geological Society of America Special Paper 252, Higgins, C. G., and Coates, D. R., eds..

291. TWIDALE C. R., - (1990) The Origin and Implications of some Erosional Landforms, Journal of Geology, 1990, vol. 98, p. 343-364, University of Chicago.

292. TWIDALE C. R., - (1997) Some recently developed landforms: climatic implications, Geomorphology, 19 (1997), p. 349-365, Elsevier Science Publishing Company, Amsterdam.

293. VANDAELE K., POESEN J., GOVERS G., BAS VAN WESMAEL., - (1996) Geomorphic threshold conditions for ephemeral gully incision, Geomorphology, No.16, p. 161-173, Elsevier Science B.V.

294. VANDAELE K., POESEN J., MARQUES DE SILVA J. R., DESMET P., - (1996) Rates of predictibility of ephemeral gully erosion in two contrasting environments, Geomorphologie: Relief, Processes, environment, No. 2, (1996), pp. 83-96.

295. VANDAELE K., POESEN J., MARQUES DE SILVA J. R., GOVERS G., DESMET P., - (1997) Assessment of factors controlling ephemeral gully erosion in Southern Portugal and Central Belgium using aerial photographs, Z. für Geomorphology N.F., 41, 3, Berlin - Stuttgart (September 1997), p. 273-287.

296. VANDEKERCKHOVE L., POESEN J., OOSTWOUD WIJDENES D., DE FIGUEIREDO T., - (1998) Topographical thresholds for ephemeral gully initiation in intensively cultivated areas of the Mediterranean, Catena 33 (1998), pp. 271-292, Elsevier Science B.V.

297. U.S.D.A. / S.C.S. - (1966) Procedure for determining rates of land damage, land depreciation and volume of sediment produced by gully erosion. Technical Release No. 32 (Geology), U.S. Department of Agriculture, Soil Conservation Service, Engineering Division.

298. WENNER C. G., - (1989) Soil and Water Conservation in the Farming Areas of Lesotho: A Review and some Proposals, The Extent of Soil Erosion - Regional Comparisons, in Applied Resource Management in the Tropics, DITSL, Witzenhausen.

299. YOUNG A., - (1973) The rate of slope retreat, Zeitschrift fur Geomorphologie, Suppl. Band 5, p. 65-77, Berlin - Stuttgart.

300. ZACHAR D., - (1982) Soil Erosion, Elsevier Scientific Publishing Co., New York. 301. ZHANG W., MONTGOMERY D. R., - (1994) Digital elevation model grid size, landscape

representation, and hydrologic simulations, Water Resources Research, Vol. 30, No. 4, pp. 1019-1028, American Geophysical Union.

302. ZORILESCU D., - (1986) Introducere în geostatistica informaţională, Ed. Acad. R.S.R.

295

C U P R I N S

I. INTRODUCERE............................................................................................................................... 5 II. TERMINOLOGIE, DEFINIŢII, CONCEPTE DE STUDIU...................................................................... 6 Terminologie.............................................................................................................................. 6 Definiţii...................................................................................................................................... 11

III. CLASIFICAREA RAVENELOR.......................................................................................................... 18 IV. AMPLOAREA ŞI CONSECINŢELE PROCESELOR EROZIONALE TORENŢIALE.................................. 23

Consecinţele degradării terenului prin ravenare...................................................................... 24 Răspândirea ravenelor.............................................................................................................. 26

V. CARACTERSTICI ALE BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE................................................. 32 Consideraţii generale privind eroziunea solului.................................................................... 32 Morfologia bazinelor hidrografice torenţiale......................................................................... 32 Microrelieful bazinelor torenţiale........................................................................................... 33 Morfometria reţelelor hidrografice torenţiale........................................................................ 39 Tipologia reţelelor hidrografice torenţiale............................................................................. 41 Hidrologia bazinelor hidrografice torenţiale......................................................................... 44

VI. ANALIZA SISTEMICĂ A BAZINELOR HIDROGRAFICE TORENŢIALE................................................. 49 Analiza structuralist - sistemică aplicată studiului ravenelor................................................ 49 Praguri geomorfice................................................................................................................. 54 Variabile................................................................................................................................. 56 Factori de control................................................................................................................... 60 Timpul................................................................................................................................ 64 Clima.................................................................................................................................. 65 Relieful................................................................................................................................ 67 Factorul antropic............................................................................................................... 71 Geologia............................................................................................................................. 74

VII. ALEGEREA VARIABILELOR ŞI FACTORILOR DE CONTROL.............................................................. 76 Geostatistica informaţională - metodă de analiză a proprietăţilor fizico-mecanice ale

rocilor - variabile regionalizate..............................................................................................

77 Optimizarea reţelelor de explorare........................................................................................ 82 Recoltarea probelor de rocă sau sol....................................................................................... 85 Stabilirea valorilor de calcul ale proprietăţilor fizico-mecanice ale rocilor………………… 87

VIII. INIŢIEREA PROCESELOR DE RAVENARE......................................................................................... 90 Cauzele iniţierii ravenării....................................................................................................... 90 Modele de predicţie a locului de apariţie a ravenelor........................................................... 94 O nouă teorie privind iniţierea ravenelor "de discontinuitate............................................... 103

IX. STUDIUL EXPERIMENTAL AL PROPRIETĂŢILOR FIZICE ALE ROCILOR MOI CE AU INFLUENŢĂ ASUPRA MORFOLOGIEI ŞI DINAMICII RAVENELOR.........................................................................

109

Date din geologie.................................................................................................................... 110 Date din mineralogie.............................................................................................................. 112 Date din optică........................................................................................................................ 114 Date din statistica dimensională - analiza granulometrică.................................................... 114 Date din geologia structurală................................................................................................. 116 Proprietăţi ale pământurilor legate de prezenţa apei în structura lor................................... 119 Date din chimie....................................................................................................................... 121 Date din geomorfologie.......................................................................................................... 123 Date din fizica atomică........................................................................................................... 125 Erodabilitatea rocilor şi pământurilor................................................................................... 126 Erodabilitatea solurilor.......................................................................................................... 126 Componentele erodabilităţii solurilor.................................................................................... 132 Erodabilitatea pământurilor sub acţiunea curenţilor concentraţi......................................... 136 Determinarea experimentală a erodabilităţii materialelor cu coeziune mică........................ 139 Determinarea erodabilităţii solurilor (rocilor moi) prin metoda indirectă a aparatului de

forfecare cu palete (vane-test)................................................................................................

140 Determinarea erodabilităţii solurilor (rocilor moi) cu ajutorul aparatului cu jet

submersat................................................................................................................................

141 Erodabilitatea rocilor dure..................................................................................................... 142

296

Alegerea variabilelor morfometrice caracteristice ale teritoriului şi

ravenelor.................................................................................................................................

143 X. ELEMENTE DE MORFODINAMICĂ A RAVENELOR........................................................................... 146 Stadiile de dezvoltare ale ravenelor....................................................................................... 146 Secţiunea transversală............................................................................................................ 150 Rolul depozitelor de albie şi al vegetaţiei în ajustarea formei secţiunii

transversale.............................................................................................................................

157 Profilul longitudinal................................................................................................................ 160 Modelul Kirkby de tip proces-răspuns bazat pe ecuaţia de continuitate……………………… 162 Ritmul de degradare a terenurilor prin ravenare................................................................... 168 Legea exponenţială a evoluţiei în geomorfologie aplicată în studiul dinamicii

ravenelor.................................................................................................................................

168 Unde se sfârşesc ravenele efemere?....................................................................................... 169 Eficacitatea hidraulică a ravenelor........................................................................................ 170

XI. MODELAREA MATEMATICĂ A EVOLUŢIEI RAVENELOR................................................................. 174 Modele statistice..................................................................................................................... 174 Modele concepute pe suport GIS............................................................................................ 178

XII. MIGRAREA PRAGURILOR RAVENELOR.......................................................................................... 189 Experienţe efectuate în canalul hidraulic, de dimensiuni apropiate de cele reale, cu

privire la migrarea pragurilor................................................................................................

193 Influenţa unui nivel de nisip asupra ratei de avansare a pragului......................................... 195 Influenţa adâncimii apei de la baza pragului asupra ratei de avansare……………………… 195 Scobirea la baza pragului....................................................................................................... 196 Influenţa compactării solului asupra ratei de avansare a pragurilor.................................... 197 Măsurarea efortului amonte de muchia unui prag................................................................. 198 Modele deterministe privind migrarea pragurilor................................................................. 199 Indicele erodabilităţii pragurilor............................................................................................ 203 Modelul Robinson & Hanson (1994) privind migrarea pragurilor ravenelor....................... 207

XIII. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR CU ROL DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR........................................................................................

213

Metode de măsurare a tăriei (rezistenţei) materialelor din maluri........................................ 218 Modele geotehnice semiempirice............................................................................................ 225 Cercetări proprii privind influenţa litologiei asupra morfologiei şi dinamicii

ravenelor.................................................................................................................................

231 Studiu de caz: influenţa structurii geologice asupra morfologiei ravenelor din Valea

Roşcani....................................................................................................................................

242 XIV ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR………………………………………………. 245

Moduri de cedare a malurilor................................................................................................. 247 Forţele care controlează cedarea malurilor........................................................................... 247 Analiza stabilităţii malurilor stratificate ............................................................................... 252 Forţe hidraulice şi procese..................................................................................................... 252 Condiţiile de eroziune la baza malului................................................................................... 252 Modelul "geofluvial" Darby S. E. şi Thorne C. R. de analiză a stabilităţii

canalelor.................................................................................................................................

253 Termenul presiunii apei din pori............................................................................................ 256 Termenul presiunii apei de suprafaţă..................................................................................... 257 Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare................................................................. 260 Geometria blocurilor care cedează........................................................................................ 261 Analiza probabilistică a stabilităţii malurilor........................................................................ 262 Diagrama stabilităţii canalului............................................................................................... 263 Studiu de caz privind stabilitatea canalelor naturale de scurgere......................................... 264 Procese geomorfologice şi mecanisme de eroziune a malurilor ravenelor…………………... 266 Studiul experimental al stabilităţii malurilor......................................................................... 270 Rezultate obţinute în analiza stabilităţii malurilor ravenelor................................................ 270

XV. BIBLIOGRAFIE............................................................................................................................... 282

297

Rolul Rocilor Sedimentare in Morfologia Si Dinamica Ravenelor Studii de caz din Podisul Moldovenesc,...

Documents

Transcript of Rolul Rocilor Sedimentare in Morfologia Si Dinamica Ravenelor Studii de caz din Podisul Moldovenesc,...