CAPITOLUL 10 S I S T E M U L G E O M O R F O L O G I CA L V E R S A N T I L O R(SGV) Definiie;terminologie;evoluiaconceptuluideversant;versaniicasistemn cascad;stareainiialaversanilor,forirezistenndinamicaversanilor. Elementele de form ale versanilor; profilul versantului; forma n plan a versantului; cartografierea versanilor. Sistematica proceselor de versant i morfologia indus de acestea(eroziuneasubsuperficial,eroziuneansuprafa;ravenaia;proceselede micare n mas; sistematica lor i morfologia subsecvent acestora); relaiile proces -formaleunuiversant;morfologiageneralaversanilor;evoluiagenerala versanilor n raport de roc i clim; clasificarea versanilor. Cel mai mare talent al geomorfologului este acela de a descifra fragmente ale evoluiei vechi,ascunse deprocesele actuale Versanii sunt extrem de dificil de studiat din cauz c ei reprezint categorii de tranziie, att n proces, ct i n form

A.L.Bloom, 1978 10.1. Definiie Exceptndcmpiile,peste95%dinsuprafaauscatuluioreprezintformadereliefcunoscut sub denumirea de versant. Un versant reprezint o suprafa cu o nclinare > 2 3o i care face racordul ntre interfluvii sau creste i liniile de drenaj adiacente. Unitatea de baz a unui versant estefaeta sau segmentul, o suprafa cu nclinare uniform. n acest fel, un versant este format dintr-o multitudine de faeteseparateprindiscontinuitisaurupturi,convexesauconcave.nraportcupoziiaceoocup ntr-un bazin hidrografic se disting trei principale categorii de versani (fig. 10.1): -versani de obrie (I);-versani - pinten sau de terminare a unui interfluviu(II);211 -versani de vale (III). Estemodulcelmaisimplumoddeadelimitacategoriiledeversant,utilizndhriletopograficen scar 1/25000 sau aerofotogramele. Fig. 10.1. Localizarea categoriilor de versant ntr-un bazin hidrografic (Young, 1972). Foto 10.1. Expresia fotograficaacestor categorii de versant. Fiecareclasdeversantpoateficategorisitfunciedeordinulreeleihidrografice.Evoluia versaniloresteofunciedirectacondiiilormorfoclimaticeialitologiei,darnclinareaeste principalaproprietatecareseianconsiderarelacaracterizarealor.Celpuin,nagricultur, construcii, amenajri de drumuri o asemenea caracterizare devine indispensabil. Studiulversanilorpresupunecunoatereaformeilor,ceeacenseamnmorfologiai morfometria,aproceselordemodelare,ceeacenseamnidentificareaagenilordemodelareia tipologiei proceselor cu rata lor de aciune; a depozitelor de versant care mpreun cu analiza formelor ne pot oferi elementele de istorie a reliefului, respectiv, reconstituirea unor etape i condiii de evoluie. 10.2. Elemente de form a versanilor Morfologiaversaniloresteanalizatconformadoupunctedevedere:profilulversantuluii forma n plan a versantului. 10.2.1. Profilul versantului. Profilul versantului este linia care unete, pe cel mai scurt traseu, punctul de nlime maxim cu punctuldin bazaversantului,acreinlimeesteminim.Acestapoatefiidentificatprinmsurtori asupra unghiurilor idistanelor. Punctele ntre msurtori se numescstaiile profilului, iar intervalele dintrestaiisenumesclungimimsurate.Profileledeversantsedesfsoaraadarntrecumpnade ape i talveg. 212 Analiza profilului presupune divizarea acestuia ntr-un numr de pri, fiecare posednd anumite proprietialeformei,deexemplu,aproximativacelaiunghidepant.Acesteprisenumesc segmenterectiliniare.Curbeleuorconcavealeprofiluluisenumescsegmenteconvexeisegmente concave.Peaceastbaz,nmodcutotulgeneral,launversantsedistingtreisegmente:convex, rectiliniu i concav. Cei mai muli din versani sunt alctuii din mai mult de trei segmente, formnd un versantcompus(fig.10.2A).Deasemenea,uniiautoriaudefinitversantulstandardsauversantul normal alctuit din patru segmente (fig. 10. 2 B), i anume:creasta sau versantul convex (CV); fruntea sau faa versantului (CF); segmentul rectiniar (S); baza sau piciorul versantului sau versantul concav (CC). Fig. 10.2.Terminologiasegmentelor deversant asociatecu:A.unversantconvex-concav,icu :B.un versant format prin retragerea abruptului (Chorley et al., 1985). Fig. 10.3. Terminologie pentru analiza profilului de versant (Young, 1972). Unitatea de versant = un segment sau un element Segment = o poriune a unui profil de versant pe care unghiul rmne aproximativ constant Element = o poriune a profilului de versant pe care curbura rmne aporximativ constant Element convex = element cu o cretere a unghiului n josul pantei (adic curbur pozitiv) Element concav = element cu o descretere a unghiului n josul pantei (adic curbur negativ) Segment de unghi maxim = un segment care este cu pant mai mare dect unitile din amonte i din avale 213 Segment de unghi minim = un segment care este cu pant mai mic dect unitile din amonte i din avale Segment de creast (intefluviu) = segmentul care este mrginit de pante ce nclin n direcii opuse Segmentul bazal = segmentul mrginit de pante care cresc n direcii opuse Unitate neregulat = o poriune de profil de versant cu schimbri frecvente de pant i curbur 10.2.2. Forma n plan a versanilor Formanplansereferlaconfiguraiasuprafeeideterende-alungulunuiplanorizontal.Un versant poate avea o form convex ca n cazul versanilor-pinten, o form concav pentru versanii de valesauliniari.Curburanplanestedatderazacurburii,Rh;valorilepozitivearatconvexitatea curburii n plan,iar valorilenegativearatconcavitatea curburii. Razacurburii se determinpentru o lungime convenional, L = 25 m, dup formula: Rh = 0,5 L/sin [( -180/2)] = unghiul de nclinare a versantului pe lungimea considerat. Clasificarea formei n plan a versanilor are, aadar, urmtoarele limite: Rh < +50 foarte convex n plan; Rh = +50 - +500 uor convex n plan; Rh = +500 500 liniar n plan; Rh = 500 50 uor concav n plan; Rh < 50 foarte concav n plan. Expresiagraficaclasificriiformeinplanestedatnfig.10.4,undesedistingntotalnou posibiliti de combinarea elementelor de formn plancu cele ale profilului versantului. Formacea maisimpl(I)estecoliniar(LL);grupulIIIdeforme,celemaicomplexe,suntdublucurbate,iar grupul IIde forme sunt liniare ntr-o dimensiune i curbate n alta. Fig.10.4.Clasificareaformeiversanilor: L liniar; V convex; C concav. (Ruhe, 1975). 10.2.3. Cartografierea versanilor Cartografiereaversanilorincludemaimultetipuridehrigeomorfologice:hrimorfologice, hri ale pantelor, hri genetice. Hrilemorfologice.Termenuldehartmorfologicsereferlauntipspecificdehart geomorfologic bazat pe recunoaterea unitilor areale ale versantului. De regul, hrile morfologice se realizeaz la scara 1/10 000. Metoda de cartare se bazeaz pe faptul c versantul poate fi divizat n 214 unitimorfologiceuniforme,delimitatedediscontinuitimorfologice(fig.10.5).Iniial,toate unitile au fost presupuse a fi rectiliniare, corespunznd segmentelor pe un profil de versant, dar apoi au devenit curbate, echivalente areale ale elementelor de versant. Unitile morfologice sunt ilustrate n fig. 10.5, unde sunt artate i simbolurile folosite pentru cartare. Fig.10.5.Simbolurile utilizatencartarea morfologic(Curtisetal., 1965, cit. Young, 1972). Hrile de pant arat unghiul de pant ntr-un anumit punct i sunt obinute prin transformarea hrilorncurbedenivel. Pentrufiecareclasdepantdistana,D,ntrecurbeledeniveldebazpe hart se determin prin formula D = (1000 V ctgu)/S unde D = distana ntre curbele de nivel n mm, V = echidistana n m, S = scara hrii, u = unghiul de pant.Hrileizoclinaleaumeritulsimplicitii,artnddistribuiaunuisingur,darimportant parametru al formelor de relief. Hrilegeneticearatformelederelief conform originii i vrstei lor. Discutareaacestor tipuri dehripresupunesavemnoiunidespretipologiaproceselorgeomorforlogiceceacioneazpe diferite uniti de versant, aspect ce l vom avea n vedere n urmtoarea seciune a cursului. 10.3. Procesele de versant i morfologia indus de acestea Proceselegeomorfologicecareacioneazndomeniulversantuluiurmresccomponenta gravitaionaldatdeenergiapotenial,iarageniifunciedecaresedefinescproceselesuntapa, gheaaiaerul.nconsecin,nevomocupadedoumaricategoriideproceseresponsabilede modelareaversanilor,ianume:deplasrilegravitaionaleiproceseleerozionale(saufluvio-denudaionale). 10.3.1. Deplasrile gravitaionale (micrile n mas) Deplasrilegravitaionalesuntmicrilematerialelorscoareidemeteorizaredelapartea superioaraversantuluispreparteainferioar,subinfluenaforeidegravitaiefrinfluenaapei, 215 aeruluisaugheii.Micareamaterialelorlasuprafaauscatuluijoac,alturidemetorizare,unrol important n apariia formelor i evoluia general a reliefului. Meteorizarea n loc nu creeaz forme de relief. Acolo unde sfrmturile de roc nu sunt deplasate, ele se acumuleaz pn la o grosime critic. Odatdepitaceastvaloarecritic,materialelesuntpusenmicaredepeloculundeaufost meteorizate, lsnd roca in situ neprotejat, crend condiiile apariiei de noi forme de relief. Procesul prin care depozitele de meteorizare sunt ndeprtate din locul lor de formare se numete denudaie.Raportulntrecantitateadematerialedeplasate(denudaie)iacelorformatenlocprin meteorizaresenumetebilanmorfogeneticsaubilandenudaional(cf.Jahn,1954).Direciade aciune a proceselor este sintetizat n fig. 10.6A, iar principalele situaii rezultate din acest raport sunt redate n fig. 10.6B. Fig.10.6.A.Direciadeaciune aproceselordeversantnevaluarea bilanuluidenudaional.B.Bilanul denudaional al versanilor (Jahn, 1954) Micarea depozitelor pe un versant poate fi reprezentat sub forma unei ecuaii de bilan, analog bilanului apei n natur: A= D A> D A< D undeA=acumularea(seincludetotansambluldeprocesecareparticiplaformareadepozitelorde versant:alterare,dezagregare,acumulareprinprocesedesplare,micarenmasetc).Aceast component a fost denumit componenta normal, perpendicular profilului de versant. D = denudaia (seincludetotansambluldeprocesecareparticiplandeprtareadepozitelordeversant)iafost denumit componenta paralel pantei versantului. Aceast formulare a bilanului n termeni foarte simpli, aplicat n cartografierea geomorfologic adepozitelornraportcuproceselecarelegenereaz,nepoatedaimagineaconcludentasupra stadiuluideevoluieaversantuluinraportdeceidoitermeniaibilanului.Deregul,versaniicu profilul n baz concav sunt versani cu bilan pozitiv, respectiv, au o groas cuvertur de depozite, ce potfiuorantrenatesprecursulruluicolector.Dimpotriv,versaniicuprofilnbazconvexsunt versani cu bilan negativ, respectiv, depozitele de versant sunt reduse sau pot chiar lipsi. Micareamaterialelorsefacesubimpulsulgravitaiei.Easerealizeazndoumoduri principale: a) prin intermediul unui agent transportor; b) prin autodeplasare. Micarea prin intermediul unuiagentsenumetetransportiesteefectuat,nmodobinuit,dectreruri,gheari,apamrii, 216 vnt.Autodeplasareasemainumeteideplasareanmas.Mobilulgeneralaldeplasrilorl constituie gravitaia. Aceasta ns nu se poate manifesta, dect foarte rar, pe verticala locului, ci numai indirect pe direcia unghiului local de pant. Inclinarea terenului sau panta joac deci un rol deosebit n micare. Cu ct panta este mai mare, cu att gravitaia se poate manifesta mai puternic i invers, cu ct panta este mai redus, cu att cresc posibilitile ca materialele s nu se pun n micare. Pentru clarificarea problemelor de terminologie, se impune o recapitulare a termenilor folosii n literaturageologicigeomorfologic.Astfel,rocadebazsauinsituesterocaprecuaternar,de regul,neafectatdedeplasrinmas;formaiunileacoperitoare,deobicei,cuternare,sunt reprezentateprineluvii(rezultateprinprocesedemeteorizare,darrmasenloc),deluvii(deplasate gravitaional peversant),aluvii (transportate i depusede ctreruri),proluvii(transportate i depuse de ctre toreni) i coluvii (transportate i depuse de ctre curgerile difuze). 10.3.1.1. Clasificarea deplasrilor n mas O nelegere mai bun a conceptului de deplasare n mas se realizeaz, de regul, dac exist o ordonare a cunoaterii caracteristicilor descriptive n cadrul unor clasificri. Or, pentru aceste procese geomorfologicepreocupriledesistematicsuntfoartevechi.Celedinticlasificris-aufcutpela mijlocul secolului trecut i de atunci numrul lor a crescut continuu, nct dup 1970 se foloseau peste 100declasificri (Florea,1979). O treceren revist comprehensivasupradiferitelor clasificri este datdeBcuanu (1988), din careexemplificm i noi cteva.Trecndpestecelevechi, carenu mai prezintdectuninteresistoric,amintimcncdelasfritulsecoluluitrecut,geologulrusPavlov (1898)afcutoclasificareadeplasrilordetereninndseamadepoziiadesprinderiincadrul versanilor i de felul n care se produc. Aceasta este utilizat i astzi i cuprinde deplasri:detrusive (mpingtoare),careiauorigineanzonadedesprinderedelaparteasuperioaraversanilorise extind treptat ctre sectoarele mai joase; delapsive (glisante), care ncep de la piciorul versantului i se extind ctre partea superioar; mixte. Savarenski(1939),referindu-selaraportuldintrematerialuldeplasat,suprafaadealunecarei structurageologic,stabiletectevatipuri,frecventutilizateiastzinliteraturadespecialitate,i anume:deplasriasecvente,careseproducpeterenurilipsitedestratificaie;deplasriconsecvente, dezvoltatencondiiileunorrocistratificate,deplasareafcndu-sepefadestrat,conformcu nclinareaversantului;deplasriinsecvente,cndsuprafaadedeplasareintersecteazstratele geologice sub un unghi oarecare. naranoastr,printreprimiigeograficares-auocupatcuastfeldeproblemeafostG.Vlsan care,ncursulsudemorfologieterestr(1933)referindu-sela proceseleelementarenmodelarea scoareiterestre caracterizaprbuirile,alunecrile,solifluxiunea,splrile,iroirea,aacumle cunoatem astzi.O prim clasificare original a deplasrilor de teren (pe care le denumete pornituri) de la noi a fostfcutdeV.Mihilescu(1938,1946).Criteriulluiesteconinutuldeap,distingndastfel :a) pornituri seci (uscate sau semiuscate) care nglobeaz rostogolirile, surprile i tasrile ib) pornituri umede care curpind solifluxiunile, curgerile de noroi i alunecrile. Alte clasificri aparingeologului V. Drago (1957) care ia drept criteriu principal mediul n care se produc,lui V. Tufescu (1966), care pune baze pe morfologia creat de aceste procese, lui Posea et al (1970, 1976) care consider viteza de deplasare a materialelor drept criteriu de clasificare a deplasrilor de teren.Cea mai larg acceptat clasificare, citat aproape n toate tratatele de geomorfologie, se bazeaz petipulmicrii(alunecare,curgereiheave(ridicare,afnare),pevitezamicriiipe coninutul de ap (materiale uscate din roc sau materiale pmntoase cu variate proporii de ghea i ap). Clasificarera aparine lui Carson i Kirkby (1972) i este redat ntr-o diagram triangular (fig. 217 10.8),fiecarecolaldiagrameifiinddescrisdeunadinceletreitipurialemicrii.Pentru reprezentarea grafic a tipului micrii se ilustreaz fig. 10.7. Fig.10.7.Profilealevitezelorpentrutipuriidealede deplasarenmas:A.alunecarpur;B.curgerepur;C.heave pur (Carson i Kirkby, 1972). -procesuldeelevaie( heave )asoluluieste procesulderidicarelentidesprindereamaterialuluii constituie faza iniial n orice micare n mas. Aceast faz esteaproapeinsesizabilideaceeaneevideniatn morfologie. Acioneaz perpendicular la suprafaa versantului princontraciaiexpansiuneamaterialului(fig.10.7a);este independent de coninutul de ap; - procesul de alunecare, o categorie de micri n mas de la prbuiri (n care apa nu are un rol determinant), pn la alunecriicurgerinoroioase(ncarecreteconinutulde ap) (fig.10.7b); - procesul de curgere, un tip de micare n mas n care depozitelesecomportcaunfluidvscos(princreterea coninutului de ap)(fig.10.7c). Fig.10.8.Clasificareaproceselor demicarenmas(CarsoniKirkby, 1972). 218 ntabelul10.1tipurileimportantedemicrinmassuntclasificateconformdirecieide micare, tipului de micare i prezena sau absena agenilor mobilizatori (apa, aerul, gheaa). n toate cazurile, gravitaia este factorul principal de micare. Tabel 10.1. Clasificarea deplasrilor n mas (Chorley et al., 1985) Direcia micrii VerticalLateralDiagonal Tipul micrii CdereTasareAlunecareCreepAlunecareCurgere Prezena agentului de transport NuNuMinorMinor Minorspre moderat ModeratMajor Tipulde micaren mas Cderideroci, Surpri,Prbuiri, Rostogoliri Tasarede depozite Alunecride blocuri Creepde sol,Creep deroc, Talus creep Alunecride roci,Alunecri deluvii, Alunecride pmnt Curgeride pmnt, Curgeri deluviale Solifluxiune, curgeri noroioase, avalanede roci Descrierea tipurilor de micri de materialen mas este urmtoarea: Elevaie, afnare, creep (trre). Afnarea (heave) este crucial n procesul de creep, processdefinit drept o micare lent, cu o rat anual de 2 - 5 cm, o deplasare imperceptibil, fr msurtori. Aceastdeplasaresegeneralizeazpetoatsuprafaaversantuluicupantmaimarede3-5grade. Creep-ul este adesea un precursor almicrilor de alunecare.Dup viteza micrii i tipul de material deplasat se disting urmtoarele tipuri de tranziie: -creepdesol(soilcreep),odeplasarelentnjosulpanteiapriisuperioareasoluluipeo grosimede70-80cm.Teraseteledecivacentimetrinlimeicaresedesfoarparalelcu versantulsuntformatedecreep-uldesol.Elesuntadeseafolositedeturmeledeoi-aanumitele crri de oi - ceea ce face ca micarea depozitelor s se accelereze pe versant (fig. 10.10). Fig.10.9.Diferitele tipuridecreep(dup Sharpe,1938):ncovoierea stratelor;pietreglisante; nclinareaarborilor,a stlpilordetelegraf,a zidurilor de sprijin. 219 -rockcreep,micarelentpiatrpepiatr.Caracterizeazmaterialelelipsitedecoezivitaten carearelocorearanjareaparticulelor.Seincludaiciipietreleglisante.Caracteruldemicarea acestorpietreesteevideniatdeungulerdesolvegetalridicatmultpestesuprafaaversantului datorit fenomenului de mpingere. -taluscreep,procesderearanjarea materialelorcealctuiesctaluzuriledegrohoti. Acesteformedereliefsentlnesccelmaiadesean regiunilereciundealternareacontractriiidilatrii consecutive,anghe-dezgheuluidetermin deplasarea pe pant a grohotiului. -ncovoiereadestrateesteuntipspecialde creep,careaparedatoritsolicitriigravitaionale asupracapetelordestrateconformcunclinarea versanilor (foto 10.2). Foto 10.2. ncovoierea capetelor de strate n aceeai direcie cu panta versantului (foto D. Heron, 1999). Fig.10.10.Tipuridedeplasrin masverticalei laterale (Varnes, 1978). Alunecrile.Celemaiimportanteispectaculoaseprocesedemicarenmas,prezenten variate condiii morfogenetice, inclusiv n domeniul submarin sunt alunecrile. Numele se refer att la 220 procesctilaform.Alunecrilesuntdespinderidepeversantdemateriale(rocisaudepozitede versant) care se deplaseaz de-a lungul unei suprafee planare. Masa de alunecare este nedeformat sau sedeformeazuorntimpuldeplasrii.Coborreamaterialuluidinparteasuperioarsprepartea inferioarsefacenlungulunuiplandealunecare.Planuldealunecarepoatefisituatspresuprafaa terenului i aproximativ paralel cu suprafaa versantului ca n cazul alunecrilor de roci, prbuirilor i surprilorsaupoatepenetralaadncimepeosuprafaconcavcancazulalunecrilorrotaionale. Astfel, alunecrile pot fi : -alunecrile de translaie se produc cnd planul de alunecare este paralel cu versantul i aproape desuprafa.Sunt alunecri de mic adncimecurate dedeplasare adeluviilor delamm/secpn la civa m/sec.- alunecrile rotaionale se produc cnd planul de alunecare este concav. Aceste alunecri sunt maiadnci,comparativculungimealor,materialulfragmentatrmneaproximativintact,subforma unor felii sau blocuri. Ratele de micare n cadrul acestor alunecri variaz ntre civa mm/an pn la ordinul metrilor/zi.Alunecrilederocisuntasociatecudiaclazeleifracturilenmasarociiinsitucarereduc coezivitatea n masa de roc i fragmentele se pot deplasa n lungul pantei. Alunecrile de roci sunt de doutipuri:avalanederociialunecridelespezi. Ambelesesupun aceluai mecanism,dardifer prin mulimea de fracturri n roc i unghiul pe suprafaa potenial de alunecare. n cazul alunecrilor delespezicrpturilesedezvoltacoloundemasaderocseexpandeazdincauzadiminurii presiuniidelegareorizontal,permindcrpturilorsnaintezendireciaeliberriipresiunii. Avalanelederociauloccndreeauadecrpturisecontinunjoslasuprafaapotenialde alunecare.Oavalanderocidiferdealunecareadelespezi,deoareceeaimplicntreagamas deasuprasuprafeeidealunecare,ntimpcelaalunecareadelespeziesteimplicatnumaimaterialul care s-a despins de-a lungul unei crpturi. Fig.10.10a.O clasificaresimpla alunecrilordeteren, pebazaplanuluide alunecare(Varnes, 1978). 221 -Cderile,prbuirilederocisausurprilesuntfenomenededeplasarenmasncare micareaestedirijatverticalnaerisecaracterizeazprinvitezfoartemare.Seproducndou situaii: pe o fa de abrupt, mal de ru, falez ca urmare a subminrii bazei acestuia; prin subsiden, ca urmare a eroziunii superficiale sau splrii din masa depozitelor implicate (tasare, sufoziune). -Rostogoliri,procesdetranziientrecderidepietreialunecri,careesteiniialsimilarcu prbuirea, dar micarea continu pe pant pn la punctul de repaus. Ca rezultat al acestui proces sunt trenele i conurile de grohoti, avalanele de pietre i ghearii de pietre. Curgerile. n curgeri, micarea masei deplasate se aseamn cu aceea a unui fluid vscos, n care vitezaestemaimarelasuprafaidescretespreparteabazalamaseicurgtoare.nmultecazuri, curgerilesuntevenimentefinalentr-omicarenceputcaoalunecareidistinciantreceledou procese este nedefinit.Se disting mai multe tipuri de curgeri (fig. 10.11): -avalanadedebris(sfrmturi)generatedeocurgerelung,ngust,umedcareseextinde dincolo de piciorul versantului. -solifluxiuneasenscriecaprocesdetranziiespreprocesuldecurgere,darncondiiile regimului de nghe continuu. Este un proces de micare lent a solului n care alunecarea se combin cucurgereapeunsubstratngheat.Incondiiileclimatuluitemperatsefolosetetermenulde pseudosolifluxiune, deoarece micarea nu se face pe un substrat ngheat ci pe unul mbibat cu ap. n morfologiaversantuluiaparoseriedediscontinuitialenveliuluiierbossubformadebrazde.Ele suntdesfcutenfragmentecuconturneregulatiizolateprinspaiidesolnudculimideordinul decimetrilor. -curgerilededebris(sfrmturi)rezultdintr-oploaieputernicsau topirebruscaunuisol ngheat. Ploaia torenial are efectivitate maxim n producerea acestor tipuri de curgere. - curgerile de pmnt pot fi relativ uscate sau noroioase. Acestea din urm sunt deplasri areale sau cu aspect de toreni noroioi ale unor mase de roci puternic mbibate cu ap (peste limita superioar aplasiticitii).Elese caracterizeazprinplastificareantreguluimaterialcarese deplaseaz cu o vitez mai mare i peunsubstratimpermeabil umezit. Aceste procese iau natere n condiiile unor versani cu panta destuldeaccentuat(1020 grade),constituiingeneraldin roci argiloase, avide de ap. Fig.10.11.Tipuridecurgere (Varnes, 1978). 222 Foto10.3.Prabuirederoci fisurate,CanionulChaco,New Mexico (O. Hungr, 1999). Foto10.4.Cedareflexurala versantuluialctuitdinisturiignaise, Alpii Maritimi, Frana (O. Hungr, 1999). Foto 10.5.Alunecaredetranslaie peunplandefalie,nordulItaliei(O. Hungr, 1999). 223 Foto10.6.Alunecare rotaional n marne cretacice,Foto 10.7. Avalan de roci n Mt. Cayley, Columbia dispuse peste gresii, Liard River, Columbia Britanic (O. Hungr, 1999). Britanic (O. Hungr, 1999). Foto10.8.Alunecarede1,84mil. mcnargileisilturiglacio-lacustre, cauzatdeeroziunealateralnmalul concav al R. Chilliwack, B.C.(O. Hungr, 1999). 224 Foto10.9.Curgerededebris(sfrmturi) declanat de topirea zpezilor (O. Hungr, 1999). Foto10.10. Versanimodelai prin avalane de roci njurulAvalanche LakedinMuniiCoastelor(O. Hungr, 1999). 225 Morfologia deplasrilor n mas cu privire special asupra alunecrilor de teren. Este oportun s ne ntrebm cum poate fi reconstituit modul de transfer al masei dintr-o parte n alta a versantului, n special atunci cnd tranziiile de la un mecanism la altul al deplasrilor sunt foarte subtile i pot conduce la interpretri eronate. Aceasta s-ar putea face dac am avea la ndemn o serie derelaiintremorfologiasuprafeeideterendeplasateiprocesulgenetic.Dinpcate,existpuine asemenearelaiicantitative,nschimbliteraturadespecialitatecunoateunnumrmarededescrieri calitativealeformelorpecarelelepotluamaseledeplasate.Contribuiiimportanteauavutnacest domeniu Bcuanu (1980), Surdeanu (1998). Fig. 10.12. Morfologia unei alunecri rotaionale (sus). Indici morfometrici ai alunecrilor de teren (jos): 1, terminologia unei alunecri de teren; 2, seciune longitudinal; 3, vedere n plan (Ritter, 1986) O ncercare de a pune n relaie tipurile de micare n mas i procesul care le genereaz a fost fcut n Noua Zeeland de ctre Crozier (1973) care a avut n studiu66 de deplasri de teren, grupate ncincicategoriideproceseprimare:curgerefluid(curgerenoroioas,curgeridesfrmturi, avalane de sfrmturi), curgere vscoas (curgere de pmnt, curgere de blocuri), alunecare-curgere 226 (pornituri/curgere),alunecriplanare(alunecridesfrmturi,alunecrideroci)ialunecri rotaionale(pornituridepmntiroci).Fiecaredincele66deplasriafostdescriscantitativcu ajutorul unor indici morfometrici. Acetia sunt listai n tabelul 10.2 i ilustrai n fig. 10.12 i se cuvine sinsistmmaimultasupralor,deoareceneajutsputemidentificanterenicartografiacu acuratee formade relief. Astfel, avnd ca exemplu ilustrat (fig. 10.12) o alunecare de teren cu un contur bine delimitat cazdeseorintlnitnteren-,elementelemorfologicedeidentificaresunt :zonadedesprinderesau obriaalunecrii ;corpulalunecrii(descrisprinsuprafaadealunecareimasadealunecare (deluviul), piciorul i baza alunecrii. Zonadedesprindereestesituatlaparteasuperioaraalunecrii,uneorichiarlapartea superioaraversantuluiisecaracterizeazprinexistenaunuiabrupt,cornisaurpde desprinderedincaresealimenteazcumaterialedeluviuldealunecare.nlimeaiformaacestui abrupt depinde de constituia petrografic, de structur i de factorii activi care genereaz alunecrile. De cele mai multe ori energia corniei corespunde cu grosimea depozitelor acoperitoare n baza crora estecantonatpnzadeapfreatic.Pentrucondiiiledinaranoastr,nlimeaacestorabrupturi variaz de la 1-2 m pn la 15-20 m i n mod excepional 20-25 m. Frecvena cea mai mare o au cele cu energie de 5 10 m. Rpa de desprindere este nsoit de mai multe crpturi situate n spatele su i carepregtescevoluiaacesteia.Uneorisentlnescchiarmaimultecornieetajate.Dup morfodinamica lor aceste forme pot fi : active, n curs de stabilizare i stabilizate sau inactive (fixate prin vegetaie forestier ori prin lucrri tehnice). Corpulalunecriiesteformatdinsuprafaadealunecareimasaalunecat(deluviul).Estedelimitat n partea inferioar de patul, planul sau oglinda de alunecare , acea suprafa nederanjat pe caresedeplaseazcuverturadeluvial.Planuldealunecarepoateaveaformconcav,cunclinare constant, neuniform sau discontinu., determinnd unele particulariti ale procesului de alunecare i ale microreliefului de la suprafaa alunecrii (trepte, valuri, monticuli etc). n general, n partea dinspre corni, rocile din componena corpului alunecrii sunt mai puin sfrmate sau amestecate. De multe ori se pstreaz chiar pachete omogene mari, mai mult sau mai puin deplasate, care se prezint ca nite treptecepotformaadevrateamfiteatredealunecare.Apoi,datoritpresiuniiexercitatedeaceste mase, cuvertura deluvial i pierde structura iniial, se pliaz, capt aspect vlurat sau de monticuli separai de microdepresiuni, ujungnd uneori la o nfiare haotic. Grosimea deluviului de alunecare oscileaz de la 0,5 1 m pn la 30 40 m. Bazaalunecriiesteparteaterminalamaseideluviale.Eapoatescorespundcubaza versantului, poate rmne mai sus dect aceasta i atunci procesul este foarte susceptibil de reactivare, ori poate cobor sub nivelul acumulrilor aluviale sau coluviale din lunci i depresiuni. Piciorulalunecriiesteloculdinparteainferioaraversantuluiundetalpadealunecare intersecteaz suprafaa iniial, nederanjat. El poate corespunde cu baza alunecrii sau poate fi diferit de aceasta atunci cnd masa deluvial a cobort mai jos. nfig.10.12seprezintdeasemeneaimodulcumsuntdeterminateoseriedevariabile morfometrice care au stat la baza obinerii indicilor de clasificare Crozier. Relaia ntre fiecare grup de proceseivalorileindiceluiaufosttestatestatisticpentruaverificaacoloundecorelaiaafost semnificativpentrufolosireamorfometrieicadeterminantgenetic.Crozieragsitcindicelede clasificare(D/L)afostcelmaibunindicatoralgrupriiprocesului,reafirmndopinialuiSkempton (1953)asupraimportaneiacestuiparametru.Cumeradeateptat,valoareaD/Ldescretenmod marcant odat cu creterea coninutului de ap n masa alunecat din cauza faptului c materialul care curgesevadeplasalaodistanmaimarenjosulpanteidectdacelaraluneca.Astfel,pentru alunecrilerotaionale,indiceleD/Leste20,84,pentrualunecriledetranslaiesauplanareindicele D/Leste6,33,iarpentrucurgeriacestascadela1,58.Afoststabilit,deasemenea,orelaieinvers 227 ntre D/L i ali patru indici morfometrici (fluaj, tenuitate, dilataie, fluiditate), fiecare din acestea fiind controlate de coninutul de ap din materialul aflat n micare. Tabel 10.2. Indici morfometrici pentru determinarea unei alunecri de teren (Crozier, 1973). IndiceleDescrierea De clasificareD/L = adncimea maxim a masei deplasate nainte de deplasare/lungimea maxim DilataieWx/Wc=limeapriiconvexeamaseideplasate/limeapriiconcave;arat desfurarea lateral Fluaj(Wx/Wc-1)Lm/Lc100-Lm=lungimeamaseideplasate;Lcestelungimea segmentului concav DislocareLr/Lc-Lr = lungimea suprafeei de desprindere expus n segmentul concav. Valorile mici indic instabilitate TenuitateLm/Lc = arat ct de dispersat sau de coeziv este materialul n timpul deplasrii FluiditateCantitatea de fluaj realizat pe o anumit pant i de un anumit tip de material. Variaz n funcie de coninutul de ap Acest tip de analiz a unei alunecri de teren a fost aplicat pentru alunecarea de la Ptru Vod (Ichim,Rdoane,Rdoane,1996)situatpeversantuldreptalviiLargu(afluentalBistriei). Alunecareas-adeclanatntr-oprimfazn1988(23iunie),cndnuseprevesteauprocese geomorfologice deosebite. Dup o perioad de acumulare a factorilor de instabilitate a masei deluviale, n aprilie 1990 pragul geomorfologic sau factorul de siguran Fs a fost depit, iar n vara anului 1991 alunecarea a atins faza maxim i au fost cuprinse noi suprafee din arealul mpdurit.Pentruaaveaosituaiectmaicompletasuprazoneiafectatdealunecareaprincipals-a efectuatoridicaretopometricis-antocmitunplandesituaienscarmare,carene-apermis cartareamorfologieideansamblu,darideterminareaunorindicimorfometrici(fig.10.13). Caracterizarea morfologic a alunecrii este urmtoarea:suprafaa propiu-zis afectat de proces este de 6,5 ha;diferena de nivel a arealului alunecat este de 160 m (590 m n baza frunii de alunecare i 750 m la marginea superioar a rpei de desprindere), realizndu-se o pant general de 48%;cartarea zoneilimitrofeevideniaznparteasituatmaisusdecorniaprincipal,darilateral,peflancuri, existena unor aliniamente de crpturi cu deschideri de 0,2 - 0,6 m i denivelri cu trepte pn la 1 m, ceea ce sugereaz c alunecarea va fi reactivat i alimentat cu noi depozite;volumul de material pus n micare a fost de 500 000 mc; pe corpul alunecrii se pot vedea o succesiune de trepte de alunecare cupodulputernicnclinat,dariprezenaunormicrodepresiuniumplutecuap,caremeninun permanent pericol pentru reactivarea noilor deluvii. Asupra alunecrii Ptru Vod au fost aplicate msurtorile prezentate ntabelul 10.2, i anume : indiceleD/Lafostde3,97,ceeaceplaseazalunecareancategoriacurgerilorvscoase,cutendin spre alunecare de translaie; este adevrat c n partea superioar a zonei concave exist imaginea unei alunecri de tip rotaional, dar urmare a coninutului mare de argil i a excesului de umiditate, aceasta s-a transformat n alunecare de tip curgtor;indicele de dilataie plaseaz, de asemenea, alunecarea n categoria tipului de curgere;indicele de fluaj exprim att efectul coninutului de ap, dar i valoarea panteipecares-aprodusalunecarea;nacestcaz,valoareadepeste1,0indicunconinutdeap ridicatnfazainiialadeclanriidupcareimicareas-adiminuat;nacelaitimparatc profunzimeamaterialuluialunecatestemaimicdectgrosimeainiialpecareaavut-omasa alunecat n faza cnd era n perimetrul zonei de desprindere; indicele de deplasare reflect deopotriv mrimeazoneidedesprindere,dariunghiuldedeplasare;ncazuldefarezultccca66%din materialul din zonadedesprindereafost evacuat; prin urmareatenia trebuiendreptatspremasivul de pmnt ce poate fi pus n micare mai sus de cornia actual, dar i asupra masei de pmnt din zona concav;-indiceledetenuitatearevaloareade1,49,ceeacearatcmasadeluvialnmicares-a 228 mprtiatii-aredusgrosimea;nacestcazmicrilecearputeaavealocpentregulfrontal alunecrii,necesitunmpomentdeprecipitaiimaimaredectcelcareaamplificatprocesul(din 1991). Fig.10.13.Cartografierea geomorfologicaalunecriiPtru Vod, Neam (Ichimet al.,1996). n fotografie,acelaitipdealunecare de-alungulautostrzii101, California,produsn1995,cnd multecaseaufostdistruseimuli locuitorievacuai,fotoSchuster, 2000). 229 La data efecturii studiului am prognozat c aceast alunecare- curgere nu este stabilizat i ea sevaextindeinaniiurmtori,nctgospodriileaflatenfaafrontuluialunecriinecesit dezafectarea.Aceastsusineres-aconfirmatnlunileiunie-iulie1992,cndmasadeluvials-a micatcunccivametri(vitezadedeplasarenregistratnzonafrontalafostdeordinul decimetreilor/zi) astfel c un numr de 5 gospodrii au fost distruse). 10.3.1.2. Cauzele micrilor n mas Variatele tipuri de deplasri n mas au ca punct comun faptul c toate ncep n momentul cnd foradedeplasare(forfecare)tindesfiemaimaredectforaderezisten.Stabilitateareprezint aadarbilanulntreforelededeplasare(foradeforfecare)iforelederezistenipoatefi reprezentat ca un raport de stabilitate sau factor de sigura, Fs: Fs = Forta de rezistentaForta de forfecare Tabel 10.3. FactoriI care influeneaz cedarea i rezistena materialelor pe versani (Ritter, 1986). Factori care determin o cretere a forei de forfecare Subminarea bazei versantului - eroziune (ruri, ghea, valuri) - activiti umane (minerit, cariere, drumuri etc) Suprancrcarea versantului - natural (precipitaii, taluzuri de materiale etc - antropic (halde, construcii, plantaii etc) Cutremure Lucrri agricole Factori care determindescreterea forei de forfecare Meteorizarea i alte reacii fizico-chimice - dezagregarea (reducerea coeziunii) - hidratarea(reducerea coeziunii) - schimbarea bazei - soluia - uscarea Apa din pori - for ascensional - tensiune capilar Modificri structurale (fracturare) CndFsarevaloaremaimaredect1,semnificunversantstabil,iardacraportulseapropiede unitate,aparcondiiilecriticeirupereaversantuluiesteiminent.Factoriicarepotconducela creterea forei de forfecare, deci la destabilizarea versanilor, sunt sintetizai n tabelul 10.3, natura lor fiindextremdevariat ;delaprocesenaturaleprecumprecipitaiiabundente,cutremurelacelede origine antropic, unde paleta lor este foarte variat (minerit, construcii, lucrri agricole etc). Stabilitatea unui material pe versant deasupra unui plan ipotetic de cedare poate fi estimat dac componentelecelordouforesuntcunoscute.Slumexempluluneialunecridetranslaieunde actiunea forelor arat aproximativ ca n fig. 10.14. Inmodclar,oricefactorcarecoboarraportuldestabilitate(tabel10.3)poatedeclana deplasarea n mas i aceast tendin poate fi atins prin creterea forei de forfecare, coborrea forei de rezisten sau ambele. Teoretic, cedarea versantului are loc la F = 1; aceast valoare este un excelent 230 exempludepraggeomorfologic.Dincauzatehnicilorimprecisedemsurare,cedrileauloccnd valoarea lui F este uor pozitiv. Odat ce ruperea are loc, tipul de micare depinde de ct de precis i cum interacioneaz forele unacualta.Foradegravitaieacioneazvertical,foranormalesteperpendicularlaplanulde alunecareiparialopusefectuluipresiuniiapeinpori;foradeforfecareacioneazde-alungul planuluidealunecareiiseopuneforaderezisten(frecarea).Aceastcombinareaforeloreste sugestivprezentatnfig.10.14.Prezentareaunuiexemplusimpluprivindstabilitateaunuiblocde pmnt pe o suprafa nclinat ajut la nelegerea modului cum poate avea loc cedarea, ruperea unui mal, versant sau abrupt. Fig.10.14.Forelece acioneaz ntr-un punct pe un plan de alunecare. Dac un bloc de pmnt repauzeaz pe suprafaa versantului, fora de rezisten ce l ine n loc este dat de W (masa fora gravitaional) nmulit cu cosinusul unghiului de pant. Fora de forfecare esteWsin|.Pentruanalizastabilitiiversantuluibloculdepmntesteconsideratcapartea depozitelordeversantivaloareaWesteindirectdeterminat.Metodaceamaiuoarestedeaface msurtoriasupragrosimiiverticaleablocului,posibileprincrpturilerelativverticalendeluviu. Blocul are forma unui paralelogram ABCD (fig. 10.15). Pentru calcul se convertete n paralelogramul AEFD.Foradeforfecareefectivntr-unanumitpunctnsol,tf,sedetermincuajutorulecuaiei Coulomb, astfel: tf = c' +(on- u) tg '. undec'=coeziuneaefectiv;on =foranormalimpusdegreutateapmntuluii apeidedeasupra punctului n sol; u = presiunea apei n pori; ' = unghiul de frecare intern. Astfel, din cauz cttfF = =forfecare de fortelorsumarezistenta de fortelorsuma atunci | || |cos sin) cos (' 2 'yztg u yz cF +=In cele mai multe analize, nlimea vertical a nivelului hidrostatic deasupra planului de alunecare este exprimatcaofraciuneagrosimiisoluluideasupraplanuluim.Astfel,m=1.0dacnivelul 231 hidrostatic este la suprafa i m = 0 dac nivelul hidrostatic este la sau sub planul de alunecare. Astfel, presiunea porilor poate fi notat astfel: u = ywmz cos2|. i | || | cos sincos ) (''2 'yztg z m y cFw +=Urmtorul exemplu ipotetic va arta cum se determin momentul cnd versantul este stabil sau aproape de cedare. Fig.10.15.Foreleceacioneazpeun versantluatenanalizauneialunecride translaie.1,unblocdepmntpeversant;2, bloculesteparteaunuiprofildedepozitede versant;3,foreleceacioneazpeunplande alunecare;4,forelesuntanalizatencontextul determinriifactoruluidestabilitate(Selby, 1993). Dac testele de laborator ne spun c: ' = 12o; c'= 11,9 kN/m2; = 17 kN/m3; | = 15o; z = 6 metri; m = 0,8; w = 9.81 kN/m3 232 atunci 9 , 096 , 0 25 , 0 6 172 , 0 92 , 0 6 ) 81 , 9 8 . 0 17 ( 9 , 11= += F . In cazul nostru ipotetic versantul este predispus la o rupere a depozitelor, la o cedare a stabilitii acestorapepant.Dacnivelulhidrostaticarputeaficobortprindrenaresubplanuldealunecare (cnd m = 0), atunci F = 1,3 i versantul va deveni stabil pe timp lung. Cu alte cuvinte, apa reprezint unul dintre elementele cu un pronunat rol dinamizator care duce larupereaechilibruluinaturalifrdecarenusepoateconcepedeclanareaalunecrilor.Eapoate aveadiferitesurse,dardecelemaimulteoriestelegatdeprecipitaiileatmosferice.Aaseexplic producerea a numeroase alunecri n timpul primverii (cnd apele provenite din ploi se cumuleaz cu celeprovenitedin topirea zpezilor), precum i corespondenadintreciclicitatea perioadelor cuexces de umiditate i cea a perioadelor cu mari alunecri de teren (Surdeanu, 1998). 10.3.2. Procesele erozionale (fluvio-denudaionale) Pelngproceselegravitaionale,sistemulgeomorfologicalversanilorestesupusaciunii apelormeteorice.Apa,consideratcacelmaiimportant,maiactivimairspnditdintreagenii exogeni i ncepe activitatea sculptural asupra scoarei chiar din momentul n care cade din atmosfer sub form de picturi. Ajuns pe sol ea alimenteaz scurgerea care se face sub diferite forme i o dat cuacesteaseamplificirolulsumorfogenetic.Astfel,proceselegeomorfologicedelanivelul versanilorcareaucaagentapasunt:pluviodenudarea, eroziuneansuprafa,eroziuneadesubsuprafa (sufoziunea)ieroziunealiniar.Pentrunelegerea acestor procese i modul cum acioneaz este necesar scunoatemmicareaapeindomeniulversanilor. Precipitaiilececadpeun versant fiesescurgnlungul versantului,fiesestocheaznmicidepresiunisause infiltreaz. Foto 10.11. Cratere formate prin impactul picturilor de ploaie. Foto10.12.Eroziunedesuprafa iliniarpeunversantiacumularea materialelorncondedejecie(fotoO. Hungr, 1999). 233 Exceptndversaniidinrociimpermeabile,proporiadinprecipitaiicareseinfiltreazla suprafaaversantuluivapercolapnvaatingenivelulapelorfreaticesausedeplaseazlateralprin versant mai mult saumai puin paralel cu suprafaa acestuia (fig. 10.16). Aceastmicare lateral are locdincauzacompactrii,umpleriigolurilorcuparticulefinesplatedinparteasuperioarsaudin precipitarea oxizilor de fier, silicei sau carbonatului de calciu. Fig. 10.16. Traseele scurgerii de subsuprafa n domeniul versantului (Atkinson, 1978). Apacarestrbatelateralinteriorulunuiversantsenumetescurgereintern(throughflowsau interflow)iarerolimportantntransportulsoluiilor.Precipitaiilecaredeterminscurgereape suprafaaversantuluisunt nfunciedeintensitatea i duratalor,precumideproprietilesuprafeei versantului. Cea din urm determin capacitatea de infiltraie, adic rata n care aceasta poate absorbi apa. Dac intensitatea precipitaiilor depete capacitatea de infiltraie a suprafeei versantului, o parte din precipitaii va curge la suprafa ca scurgere de suprafa (overland flow) (n accepia lui Horton). Eroziuneaestenfunciedeputereadeerodareapicturilordeploaie,aapeicurgtoare (erozivitate) i de erodabilitatea solului, astfel: Eroziunea = f (Erozivitatea, Erodabilitatea) 234 Erozivitatea este abilitatea potenial a unui proces de a cauza eroziune sau fora cu care ploaia imprim o anumit intensitate procesului de eroziune. Erodabilitatea este nsuirea solului de a fi mai uor sau mai greu supus eroziunii. Aceasta poate depinde de caracteristicile fizice i chimice ale solului idetipuriledeutilizareaterenuriloridemsuriledembuntirifunciare.Toiacetifactori acioneaz mpreun i sunt exprimai n Ecuaia Universal a Eroziunii Solului. Ecuaia (USLE) este folosit pe scar larg n studiile de eroziune a solului pentru terenurile cu culturi agricole.USLE are urmtoarea formul: A = RKLSCP unde:A=stratuldesolndeprtat;R=factoruldeerozivitateaprecipitaiilor;K=factorulde erodabilitate a solului; L = factorul lungimii versantului; S = factorul pantei versantului; C = factorul de utilizareagricola terenurilor;P=factorulpracticilor dembuntiri funciare. Ecuaiaa fost creat pentruaprognozapierderilemediianualedesol depeunterencultivat nanumitecondiii,pentru a determina ce culturi agricole s se aplice pe anumite terenuri astfel ca pierderile de sol s fie minime, pentru a determina modul cum s fie aplicate msurile conservaioniste. Rateledeeroziunealeterenuriloraufostaccelerateprinnevoiadeacultivasolurile.Din estimrileInstitutuluiWorldwatch,seapreciazcn cca150aniseepuizeazrezerveledesolfertilcuoratanualdeepuizarede23%.Conservareaiterasareacugrijaterenurilornpantpoate limitaeroziunea.Evaluareacantitativarateideeroziunesefaceprincercetriexperimentalepe parcele special amenajate, iar pierderile de sol se msorar n tone/ha/an sau tone/km2/an. Japonia este aracarearecelemaimulteterenurinpant,darareoratadeeroziuneredus.Deexemplu,pe versaniicupantesub10o,rataeroziuniiestede1ton/ha/an.Peversaniimainclinai,peste10o, eroziunea pe terenuri nude (lipsite de vegetaie) poate fi de 20 40 t/ha/an, iar pe terenuri cu vegetaie ajunge la sub 20 t/ha/an. Cele mai mari rate de eroziune din lume s-au nregistrat n Platoul de Loess al Chinei, unde pierderile de sol pot atinge 500 t/ha/an. Fig.10.17.Zonareaeroziunii totalepeterenurileagricolet/ha/an (Mooc, 1983). PeteritoriulRomniei,datoritcondiiilorderelief,soliprecipitaii,eroziuneasolului genereaz pe teritoriile n pant importante pagube, att agriculturii, ct ialtor ramuri ale economiei. StudiiledespecialitatentocmitenultimeledeceniideMirceaMooci colaboratoriisi(fig.10.17), audemonstratccca50%dinsuprafaatotalaterenuriloragricoleesteafectatdeeroziunen suprafa iadncimesau alunecri n diverse stadii de evoluie. Astfel, din suprafaa total de cca 7,4 235 mil.haterenuri agricoleafectatedeacesteprocese,46% sunt reprezentatedeeroziuneslab, 42% de eroziunemoderatiputernici12%eroziunefoarteputerniciexcesiv.Dinexaminarea distribuieiproceselordeeroziunendiferitezonefizico-geograficealerii,reiesefaptulcpe ansamblucelemaimarisuprafeeafectatedeeroziunendiversestadiisuntsituatentreMotrui Trotu.Deine12%dinsuprafaifurnizeazpeste40%dinaluviuniledinruri.ApoinPodiul Transilvaniei(29-30%),urmatdezonasubcarpaticmeridional(27,2%)iPodiulMoldovei (21,4%).Inceeacepriveteeroziuneafoarteputerniciexcesiv,nraportdecondiiilefizico-geografice,variaiaestemare.Astfel,ceamaimarepondereoreprezintzoneledinPodiul Transilvaniei(45,4%),PodiulMoldovei(45,3%)izonadealurilordinSubcarpaiiMeridionali (50,2%). nurmtoareleseciunialecursuluivomdefinidistinctproceseleerozionalendomeniul versantului i anume: pluviodenudarea, eroziunea n suprafa, eroziunea de subsuprafa (sufoziunea) i eroziunea liniar. 10.3.2.1 Pluviodenudaia Modelarea suprafeei terenului prin aciunea ploii st sub incidena mrimii picturilor i vitezei decdereaacestoracare,reunite,compunagresivitateaploilor.Pluviodenudaia(eroziuneaprin picturideploaie,eroziuneprinmprocare)includedoutipuridemicri:aciuneadeizbire mprocare(splash)isplare(wash).Pluviodenudareaestedeterminatderezistenasoluluiide cantitatea,intensitateaidurataploilor.Oploaieorictdemarearfinupoatecauzaoeroziune puternic dac intensitatea ei este mic. n climatele temperate intensitatea ploilor rareori depete 75 mm/orinumainanotimpulcald.nmulteritropicaleintensitide150mm/oraulocnmod regulat.Ceamaimareintensitates-anregistratnAfrica,cndauczut340mm/or.Dimensiunea picturilor de ploaie rareori depete 5 mm n diametru i aceasta la ploi cu intensitate foarte mare. De exemplu,laploicuintensitatede10,16cm/or,picturileaunmedie3mmndiametru;laploide 1,27 cm/or picturile au n medie 2 mm, iar la ploi de 0,12 cm/ or picturile sunt n jur de 1 mm n diametru.Vitezeleterminalealepicturilordeploaiecresccucretereadiametruluiacestora. Experimenteleauartatcopicturcudiametrulde5mmareovitezterminalde9m/s(tabel 10.4). Tabel 10.4. Energia cinetic a picturilor de ploaie funcie de dimensiunea lor (cit. din Selby, 1993). Tipul ploiiDiametru(mm)Intensitatea ploii (mm/h)Viteza(m/s) Energia cinetic(J/m2 per mm de ploaie) Cea0,010,050,00,52 Cea spre burni0,100,130,24,14 Burnia0,960,254,16,61 Ploaie mrunt1,241,024,811,95 Ploaie moderat1,603,815,716,94 Ploaie puternic2,0515,246,722,17 Ploaie foarte puternic 2,4040,647,325,92 Ploaie torenial 12,85101,607,929,42 Ploaie torenial 24,00101,608,929,42 Ploaie torenial 36,00101,609,329,42

Energiacinetic(E)auneipicturideploaieavndmasamivitezavpoateficalculatcu formula: E =1/2 m v2

236 In tabelul 10.4 sunt redate valorile energiei cinetice calculate pentru mai multe greuti ale picturilor deploaie.Eroziunea,adicdeterminareavaloriiorientativeacantitiidematerialdesprinsdin suprafaa solului (e), se poate obine din relaia: e = 0.1 Ec 0,515 n care Ec este energia cinetic produs timp de 5 minute de o ploaie cu inetnsitatea de 25 mm/h. Cnd solul este acoperit cu vegetaie n proporie de cel puin 50%, transportul prin mprocare estepracticneglijabil.Iatdeceefectulcelmaimarealpluviodenudaieiestepropriuregiunilor semiaride, aride i chiar temperat-continentale, unde, dei ploile sunt rare, caracterul fiind torenial, iar solul dezgolit, acesta este pregtit pentru denudare. De asemenea, regiunile defriate, arate, pajitile din regiunile umede sunt puternic erodate n timpul averselor de ploaie. Pe aceeai suprafa, dou ploi pot avea consecine deosebite, deci ele se pot diferenia sub aspectul agresivitii erozionale. 10.3.2.2. Eroziunean suprafa (areolar, pelicular, laminar). Acest tip de eroziune este ndeplinit de scurgerea neconcentrat, exercitat pelicular pe ntreaga suprafa a versantului. n urma cderii unor cantiti suficiente de ploi, capacitatea de infiltrare n sol scadei astfel apa seacumuleazprin alturarea curenilor bidimensionali i uvoaielor careseprind ntr-o singur pelicul. Micarea acesteia n josul pantei duce la desprinderea particulelor din sol i la transportul lor spre baza versantului. Deoarecegrosimeastratuluipelicularestezerolacreast(fig.10.18)icretenjosul versantului, se contureaz n virtutea acestui unic control, existena unei benzi fr eroziune. Ea ncepe nvecintateacresteiisecontinupnundeadncimeastratuluidescurgereipantanregistreaz valorisuficientepentrua nvingerezistenasubstratului la foraexercitat.Limea sau distanadela creasta acestei benzi estedatde locul unde valoarea rezistenei sau forei de forfecare este egal cu cea a forei de eroziune. Fig.10.18.Profildeversantartndvariaia grosimiiscurgeriipelicularesaudesuprafaicu distanta critic de eroziune (Horton, 1945). Pornind de la constatarea c n lungul cumpenei apelor cantitatea scurgerii este cea mai redus i ceacretenjosulpantei,mrindu-seodatcueaiputereadeeroziune,s-acreatnoiuneade 237 distancriticaeroziunii,careareomarevaloarepractic.Materialuldesprinsdinversanteste transportat att prin trre, ct i prin suspensii n curentul apei. Cnd apa nltur solul proaspt arat pe limi de 1-3 m se folosete termenul de eroziune de hardpan. Materialul ndeprtat dintr-un loc este depusnporiunilencareaulocreduceridepant-micidepresiuniicontrapante,orichiarbaza versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin acest proces se numetecoluviu, iar forma de relief rezultat se numete glacis coluvial. Aciunea mecanic de izbire, dislocare i mprtiere a particulelor de sol de ctre picturile de ploaieesteindisolubillegatdedeplasareaacestorapepant,adicdeprocesuldesplare(ablaie, scurgereieroziunepluvial,eroziunedesuprafa,difuz).Consecinelesalepotfiobservateprin apariia unor pete de culoare deschis (glbui albicioas) rspndite pe fondul general, mai nchis, al solului. Dimensiunile i intensitatea acestora depind de agresivitatea ploilor. De multe ori, orizonturile superioarealesoluluiorichiarntreagacuverturacoperitoareestenlturat,scondu-se lazi rocile de baz. 10.3.2.3. Eroziunea de subsuprafa (sufoziunea) Circulaia de subsuprafa a apei are loc, n principal, sub dou forme: a) difuz, ca o pnz de ap ce se infiltreaz printr-un mediu poros; b) liniar, ca o curgere liniar de-a lungul unor crpturi, pori sau direcii de stratificaie, gropi de animale, rdcini de plante etc. Curgerea liniar poate fi definit ca piping, tunelar sau sufozional. Condiiilenecesarepentrucacirculaiadesubsuprafasaiblocsunt:ratemarideinfiltraie; gradient hidraulic; prezena unui abrupt; sol supus crpturilor; precipitaii cu intensitate mare; un strat relativimpermeabilsubprofiluldesol;unstraterodabilsubstratulimpermeabil;restrngerea covoruluidevegetaie;proporiifavorabiledecationinsolinfluiduldinpori;procentmarede argile gonflabile. Fig.10.19.Condiiicefavorizeazproceseledesufoziunesautunelare:I,crpturiiorizontdesol permeabil sub orizont impermeabil; II, prezena unui orizont de argil dispersibil;III, pragul de obrie a ravenelor (Selby, 1993). O diferen de permeabilitate importantntre orizonturile de sol este necesar pentru realizarea unui gradient hidraulic i iniierea scurgerii de subsuprafa. Solurile cu un orizont superior mai grosier iunorizont inferiormaifin(argilos)suntcunoscutesubnumeledesoluriduplex (Faber,Imeson, 1982).Diferenatexturalestenregistrat,deobicei,ntreorizonturileAiB.Odiferenierentre 238 orizontul C i suprafaa rocii in situ va avea acelai efect, ntruct roca parental este, adesea, mai puin permeabil dect solul acoperitor.Solurileduplexsuntextremdevulnerabilelaeroziuneaprinraveneiniiatdepipingsau tunelare. Adncimea la care se formeaz piping-ul sau tunelarea depinde n mare parte de proprietile orizontuluiinferior (B).Apace percoleazprin orizontulAcauzeazeluvierea particulelordeargil. CndapaatingeorizontulB,poriimaimicivorficolmatai.Deasemenea,apapoateactivasodiul prezentnsolipoatecauzadispersiaargilei.Ratadedispersiedepindederelaiadintreconinutul ionicalsoluluiiapadepercolare.Insolurilecuconinutmaredeargil,dispersiaestensoitde schimb cationic pe suprafaa miceliilor de argil.Formarea piping - ului poate avea loc pe un spectru larg de pante, de la valori sub 1 la valori de peste 30, aceasta datorndu-se faptului c factorul de control important alpiping-ului este gradientul hidraulicinuceltopografic.Odatformat,untuneldesufoziuneseextindespreamonteexistnd posibilitatea lrgirii pereilor n anumite puncte i a prbuirii tavanului. Se formeaz, astfel, plnii de sufoziune. Prinfenomenuldepipingsepotformaraveneprinunireaplniilordesufoziunenlungul liniilor de drenaj subteran (Tufescu, 1966, denumete aceast form de relief rp sufozional) sau prin interceptarea liniei de versant de ctre gura unui tunel, n punctul respectiv existnd posibilitatea apariiei unui prag de obrie a ravenei (fig.10.19). 10.3.2.4. Eroziunea prin cureni concentrai (liniar) Trecerea de la eroziunea areolar la cea de adncime (liniar) se face destul de uor; unele din iroirilemici,distribuiteoarecumuniformpe suprafaaversantului,potprogresa, conturndu-seurmtoareleformedeeroziune nadncime:rigole,fgae,ogae,ravene. Aceast categorie de forme sunt cunoscute sub numele de formaiuni toreniale sau organisme toreniale cum le-a denumit Vlsan (1933). Foto.10.13.Crrideviteirigolepe versantulviiVinderelu,MuniiMaramureului (foto N. Rdoane). Foto.10. 14. Iniierea de rigoleiogaepe drumuri npant (foto N. Rdoane). 239 Primeleicelemaisimpleformedeeroziuneliniarsuntrigoleleifgaele-nitenulee paralele, de cele mai multe ori n form de V, puin sinuoase sau ramificate, cu lrgimi i adncimi de ordinulzecilordecentimetri,culungimicepotatingezecidemetri,adeseacumultediscontinuiti. Orientarea lor este pe linia de scugere a firicelelor de ap, densitatea variabil, iar profilul longitudinal de talveg paralel cu suprafaa topografic. Foto.10. 15.Versantfragmentatprineroziunenrigole i fgae, formate n depozite friabile (Zachar, 1982). Datoritacestorcaracteristici,fgaelesunt considerate forme de tranziie ntre eroziunea n suprafa i cea liniar. Dup adncimea pe care o au se deosebesc fgae mici (10 - 30 cm) asociate mai frecvente eroziunii areolare i fgae mari (30 - 50 cm) cu evidente trsturi proprii scurgerii concentrate i eroziunii n adncime. Ogaelesuntformecuaspectdeanuricreatede scurgeriviguroase,dardescurtduratpeversani.Ele suntparalelecupanta,aulungimivariabile,nraporti cudimensiunileversanilorsaucuanumiteatenuride pant i au adncimi de pn la 2 m. Prin urmare nu mai potfinivelatentimpullucrriloragricoleobinuite,ci doar cu ajutorul buldozerului sau grederului. Ravenele(rpiletoreniale)reprezintformemai dezvoltate produse de eroziunea liniar, care n mod convenional depesc 2 m adncime, ajungnd la cteva zeci de metri. Scurgerea n suprafa i liniar este cauza principal pentru procese de eroziune a ravenelor,ianume:iniierearaveneiiadncireaeiprineroziuneliniar;subminareamalurilor ravenei de ctre scurgerea de pe fundul ravenei; avansarea vrfului ravenei datorit eroziunii regresive a saltului hidraulic n zona pragului de obrie. Iniierea ravenelor se face prin faza de rigole (rill-uri) care apar odat ce scurgerea de suprafa trece de la faza areolar la cea concentrat. Experimentele au artat c vitezele critice de iniierea rigolelor sunt de 3 3,5 cm/s, pe o pant de 2 - 3. Fig.10.20.Schide definire a unei ravene. 240 n schia de definire sunt specificate elementele componente ale unei ravene (fig. 10.120), astfel: - vrful sau obria ravenei care, de cele mai multe ori se prezint sub forma unui abrupt numitrp de obrie (headcut), cu adncimi ce pot depi 20 m n terenuri de loess. Vrfuleste considerat zona criticaravenei,prezentndratmaximdedezvoltaredatoritaccesuluiapeidepesuprafaade recepie n raven prin acest punct. La o raven, de regul, se disting mai multe vrfuri, vrful principal fiind considerat cel care primete cel mai mare debit; - muchia ravenei este linia care descrie conturul ravenei i face contactul ntre suprafaa terenului n care este adncit ravena i taluz (malul ravenei); - malulraveneireprezintsuprafaadeterencupantaccentuaticarefaceracordulntremuchia ravenei i talvegul sau fundul ravenei; - fundul (talvegul ) ravenei se prezint ca o fie foarte ngust caredevinedincencemailatspreguraraveneiiaceastanfunciedestadiuldedezvoltarea ravenei. Fig.10.21.Tipologiaravenelordup configuraia n plan (Schumm et al., 1984). Printalvegulraveneitreceiaxulacesteia,respectiv,liniadeceamaimareenergie;-conul aluvial reprezint o zon de depuneri situat, de regul, la ieirea din raven; n majoritatea cazurilor, nceputul acestei zone coincide cu gura ravenei i cota terenului n acest punct. Raveneleseclasificdupformanplanidupceaaprofiluluilongitudinal.Astfel,ravenele sunt liniare, sub form de bulb, dendritice, paralele, compuse aa cum sunt exemplificate n fig. 10.21. Dup forma profilului longitudinal, ravenele sunt: continue, cndi ncep cursul prin numeroase rill - uriiogaecareseramificnzonadeobrie.Electigrapidnadncimendireciaavaleii meninaproximativaceeaiadncimepetoatlungimearavenei.Ravenelecontinueaproape ntotdeaunaformeazsisteme(reelederavene).Eleaparndiferiteregiuniclimatice,darsunt predominantenregiunilearideisemiaride;discontinue,cndincepcursulprintr-unpragde obrienoricepunctalprofiluluideversant,iaradncimealordescretedelavrflaguraravenei. Ravenadiscontinusetransformnravencontinuprinmigrareapraguluideobrie,sprepartea superioaraversantuluii prinadncireanparteainferioar.Eapoateatingeravenaprincipalis devincontinu.Maimulteravenediscontinuedepeunversantpot fuzionapentruaformaoraven continu,dacrocainsitunulimiteazacestproces.nfotografiiledemaisusesteexemplificato 241 ravencuoratdeevoluieridicat,lacaresepotidentificacuuurinprilecomponentei ncadrarea ei tipologic. Foto10.16.RavenaVrzarisituatnDealurile Dernei(bazinul hidrografic Bistra-Barcu). Vedere n zona deobrie(sus)inzonademaximadncime(jos). Lungimea=396m,adncimemaxim=4,4m(foto Hercu Bdili, 2001). Problemaceamaiserioasnlegturcuraveneleesteceleafecteazterenurileagricoleale acelor regiuni n care se practic o agricultur subzistenial. Pentru multe ri din aceste zone (India, Pakistan, unele zone din China, ri din Asia Central i Africa) ameliorarea terenurilor ravenate este o problem de prioritate naional. Unul dintre cele mai severe fenomene de ravenare se nregistreaz n India. S-a apreciat c ravenele afecteaz 1% din suprafaa acestei ri i se depun eforturi considerabile pentru controlul eroziunii i ameliorarea terenurilor. O alt zon critic este platoul de loess din China cuosuprafade430000km,afectatdeeroziuneanravenepeosuprafaade237000km,fiind zona cu cele mai serioase probleme de eroziune din lume.Torenii.Suntconsideraicelemaidezvoltateformecreatedectrescurgerilealimentatede ploilerepeziitopireazpezilor.Inhidrologie,noiuneadetorentesteatribuitunorscurgeri temporare, nvalnice de ap, iar n geomorfologie se definete forma de relief creat de aceste scurgeri. Uniiautori,nspecial,ceicarelucreazndomeniulsilvicconsiderctorentulareunbazin hidrograficbinedelimitat,sub100km,opantfoarteabruptaprofiluluilongitudinalitransport maricantiti dematerial trt, uneori denivel catastrofal, pe careledepunentr-un con; poateavea curs temporar sau permanent i, de regul, se formeaz pe pantele abrupte ale munilor. Ali autori, n specialceicarelucreazndomeniulmbuntirilorfunciare,considercesteodiferenierenet ntre ravene i toreni. Astfel, se arat c cea mai important diferen ntre ravene i toreni este dat de natura substratului disecat: ravenele sunt un rezultat al secionrii depozitelor necoezive, iar torenii suntunrezultatalsecionriirociidure.Geomorfologiiapreciazc,subraportgenetic,torenii constituie forma cea mai avansata organismelor toreniale. Aceste forme de relief asigur ntr-o mare 242 msurtranziiactrevilefluvialeimorfologiabazinelorhidrografice.Acestfaptafostexprimat deosebitdesugestivdeVlsan(1933)carespuneac:organismultorenialprecedepecelfluvial: torentul este un mugure de vale. Proceseledeeroziune,transportidepunere,deisuntnepermanenteicufluctuaiimari, corespund totui, n oarecare msur, celor desfurate de arterele hidrografice permanente. Mai mult, aici se contureaz clar cele trei pri principale de funcii deosebite n aciunea de modelare a reliefului: bazinulderecepie,canaluldescurgereiconuldedejecie,cuechivalenteamplificaten morfohidrografia fluvial (foto 10.17). Bazinulderecepiereprezintparteasuperioardepecaresealimenteazcuapunorganism torenial. El ncepe s se schieze nc de la ravenele ramificate, unde acioneaz energic eroziunea de obrie.ncazultorenilornsaceastsuprafadecolectareaapelorareaspectulunei microdepresiuni(semicircular,circularsaucuconturneregulat).ncuprinsulsusentlnesc numeroase rigole, ogae, ravene, care converg spre partea din avale. Cnd ogaele i ravenele se gsesc la distane mici unele de altele, atunci terenul respectiv poat denumirea de badlands (pmnturi rele). TermenulcucirculaielargnliteraturadespecialitateprovinedinDakotadeSud(SUA)unde condiiile climatice i litologice favorizeaz instalarea unor astfel de forme de relief pe mari suprafee. Eroziuneaconformiregresiv,precumitransportulsuntprincipaleleprocesecaredetermin cretereaiadncireabazinuluirespectiv,apariiaunorcorniesemicircularecuovdittendinde retragerectreprilenaltealeinterfluviuluiiaccentuareafragmentriiorizontaleiverticaleale reliefului. Foto.10.17.TorentnzonaGisborne, NouaZeeland,aprutdupincendierea pduriiiutilizareapentrupunata terenurilor (Zachar, 1982). 243 Canaluldescurgereesteparteamijlocieatorentului,situatntrebazinulderecepieibaza versantului.nacestcanalsecolecteaztoatapadepentinsulbazinuluiderecepie;deaceea,el dispunedeoscurgerevijelioas,cudebitetemporareimportantecarecontribuielaadncireasa sensibililatransportul,aproapeintegral,almaterialelordinamonte.nconsecin,canalulde scurgere apare ca un tronson unitar al torentului, cu aspecte de jgheab sau de vale ngust i adnc, cu versanimultmaiabrubiimainalidectnsectoruldinamonte.nlungultalveguluiaparmulte ruperidepant,praguriimarmite,separatedeporiunirelativuniforme.Laviiturimariapa antreneaz cantiti mari de materiale (nisip, pietri, bolovani i chiar blocuri de dimensiuni incredibile, trunchiuri de arbori). Conuldedejecieesteceadeatreiacomponentaunuitorent iseformeazprinprocesulde depunere. La partea inferioar a versanilor sau acolo unde panta se reduce deodat, viteza de scurgere, respectiv,eroziuneaitransportulscadcorespunztor,apasemprtiesubformaunuievantai,iar ntreagancrcturproluvialestedecantatgradat.Peosuprafadeformtriunghiular,cuvrful sprecanaluldescurgereibazanavale,seaternmaterialeletransportate,acumulrilemaxime fcndu-se n partea axial. Inconsecinaicisuprafaaestecevamaibombat,altitudinilesaledescrescnduornsens lateralispreavale.Suprapunerileijuxtapunerilerepetatedinacestsectorducladezvoltareaunei forme de relief cu o convexitate abia perceptibil n profil transversal i cu o stratificaie caracteristic(torenial,ncruciatsauimbricat).Eaestejustificatdeviiturileinegalenurmacroraseatern diferite pturi de proluviuni, cu o extindere mai mare sau mai mic. Spremargineadejosaversanilorbrzdaideorganismetorenialemaidense,conurilede dejecie se pot uni dnd natere la nite trene proluviale, crora li se pot asocia i depuneri coluviale. Se formeazastfelcunoscuteleglacisuriproluvialesaumixtececonstituiecontactuldintreversanii fundul vilor sau alte segmente cu pant mic. Foto.10.18.Relief debadlands la Rpa Roie (foto I. Stan) 10.4. Evoluia versanilor Profilele versanilor sunt privite ca reflectnd condiiile geomorfologice majore- climatul, tipul de roc i structura, timpul i procesul geomorfologic. Geomorfologii au acordat o atenie considerabil geometrieiversaniloriunghiuluiformatnanumiteprialeprofilului.Inmodideal,aacumam 244 artat,profileledeversantpotfimpritenpatrucomponentegenerale:unsegmentconvex,un abrupt, un segment rectiliniar i un segment concav la baza versantului.Prinintegrareaformeiprofiluluideversantitipologiaproceselordeversants-aelaboratun modelipoteticalversantuluicunouunitimorfologicesifuncionale,carepotexistanmulte condiii climatice si structurale (fig. 10.23): U1 - interfluviul sau unitatea proceselor eluviale cu pante sub 2o U2 - panta de infiltrare si prelingere a apei U3-suprafaa convex sau unitatea proceselor decreep, a proceselor deorganizarea eroziunii liniare si areale U4-povrniulsautaluzuldominatdeprocesedemicarenmas,darsiprocesede meteorizare U5 - Segment mijlociu de versant sau pant de transport (pant deluvial) U6-glacisulsaupiciorulversantului(pantcoluvial),unitateaderedepozitareamaterialelor deluviale - coluviale U7-esulaluvialsauunitateadeacumulareamaterialelortransportatederu,darsia materialelor proluviale depozitate de conurile aluviale U8 -malul albiei minore sau unitatea de eroziune si acumulare lateral U9 -patul albiei sau procese de agradare - degradare si transport fluvial. Fig. 10.23. Uniti morfolgice si funcionale ale unui versant ipotetic (Ritter, 1986). 245 Inpluslaacestetipuridecomponentedefinitemaisus,msurtorilentr-ovarietatedezone climaticeaurelevatfaptulinteresantcunghiuriledepantsuntconcentratengrupecuamplitudini mici ale valorilor. Grupareaacestorunghiurireflectcontrolulunorvariabilegeomorfologicemajore.Eleaufost denumiteunghiurilimitsauunghiuriprag.Interpretareaestecunghiuriledintreacestepraguri reprezintunregimdestabilitatepentruversaniiformaintr-oanumitlocalizareclimatici litologic. Sub aceste condiii, valorile prag pot fi depite dac proprietile intrisece ale materialului parental sunt modificate sau dac exist schimbri climatice.Influenalitologicasupraversanilorseconcretizeazattndeclivitatectinforma profilului.Versaniialctuiidinrocicoezivetindsaibopantmarerelativuniform,ntimpce versanii pe roci masive cu duritate mare, au pante accentuate. Acolo unde stratele geologice expun o alternan de roci moi cu roci dure, profilul de versant va avea o form neregulat. Cu privire la influena climatic, geomorfologii au czut de acord c n regiunile temperat umede forma distinct a versantului este cea convex n partea superioar i concav n partea inferioar. Intre aceste dou pri se interpune un segment rectiliniu. Partea superioar convex este interpretat ca un rezultatalproceselordecreep;concavitateadelaparteainferioarrezultdintr-odominarea proceselordesplriareolareiirorirenurmacroraaulocdepunerisubformaglacisurilor coluviale.Profilulconvexo-concavesteatinsdupce proceselededeplasrin masaudeterminato stabilitateunghiularpetermenlung.naceststadiu,creep-ulsisplrileareolaresuntprocesele dominantederearanjareidefinitivareaprofiluluideversant.Segmentulrectiliniureprezint stabilitatea materialului pe pant i tinde s fie redus ca dimensiune n timp. Inregiunilesemiarideiarideprofileledeversantsuntmultmaiangularedectaceleadin regiuniletemperat-umede,chiardacsegmenteleconvex,rectiliuiconcavpotfiprezente.Feele abruptesuntderegulprezentedeasuprasegmentuluidrept,acoperitcusfrmturi(debris),care normalrepauzeazpeunghiurintre25oi35o.Labazasegmentuluirectiliniuarelocoschimbare pronunaatdepantiunghiuriledescrescpeodistanscurtlamaipuinde5o,careesteopant normalpentrumultecmpiideertice.Covoruldevegetaielimitatiprecipitaiileredusenzonele aridefavorizeazdeplasrilenmasdetipulcderilorderoci,surpri,rostogoliri,rockcreep.Ca rezultat,convexitateadelaparteasuperioar,attdeproeminentnregiunileumede,estemaipuin pronunat n regiunile aride. Prima analiz teoretic a evoluiei versanilor a fost fcut de Davis, iar exponentul de frunte a acestuitipdeabordareafostScheidegger(1970)careaprezentatunsetdemodelematematicei graficeprivinddeclinulversanilor.S-aurealizatstudiiexperimentaleorientatectreprobleme agricole,undes-apusunaccentdeosebitasupraroluluipluviodenudrii,eroziuniinsuprafai liniare. Pe de alt parte, evoluia versanilor a fost abordat folosind ipoteza ergodic pentru a implica un timp de evoluie mult mai lung. Cert este c versanii nu pot fi considerai n mod separat de bazinul hidrografic luat ca ntreg, pentru c ceea ce se ntmpl n aria interfluviilor are o influen dominant asupra caracterului rurilor nsei. Manierancareformaversanilorseschimbntimpafostopreocuparecentralpentru cercetareageomorfologicpnn1950.Aufostpropusevariatemodelealeevoluieiversanilor, caracteristice fiind cele ale lui Davis, Penck i King. nfunciedebilanuldenudaionaliraportulfademorfologiainiials-auemistreiipoteze privind evoluia versanilor (fig. 10.24): DeclinulversanilorestemodelulprezentatdeDavis;conformacestuiaparteaceanclinata versantului descrete progresiv ca nclinare, fiind nsoit de dezvoltarea convexitii si concavitii (fig. 10.24 A).246 Fig.10.24.Principaleleipotezealeevolutieiversanilor (Summerfield,1992).Explicaii n text. nlocuireaversanilorsau modelul luiPenck (fig.10.24B), respectiv,unghiulmaximdescrete prindezvoltareaunei pante domoalede josn sus,determinndca cea maimareparteaprofilului de versant s devin concav. In fapt, fiecare parte a profilului versantului este nlocuit de un versant mai puinnclinatpemsurceseretrageiprinacestprocesesteprodusnlocuireaversantuluicuun profil concav.nclecrete 1.Retragerea paralel sau modelul King (fig. 10.24C), respectiv, unghiul maxim rmne constant, lungimileabsolutealeprilorversantuluirmnconstante,iarconcavitateacretenlungime.Acest tip de evoluie poate fi subdivizat n : - retragere cu faet liber (abrupt) - retragere fr faet liber (abrupt) Deiauinfluenatextremdemultviziuneaasupraevoluieireliefului,niciunuldinmodelele prezentate nu s-au bazat pe observaii i msurtori directe. Mai mult, nici unul din cei trei autori nu au realizatprognozepebazecantitativeasupramoduluicumformaversanilorsemodificntimp. Studiileproceselordeversantdedup1960audemonstratclarcevoluiaversanilorestemultmai complexdectaratmodeleleclasice.Moduldeevoluiealversanilordepindedeproprietile structuraleilitologiceideproceselecareacioneaz.Astfel,unversantnrocvaprezentao retragereparaleldacmasaderocrmneconstantisfrmturilebazalesuntcontinuu ndeprtate;nrealitate,existomarevarietatelitologicischimbriclimaticede-alungultimpului care,inevitabil,complicevoluiaformeiversantului.Retragereaparalelestepredominantn situaiileundestratuldelaparteasuperioaraversantuluiestemairezistentdectstrateleaflatela parteainferioar.Odatcerocarezistentvafindeprtat,versantulivaschimbaevoluiadela retragere paralel la declin. Incondiiileactualeseconsidercdeclinulversanilorestetrsturadominantnregiunile montane, iar retragerea paralel pare s fie trstura prevalent n regiunile aride.In cele mai multe din cazurileanterioare,demonstrareaevoluieiversanilorsebazeazpeipotezaergodic(Chorleysi Kennedy, 1971), care susine c, nsens propriu, elementele spaiale pot fi considerate ca echivalente elementelor timp i transformrile spaiu-timp sunt, de aceea, acceptabile. 247 Rezumat Exceptndcmpiile,peste95%dinsuprafaauscatuluioreprezintformadereliefcunoscut sub denumirea de versant. Un versant reprezint o suprafa cu o nclinare > 2 3o i care face racordul ntre interfluvii sau creste i liniile de drenaj adiacente.Profilul versantului este linia care unete, pe cel mai scurt traseu, punctul de nlime maxim cu punctuldinbazaversantului,acreinlimeesteminim.Formanplansereferlaconfiguraia suprafeei de teren de-a lungul unui plan orizontal. Un versant poate avea o form convex ca n cazul versanilor-pinten, o form concav pentru versanii de vale sau liniari. Proceselegeomorfologicecareacioneazndomeniulversantuluiurmresccomponenta gravitaionaldatdeenergiapotenial,iarageniifunciedecaresedefinescproceselesuntapa, gheaaiaerul.Deplasrilegravitaionalesuntmicrilematerialelorscoareidemeteorizaredela parteasuperioaraversantuluispreparteainferioar,subinfluenaforeidegravitaiefrinfluena apei, aerului sau gheii.Raportul ntre cantitatea de materiale deplasate (denudaie) i a celor formate n loc prin meteorizare se numete bilan morfogenetic sau bilan denudaional. Cea mai larg acceptat clasificare, citat aproape n toate tratatele de geomorfologie, se bazeaz pe tipul micrii (alunecare, curgereielevaie(heave),pevitezamicriiipeconinutuldeap(materialeuscatedinroc saumaterialepmntoase cuvariateproporii degheai ap).Astfel, proceseledemicaren mas care acioneaz n domeniul versantului sunt: creep-ul (de sol, de roc, ncovoierea capetelor de strate); alunecriledeteren(translaionale,rotaionale),surprile,prbuirile,rostogolirile;curgerile (avalanele de sfrmturi, solifluxiunea, curgerile de pmnt, curgerile noroioase). Pelngproceselegravitaionale,sistemulgeomorfologicalversanilorestesupusaciunii apelormeteorice.Proceselegeomorfologicedelanivelulversanilorcareaucaagentapasunt: pluviodenudarea, eroziunea n suprafa, eroziunea de subsuprafa (sufoziunea) i eroziunea liniar. Primeledouprocesenusemanifestprin formederelief caracteristice, ci prin ndeprtareaaproape total astratului desol, conducnd la apariia fenomenului dehardpan.Materialul ndeprtat dintr-un loc este depus n poriunile n care au loc reduceri de pant-mici depresiuni i contrapante, ori chiar baza versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin acest proces se numete coluviu, iar forma de relief rezultat se numete glacis coluvial. Primele i cele mai simple forme de eroziune liniar sunt rigoleleifgaele-nitenuleeparalele,decelemaimulteorinformdeV,culrgimii adncimideordinulzecilordecentimetri.Ogaelesunt formecuaspectdeanuricreatedescurgeri viguroase i au adncimi de pn la 2 m.Ravenele (rpile toreniale) reprezint forme mai dezvoltate produse de eroziunea liniar, care n mod convenional depesc 2 m adncime, ajungnd la cteva zeci demetri.Toreniisuntconsideraicelemaidezvoltateformecreatedectrescurgerilealimentatede ploile repezi i topirea zpezilor. Pentru maniera n care formaversanilor se schimb n timp au fost propuse variate modele ale evoluieiversanilor,caracteristicefiindcelealeluiDavis,PenckiKing.Acesteasunt:declinul versanilorcareestemodelulprezentatdeDavis;conformacestuiaparteaceanclinataversantului descreteprogresivcanclinare,fiindnsoitdedezvoltareaconvexitiisiconcavitii;nlocuirea versanilorsaumodelulluiPenck,respectiv,unghiulmaximdescreteprindezvoltareauneipante domoaledejosnsus,determinndcaceamaimareparteaprofiluluideversantsdevinconcav; retragereaparalelsaumodelul King, respectiv, unghiul maxim rmne constant, lungimile absolute ale prilor versantului rmn constante, iar concavitatea crete n lungime. Bibliografie selectiv BCUANU, V. (1989), Geomorfologie, Editura Universitii Al. I. Cuza Iai. 248 BRUNSDEN, D., PRIOR. D.B. (editori), (1984), Slope Instability, John Wiley and Sons, Chichester. CARSON,M.A.,KIRKBY,M.J.(1972),HillslopeFormandProcess,CambridgeUniversityPress, London. CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985), Geomorphology, Methuen, London. ICHIM, I., RADOANE MARIA, RADOANE N., GRASU, C., MICLAUS, CRINA (1998),Dinamica sedimentelor, Editura tehnic, Bucureti.MAC, I., Geomorfologiedinamic, Editura Academiei, Bucureti. POSEA,G.,GRIGORE,M.,POPESCU,N.,IELENICZ,M.(1976),Geomorfologie,Ed.didactici pedagogic, Bucureti. RDOANEMARIA,RDOANE,N.,IONITAI.,SURDEANU,V(1999),Ravenele.Forme, procese,evoluie, Presa Universitar Clujean. RITTER, D. (1986), Process Geomorphology, WCB, Dubuque, Iowa. SELBY, M.J. (1993), Hillslope materials and processes, Oxford Univ. Press, Oxford. SELBY, M.J. (1985), Earths Changing Surface. A introduction to Geomorphology, Clarendon Press, Oxford SURDEANU, V. (1998), Geografia terenurilor degradate, Presa universitar clujean. ZARUBA Q., MENCL, V. (1974), Alunecrile de teren i stabilizarea lor, Editura tehnic, Bucureti. YOUNG, A. (1972), Slopes, Oliver &Boyd, Edinburg.