Cosmin Hurjui Dumitru Nistor Gabriel Petrovici

DEGRADAREA TERENURILOR AGRICOLE PRIN RAVENE ŞI ALUNECĂRI DE TEREN  

STUDII DE CAZ DIN PODIŞUL BÂRLADULUI  

2008

PREFAŢĂ

Prezenta lucrare are două părţi aproximativ egale din punct de vedere

al spaţiului alocat.

Prima parte, are un caracter mai mult teoretic, documentar şi include

informaţii generale privind eroziunea solului în zona avută în vedere, Podişul

Bârladului, eroziunea în adâncime (prin ravene), răspândire, cauze, consecinţe,

alunecările de teren, etc., dar şi unele date din experienţa proprie acumulată în

activitatea de cercetare de peste zece ani a ravenelor şi alunecărilor de teren.

A doua parte conţine unele rezultate obţinute în cadrul unui proiect de

cercetare CEEX (Cercetare de excelenţă) desfăşurat pe parcursul ultimilor doi

ani. Proiectul respectiv a fost menit să contribuie la actualizarea informaţiilor

privind degradarea terenului prin ravene şi/sau alunecări de teren în Moldova,

amploare, cauze, implicaţii, şi să ofere soluţii moderne de management al

terenurilor afectate, pe baza experienţei partenerilor implicaţi. Totuşi, în

prezentul volum, sunt incluse numai unele informaţii privind trei bazine

hidrografice din Podişul Bârladului, Studineţ, Simila şi Lohan. Ne-am propus

ca prezentarea acestor fenomene naturale distructive să fie cât mai atractivă

pentru cititorul obişnuit (nu neapărat un specialist) prin includerea unui mare

număr de ilustraţii, hărţi, schiţe rezultate din modele tridimensionale numerice

ale terenului, un număr mare de fotografii, care de multe ori aproape că nu mai

au nevoie comentarii.

Mesajul principal este optimist, în sensul că informaţiile iniţiale privind

amploarea fenomenelor de ravenaţie şi alunecări de teren (cca. 9000 de ravene

în Podişul Moldovenesc, cca. 1000 de perimetre cu alunecări de teren în judeţul

Vaslui) au fost confirmate doar cantitativ; calitativ, marea lor majoritate se află

într-o stare de semistabilitate sau chiar nu prezintă vreo ameninţare iminentă

pentru localnici.

5

I. PREZENTAREA CADRULUI NATURAL Podişul Bârladului reprezintă una dintre zonele cele mai importante ale

Podişului Moldovenesc, ocupând partea centrală şi central sudică a acestuia. Din punct

de vedere geomorfologic, conform hărţii întocmite de către Posea et al. (Figura 1)

cuprinde mai multe subunităţi, cum ar

fi: în partea de nord, Podişul Central

Moldovenesc, Colinele Tutovei, în

partea central – sudvestică, Colinele

Fălciului şi Podişul Covurluiului, în

partea estică, etc.

Consideraţii geomorfologice

Prin poziţia sa geografică, regiunea

studiată aparţine în întregime

Podişului Moldovenesc. Relieful său

reflectă atât condiţiile geologice

caracteristice Platformei Moldo-

veneşti, Depresiunii Bârladului, cât şi

factorii fizico - geografici care au

participat la modelarea sa. Mobilitatea

tectonică redusă, alcătuirea litologică

dominată de prezenţa argilelor, a

marnelor şi nisipurilor care alternează

cu orizonturi de gresii şi calcare,

pr

hi

fra

al

m

al

Co

Ce

Figura 1. Raionarea geomorfologică a Podişului Bârladului (După harta geomorfologică a României, scara 1:750.000, Posea, Gr., Badea L., Ed. Ştiinţifică

şi Enciclopedică, Bucureşti, 1984)

ecum şi structura monoclinală, au oferit condiţii favorabile activităţii reţelelor

drografice şi proceselor de versant.

Relieful actual derivă dintr-o câmpie sarmato-pliocenă, înălţată epirogenetic,

gmentată şi transfor-mată într-o regiune de platouri, coline şi dealuri ale căror

titudini medii oscilează în jurul valorilor de 300 - 350 m. Altitudinile mai mari de 500

sunt foarte puţine şi dispersate, totalizând sub 2 % din întregul teritoriu (Băcăuanu et

., 1980). Între acestea se numără: Dealul Doroşanu (din partea central nordică a

linelor Tutovei) 564 m, Dealul Arinoasa (din vestul Colinelor Tutovei), 522 m ş. a.

le mai coborâte se întâlnesc în jurul albiilor râurilor principale, prezentând valori de

6

100 m în Valea Siretului, 60 m în Valea Bârladului şi 20 m în cea a Prutului.

Fragmentarea reliefului este mai accentuată în partea central - vestică - cu o energie de

200 - 300 m - şi mai redusă în rest.

Dacă se are în vedere geneza şi aspectele generale ale reliefului, se pot desprinde

câteva trăsături geomorfologice principale, determinate de interacţiunea factorilor

interni şi externi. Prima şi cea mai importantă dintre acestea este influenţa pregnantă a

structurii geologice care a determinat apariţia unui relief structural caracteristic. Această

influenţă este reflectată în primul rând de faptul că majoritatea formelor de relief -

platouri, coline şi dealuri - au o orientare principală şi o înclinare uşoară dinspre nord-

vest către sud - est, conform structurii de monoclin a podişului. Versanţii conformi cu

struct

vestic

având

diferit

făcut

situaţi

Figura 2. Modelul numeric al terenului din Podişul Bârladului şi Podişul Moldovenesc (După NIMA – National Imagery and Mapping Agency - USGS, SUA, 2000)

ura au pante domoale, prelungi, în timp ce versanţii cu expoziţie nordică şi nord -

ă, care au funcţie de cuestă (Ioniţă, I., 1998), sunt mai abrupţi, formele de relief

un profil asimetric. Repartiţia neuniformă a rocilor de suprafaţă, cu o rezistenţă

ă la eroziune, distribuţia şi activitatea inegală a factorilor modelatori externi au

ca întregul teritoriu să fie supus unei intense activităţi distructive. Datorită acestei

i, s-a dezvoltat şi un relief sculptural, reprezentat prin interfluvii argilo-nisipoase

7

şi văi de diferite ordine, care are, de asemenea, o largă răspândire. Morfologia de

ansamblu a unor întinse regiuni se datorează activităţii sculpturale a factorilor externi

care au distrus câmpia iniţială de acumulare sarmato-pliocenă şi au înlocuit-o cu relieful

colinar-deluros de astăzi (Figura 2). Rolul principal în sculptarea reliefului l-au avut râurile care străbat regiunea:

Prutul, Siretul, Bârladul şi afluenţii lor. Activitatea acestora a fost însă întregită de

procesele deluviale a căror intensitate a suferit unele modificări în funcţie de condiţiile

climatice din Pliocen şi Cuaternar, dar care sunt şi astăzi foarte active. Ele sunt

reprezentate de eroziunea areolară şi torenţială, prin surpări şi alunecări de teren.

Pe fondul sculptural al acestei regiuni, în lungul văilor principale, a luat naştere şi

un relief de acumulare care înglobează şesurile şi terasele Prutului, Siretului, Bârladului

şi altor văi. Lor li se adaugă glacisurile de acumulare de la baza unor versanţi şi alte

forme minore de relief. De-a lungul timpului, cercetările de specialitate au evidenţiat

mai multe nivele de terase, în mod diferenţiat, în preajma arterelor hidrografice

importante. Prezenţa unor formaţiuni geologice de suprafaţă constituite din roci moi,

permeabile şi impermeabile, reprezentate în cea mai mare parte printr-un complex de

argile şi marne cu alternanţe de nisipuri, la care, în unele sectoare, se adaugă şi unele

orizonturi subţiri de gresii, calcare, cinerite andezitice şi alte strate mai rezistente la

eroziune, precum şi o cuvertură discontinuă de luturi loessoide, este de natură să

favorizeze procesele de versant. Acest complex litologic, în care sunt cantonate, de

obicei, mai multe strate acvifere freatice şi de adâncime, secţionat de numeroase văi, se

pretează la o modelare destul de uşoară sub acţiunea agenţilor denudaţiei.

Densitatea şi adâncimea fragmentării reliefului (o energie între 50 şi 300 m,

versanţi cu o înclinare medie în jur de 10o şi lungimi variabile, etc.), tendinţa continuă

de realizare a profilului de echilibru al talvegurilor şi versanţilor, de extindere a

bazinelor hidrografice etc., întreţin, de asemenea, un potenţial ridicat de desfăşurare a

proceselor gravitaţionale.

Climatul temperat - continental cu nuanţe excesive, caracterizat prin mari variaţii

termice şi, mai ales, printr-un regim foarte neuniform al precipitaţiilor, contribuie din

plin la pregătirea şi declanşarea proceselor de versant. Temperaturile medii anuale de 9 -

10oC în sud-est şi 7 - 8oC în nord-est, existenţa unor amplitudini termice medii în jur de

25oC şi maxime de 70oC, ca şi îngheţurile prelungite de iarnă, frecvenţa îngheţurilor şi

8

dezgheţurilor în anotimpurile de tranziţie, uscăciunea accentuată în sezonul cald,

accelerează dezagregarea şi afânarea rocilor de suprafaţă, premiză a dizlocărilor şi

deplasărilor ulterioare.

Cantităţile de precipitaţii medii anuale variază între 450 şi 550 mm, însă repartiţia

lor în timpul anului foarte neregulată, cu alternanţa unor perioade ploioase cu unele

secetoase şi cu o frecvenţă aparent din ce în ce mai mare a ploilor torenţiale, se reflectă

în ritmul şi intensitatea proceselor de versant.

Vânturile umede sau uscate, calde şi reci, accentuează diferenţierile umidităţii şi

temperaturii aerului. Cea mai mare frecvenţă o au cele dinspre nord-est şi nord care sunt

şi purtătoare de umiditate, fapt care, alături de structură şi declivitate, explică

intensitatea mai mare a degradărilor de teren pe versanţii orientaţi în această direcţie.

Intervenţia omului, cu deosebire în ultimele două secole, prin defrişarea pădurilor

întinse de altădată, desţelenirea pajiştilor şi agrotehnica rudimentară din trecut, au

deranjat evident echilibrul natural favorizând eroziunea accelerată.

Consideraţii geologice

Podişul Bârladului se caracterizează printr-o îndelungată evoluţie geologică,

înscriindu - se printre unităţile cele mai vechi ale vorlandului carpatic. În cadrul

Platformei Moldoveneşti, Depresiunea Bârladului a fost separată pe baza cercetărilor

geofizice la nivelul fundamentului cristalin, şi pe baza forajelor de adâncime la nivelul

părţii inferioare a cuverturii sedimentare. Datarea s-a făcut pe baza puţinelor resturi

paleontologice găsite şi identificate de către geologii care le-au cercetat.

Depresiunea Bârladului, zonă de puternică afundare tectonică, reprezintă o

depresiune intracratonică (V. Mutihac, L. Ionesi, 1974) care s-a format prin scufundarea

marginii sudice a Platformei Moldoveneşti şi a părţii nordice a promontoriului nord -

dobrogean. Este o unitate cu fundament mixt, de origine podolică la nord de linia

localităţilor Bacău – Bârlad - Murgeni şi de origine hercinică, nord-dobrogeană, spre

sud. Din punct de vedere litologic, în fundamentul acestei unităţi, s-au identificat roci

metamorfice (gnaise şi amfibolite) străpunse de roci eruptive, formaţiuni paleozoice,

peste care se aştern depozite triasice constituite din conglomerate grezoase, calcare,

dolomite, gresii şi şisturi argiloase străpunse de porfire, etc.

Instalarea regimului tectonic de platformă şi cratogenizarea treptată a domeniului

podolic, au făcut ca, de la sfârşitul proterozoicului şi până astăzi, regiunea să fie afectată

9

numai de mişcări oscilatorii cu amplitudini reduse dar cu largă desfăşurare în suprafaţă.

În consecinţă, numeroasele transgresiuni şi regresiuni marine au dat naştere etajului

structural superior al platformei, constituit dintr-o stivă groasă de depozite sedimentare

necutate, dispusă discordant peste suprafaţa sculpturală a fundamentului Depresiunii

Bârladului.

Dispunerea actuală etajată a formaţiunilor geologice, cu aflorimente ale rocilor

sarmaţiene în jumătatea nordică a podişului şi a celor pliocene în cea sudică, reflectă în

mod clar etapele succesive de exondare a suprafeţei podişului, restrângerea domeniului

m

Fa

te

re

şi

af

fo

Figura 3. Harta geologică a Podişului Bârladului (După harta geologică a României, scara 1:1.000.000, Institutul de Geologie şi Geofizică, 1978.)

arin sarmato-pliocen, ca şi structura monoclinală (NV-SE, 5-6 la mie)(Figurile 3 şi 4).

ptul a fost observat încă de la începuturile cunoaşterii alcătuirii geologice a

ritoriului de către unul din patriarhii geologiei româneşti, Grigore Cobălcescu.

Coloanele litologice ale depozitelor post - cenomaniene cuprind o gamă relativ

strânsă de roci, mergând (în ordinea tăriei) de la roci consolidate relativ dure (calcare

gresii), urmate de roci moi lutoase sau argiloase şi încheind cu nisipuri şi pietrişuri

ânate. Aspectul general este acela al unei mari monotonii litologice, cu depozite puţin

silifere şi aflorimente rare.

10

Cea mai mare parte a regiunii corespunde depresiunii medio-jurasice a

Bârladului, încadrată la N de marginea Platformei Moldoveneşti, platformă

epiproterozoică, cu cuvertură paleozoic-inferioară şi la S de prelungirea promontoriului

nord-dobrogean, regiune de consolidare variscă şi chimerică veche. Cuvertura

sedimentară a ambelor unităţi prezintă în partea inferioară termeni cu importante

discontinuităţi (Cenomanian, Eocen), în timp ce partea superioară este formată din seria

Badenian - Pliocen, cu îngroşare accentuată spre V, către avanfosa carpatică al cărei

flanc îl constituie (Ghenea et al., 1968).

Paleozoicul explorat prin foraje corespunde cuverturii Platformei Moldoveneşti,

ca prelungire a Platformei Ruse. Din acesta a fost interceptată numai partea superioară

formată din depozitele silurianului, la care se adaugă, în sectorul sudic, Devonianul

inferior.

Silurianul a fost străbătut pe grosimi cuprinse între 17-104 m, fără a se atinge

baza formaţiunii şi este reprezentat prin calcare cenuşii-negricioase, microgranu-lare,

cu puţine intercalaţii de argilite şi de calcare nisipoase cenuşii.

Devonian inferior. Forajul de la Crasna a străbătut pe grosimea de 60 m

alternanţe de gresii cuarţoase violacee şi de argilite dure, brun-violacee.

Mezozoicul este reprezentat prin toţi termenii săi, aparţinând însă unor unităţi

structurale diferite: Triasicul aparţine prelungirii nord-dobrogene, Jurasicul Depresiunii

Bârladului şi Cretacicul - cuverturii epicontinentale a acestor două unităţi cât şi

cuverturii Platformei Moldoveneşti.

Triasic. În partea de sud, la Zărneşti, a fost deschisă pe o grosime de 375 - 840 m,

fără a se atinge baza, o serie detritică formată din argile brun-şocolatii cu rare pete verzi

şi cuiburi de anhidrit şi cu rare intercalaţii de gresii calcaroase de aceeaşi culoare.

Acestea din urmă predomină în partea inferioară a seriei unde au ciment feruginos. În

partea de vest (forajul Hurueşti) a fost interceptată pe 415 m grosime, fără a se atinge

baza, o serie carbonatată alcătuită în partea superioară din dolomite cenuşii cu diaclaze

de anhidrit şi la partea inferioară din calcare fine criptocristaline, gălbui şi brun

deschis, cu intercalaţii subţiri de argile verzui şi de gresii calcaroase cenuşii.

Bajocian-Bathonian. Forajul de la Ghidigeni a străbătut pe o grosime de 765 m,

fără a-i atinge baza, o serie de argilite cenuşiu-negricioase. În alcătuirea ei intră, de la

partea inferioară către cea superioară: (1) un orizont de marne argiloase, negricioase

(120 m), (2) un orizont de marnocalcare cenuşii cu intercalaţii subţiri de gresii (250 m),

11

Darabani

Todireni

0 10 20 km

Botoşani

Hârlău

Podu IloaieiIAŞI

Negreşti

Vaslui Huşi

Bârlad

Fălciu

Bereşti

Tecuci

GALAŢI

Sitna

Prut

SiretBahlui

Volovăţ

Ibăneasa

Racova

Siret

Geru

Cra

sna

Covurlui

Bârlad

Chersonian

Cuaternar fluviatilCuaternar loess

Romanian

Ponţian - Dacian

Meoţian

BasarabianBuglovian - Volhinian

Badenian

Cenomanian

Figura 4. Alcătuirea geologică a regiunii dintre râurile Siret şi Prut (după I. Atanasiu, N. Macarovici, P.

Jeanrenaud, Bica Ionesi, C. Ghenea şi Ionesi L., 1994)

12

urmat de (3) un orizont de argilite negricioase (240 m) şi la partea terminală (4) argilite

cu diaclaze de calcit, calcare gălbui şi marne cenuşiu-verzui cu concreţiuni de pirită

(150 m).

Callovian. Între Murgeni şi valea Prutului au fost străbătute pe o grosime de 62-

388 m, fără a se atinge baza, gresii calcaroase brun-vişinii, parţial microcon-

glomeratice; rudite cu elemente de calcare brune sau brun-vişinii şi cu ciment roşcat, cu

intercalaţii de calcare breccioase şi marne cărămizii.

Oxfordian. În aceeaşi regiune, în continuitate cu Callovianul, urmează 60 m de

calcare alb-rozii, argile nisipoase verzui şi gresii brun-cărămizii cu diaclaze de calcit,

atribuite Oxfordianului.

Kimmeridgian. Seria neojurasică continuă cu calcare breccioase brune, uneori cu

silexuri, calcare organogene cenuşii cu diaclaze de calcit, însumând 150-380 m.

Tithonic. Neojurasicul se încheie cu depozite predominant detritice, alcătuite din gresii

calcaroase cenuşii, calcare gălbui sfărâmicioase şi argile brun-roşcate cu pete verzi şi

cu anhidrit, totul însumând ≈ 350 m.

Cenomanianul alcătuieşte o cuvertură subţire (20-80 m) dispusă transgresiv peste

Silurian în nord şi peste Jurasic în sud, formată din gresii glauconitice, marne

calcaroase fine şi calcare compacte cenuşii cu silexuri.

Neozoicul alcătuieşte o importantă cuvertură de depozite sedimentare, formată

din Eocen, Neogen (Badenian-Romanian) şi Cuaternar. La zi apar numai depozitele

Sarmaţianului mediu şi mai tinere; ceilalţi termeni ai Neozoicului sunt cunoscuţi din

foraje.

Eocenul alcătuit din gresii calcaroase glauconitice şi mai puţine calcare gălbui

se dispune transgresiv pe depozitele mai vechi şi are o grosime de 22-66 m. El

reprezintă resturile unei cuverturi subţiri, discontinue, care a acoperit iniţial un relief de

eroziune ante-eocen şi care se păstrează ca petece în urma eroziunii ante-badeniene.

Badenianul cuprinde gresii calcaroase cenuşii, marnocalcare şi marne în care se

dezvoltă constant un banc de anhidrit. Grosimea Badenianului este mică, 30-40 m în

nord-estul regiunii şi are o uşoară creştere (56-80m) spre valea Siretului.

Volhinian. Forajele au străbătut calcare cenuşii dure, uneori organogene şi parţial

diaclazate, marne cenuşii compacte cu puţine intercalaţii de argile nisipoase şi gresii

13

calcaroase. Se apreciază grosimea acestor depozite la ≈ 100 m în partea de NE a regiunii

şi la ≈ 200 m în SV.

Foto 1. Afloriment în depozite nisipoase cu lemn fosilizat şi lutoase în cornişa unei alunecări de teren din bazinul hidrografic Lohan

Basarabian. Partea superioară a Basarabianului este cea mai veche formaţiune

care aflorează în baza versanţilor dealurilor din partea de N a regiunii. Seria completă a

Basarabianului a fost interceptată de foraje şi în aceasta se poate separa: (1) orizontul cu

Cryptomactra (100-300 m) alcătuit din marne calcaroase compacte şi marne cenuşii cu

lamine de nisip fin; (2) orizontul marno-nisipos de apă dulce; (3) orizontul nisipos-

marnos de Repedea-Şcheia cu intercalaţii subţiri de gresii oolitice.

Chersonian. În partea de NE a regiunii, între văile Bârlad şi Prut aflorează

depozitele Chersonianului în facies salmastru. Ele constau din argile marnoase, argile şi

argile nisipoase cenuşiu-verzui, având la partea inferioară intercalaţii subţiri de marne

calcaroase cu lumaşel de mactre.

Meoţian. În extremitatea nord-estică a regiunii, unde Chersonianul este fosilifer,

la partea superioară a versanţilor se poate separa un pachet de argile şi nisipuri, având la

partea mijlocie nivele de nisipuri cineritice galben-verzui cu hornblendă, atribuite

Meoţianului (Foto 1). De asemenea, pachetul de argile cenuşii, cu pete ruginii,

nestratificate, ce apar în numeroase puncte din interfluviul Elan - Prut reprezintă tot

14

Meoţianul (N. Macarovici, 1939, 1955, 1960; P. Jeanrenaud, 1965 şi 1995, C. Ghenea,

1968, cf. C. Ghenea et al., 1968).

P. Jeanrenaud şi A. Saraiman (1995) aduc noi argumente şi precizări privind

vârsta meoţiană a depozitelor atribuite în bloc “Chersonian-Meoţianului” de către

Ghenea et al. (1968), în sensul că: “începând de la latitudinea oraşului Huşi şi de la sud

de înălţimile ce alcătuiesc versantul drept al văii Racova, suprafaţa cea mai mare a

terenului este constituită din depozite meoţiene, iar Sarmaţianul superior se reduce la

zone din ce în ce mai înguste de-a lungul văilor principale, până când dispare complet

sub nivelul talvegului acestora…”, “Cam la latitudinea oraşului Bârlad, Meoţianul

atinge întreaga sa grosime stratigrafică, din bază până în acoperiş, căci aici apar, pe

culmile dealurilor, depozite pliocene, care se găsesc peste seriile meoţiene.”

Ponţian - Dacian. Depozitele de vârstă Ponţian - Dacian se dezvoltă în partea de

sud a regiunii dintre Siret şi Prut, începând de la linia Cornu (pe Siret) - Podu Turcului -

Ciocani - Horga Rânzeşti (pe Prut). Ele formează partea inferioară a versanţilor între

Siret şi Bârlad şi ocupă culmile dealurilor între Bârlad şi Prut, însumând ≈ 150 m, cu

creştere spre SV până la ≈ 400 m. Ghenea (1968) separă trei orizonturi: (1) un orizont

bazal alcătuit din alternanţe de argile, argile nisipoase şi nisipuri (50-70 m); (2) un

orizont mediu format aproape numai din nisipuri gălbui (40-50 m) şi bine individualizat

pe văile Chineja şi Horincea; (3) un orizont superior de argile şi argile nisipoase de

culoare roşie, cu grosimi mici (5-10 m), de facies continental. Acest orizont se poate

urmări la partea superioară a tuturor culmilor, mai cu seamă în interfluviul Bârlad -Prut.

Romanian. Pliocenul se încheie cu un orizont de nisipuri fine sau grosiere, de

culoare alb-gălbuie, având uneori în masa lor concreţiuni grezoase şi calcaroase care

prin cimentare dau nisipurilor aspect conglomeratic. De obicei au structură deltaică. Ele

acoperă culmile înalte ale părţii de sud a teritoriului, având grosimi de până la 70 m. La

vest de Siret, unde au fost explorate prin foraje, ating până la 300 m grosime.

Pleistocen inferior. Cele mai vechi depozite cuaternare sunt reprezentate în

regiunea văii Siretului prin stratele de Cândeşti. Pe o grosime ce ajunge uneori la câteva

sute de metri se întâlnesc alternanţe de pietrişuri, nisipuri şi mai rar argile cu structură

torenţială. Spre interiorul podişului, între văile Bârlad şi Prut, stratele de Cândeşti trec

lateral la un orizont de pietrişuri, cu grosime redusă, de aproximativ 8 - 10 m, descris

sub numele de pietrişuri de Bălăbăneşti (V. Sficlea, 1960).

15

Pleistocenul mediu cuprinde depozite de terasă vechi, alcătuite din bolovănişuri,

pietrişuri şi nisipuri cu grosimi între 5-20 m, precum şi depozite loessoide. Depozitele

loessoide cu grosimi între 5 şi 50 m sunt constituite din nisipuri prăfoase gălbui cu un

conţinut ridicat de Ca CO3.

Pleistocenului superior şi Holocenului le sunt atribuite depozitele aluvionare de

terasă mai noi, constituite din pietrişuri, nisipuri grosiere şi nisipuri argiloase, iar

uneori bolovănişuri.

Solurile care acoperă într-un strat subţire toate aceste depozite amintite mai sus

aparţin în marea lor majoritate seriei cernoziomurilor (dintre cele mai bune din Europa)

şi asta mai ales pe malul stîng al râului Bârlad şi solurilor cenuşii în Colinele Tutovei şi

spre vest (Figura 5).

II. EROZIUNEA SOLULUI, RĂSPÂNDIRE, CAUZE ŞI CONSECINŢE

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

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

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

de teren) şi 0,25 milioane hectare terenuri cu eroziune eoliană. Din cele 7 milioane de

hectare menţionate, 3,9 milioane de hectare erau terenuri cu eroziune neapreciabilă, însă

cu pericol de eroziune şi 3,1 milioane hectare de terenuri afectate de procese de eroziune

moderată la foarte puternică (circa 3,0 milioane hectare terenuri cu eroziune produsă de

apă, 0,75 milioane hectare cu alunecări de teren şi circa 0,1 milioane hectare terenuri cu

eroziune eoliană). Din totalul suprafeţei forestiere numai 0,2 %, adică circa 20 mii ha

erau afectate de procese de eroziune moderată la foarte puternică. Din acestea circa 15

mii ha cu eroziune hidrică şi circa 5 mii ha cu eroziune eoliană.

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

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

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

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

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

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

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

figura 6.

16

Figura 5.Harta solurilor din Podişul Bârladului (După Harta Solurilor, scara 1:500.000, ICPA Bucureşti, 1993)

17

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

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

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

eroziune, zone naturale şi pe categorii de folosinţă (tabelul 1).

1 - 5

1 - 5

1-5

1-5

1-5

15-20

15-20

15-20

20-30

20-30

20-30

30-45

10-15

10-15

10-15

10-15

10-15

10-15

5 - 10

5-10

5-10

0

0Barlad

Suceava

Iasi

Galati

Constanta

Ploiesti

Brasov

Cluj - Napoca

Baia Mare

Targu Mures

Sibiu

Craiova

Timisoara

Arad

Deva

Oradea

Bucuresti

BLACK SEA

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

V A

B U L G A R I A

Y U G O S L A V I A

U N

G A

R I A

UCRAINA

MAR

EA N

EAG

RÃ

3)

31%

alun

în b

eroz

ErozErozAlunErozfondEroz

Figura 6. Zonarea eroziunii totale pe ternurile agricole – tone/ha/an (După M. Moţoc, 198

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

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

ecări în fondul forestier-eroziune de maluri şi albii.

Potrivit lui K. E. Saxton et al. (1971) şi R.F. Piest et al. (1975) (cf. Hurjui, 2000),

azinele cultivate cu porumb în lungul curbelor de nivel, din producţia de aluviuni,

iunii în suprafaţă îi revine 80 %, iar ravenării 20%. Tabelul 1

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

Eroziunea totală Efluenţa aluvionară Forme de eroziune mil.

tone %

Coef. efl. mil.

tone %

iune de suprafaţă 61,8 49,0 0,26 16,1 36,2 iune în adâncime 29,8 23,6 0,46 13,8 31,0 ecări 15,0 12,0 0,35 5,2 11,6 iune în adâncime şi alunecări în ul forestier 6,8 5,4 0,40 2,7 5,9

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

18

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

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

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

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

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

depoziţionale (de eroziune sau de sedimentare).

Microrelieful modelat prin eroziune cuprinde o serie continuă care începe cu

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

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

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

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

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

respectiv raportul adâncime / lăţime [depth / width].

Microrelieful depozitelor de aluviuni torenţiale cuprinde formele create de

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

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

cunoscute: deluvii, coluvii şi proluvii.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

după topirea zăpezilor.

Profilul versanţilor bazinelor torenţiale este rezultatul acţiunii concertate a

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

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

19

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

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

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

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

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

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

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

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

sute de ani.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

undă a inflexiunilor de ordinul kilometrilor, sunt întrerupte din loc în loc, aproape

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

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

fundul acestor viroage atestă amploarea până la care au ajuns vechile ravene, la circa 2 -

3 m (ca şi în Podişul Bârladului) sub nivelul actual. Existenţa unor ravene sau a unor

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

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

greutate.

Conform hărţii erodabilităţii solurilor întocmită de Institutul de Cercetări

Pedologice şi Agrochimie, Bucureşti, scara 1:500.000 , din anul 1993 se poate observa

că în Podişul Bârladului apar pe arii extinse soluri puternic erodabile (Figura 7).

20

Soluri foarte puternic erodabile

Soluri puternic erodabile

LEGENDA

Pãduri

Figura 7. Harta erodabilităţii solurilor din Podişul Moldovenesc

(Digitizat după harta ICPA, scara 1:500.000, 1993)

21

Consecinţele degradării terenului prin ravenare pot fi privite cel puţin sub

două aspecte:

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

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

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

(1954). Un alt exemplu, (cf. Twidale, 1996 din Hurjui,2000), este acela în care unele

suprafeţe de teren acoperite într-un timp relativ scurt cu depozite groase uşor erodabile

(cenuşe, aluviuni din lacurile de acumulare artificiale recente, etc.), sunt fragmentate la

fel de rapid de reţele hidrografice (torenţiale) de canale cu caractere morfologice

asemănătoare ravenelor. De asemenea, ravenele pot fi considerate ca părţi componente

ale unor reţele hidrografice torenţializate.

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

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

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

transporturile şi telecomunicaţiile şi gospodărirea apelor.

În domeniul agriculturii, principalele consecinţe negative ale ravenaţiei sunt

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

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

prin fragmentarea asolamentelor, pagubele produse diferitelor construcţii, înrăutăţirea

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

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

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

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

neapreciabilă este de 43 % respectiv 60 %.

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

100 % (N. Popescu, 1972 din S. A. Munteanu, 1991). Din acest motiv marea majoritate

a cercetărilor efectuate asupra ravenelor au fost dirijate mult timp de satisfacerea

imperativelor socio - economice şi mai puţin de cunoaşterea proceselor şi mecanismelor

eroziunii în adâncime.

22

III. RĂSPÂNDIREA RAVENELOR ŞI ALUNECĂRILOR DE TEREN

CONSECINŢE ECONOMICE ŞI SOCIALE

Răspândirea ravenelor

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

mai diferite colţuri ale lumii. Se pare că ravenele apar oriunde condiţiile de relief, de

climă, de litologie şi antropice permit apariţia scurgerilor concentrate. În zonele de deal,

loessurile şi pământurile prăfoase (prafuri nisipoase sau argiloase, luturi nisipoase, etc.)

fiind cel mai uşor erodabile, sunt cele mai propice apariţiei ravenelor, dar în regiunile

montane ele pot apărea pe orice substrat litologic. Mai mulţi autori au observat că

ravenarea este mai frecventă pe pante relativ reduse, în climatele aride şi subumede cu

vegetaţie rară şi impact antropic accentuat (T. Dunne şi L. Leopold, 1978 citaţi de Maria

Rădoane et al., 1996).

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

grupate mai ales la latitudini medii, în climate de nuanţă tropicală şi temperat-

continentală, iar B. Heede (1980, cf. Hurjui, 2000) observa că ravenele sunt forme de

relief specifice zonelor aride şi semiaride.

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

9000 de ravene pe cuprinsul Podişului Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut (cca.

25.000 km2), realizează o hartă a densităţii ravenelor (figura 8). Din analiza acestei hărţi

se observă individualizarea a două areale mai distincte:

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

Bahluieţ (domeniu predominant argilos);

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

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

Tutovei, Dealurile Fălciului şi Colinele Covurluiului, de care ne ocupăm în această

lucrare.

La vremea respectivă, tehnica utilizată a constat în identificara, numărarea şi

măsurarea ravenelor pe planuri topografice la scara 1:25.000 după aplicarea unei grile

cu ochiuri de 1 km2. Rezultatele au fost foarte interesante şi rămân deocamdată de

referinţă pentru cercetătorii din domeniu.

Câteva dintre concluziile mai importante ale autorilor menţionaţi mai sus

(Maria Rădoane, Radoane N., Ichim I, 1992 şi 1995) sunt:

23

BÂRLAD

TECUCI

GALAŢI

VASLUI

IAŞI

Lac Stânca Costeşti

Lacul Brateş

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

> 3.000 km/km2

< 0.100 km/km2

0 10 20 30 40 50 km

Figura 8. Distribuţia ravenelor în Podişul Moldovenesc – între Siret şi Prut

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

24

- Numărul mediu de ravene pe km2 este cuprins între 2 şi 4, cu un maxim de 20

ravene pe km2; densitatea medie a ravenelor este cuprinsă între 0,1 până la 1 km pe km2,

iar lungimea maximă a ravenelor este de peste 3 km pe km2.

- Dimensiunile medii ale ravenelor din Podişul Moldovenesc sunt: lungimea, L =

170 m, Adâncimea H = 3,5 m şi lăţimea, B = 12 m.

- Zonele cu cea mai mare susceptibilitate la apariţia fenomenului de ravenare în

Moldova dintre Siret şi Prut se situează la convergenţa următorilor factori: expoziţia

versanţilor către NV şi SE, respectiv (versanţii văilor consecvente), pante ale versanţilor

cuprinse între 20 şi 30 %, lungimea versanţilor cuprinsă între 300 şi 500 m, şi o litologie

predominant nisipoasă.

Autorii au calculat pe baza valorilor medii ale principalelor variabile

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

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

de 274 milioane m3.

Dorohoi

Suceava

IAŞI

HuşiVaslui

Bârlad

Tecuci

GALAŢI400

500

600

5 00

Repartiţia precipitaţiilor atmosferice,cantităţi medii anuale

(din Clima R.P.R., I.M.H.)

Dorohoi

Botoşani

IAŞI

Vaslui

Bârlad

Tecuci

GALAŢI

8 C

9 C

9 C

9 C

10 C

6 C

6 C

8 C

Repartiţia temperaturii aerului,valori medii anuale

(din Clima R.P.R., I.M.H.)

Răspândirea ravenelor în Moldovadintre Siret şi Prut

(după Rădoane, Rădoane, 1992 şi 1995) )

Figura 9. Comparaţie între răspândirea ravenelor în Moldova dintre Siret şi Prut şi repartiţia preci-pitaţiilor atmosferice şi a temperaturii aerului (în valori medii anuale)

Clima, prin regimul precipitaţiilor şi temperaturilor, cel puţin, constituie unele

dintre variabilele independente cu influenţă covârşitoare asupra apariţiei şi dezvoltării şi

răspândirii ravenelor. În figura 9. se ilustrează într-un fel legătura strânsă dintre aceşti

25

factori climatici şi distribuţia areală a ravenelor. Se poate observa o similitudine între

forma zonelor cu densitatea cea mai mare a ravenelor (stânga, de exemplu Colinele

Tutovei din Podişul Bârladului) şi forma zonelor cu aceleaşi cantităţi de precipitaţii sau

cu aceleaşi temperaturi.

Răspândirea alunecărilor de teren

În judeţul Vaslui s-au efectuat mai multe inventarieri succesive ale alunecărilor

de teren care au suprafeţe cuprinse între câteva hectare până la 585 hectare (alunecarea

Lunca din bazinul hidrografic Vasluieţ) de către Luca Savopol, IGFCOT Bucureşti

(1974), Andrei Ivanciu, OCOTA Vaslui (1982) şi actualizate de către Dr. ing. Dorel

Pujină în 1992 (Figura 10). Ulterior, Pujină D. a extins investigaţiile şi asupra

alunecărilor de teren din Podişul Central Moldovenesc, în bazinul Jijiei şi în judeţul

Botoşani.

Figura 10. Harta alunecărilor de teren din judeţul Vaslui (Podişul Bârladului).

Grila albă, fină, are dimensiunile de 10x10 km (După Pujină, D., 1992)

26

Un număr de 978 alunecări de teren afectează circa 5,61 % din teritoriul judeţului

Vaslui (circa 5.300 km2) şi sunt grupate în principal în şase bazine hidrografice:

Bârladul Superior (88.700 ha), Racova (48.534 ha), Crasna (25.942 ha), Tutova (62.164

ha), Bârladul Mijlociu (117.541 ha) şi Prut (151.235 ha). Aria ocupată de către alunecări

în fiecare bazin variază procentual de la zero, în unele zone din bazinul hidrografic Prut,

trecând prin valori de 17 – 18 % în unele bazine hidrografice din nordul judeţului, şi

ajunge la maximum 20,95 % în bazinul hidrografic Tutova (Colinele Tutovei).

Asemenea lui Suzuki et al. (1985) care analiza influenţa structurii geologice

asupra morfologiei prin compararea hărţilor geologice cu unele hărţi “zebră” ale

reliefului în care apăreau extrase numai anumite tente hipsometrice corespunzătoare

anumitor curbe de nivel, s-a încercat compararea hărţii cu distribuţia ravenelor din

Moldova cu hărţile din figura 11. Hărţile “zebră” întocmite cu ajutorul programului

Surfer (Golden Software Colorado, 1997) utilizate într-un pachet de programe GIS pot

da o dimensiune cantitativă aprecierilor privind fenomenele de ravenaţie. Astfel, spre

exemplu, s-a putut constata că versanţii cu expoziţie nordică, care dacă se are în vedere

structura monoclinală a cuverturii sedimentare pot fi consideraţi drept frunţi de cuestă,

sunt relativ mai afectaţi de procesele de degradare prin ravenaţie şi/sau alunecări de

teren. Versanţi cu expoziţie VESTICĂ Versanţi cu expoziţie ESTICĂ Versanţi cu expoziţie NORDICĂ

Figura 11. Hărţi “zebră” reprezentând versanţii cu diferite expoziţii, în Podişul Moldovenesc

(zona dintre Siret şi Prut)

27

IV. FACTORI CARE DETERMINĂ APARIŢIA SAU INFLUENŢEAZĂ

DEZVOLTAREA FENOMENELOR DE RAVENAŢIE

Intensitatea proceselor erozionale depinde de mai mulţi factori, dar în această

etapă, amintim că pentru cercetarea fenomenelor de eroziune trebuiesc verificate două

aspecte: agresivitatea pluvială şi torenţialitatea bazinelor hidrografice.

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

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

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

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

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

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

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

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

acestea lovesc suprafaţa terenului.

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

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

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

forma: 108,5254,0 −∗+≥ tit

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

torenţial.

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

câteva durate sunt:

t (min) 5 15 30 60

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

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

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

suprafaţă şi energia cinetică rezultată din transformarea energiei potenţiale.

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

parametru care reflectă satisfăcător agresivitatea pluvială:

Eu = 916 + 331*log ih,

28

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

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

Un alt indicator, considerat mai bun (W. H. Wischmeier et al.,1958), al

agresivităţii pluviale îl constituie produsul dintre energia cinetică şi intensitatea medie

pe 30 minute este Iw:

Iw = E * i

După Stănescu P. Et al., (1969) agresivitatea pluvială poate fi estimată cu ajutorul

următorilor indicatori:

I1 = P * i15

I2 = P * i30

I3 = i15 * ∑ Pk * ik

I4 = i30 * ∑ Pk * ik

în care:

- P = cantitatea de precipitaţii (mm);

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

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

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

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

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

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

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

cu 5,4.

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

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

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

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

După G. Hellman (cf. Hurjui, 2000) , o ploaie poate fi considerată torenţială dacă

intensitatea ei egalează sau depăşeşte valorile din tabelul 2.

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

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

1908 (t = 10 min, i = 6,3 mm/min).

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

şi poate fi exprimată prin relaţii ca:

29

i = a * Tb;

i = a / (T + b)n;

i = a + b * Tn

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

curbe determinate de frecvenţa ploilor, care se exprimă ca un raport subunitar 1 / T sau 1

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

Tabelul nr. 2

Valorile intensităţii ploii care definesc pragul de torenţialitate

(Hellman G., cf. Hurjui, 2000)

Durata

(min)

Intensitatea medie

(mm/min)

Intensitatea medie excepţională

(mm/min)

1 - 5 1 2,00

6 - 15 0,8 1,60

16 - 30 0,6 1,20

31 - 45 0,5 1,00

46 - 60 0,4 0,80

61 - 120 0,3 0,60

121 - 180 0,2 0,45

> 180 0,1 0,30

Aria de răspândire a ploilor torenţiale reprezintă un factor important pentru

formarea viiturilor.

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

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

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

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

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

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

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

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

în 24 de ore.

30

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

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

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

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

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

Distribuţia precipitaţiilor maxime anuale în 24 de ore este influenţată şi de altitudine

(Gh. Bâzac, 1972, cf. Hurjui, 2000). Astfel, la asigurări de 0,1 - 1%, maximele anuale

diurne sunt mai mici în zona de munte decât pe litoral, iar la asigurări de 10%

localizarea valorilor maxime se inversează.

Tabelul nr. 3 Cauzele incizării a cinci tipuri de canale (M. D. Harvey et al., 1985)

Tipul de canal Fenomenul (procesul) Cauze

1. Rigole Scăderea rezistenţei la eroziune

prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.

• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin accentuarea artificială a pantei (trasarea unor drumuri, haturi, etc.).

2. Ravene de versant

Scăderea rezistenţei la ero-ziune prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.

• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin concentrarea scurgerilor în lungul unor drumuri, haturi, urme de animale, deplasări în masă şi sufoziune;

• Coborârea nivelului de bază şi reîntinerirea canalului principal sau a reţelei de drenaj;

• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri.

3. Ravene de fund de vale

Scăderea rezistenţei la eroziune prin deteriorarea acoperământului vegetal şi a suprafeţei terenului.

• Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin constrângeri asupra curgerii, accentuarea gradientului talvegului prin depunerea de sedimente şi coborârea nivelului de bază;

• Creşterea volumului scurgerilor, viituri şi scăderea încărcăturii (concentraţiei) de sedimente.

4. Canale încătuşate (încastrate)

Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin îngustarea canalului.

Accentuarea gradientului prin canalizare (concentrare) sau coborârea nivelului de bază.

• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri;

• Scăderea încărcăturii (concentraţiei) de sedimente.

5. Reţea de drenaj

reîntinerită

Creşterea intensităţii (forţei) agentului erozional prin coborârea nivelului de bază.

• Creşterea volumului scurgerilor şi viituri;

• Scăderea încărcăturii (concentra-ţiei) de sedimente.

M. D. Harvey şi S. Schumm (1985) sintetizează câteva din cauzele iniţierii

proceselor de eroziune în adâncime, referindu-se la cinci tipuri de canale incizate

31

(tabelul 3). Autorii consideră că soluţia problemei începutului proceselor de ravenaţie

poate fi găsită prin identificarea zonelor de prag geomorfic.

Primele observaţii privind mecanica iniţierii ravenelor pe terenurile agricole

aparţin lui Piest et al. (1973, 1975). Studiile lor au arătat că forţa tractivă şi puterea

curentului curgerii nu erau suficiente pentru a detaşa în mod semnificativ particulele de

sol loessoid erodabile care repausau pe tillite glaciare în vestul statului Iowa. Forţa

tractivă (τ) a fost definită ca:

11 SRγτ =

unde γ este greutatea specifică a fluidului, R1 este raza hidraulică, iar S1 reprezintă panta

gradientului de energie. Autorii au determinat puterea curentului pe unitatea de lungime

a ravenei (ω) ca fiind:

PVτω =

unde P este perimetrul udat şi V este viteza medie a curentului. După cum lăţimea

curentului (w) şi perimetrul udat erau aproximativ egale, factorul w, inclus de obicei în

ecuaţie a fost înlocuit cu P.

Calculele puterii unitare a curentului au dat numai valori estimative, devreme ce

coeficientul de rugozitate (n) a trebuit să fie estimat în ecuaţia lui Manning. Calculele

efectuate astfel explică în mare măsură comportamentul "anormal" al curgerii în relaţie

cu sedimentele (Heede 1964, 1975; Piest 1973, 1975) şi anume: debitul curgerii şi

concentraţia de sedimente în ravenă nu sunt în mod necesar corelate (Ioniţă, I., 1998).

Concentraţia este totuşi legată de durata de timp scursă de la începutul unui

anumit eveniment de scurgere (pluvial). La începutul scurgerii încărcătura de sedimente

este mare şi apoi ea scade pe măsură ce materialele uşor disponibile provenite din

maluri au fost înlăturate. Astfel se explică faptul că un debit lichid mare poate să aibă o

încărcătură mică de sedimente dacă vine mai târziu decât aceasta din urmă.

În studiile din Iowa procesele de cedare a malurilor şi pragurilor au fost

considerate ca primordiale şi nu forţa tractivă sau puterea curentului. Piest în 1973 a

găsit că factorii principali ce controlează stabilitatea malurilor ravenelor sunt: nivelul

hidrostatic al apelor freatice, rezistenţa la forfecare (coeziunea) şi rata de infiltraţie a

apelor.

32

Factorul litologic

Practic, geologia prin subramurile ei, acoperă cea mai mare parte a aspectelor

descriptive istorice şi funcţionale ale substratului litologic; unii autori abordează chiar şi

aspecte ce privesc impactul social al unor fenomene geologice.

Proprietăţile substratului solid, ale scoarţei terestre, sunt dominate de apartenenţa

la regnul mineral a celor mai multe componente ale acestuia.

Geologia inginerească, apărută din necesitatea de a utiliza rezultatele cercetărilor

geologice în domeniul construcţiilor edilitare şi hidrotehnice, oferă unele mijloace de

cercetare a morfodinamicii, mecanicii unor forme de relief, inclusiv a ravenelor.

Pe structurile litologice dominate de un anumit tip de rocă, mai uşor sau mai greu

erodabilă, C. Traci et al. (1991, cf. Hurjui, 2000) observă următoarele particularităţi ale

ravenelor:

Pe roci moi, slab consolidate, se formează ravene cu adâncimi mari şi deschideri

mici, în general cu adâncimea egală sau mai mare decât deschiderea. În cazul rocilor tari

(dure) se formează ogaşe şi ravene cu adâncime mică şi deschidere mare. Deschiderea

este în general mult mai mare decât adâncimea, iar fundul ogaşelor şi ravenelor şi parte

din taluze sunt stâncoase sau formate din roci mai greu erodabile.

În rocile uşor erodabile, cum sunt nisipurile, loessul şi pietrişurile, eroziunea de

adâncime progresează cel mai rapid. În asemenea formaţiuni se formează ravene cu

adâncimea de 20 - 40 m, uneori asimetrice, cu unul din maluri de până la 50 m şi chiar

mai mult. Pe versanţi concavi, în partea superioară a acestora, unde panta se

accentuează, capătul ravenelor se adânceşte şi se lărgeşte mult, luând forma unor căldări

semicirculare sau semieliptice, cu pereţi înalţi de 30 - 40 m. Aceste terenuri se mai

numesc şi terenuri cu eroziune în căldare.

În roci mijlociu erodabile, cum sunt marnele, argilele, complexele de marne şi

gresii, calcarele şi gresiile moi, eroziunea în adâncime progresează de asemenea destul

de repede. În marne şi argile se formează frecvent ravene cu adâncimea de 15 - 30 m şi

cu deschiderea egală sau ceva mai mare decât adâncimea. În complexe de marne şi

gresii, ravenele se dezvoltă şi iau forme apropiate de cele formate în argile şi marne.

Dimensiunile atinse de ravene sunt însă ceva mai reduse. În gresiile moi eroziunea se

dezvoltă ceva mai încet, dar nu mult deosebit de complexele de marne cu gresii. În

calcare, eroziunea în adâncime prezintă forme specifice foarte variate, denumite forme

carstice. Calcarele fiind roci relativ dure, se apropie în această privinţă de rocile

33

rezistente la eroziune. Solubilitatea lor însă, deşi mică, favorizează înaintarea mai rapidă

a proceselor de eroziune în adâncime respectiv carstificarea. Datorită fisurării şi

pătrunderii apei în adâncime se produc frecvente subminări şi dislocări de blocuri mari,

ceea ce face ca în aceste roci relativ dure, ravenele să progreseze în timp rapid.

Ravenele ating frecvent adâncimi de 15 - 25 m, mai ales când acestea se formează prin

adâncirea văilor existente, datorită proceselor de torenţializare acestora. În zonele cu

pante mari ravenele au profil în formă de “U”, cu pereţi verticali sau aproape verticali,

cu aspect de mici chei. Blocuri mari de stâncă, (uneori de 5 - 10 m3) se desprind din

maluri şi cad la poalele taluzurilor. Pe profilul longitudinal se formează deseori cascade

de 3 - 4 m, la baza cărora se întâlnesc îngrămădiri de blocuri de piatră. Pereţii ravenelor

sunt aproape exclusiv stâncoşi.

În roci greu erodabile, cum sunt rocile eruptive (granite, andezite, dacite, etc.),

şisturile cristaline sau gresiile dure, eroziunea în adâncime progresează mult mai încet.

Se formează mai mult ogaşe; ravenele sunt ceva mai rare. Totuşi în bazine hidrografice

mai mari (peste 50 ha), îndeosebi în cazul când substratul litologic este format din

şisturi cristaline cu duritate mai mică (clorite, şisturi micacee, şisturi sericitoase sau

sericito-cloritoase), se formează ravene cu adâncimi destul de mari (15 - 20 m).

Aproape întotdeauna ravenele au fundul şi parte din taluze stâncoase. Adâncimea

lor este în general mult mai mică decât deschiderea (1,5 - 2 ori mai mică).

O formă aparte a eroziunii în adâncime o constituie eroziunea de mal (J. Poesen

identifică în Belgia aşa-numitul tip de “ravene de mal”). Această formă, de eroziune se

întâlneşte în lungul pâraielor torenţiale şi chiar a râurilor, cum este Siretul sau Putna.

Prin adâncirea albiei spre partea mai înaltă a terenului, se formează pereţi abrupţi sau

maluri, uneori cu înălţimi considerabile (20 - 40 m şi mai mult). La viiturile mari, cursul

de apă atacă şi subminează porţiunile de teren ridicate (dinspre platou spre exemplu)

mai ales la schimbările de direcţie ale cursului de apă. Uneori aceste maluri sunt la

rândul lor ferestruite de ogaşe şi ravene.

Erodabilitatea rocilor şi pământurilor

Proprietăţile de rezistenţă ale rocilor, trecute în revistă până în acest moment, în

relaţiile cu agenţii erozionali, în special cu apa, sunt percepute ca (se rezumă la) tota-

litatea proprietăţilor fizice care definesc erodabilitatea materialului respectiv.

34

Noţiunea de erodabilitate, utilizată mai des în mediul cercetătorilor eroziunii

solului, poate fi şi ea privită din mai multe perspective, şi anume: erodabilitatea rocilor

şi erodabilitatea pământurilor (solului); erodabilitatea materialelor mobile şi a celor

consolidate; erodabilitatea pământurilor exploatate agricol, a celor ce au implicaţii

asupra construcţiilor civile şi erodabilitatea pământurilor aflate în stare naturală şi aduse

la suprafaţă în urma diferitelor procese.

Erodabilitatea solurilor

Eroziunea hidrică superficială este puternic influenţată de caracteristicile solului.

Acestea determină direct rezistenţa particulelor şi agregatelor de sol la detaşare

(dizlocare) şi transport prin scurgere superficială şi sub impactul picăturilor de ploaie. În

plus, caracteristicile solului influenţează scurgerea superficială prin rata de infiltraţie,

umiditatea solului şi starea suprafeţei (rugozitate, prezenţa crustei, etc.).

Caracteristicile solului sunt considerate în diferite moduri în funcţie de tipul de

modelare a proceselor erozionale. Exemple sunt factorul de erodabilitate din ecuaţia

universală a eroziunii solului (Wischmeier - Smith, 1978) şi detaşabilitatea şi

transportabilitatea solului din modelul eroziunii prin impactul picăturilor de ploaie

(împroşcare) propus de Poesen (1985).

Erodabilitatea solului, aşa cum este definită în ecuaţia universală a eroziunii

solului, ar trebui să reprezinte mai mult sau mai puţin toate modurile în care

caracteristicile solului sunt implicate în eroziune. Totuşi acest factor este departe de a fi

definit pe baze fizice şi toate limitările inerente unei analize statistice i se aplică

(Kirkby, 1980).

Un pas important spre un model al eroziunii solului bazat pe proprietăţi fizice îl

reprezintă modelul eroziunii prin impactul picăturilor de ploaie (împroşcare) propus de

Poesen (1985, cf. Hurjui, 2000). În cadrul acestui singur proces, detaşabilitatea şi

transportabilitatea solului sunt deja recunoscute drept componente distincte ale

erodabilităţii şi tratate separat. Totuşi ele sunt definite numai schematic.

Pe terenurile cu folosinţe agricole pierderile de sol se estimează cu ajutorul mai

multor modele, dintre care ecuaţia Wischmeier - Smith (1978) este şi în prezent

denumită “Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului (USLE)”:

PCSLKRA ⋅⋅⋅⋅⋅=

35

în care, cu notaţiile autorilor:

A este pierderea de sol calculată pe unitatea de suprafaţă, exprimată în funcţie de

unităţile de măsură alese pentru factorul K şi pentru perioada aleasă pentru R. În

practică aceste unităţi sunt alese astfel încât A să fie exprimat în t / ha / an;

R, factorul precipitaţiilor, se compune din indicele ploilor la care se adaugă un

factor de scurgere asociat topirii zăpezii, acolo unde asemenea scurgeri sunt semnifica-

tive;

K, factorul erodabilităţii, raportul dintre pierderea de sol şi indicele de eroziune,

pentru un anumit sol, măsurată pe parcelele standard (25m lungime, panta uniformă de

9% şi cu lucrări continui de pregătire a terenului) de controlul scurgerilor;

L, factorul lungimii versantului, reprezintă rata pierderii de sol pe toată lungimea

parcelei standard de controlul scurgerilor, în condiţii identice;

S, factorul pantei versantului, reprezintă rata pierderii de sol la un gradient de

pantă de 9% şi cu celelalte condiţii identice;

C, factorul acoperirii cu vegetaţie şi al modului de folosinţă a terenului, repre-

zintă rata pierderii de sol dintr-o zonă acoperită cu un anumit tip de vegetaţie şi

management al terenului;

P, factorul sistemului de amenajare a terenului, depinde de sistemul de lucrări

agricole (lucrări pe contur - curba de nivel - culturi în fâşii, terase, fâşii şi terase

banchetă, etc.).

Prin definiţie, modelul Wischmeier - Smith se referă la eroziunea de suprafaţă,

mergând în adâncime numai până la nivelul ravenelor efemere (include şiroirile, rigolele

şi ogaşele).

În România, academicianul Mircea Moţoc împreună cu diverşi colaboratori,

utilizând uneori date de la Staţiunea Perieni, a avut o contribuţie decisivă la stabilirea

metodologiei de estimare a eroziunii solului pe terenurile agricole, pornind de la acest

model şi stabilind, pentru condiţiile ţării noastre, metodologiile cele mai potrivite pentru

determinarea factorilor implicaţi (în special indicatorii ce caracterizează precipitaţiile şi

regimul scurgerilor).

Factorul erodabilităţii K, în USLE, este o valoare cantitativă medie, pe timp

îndelungat, a pierderilor de sol determinată experimental în condiţiile parcelelor

standard de controlul scurgerilor, prin colectarea în bazine speciale şi analizarea

cantităţilor de material erodat, care au părăsit parcela experimentală.

36

Condiţiile de determinare prestabilite impun ca terenul să fie menţinut lipsit de vegetaţie

o perioadă mai lungă de 2 ani, după care, în timpul determinării pierderilor de sol,

parcela este arată, semănată cu porumb “convenţional” în fiecare primăvară şi lucrată

pentru a se împiedica dezvoltarea vegetaţiei şi a formării crustei. Când aceste condiţii

sunt îndeplinite, L, S, C şi P au fiecare valoarea 1,0 iar K este egal cu A / E*I, în care A

este pierderea totală de sol, iar E şi I energia cinetică şi respectiv intensitatea ploii.

PRO

CEN

TUL

DE S

ILT+

NIS

IP F

OA

RTE

FIN

PROCENTUL DE NISIP

FAC

TOR

UL

DE E

RO

DA

BIL

ITA

TE, K

PR

IMA

APR

OXI

MA

RE

A L

UI K

PERMEABILITATEA

foarte încetîncetîncet către mod.moderatmod. către rapidrapid

STRUCTURA SOLULUI

foarte fin granularăfin granularămedie sau grosier granularăblocuri, plăci sau masivă

Figura 12. Nomograma erodabilităţii solului pentru cazul în care fracţiunea silt nu depăşeşte 70%. Ecuaţia este: 100 K= 2,1M1,14 (10-4) (12 - a) + 3,25 (b - 2) + 2,5 (c - 3), în care M = (%silt + nff) (100 -

%c), a = %materie organică, b = codul structurii şi c = clasa permeabilităţii profilului de sol (Wischmeier & Smith, 1978).

Dimensiunile standard pentru parcelele de controlul scurgerilor alese în vederea

determinării lui L, S şi K au fost cele considerate a fi lungimea predominantă şi

aproximativ gradientul mediu al versanţilor din SUA, pe care au fost făcute

măsurătorile.

Autorii consideră că măsurătorile directe ale factorului K efectuate pe parcele de

controlul scurgerilor “reflectă efectele combinate ale tuturor proprietăţilor solului, care

influenţează semnificativ uşurinţa cu care un anumit sol este erodat de ploi şi scurgeri,

dacă nu este protejat”. Totuşi, K reprezintă o valoare medie pentru un sol dat şi

37

măsurarea directă a valorilor lui necesită determinări privind pierderile de sol pentru o

gamă variată de ploi reprezentative şi de condiţii antecedente de sol. Pentru a evalua

factorul K pentru soluri care nu apar în mod obişnuit pe pante de 9%, pierderile de sol

de pe parcelele experimentale care îndeplinesc toate celelalte condiţii, se ajustează pe

baza lui S.

Pierderile de sol înregistrate în diferite zone ale SUA au arătat că fracţiunea nisip

foarte fin (0,05-0,10 mm) are o erodabilitate comparabilă cu particulele de praf şi că

datele analizelor mecanice sunt mai valabile când sunt exprimate în termeni care descriu

proporţiile în care fracţiunile de nisip, praf şi argilă se combină în sol. Utilizarea

standardelor de clasificare texturală a solurilor impune ca procentajul de “nisip foarte

fin” (0,05-0,10 mm) să fie, mai întâi, transferat la fracţiunea de silt (praf). În analiza

mecanicii procesului erozional datele despre sol sunt efectiv exprimate prin parametrul

mărimii particulelor M care este egal cu procentul de praf astfel definit înmulţit cu 100

minus procentul de argilă. În cazurile în care fracţiunea praf nu depăşeşte 70 % variază

aproximativ cu M1,14, dar precizia determinărilor este îmbunătăţită dacă se adaugă

informaţii privind conţinutul de materie organică, structura solului şi clasa de

permeabilitate a profilului.

În condiţiile amintite, factorul K poate fi apreciat cu ajutorul nomogramei din

figura 12. Datele (autorilor) indică faptul că factorul M se modifică atunci când

fracţiunile de praf şi nisip foarte fin depăşesc circa 70 %. Această schimbare a fost

empiric reflectată prin inflexiuni ale curbelor procentului de nisip dar nu au fost

exprimate prin ecuaţii numerice.

Ecuaţia universală a eroziunii solului (USLE) este aplicată în multe părţi ale

globului şi constituie una din componentele de bază ale celebrului WEPP (Water

Erosion Prediction Project).

Componentele erodabilităţii solurilor

Dino Tori, în mai multe lucrări (1987a, 1987b, 1989, 1994, etc.), se ocupă de

bazele fizice ale proceselor erozionale şi de componentele principale ale erodabilităţii:

detaşabilitatea şi transportabilitatea. Autorul arată că într-o definiţie a detaşabilităţii

bazată pe proprietăţile fizice ale pământurilor (solului) principalele caracteristici

relevante sunt: textura, stabilitatea hidrică a agregatelor şi rezistenţa la forfecare.

Poesen şi Savat (1981, cf. Hurjui, 2000) au definit detaşabilitatea drept cantitatea de sol

38

detaşat de pe unitatea de suprafaţă, la o ploaie cu energia cinetică egală cu unitatea. Din

păcate, această definiţie este incompletă deoarece, în funcţie de modul de aplicare

(cădere) a ploii, cantitatea de sol detaşat poate să difere. Chiar dacă energia cinetică

totală este constantă, împroşcarea şi interferenţa între impactul picăturilor şi adâncimea

filmului de apă care acoperă suprafaţa solului (Mutchler & Young, 1975; Torri &

Sfalanga, 1986) poate face în aşa fel încât cantitatea totală de sol detaşat să varieze.

Procesul de dizlocare (detaşare) - detaşabilitatea. Impactul picăturilor de ploaie,

scurgerea peliculară şi prin şiroire sunt fenomenele ce provoacă dizlocarea particulelor.

Ele acţionează prin intermediul forţelor cărora li se opun forţele rezistente care tind să

păstreze particulele şi agregatele pe loc. În termeni generali, este oricând posibil să se

scrie o ecuaţie asemenea următoarei:

FTOT = F(t) - R(t) (1)

în care: FTOT este forţa rezultantă, F forţa activă, R forţa rezistentă şi t timpul.

Este bine cunoscut că forţele de dizlocare în şiroire şi curgerea peliculară se

datorează efortului de forfecare, forţei de ridicare Bernoulli şi turbulenţei, aşa cum se

discută în multe materiale (ex. Raudkivi, 1976; Yalin, 1977; Thornes, 1980, cf. Hurjui,

2000). Pe de altă parte, există oarecare confuzie în ce priveşte forţele ce apar în cazul

căderii impetuoase a picăturilor. Aceste forţe sunt luate în considerare, în mod obişnuit,

prin energia lor cinetică sau prin momentul forţei. Aceşti parametri, totuşi, sunt numai

estimatori ai forţelor reale. În literatură se poate afla natura forţelor reale implicate.

După Engel (1955), Harlow & Shannon (1967), Ghadiri & Payne (1981), De

Ploey & Savat, (1968), Huang et al. (1983), (citaţi de Torri, 1987), schema generală a

dizlocării (detaşării) particulelor poate fi rezumată după cum urmează:

1. Când o picătură atinge suprafaţa solului, iniţial, ea tinde să se opună schimbării

formei. Apoi începe curgerea radială;

2. Curgerea radială este caracterizată prin viteze foarte mari (de până la 10 ori

viteza de cădere a picăturilor). Există unele dovezi că apare şi cavitaţia. Valorile mari

ale efortului de forfecare apar la interfaţa solid-lichid şi determină dizlocarea

particulelor.

S-ar putea spune că forţele active sunt similare indiferent de natura fenomenului

(impactul picăturilor, şiroire sau curgere peliculară) devreme ce ele se datorează

întotdeauna unui fluid aflat în mişcare. Deci s-ar putea scrie o expresie matematică

generală pentru toate procesele de dizlocare.

39

Având în vedere ecuaţia (1) şi luând în considerare variaţia forţelor rezistente în

timp, se pot face următoarele consideraţii. Forţa rezistentă se poate considera egală cu o

anumită valoare Ro atâta timp cât particula de sol este nemişcată. În momentul în care

particula începe să alunece, să se rostogolească sau să se deplaseze prin saltaţie, ecuaţia

descrie mai degrabă transportul decât dizlocarea. După cum a propus Flaxman (1966)

situaţia obişnuită este:

Ro > R(t>0) (2)

Aceasta înseamnă că odată ce particula a fost dizlocată, ea poate să fie spălată.

Deci condiţiile pentru dizlocare pot fi scrise:

F(0) > Ro (3)

Presupunând că F - componenta efortului de forfecare - este cea dominantă atunci

ecuaţia (3) se poate scrie:

sstt AA ⋅>⋅ ττ (4)

unde τt = efortul de forfecare exercitat de fluid, At = suprafaţa particulei asupra căreia τt

acţionează, τs = rezistenţa la forfecare a solului şi As = suprafaţa particulei la care se

referă τs.

As depinde de mărimea şi forma particulelor în timp ce At poate să depindă de

asemenea şi de adâncimea fluidului atunci când particula nu este complet imersată. Deci

raportul At / As se poate scrie:

AA

h sh sth= >ψ ϕ ψ ϕϕ( , , ) ( ,'

r hs

)

ψ ψ '

),,(/ shhst

(5)

unde şi sunt funcţii, h = adâncimea fluidului, φ = mărimea particulei, iar

sh = factorul de formă al particulei.

Introducând (5) în (4) se obţine:

ϕψττ > (6)

sau:

τψτs

t >1 (7)

În concluzie detaşabilitatea solului (D) poate fi definită astfel:

40

s

hshDτϕψ ),,(

= (8)

h sh, ,ϕunde sunt valorile medii ale variabilelor corespunzătoare anumitor condiţii.

Rezistenţa la forfecare a solului este datorată unui termen fricţional (ce îşi are

originea în împachetarea particulelor) şi unui termen de coeziune (datorat legăturilor

dintre particule). La unele soluri primul termen este neglijabil în comparaţie cu al doilea

(ex. solurile argiloase). Pentru alte soluri situaţia este inversă (ex. Solurile nisipoase

grosiere necoezive). Pentru a vedea când anume factorul fricţional devine neglijabil se

procedează după cum urmează. Se presupune că termenul fricţional este de k-ori mai

mic decât coeziunea. Atunci rezistenţa la forfecare devine:

τ αs k P= + ⋅( ) tan1 (9)

unde P este presiunea iar ά unghiul de frecare internă.

Rearanjând această ecuaţie ea devine:

kP

s=⋅

−τ

αtan1 (10)

Pentru rezolvarea ecuaţiei (10) se pot folosi datele publicate de Poesen (1986, cf.

Hurjui, 2000). El a măsurat o rezistenţă la forfecare de 0,2 kPa, cu ajutorul unui aparat

de buzunar cu palete, pe sedimente fine nisipoase (diametrul median = 0,127 mm; nisip

= 89,3 %). Termenul fricţional poate fi considerat ca fiind datorat unei coloane de

sedimente saturate de 1 cm grosime, iar unghiul de frecare internă de 45o. Înlocuind

aceste valori în ecuaţia (10) se obţine k = 0,28. Deci coeziunea este egală cu 0,044 kPa.

Această valoare trebuie să fie comparată cu termenul fricţional care acţionează asupra

unei particule parţial expusă curentului de fluid. Aici presiunea depinde numai de

greutatea particulei. Deci, considerând o particulă sferică de cuarţ cu diametrul de 1 mm

şi un unghi de frecare internă de 45o, termenul fricţional este egal cu 0,011 kPa. Această

valoare reprezintă doar 1/4 din valoarea coeziunii ceea ce arată că în mod obişnuit

coeziunea este componenta cea mai importantă a rezistenţei la forfecare a solului, chiar

şi în cazul nisipurilor fine.

Rolul jucat de coeziune în procesul eroziunii prin picături. Al Durrah şi Bradford

(1982) au evidenţiat faptul că dizlocarea particulelor sub impactul picăturilor de ploaie

41

este invers proporţional cu rezistenţa la forfecare a solului. Autorii au propus

următoarea ecuaţie:

A akE

bs

= +τ

(11)

unde A este pierderea de sol, a şi b constante empirice, kE energia cinetică a picăturilor

iar τs este rezistenţa la forfecare a solului măsurată cu ajutorul unui penetrometru

dinamic (cu con căzător) suedez. Aceasta înseamnă că detaşabilitatea solului prin impact

(Ds) este:

Da

= (12) s

sτ

Torri et al.(1987, cf. Hurjui, 2000) a găsit că:

Df

ss

=( )ϕτ

(13)

unde f este o funcţie, φ este distribuţia granulometrică a agregatelor stabile, iar τs este

rezistenţa la forfecare a solului măsurată cu ajutorul unui aparat cu palete (vane-test).

Rolul hidrologic al vegetaţiei

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

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

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

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

stabilit valorile “Z” ale retenţiei, pe categorii de terenuri (Munteanu et al., 1991). Aceste

valori sunt mai mari în cazul vegetaţiei forestiere (Z = 4 - 11 mm) şi mai mici în cazul

folosinţelor agricole (Z = 2 - 6 mm). Valoarea retenţiei se poate calcula cu ajutorul

relaţiei lui Horton:

Z = b + c * h,

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

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

plantelor.

Retenţia superficială are două laturi:

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

reţinută în coronamentul arboretelor şi depinde de doi factori:

42

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

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

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

viteza de cădere şi dimensiunile picăturilor).

Dată fiind marea variabilitate a factorilor care influenţează acest parametru,

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

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

rezultatele cercetătorilor din acest domeniu.

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

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

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

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

1980, citat de Hurjui, 2000). Autorul arată că relaţia dintre valorile medii ale intercepţiei

în coronament şi valorile medii ale precipitaţiilor este de forma:

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

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

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

intercepţiei la o ploaie dată.

Retenţia în litieră (Munteanu et al., 1991). Conform cercetărilor efectuate în ţara

noastră de către specialiştii în domeniu, litiera are un rol antierozional incontestabil şi

variază între 5 % şi 30 % din cantitatea de precipitaţii căzute, în funcţie de: structura

specifică, grosimea şi gradul de afânare, gradul de umectare datorat precipitaţiilor

anterioare, durata şi intensitatea ploii, etc.

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

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

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

tinzând asimptotic la o dreaptă paralelă cu axa duratei ploilor.

Factorul antropic prin modul de folosinţă a terenurilor şi modificarea

structurii acoperământului vegetal

Există opinia aproape unanimă că omul, prin utilizarea neraţională a terenurilor

ce se pretează pentru agricultură, contribuie la declanşarea proceselor de ravenaţie şi la

intensificarea proceselor erozionale în general. În literatură se dau numeroase exemple

43

BÂRLAD

Bârla

d

Tutova

Vasl

ueþBârlad

Bahlui

Jijia

TECUCI

GALAÞI

VASLUI

IAªI

Lac Stânca Costeºti

Prut

Prut

Siret

Lacul Brateº

BÂRLAD

TECUCI

GALAÞI

VASLUI

IAªI

Lac Stânca Costeºti

Lacul Brateº

BÂRLAD

Vasl

ueþ

TECUCI

GALAÞI

VASLUI

IAªI

Lac Stânca Costeºti

Lacul Brateº

Acum 2000 ani ... în 1972 ... în 1993 Figura 13. Răspândirea pădurilor în Podişul Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut

(Adaptare după Conea I., şi Velcea I., din Ujvary I., 1972)

44

Bogdana

Plopana

Pungeºti

VASLUI

TECUCI

BACÃU

ADJUD

BÂRLAD

Nicoreºti

Homocea

Podu Turcului

Gãiceana

Puieºti

Parincea

BÂRLAD

Nicoreºti

TECUCI

ADJUD

BACÃU

VASLUI

Pungesti

Plopana

Izvorul Berheciului

Parincea

Gãiceana

Puieºti

Bogdana

Podu Turcului

1828 1893 1972

Figura 14. Răspândirea pădurilor în Colinele Tutovei (Podişul Bârladului) între 1828 - 1972

(După Pompiliu Poghirc, 1972)

45

Figura 15. Răspândirea pădurilor în Podişul Moldovenesc, zona dintre Siret şi Prut

(Adaptare după Conea I., şi Velcea I., din Ujvary I., 1972)

46

de cazuri în care, fie şi după defrişarea unei parcele mici de pădure, terenul a căpătat un

aspect dezolant datorită apariţiei şiroirilor, rigolelor şi chiar ravenelor.

Cercetarea unui teritoriu atât de vast cum este cel al Podişului Moldovei, în

vederea cuantificării tendinţei distribuţiei în suprafaţă a pădurilor şi a relaţiei acesteia cu

procesele erozionale, este laborioasă deoarece implică inventarierea în acelaşi timp a

suprafeţelor cu păduri şi a celor ocupate de ravene.

Totuşi, orientativ, dar poate mai sugestiv decât unele hărţi detaliate, figurile 13,

14 şi 15 ilustrează cele de mai sus în sensul că scăderea suprafeţelor acoperite cu păduri,

de-a lungul timpului, a avut o influenţă evidentă asupra distribuţiei areale a ravenelor.

Suntem conştienţi că aceste hărţi “medalion” prezintă mai multe deficienţe, în

afară de scara la care a fost abordat teritoriul:

- se poate contesta, în general, calitatea informaţiilor (atât cele privitoare la

păduri cât şi cele privitoare la ravene) pe măsură ce acestea se referă la perioade mai

vechi;

- în lipsa unor programe de digitizare şi de cartografiere care să lucreze cu

coordonate geografice, manipularea şi suprapunerea unor hărţi la scări diferite ale unor

teritorii mari, prezintă erori la fel de mari.

V. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR CU ROL

DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR

Proprietăţile solului şi interacţiunile dintre ele determină intensitatea forţelor

dintre particule pentru a rezista dizlocării. Proprietăţile solului influenţează, de

asemenea, configuraţia fizică (morfologia) a particulelor la suprafaţa malului. Suprafaţa

malului, în schimb, influenţează condiţiile hidraulice de scurgere din imediata

vecinătate. Cedarea malului se produce nu numai datorită forţelor hidraulice, ci şi

datorită forţelor gravitaţionale, şi aceasta nu numai în cazul malurilor foarte înalte

(deplasările în masă sunt implicate în aproape toate mecanismele de cedare identificate

până în prezent). În consecinţă, în special în cazul ravenelor, forţele gravitaţionale par să

aibă o semnificaţie relativ mai mare decât forţele hidraulice. Mecanismele de cedare a

malurilor sunt legate exclusiv de proprietăţile individuale ale unităţilor stratigrafice care

compun depozitele din versanţi şi din maluri. Distribuţia unităţilor stratigrafice în

regiune este deci rezultatul acţiunii factorului paleoclimatic asupra sistemelor erozionale

şi depoziţionale holocene.

47

Rocile sedimentare se clasifică în coezive şi necoezive în funcţie de influenţa relativă a

forţelor gravitaţionale (greutatea) ce acţionează asupra particulelor şi cele dintre

suprafeţele acestora. Deşi această simplă clasificare este larg utilizată, ea este

inconsistentă din două motive. În primul rând, forţele de atracţie de la nivelul suprafeţei

particulelor este măsurabilă. În al doilea rând, dezvoltarea unor asemenea forţe depinde

numai de natura materialului. Ambele inconsistenţe îşi au originea în complexitatea

noţiunii de coeziune. Forţa netă de atracţie dintre particule este rezultanta mai multor

forţe de atracţie şi de respingere. Această forţă se dezvoltă fie direct, între particulele

adiacente, fie indirect prin intermediul filmelor subţiri de apă absorbită. Filmele sau

orizonturile fine de apă reacţionează cu mediul chimic prezent şi, în consecinţă,

modificarea chimismului soluţiei produce modificări semnificative ale forţei nete de

atracţie. Complexitatea naturii forţelor de interacţiune dintre particule şi a modului de

mobilizare a eforturilor din interiorul masivului de rocă este una din limitările impuse

unei înţelegeri complete a erodabilităţii materialelor coezive şi a comportării acestora

în timpul solicitărilor mecanice.

În consecinţă, informaţiile privind proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor ce

influenţează morfodinamica ravenelor trebuie să provină din două din două direcţii,

erodabilitatea şi comportarea materialelor în timpul solicitărilor mecanice, şi se obţin

printr-o mare varietate de proceduri experimentale.

Grissinger (1982, cf. Hurjui, 2000) a sintetizat rezultatele obţinute de către

diverşi autori în studiul erodabilităţii (Tabelul nr. 4), organizând proprietăţile de

rezistenţă ale rocilor în patru grupe:

1. Proprietăţi “primare” ale rocilor;

2. Condiţii de testare;

3. Proprietăţi “compuse” ale rocilor;

4. Proprietăţi hidraulice.

Această grupare a proprietăţilor ca şi împărţirea lor în fizice, chimice sau

mecanice se dovedeşte a fi dificilă în practică şi într-o anumită măsură artificială; cele

mai multe proprietăţi prezintă un anumit grad de intercorelare, deci separarea lor este

relativă.

1. Proprietăţile primare ale rocii care influenţează semnificativ stabilitatea la

eroziune sunt: mărimea medie a particulelor, conţinutul de argilă şi de materie organică,

48

densitatea aparentă sau indicele porilor şi diferite expresii care leagă soluţiile

hidrotermale de capacitatea de schimb ionic şi compoziţie (Grissinger, 1982).

Tabelul nr. 4

Proprietăţile care influenţează erodabilitatea şi sunt legate de stabilitatea materialelor coezive sau semiconsolidate (Grissinger, 1982)

Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate Abdel Rahman 1964 - rezistenţa la forfecare cu palete

- rugozitatea suprafeţei supuse eroziunii Ariathurai şi Arulanandan

1978 - tipul şi cantitatea de argilă - temperatura apei - conţinutul de materie organică - chimismul apei - agent eroziv - istoricul solicitărilor la care a fost supus materialul

Arulanandan et al.

1973 - Indicele de absorbţie a sodiului (SAR) - conductivitatea electrică şi amploarea dispersiei dielectrice care exprimă (reflectă) cantitatea de argilă şi chimismul sistemului

Carlson şi Enger 1963 - rezistenţa la forfecare cu palete - densitatea aparentă - limita de curgere (lichiditate) şi indicele de plasticitate (Atterberg)

Christensen şi Das

1973 - tipul şi cantitatea de argilă - rugozitatea suprafeţei supuse eroziunii

Dash 1968 - conţinutul de argilă - rezistenţa la întindere - umiditatea - timpul - numărul Reynolds

Dunn 1959 - rezistenţa la forfecare cu palete Einsele et al. 1964 - conţinutul de argilă

- indicele porilor - rezistenţa la forfecare - istoria geologică (tipul de consolidare)

Enger et al. 1960 - limita de lichiditate şi indicele de plasticitate Flaxman 1969 - rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale

- permeabilitatea Fortier şi Scobey 1926 - tipul şi concentraţia materialului aflat în suspensie Gibbs 1962 - limitele Atterberg

- densitatea aparentă Goss 1973 - conţinutul de argilă Grissinger 1966

1972 - densitatea aparentă - temperatura apei - umiditatea - tipul de argilă şi orientarea particulelor - ritmul de umezire

Grissinger şi Asmussen

1963 - timpul de menţinere în umezeală înainte de evenimentul erozional

Grissinger et al. 1981 - conţinutul de argilă - umiditatea iniţială - valoarea-prag a vitezei de neerodare - morfologia suprafeţei

Karasev 1964 - multiplicitatea factorilor care interacţionează cu scurgerea concentrată Kuti şi Yen 1976 - conţinutul de argilă

- indicele de plasticitate - chimismul fluidului - indicele porilor

Laflen şi Beasley

1960 - indicele porilor - tipul de sol

49

Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate Lambermont şi Lebon

1978 - compoziţia fizico-chimică a orizontului superficial

Liou 1967 1970

- tipul de argilă - tendinţa de lichefiere (tixotropia) - aditivi chimici - pH - temperatura apei - rezistenţa la forfecare cu palete

Lyle şi Smerdon 1965 - gradul de compactare - raportul Ca / Na - mărimea medie a particulelor - conţinutul de materie organică - rata de dispersie - rezistenţa la forfecare cu palete - limitele Atterberg

Mirtskhulava 1962 - rezistenţa la penetrare ca o măsură a coeziunii - heterogenitatea materialului

Moore şi Mash 1962 - numărul Reynolds Partheniades 1965 - rezistenţa la forfecare macroscopică

- concentraţia de sedimente Peirce et al. 1970 - materialul erodat ca agregate Rektorik şi Smerdon

1964 - umiditatea materialului - rezistenţa la forfecare cu palete - indicele golurilor

Sargunan 1976 - tipul de argilă - tipul şi concentraţia ionilor în pori şi în fluidul eroziv

Sherard et al. 1976 - diferite măsuri ale dispersiei Smerdon şi Beasley

1959 - indicele de plasticitate - rata de dispersie - conţinutul de argilă - mărimea medie a particuelor

Sutherland 1966 - turbulenţa Swain et al. 1975 - forţele de târâre şi ridicare

- presiunea apei din pori Swanberg 1966 - umiditatea

- rezistenţa la întindere - rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale

În general, proprietăţile primare ale rocilor care influenţează stabilitatea canalelor

formate din materiale coezive sunt comparabile cu cele care influenţează stabilitatea

hidrică a agregatelor. Este şi normal pentru că în ambele cazuri stabilitatea depinde de

forţele de atracţie de la nivelul suprafeţei particulelor. În plus, în cazul stabilităţii hidrice

a agregatelor apare o proprietate legată de conţinutul de oxizi de fier şi aluminiu.

Proprietăţile care influenţează sau sunt legate de stabilitatea hidrică a agregatelor au fost

sintetizate de Grissinger (1982) în tabelul nr. 5.

2. Condiţiile de testare includ temperatura fluidului (agentului erozional),

umiditatea antecedentă, rata de umezire, presiunea apei din pori şi diferiţi factori

temporali. În plus, stabilitatea hidrică a agregatelor este influenţată de conţinutul de

sedimente aflate în suspensie şi de chimismul apei.

50

Tabelul nr. 5

Proprietăţile care influenţează sau sunt legate de stabilitatea hidrică a agregatelor (E. H. Grissinger, 1982)

Autorul Anul Proprietăţile fizico-mecanice considerate

Bobchenko 1962 - timpul după compactare şi umezire, umiditatea agregatelor, temperatura, conţinutul de materie organică

Greenland et al. 1975 - mai multe influenţe fizice, chimice şi mineralogice Hofman şi DeLeenheer 1975 - materia organică, rata de umezire, textura, presiunea aerului din

pori Kemper 1966 - rata de umezire, oxizi de Fe, conţinut de argilă, materie

organică, Na schimbabil Kuznetsova 1966 - materie organică, sesquioxizi, independent de conţinutul de de

argilă pentru solurile cu textură fină Lutz 1934 - proprietăţile care influenţează permeabilitatea şi usurinţa

dispersiei Reeder et al. 1934 - aciditatea, pH, aluminiu extractibil Winterkorn 1974 - tendiţe dispersive, limita de contracţie, timpul

3. Proprietăţile compuse ale solurilor care influenţează stabilitatea materialelor

coezive sunt: limitele Atterberg, rezistenţa la penetrare, conductivitatea electrică şi

dispersia dielectrică, permeabilitatea, caracteristicile de dispersie şi ale modificărilor de

volum. Ultimele trei proprietăţi amintite sunt legate şi de stabilitatea hidrică a

agregatelor. În plus, proprietăţi cum sunt rezistenţa la forfecare cu palete, rezistenţa la

întindere şi rezistenţa la compresiune fără eforturi laterale au fost legate de stabilitatea

materialelor coezive în unele studii, iar în altele s-a considerat că aceşti parametri mai

larg cuprinzători nu sunt legaţi de stabilitate.

4. Proprietăţile hidraulice cel mai des considerate sunt forţa de tăiere sau

forfecare a fluidului exprimată fie prin efortul de forfecare fie ca forţă tractivă, numărul

Reynolds, forţele de ridicare şi turbulenţa. Condiţiile de scurgere la suprafaţa rocilor nu

sunt independente de calitatea suprafeţei (rugozitatea) şi aceasta este una din

proprietăţile cele mai dificil de determinat în condiţii experimentale.

Cedarea malurilor formate din materiale coezive este un proces complex care se produce

sub acţiunea forţelor gravitaţionale, hidraulicii curgerilor şi efectului lor combinat.

Ponce (1978) arată că gravitaţia are o influenţă decisivă asupra stabilităţii (instabilităţii)

versanţilor şi malurilor, în timp ce forţele hidralice controlează detaşarea (dizlocarea)

particulelor, abraziunea şi procesele de sufoziune. Semnificaţia relativă a gravitaţiei faţă

de forţele hidraulice depinde de condiţiile din întregul sistem. Caracteristici ale

sistemului cum ar fi stabilitatea trecută şi prezentă a talvegului, sinuozitatea canalului,

51

forma şi natura materialelor transportate pe fund şi debitele solide şi lichide, toate

influenţează modurile şi mecanismele de cedare a malurilor (Anderson et al., 1975).

Problemele stabilităţii malurilor pot fi studiate în două moduri distincte. Primul,

în laborator, implică definirea tuturor variabilelor posibile care influenţează stabilitatea

cu aplicarea lor la problemele specifice. Această abordare necesită o bază de date

excesiv de mare faţă de ceea ce este disponibil în prezent pentru evaluarea întregului

potenţial al tuturor proprietăţilor pertinente. Al doilea mod de abordare, bazat pe

cercetările de teren implică identificarea modurilor de cedare a malurilor pentru fiecare

sistem. Se identifică condiţiile critice de limitare a stabilităţii şi apoi acestea sunt

evaluate în condiţii controlate. Acest al doilea mod de abordare are trei avantaje: (i)

relaţiile de stabilitate sunt simplificate şi numărul de variabile pertinente este mult

redus; (ii) permite identificarea relaţiilor dintre condiţiile canalului şi proprietăţile

bazinului; (iii) rezultatele au caracter de predicţie şi pot fi aplicate şi unor sisteme

similare.

Metode de măsurare a tăriei (rezistenţei) materialelor din maluri

În contextul eroziunii malurilor două aspecte prezintă interes în ceea ce priveşte

rezistenţa materialelor implicate. Primul este erodabilitatea materialului -

susceptibilitatea lui la eroziune prin curenţi concentraţi - (discutat mai sus), iar al doilea

priveşte rezistenţa la forfecare, respectiv abilitatea lui de a se opune forţelor

gravitaţionale care tind să provoace cedarea malului prin alunecare sau prăbuşire.

Thorne (1978) a sugerat şi existenţa unui al treilea aspect privind rezistenţa materialelor

din maluri şi anume rezistenţa la întindere (tensiuni). Rezistenţa la întindere a

materialelor din maluri (inclusiv efectele rădăcinilor plantelor) reprezintă abilitatea

acestora de a rezista formării fisurilor (crăpăturilor) de distensiune în partea superioară a

malurilor abrupte.

Rezistenţa la forfecare a materialelor din maluri este exprimată de ecuaţia

revăzută (de către Maslov) a lui Coulomb:

'')( ctgu +⋅−= φστ

unde τ = rezistenţa la forfecare nedrenată, u = presiunea apei din pori, φ’ = unghiul de

frecare internă aparent, σ = efortul normal şi c’= coeziunea aparentă. Cele mai multe

metode de determinare a rezistenţei la forfecare constau în măsurarea in situ a lui τ sau

în determinarea pe baza încercărilor în laborator a lui φ, c şi u. Diferitele metode de

52

determinare sunt standardizate şi în România, mai puţin cele pentru determinări in situ,

datorită marii varietăţi de tipo-dimensiuni ale aparaturii.

După cum se cunoaşte, determinarea in situ a rezistenţei la forfecare cu aparatul

cu palete (vane-test) a fost utilizată de majoritatea cercetătorilor deoarece este cea mai

expeditivă, dar oferă numai o valoare egală cu coeziunea materialului. Unele aparate de

forfecare cu palete se pot utiliza numai la suprafaţa terenului iar altele atât la suprafaţă

cât şi în foraje.

De aceea, în cele ce urmează (figura 16), prezentăm schematic aparatul proiectat

şi dezvoltat de profesorul R. L. Handy de la Iowa State University şi utilizat de către

mai mulţi cercetători americani (Little, Thorne, Murphey, 1981; Thorne, 1981) în

analiza stabilităţii malurilor, deoarece permite concomitent determinarea unghiului de

frecare internă.

Aparatul denumit Iowa Borehole Shear Tester (IBST) permite determinarea

rezistenţei la forfecare în foraje de 8 cm diametru. Principalele avantaje ale IBST faţă de

metodele convenţionale sunt:

- coeziunea şi unghiul de frecare internă sunt evaluate într-un timp de 10 ori mai

scurt decât în testele efectuate cu aparatul triaxial;

- rezultatele sunt reprezentate pe teren (la faţa locului) în timpul testelor

permiţând repetarea imediată dacă rezultatele nu sunt concludente;

- testele pot fi efectuate în orice locaţie şi la oricare adâncime în interiorul

malului pentru a investiga stratele mai slabe (susceptibile la cedare).

Testele efectuate cu IBST repetate în diferite locaţii şi la diferite adâncimi oferă

perechi de valori τ şi σ. Reprezentarea grafică a acestor puncte defineşte linia de rupere

Mohr - Coulomb. Panta liniei dă unghiul de frecare internă iar punctul de intersecţie cu

axa ordonatelor indică coeziunea (Handy şi Fox, 1967).

Cercetătorii care au testat acest aparat arată că este rapid şi uşor de folosit, iar

rezultatele par să fie rezonabile în totalitate şi comparabile cu datele obţinute prin

compresiune mono şi triaxială. La malurile cu umiditate scăzută şi presiune în pori

nesemnificativă nu apar probleme deosebite, în schimb în cazul solurilor saturate nu este

clar dacă rezultatele pot fi asimilate la încercarea de forfecare în aparatul cu casete sau

triaxial “consolidat-drenat” (u = 0) sau “consolidat-nedrenat” (u≠0). Problema poate fi

depăşită prin utilizarea unui aparat IBST, model îmbunătăţit, echipat cu traductor de

presiune în placa de forfecare neexpandabilă (figura 17).

53

Fig. 16 Aparatul de forfecare in situ, în foraj, cu cap de forfecare expandabil - Iowa Borehole Shear Tester

(W. C. Little et al., 1981)

Fig. 17 Detaliu al aparatului de forfecare in situ cu cap de forfecare expandabil - IBST -

(Colin R. Thorne, 1981)

ANSAMBLU DEDEMULTIPLICAREŞI TRAGERE

TIJĂ DELEGĂTURĂ

GAURA DEFORAJ

PIESE (CUŢITE) DEFORFECARE

REGULATOARE DEPRESIUNE

PANOU DE CONTROLAL PRESIUNII

GAZULUI EXPANSIUNE

RESTRÂNGERE

BUTELIE CUAZOT

Gaurade

foraj

Piston

Conductă de gazpt. punere sub

presiune

Tijă pt.tragere

Placa de

Tije de ghidare

Planesuccesive

deforfecare

forfecare

Forma plăcilor de forfecare poate să creeze probleme ce par să fie asociate cu

incompleta pătrundere a cuţitelor sau cu umplerea progresivă cu material a lor pe

măsura creşterii presiunii normale în timpul celor trei stadii ale testului. În această

situaţie se aleg cuţite de formă corespunzătoare texturii solului (Luttenegger et al., 1978,

cf. Hurjui, 2000).

Rezistenţa la întindere poate fi măsurată cu ajutorul unui aparat de compresiune

modificat (Thorne et al., 1980) sau cu aparatul descris de Caquot şi Kerisel (1968, cf.

Hurjui, 2000).

În lipsa unei instalaţii de tipul IBST, la CCDCES Perieni s-a utilizat o

metodologie de investigare a caracteristicilor fizico-mecanice ale depozitelor

sedimentare implicate în procesele de ravenaţie bazată pe un set de aparate şi

determinări, cele mai multe in situ, ce cuprinde:

- o trusă de foraj manual Eijkelkamp ce permite executarea de sondaje cu

diametrul maxim de 110 mm în malurile şi pe fundul ravenelor (inclusiv în depozitele

aluvionare) până la adâncimea de 10 m (Foto 2) şi prelevarea probelor tulburate din sapa

Edelman sau Riverside şi probe netulburate continui cu lungimea de 1 - 2 m din nisipuri

imersate. Când situaţia o cere, în cazul ravenelor mai adânci, forajele se execută în

trepte;

- o trusă de penetrare statică cu 6 conuri Eikelkamp, cu gama de măsurare 0 - 1,0

kN, adaptată pentru penetrarea unor coloane litologice de până la 5 m grosime cu citiri

din 5 în 5 sau din 10 în 10 cm (Foto 3);

54

- un penetrograf Eijkelkamp de precizie, cu gama de măsurare 0 - 0,5 kN, până la

adâncimea maximă de 80 cm; valorile rezistenţei la penetrare statică pe con înregistrate

continuu pe diagrame în teren sunt ulterior digitizate şi prelucrate pe calculator (Foto 4);

- un aparat de forfecare cu palete (vane-test) Eijkelkamp (Foto 5);

- o trusă de prelevare a cilindrilor de greutate volumetrică Eijkelkamp în foraje de

până la 2,5 m adâncime (Foto 6).

Prin utilizarea acestei combinaţii de aparate pentru încercări geomecanice in situ,

a analizelor fizico-chimice de laborator şi a unor modele semiempirice validate pentru

ravenele studiate şi toată gama de pământuri în stare naturală (neexploatate agricol) se

determină toate caracteristicile necesare analizelor de stabilitate ale malurilor şi

consideraţiilor geomorfologice.

Pentru obţinerea de informaţii privind morfometria unor ravene mai greu

accesibile, se utilizează uneori şi tehnica digitizării fotogramelor terestre.

Practic, am stabilit o metodologie care s-a dovedit a fi cea mai adecvată pentru

investigarea unui număr foarte mare de ravene, într-un timp relativ scurt (prin vizite de

o zi sau două la o ravenă), cu un personal redus (echipaj format din 2 -3 persoane) şi

obţinerea informaţiilor minime necesare analizelor de stabilitate. În investigaţiile

geotehnice de teren se porneşte de la următorul model verbal. Înaintarea (regresarea)

vârfurilor ravenelor se produce prin deplasarea spre amonte a unui prag morfologic

(“knick-point”, “headcut” sau “overfall”); canalul străpunge în zona sa amonte o stivă

de depozite sedimentare cu caractere litologice individuale diferite. De cele mai multe

ori, în partea superioară a acestei stive se găsesc orizonturi mai uşor erodabile de

aluviuni nisipoase sau nisipo-prăfoase (se confirmă astfel ideile lui Schumm, 1985) sau

orizonturile superioare de sol cu grosimi mari pe fundul văilor ravenate. Cedarea praguri

se produce în urma unor evenimente pluviale de o anumită intensitate şi durată după

apariţia unor fisuri de distensiune.

Erodarea talvegului şi a bazei malurilor conduce la creşterea înălţimii şi pantei

acestora din urmă, la scăderea stabilităţii lor sub influenţa gravitaţiei. Supraînălţarea

malurilor şi apropierea pantei lor de verticală tinde să cauzeze cedarea prin scăderea la

valori subunitare a factorului de stabilitate definit ca raport între forţele rezistente şi cele

active.

55

Foto 2. Trusa de foraj manual Eijkelkamp

Foto 3. Trusa de penetrare statică pe con Eijkelkamp

56

Foto 4. Penetrograful Eijkelkamp cu diagrama

57

de penetrare şi cele patru conuri

p

Foto 5. Trusa de forfecare cu palete Eijkelkam

i

Foto 6. Trusa pentru determinarea greutăţivolumetrice Eijkelkamp

58

Modele geotehnice semiempirice utilizate pentru calibrarea aparaturii de investigaţie

a caracteristicilor fizico-mecanice ale pământurilor

În majoritatea analizelor de stabilitate caracteristicile de rezistenţă ale

pământurilor se reduc la câteva proprietăţi fizico-mecanice compuse cum ar fi:

distribuţia granulometrică, umiditatea, densitatea aparentă, limite de plasticitate

(Atterberg) şi cele două componente ale rezistenţei la forfecare, coeziunea şi unghiul de

frecare internă.

Rezistenţa la penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare in situ cu palete

sunt două proprietăţi compuse (complexe) care se corelează foarte bine cu proprietăţile

enumerate mai sus. În consecinţă, prin utilizarea unor modele matematice se poate

calibra aparatul pentru obţinerea fiecăreia dintre ele. De exemplu, cunoscând rezistenţa

la penetrare şi umiditatea la un moment dat, într-un anumit loc în care se poate

considera că distribuţia granulometrică nu s-a modificat între timp, se poate obţine

densitatea aparentă, densitatea în stare saturată, parametrii rezistenţei la forfecare,

gradul de îndesare al nisipurilor, modulul de deformaţie edometrică, etc.

Rezistenţa la penetrare este relativ uşor de determinat pe teren şi a fost utilizată

pe scară largă (Mitscherlich, 1913; Proctor, 1933; Gill şi Vanden Berg, 1968; Koolen şi

Kuipers, 1983; Bakhtin, 1954, Zelenin, 1959; Barnes et al., 1971; Cassel, 1982; Taylor

et al., 1966; Barley et al., 1968; Păunescu et al., 1982, Silion et al., 1984, Jakobsen şi

Dexter, 1987; Simota, 1986; Canarache, 1990, etc.).

În tabelul nr. 6 prezentăm câteva ecuaţii de regresie citate de Canarache (1990)

cu notaţiile autorului în limba engleză.

Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con în funcţie de textura pământului

este ilustrată în figura 16. Diagrama din figura 16 este una sintetică, idealizată, şi

întocmită pe baza experienţei de teren. Se poate observa că, în mod obişnuit, rezistenţa

la penetrare este mai mică pentru orizonturile superficiale, mai afânate, (chiar dacă sunt

formate din nisipuri grosiere) şi pentru argile. Pentru gama texturală a pământurilor

(nisi-praf-argilă) rezistenţa la penetrare cea mai are o au rocile nisipoase, mai ales la

umiditate mai mică de 10 %.

Pentru a ilustra cele de mai sus şi pentru o mai bună înţelegere a modului în care trebuie

considerată textura pământurilor, prezentăm pe scurt modelul “PENETR”

(Canarache, 1990) care a fost întocmit pe baza unei experienţe îndelungate, prin

59

Tabelul nr. 6

Ecuaţii de regresie utilizate de către diferiţi autori pentru estimarea rezistenţei la penetrare pe con (cf. Canarache A., 1990)

Autorul Anul Ecuaţii de regresie

Goderham & Fisher 1975 RP = a + b1 w + b2 w2 + b3 BD + b4 w BD Wells & Treesuwin 1978 RP = a + b ln w Ehlers et al. 1983 RP = a + b1 w + b2 BD + b3 w BD Bussher et al. 1987 ∆RP = a + b1∆ w + b2∆BD + b3∆w2 + b4∆BD2 + b5 ∆ w∆ BD Jakobsen şi Dexter 1987 RP = exp(a + b1 w + b2 BD) Bennie 1988 log RP =log a + b1 log w + b2 log BD Ayers şi Perumpral 1988 RP = a DAb / [ (c + ( w - d)2] Henderson et al. 1988 RP = DAa / (bw + c)

Verpraskas 1988 RP(0,1Mpa) = a + bBD RP(0,1Mpa) = a + b1BD + b2 BD2 + b3vfS RP(0,1Mpa) = a + b1BD + b2 BD2 + b3vfS + b4S + b5S2 + b6C

dezvoltarea ecuaţiei de regresie a rezistenţei la penetrare standard determinată în laborator:

RPsCph= ⋅ ⋅0044 1039 7 5. . .γ 3

m

(1)

în care RPs este rezistenţa la penetrare standard (în laborator, la umiditate de 50 % adică

aproximativ la saturaţie) în Mpa, Cph = argila “fizică” (< 10 µm diametru) şi γ =

densitatea aparentă în g/cm3.

Pentru înlocuirea conţinutului de argilă “fizică” cu cel de argilă (< 2 µm

diametru) se utilizează relaţia dată de Canarache (1964):

Cph = 6 + 1,2C (2)

în care C este conţinutul de argilă (< 2 µm) în %.

Din ecuaţiile (1) şi (2) rezultă:

53.7047.1055.0 γ⋅⋅= CsRP (3)

Efectul umidităţii asupra rezistenţei la penetrare este ilustrat de următoarea relaţie

(Figura 17):

RP RP wr= ⋅1 (4)

unde RP = este rezistenţa (MPa); wr = este umiditatea relativă (%, g/g la quasi-

saturaţie); iar RP1 şi m sunt constante pentru fiecare sol.

Transformarea umidităţii la quasi-saturaţie în umiditate relativă se face cu

ajutorul relaţiilor:

qs = Sf (5)

60

Nisip grosier afânat

Argilă nisipoasă

Argilă prăfoasă

Nisip prăfos

Nisip fin îndesat

Figura 16. Variaţia rezistenţei la penetrare statică pe con în funcţie

de textura materialului (Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)

în care qs = umiditatea la quasi-saturaţie, S = umiditatea la saturaţie şi f un factor

empiric.

S = 100(1 - 0,38γ) / γ (6)

unde 0,38 (=1/2,65) este un factor ce corespunde particulelor având densitatea de

2,65 g/cm3.

Pentru factorul f, Vâlceleanu (1988) a dezvoltat următoarea ecuaţie:

f dc= +0 875 0 0032. . (7)

unde dc este gradul de compactare (%) (Stângă, 1978) care rezultă din

dc TP TP TPm= −100( ) / m

)

(8)

unde TP este porozitatea totală (%) şi TPm este porozitatea totală minimă

necesară (%).

Porozitatea totală rezultă din formula clasică, care pentru particule cu densitatea

de 2,65 g/cm3, este:

TP = ⋅ −100 1 2 65( / .γ (9)

Porozitatea totală minimă necesară depinde de conţinutul de argilă potrivit

relaţiei:

TP Cm = + ⋅44 9 0 163. . (10)

61

Mai departe se poate deduce

W w qs wr Sf= =100 100/ / ( ) (11)

Rez

iste

nţa

la p

enet

rare

(MPa

)

Umiditatea (%)

Figura 17. Influenţa umidităţii asupra rezistenţei la penetrare (Canarache, 1990)

Eliminarea constantei RP1. Din ecuaţia 4, înlocuind RP cu RPs şi wr cu 50 % şi

rearanjând termenii se obţine: m

sRPRP −⋅= 501 (12)

Din ecuaţiile 4 şi 12 rezultă: m

s wRPRP )50/( γ= (13)

Această ultimă ecuaţie are avantajul de a fi eliminat una din constantele empirice

din ecuaţia 4.

Efectul texturii (compoziţiei granulometrice) şi al densităţii aparente asupra

constantei m. Valorile constantei m din ecuaţia 4 pentru diferite pământuri au fost

comparate cu proprietăţile fizice de bază ale acestora. S-a obţinut următoarea relaţie:

m C= ⋅ ⋅ ⋅0 36 1 0026 1 27 0 267. . . .γ γ C (14)

62

Efectul combinat al texturii solului, densităţii aparente şi al umidităţii asupra

rezistenţei la penetrare. Pentru orice umiditate a solului, rezistenţa la penetrare se poate

calcula combinând ecuaţiile 11 şi 13 după cum urmează:

[ ]RP RP w Sfs= 2 / ( )m

(15)

Figura 18. Testarea modelului PENETR (Canarache A., 1990) la C.C.D.C.E.S. Perieni

Deşi la prima vedere pare complicat, utilizarea modelului Canarache cu ajutorul

unui calculator personal este foarte uşoară şi precisă (numai 12 linii de program în

limbajul BASIC). Cu ajutorul programului Microsoft Excel acest model poate fi utilizat

şi în sens invers pornind de la valorile rezistenţei la penetrare pentru a obţine valorile

vreuneia din datele de intrare.

Modelul Canarache a fost testat şi la C.C.D.C.E.S. Perieni, unde pe terenuri

exploatate agricol a dat rezultate excelente (figura 18). Se poate observa, nu atât

similaritatea dintre tendinţele valorilor determinate şi cele estimate, cât senzitivitatea

modelului exprimată prin “pragurile” care urmăresc condiţiile diferite de lucru în fiecare

parcelă experimentală. Nu aceeaşi situaţie a fost în cazul rocilor aflate în stare naturală

(nederanjate prin lucrări agricole), în malurile ravenelor, dar observaţia a fost deosebit

63

de utilă deoarece a atras atenţia asupra modului în care trebuie considerată textura

pământului şi anume:

Figura 19. Grafic pentru determinarea caracteristicilor γ, n şi e

(Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)

După cum s-a putut observa, în modelul descris, granulometria rocii intervine

numai prin procentul de argilă!. Amintim că în Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului

era conţinutul de praf. Chiar autorul modelului observă că probleme apar în cazul

solurilor argiloase cu conţinut mare de nisip.

Figura 20. Abacă pentru determinarea unghiului de frecare internă în funcţie de rezistenţa

la penetrare statică pe con (Păunescu M., Pop V., Silion T., 1982)

64

S-a constatat că, în utilizarea modelelor semiempirice care leagă proprietăţile

fizice ale rocilor de rezistenţa la penetrare, trebuie acordată o atenţie deosebită şi

fracţiunii nisipoase, combinaţiei nisip-argilă, sau în orice caz, fiecărei fracţiuni

prezente.

Amintim, de asemenea, că în formula de calcul a factorului M propus de S.

Schumm (1960), litologia intervine prin “procentul de praf - argilă” din depozitele de

fund ale secţiunii ravenei şi din maluri.

Pentru a avea în permanenţă controlul asupra legăturilor (corelaţiilor) ce există

între rezistenţa la penetrare şi celelalte caracteristici fizice şi fizico-mecanice, toate

datele au fost testate pe baza unor modele proprii în întocmirea cărora am pornit de la

modelul Canarache (1990) pentru terenurile agricole şi de la abacele prezentate de

Păunescu, Pop şi Silion (1982, p. 103). Aceste abace (figurile 19 şi 20) au fost digitizate

şi adaptate pentru a putea fi folosite ca instrumente de lucru pe calculator.

Cercetări proprii privind influenţa litologiei asupra morfologiei

şi dinamicii ravenelor

Pe parcursul a circa zece ani s-au efectuat cercetări la C.C.D.C.E.S. Perieni

privind influenţa rocilor sau pământurilor (solurilor) din malurile şi /sau talwegul

ravenelor, asupra morfologiei şi dinamicii acestora. Metoda de lucru a consatat din

efectuarea de foraje geotehnice manuale în malurile şi fundul ravenelor, efectuarea unor

teste geotehnice in situ cu ajutorul unor echipamente portabile Eijkelkamp şi în

prelevarea de probe de sol pentru analizarea ulterioară în laborator. In situ s-au

determinat: densitatea aparentă cu ajutorul unui aparat cu membrană şi cu apă,

rezistenţa la penetrare statică pe con, rezistenţa la forfecare cu ajutorul unui aparat cu

palete (field vane test) care furniza o estimare a coeziunii materialelor străbătute. În

laborator se determinau: umiditatea naturală, densitatea aparentă, greutatea specifică,

porozitatea, etc. Ulterior, indirect, cu ajutorul unor modele matematice, modele

deterministe, nomograme proprii descrise pe larg într-o lucrare anterioară, se determinau

toţi parametrii necesari analizelor de stabilitate a malurilor, vârfurilor ravenelor, etc.

Cercetările s-au efectuat asupra unui număr de 14 ravene din Podişul Bârladului.

Tabelele 7 şi 8 conţin o sinteză a caracteristicilor fizico-mecanice (în

65

Tabelul nr. 7

CARACTERISTICI FIZICO-MECANICE ALE DEPOZITELOR SEDIMENTARE INCIZATE DE RAVENE VALORI ÎN STARE NATURALĂ

Grosimea (cm)* Umiditatea (%) Densitatea aparenta (g/cm3) Coeziunea (kPa) Rp mediu (kPa) Granulometrie (%)

MATERIAL MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX Nisip Praf Argilă

Aluviuni recente 20 94 190 2.20 8.10 19.70 1.32 1.60 1.85 9.67 26.23 69.61 383 4114 8440 68.74 21.03 10.28

Aluviuni mollice 30 103 190 3.57 15.38 60.00 1.34 1.58 1.76 11.21 22.42 44.86 1025 5143 8025 60.37 24.52 15.35

Depozite nisipoase 10 68 130 3.79 14.20 30.00 1.44 1.64 1.74 7.78 17.52 28.45 325 3691 7300 63.68 22.34 15.85

Luturi diferite 14 101 480 5.27 18.55 115.00 1.30 1.61 1.87 10.05 26.49 54.91 325 3308 7129 57.21 22.01 21.34

Orizontul Bt 10 81 290 5.62 17.13 50.00 1.22 1.61 1.89 11.98 29.35 64.97 646 2571 7764 57.24 21.74 22.15

Depozite argiloase 20 90 190 9.24 19.38 29.24 1.36 1.64 1.87 9.67 25.32 37.12 1029 2740 7371 44.03 25.50 29.95

Alte materiale 10 36 60 2.00 22.79 45.00 1.56 1.85 2.13 17.01 20.69 24.36 7300 8650 10000

66

Tabelul nr. 8

CARACTERISTICI FIZICO-MECANICE ALE DEPOZITELOR SEDIMENTARE INCIZATE DE RAVENE VALORI ÎN STARE

NATURALĂ ŞI LA SATURAŢIE

Rp mediu la saturaţie Coeziunea

(kPa)

Coeziunea la saturaţie

(kPa)

Rp mediu

(kPa) (kPa) Orizont litologic

MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX MIN MEDIA MAX

Aluviuni recente 9.67 26.23 69.61 5.00 16.00 35.00 383 4114 8440 236 2584 6358

Aluviuni mollice 11.21 22.42 44.86 7.65 14.09 25.48 1025 5143 8025 631 3452 6641

Orizontul Bt 11.98 29.35 64.97 6.06 19.94 58.90 646 2571 7764 260 1772 4198

Depozite nisipoase 7.78 17.52 28.45 6.54 10.93 22.15 325 3691 7300 182 2231 5101

Luturi diferite 10.05 26.49 54.91 6.92 16.49 47.56 325 3308 7129 182 1815 5183

Depozite argiloase 9.67 25.32 37.12 4.57 16.50 35.10 1029 2740 7371 612 1725 4635

Alte materiale 17.01 20.69 24.36 4.13 10.58 17.02 7300 8650 10000 2431 3766 5101

67

valori medii ponderate cu grosimea stratelor străbătute prin foraje) ale principalelor

clase de roci moi sedimentare separate pe criteriul textural, şi conform rolului pe care îl

au în morfologia şi dinamica ravenelor studiate. În figura 21 sunt ilustrate distribuţiile

granulometrice ale principaleleor categorii de roci moi identificate în stratificaţia

malurilor.

Datele prezentate în aceste tabele conduc la următoarele concluzii:

- Şapte categorii de materiale au fost identificate ca fiind prezente în marea

majoritate a ravenelor studiate. Acestea sunt:

- Aluviuni recente, prin care se înţeleg depozite nisipo-prăfoase, de obicei având

o coeziune slabă în stare umedă şi o coeziune aparentă destul de mare în stare uscată.

Fiind pedominat nisipoase au o rezistenţă la penetrare statică pe con mare chiar şi în

stare umedă;

- Aluviuni mollice, prin care se înţeleg depozitele luto-nisipoase de culoare

cenuşiu negricioasă ce formează de obicei orizonturile (media grosimilor în cazurile

studiate a fost 103 cm) inferioare A de sol, cu grosimi neobişnuit de mari pe fundul

văilor seci din podişul Moldovenesc (Ioniţă, 1998);

- Depozite nisipoase, unde au fost incluse toate categoriile de materiale în care

fracţiunea nisip este net predominantă. Acestea prezintă coeziunea cea mai scăzută, de

obicei putându-se considera aceasta, nulă. A fost totuşi înregistrată pentru că au existat

cazuri în care s-a putut determina cu aparatul de forfecare cu palete. Prezintă o

rezistenţă la penetrare statică pe con deosebit de mare chiar şi când sunt umede. Spre

exemplu, un nisip curat (< 10 % praf+argilă), cu umiditatea de 6 %, lipsit de coeziune,

care apare în baza malului stâng al ravenei Făgăraş, nu aputut fi penetrat cu aparatele

noastre;

- Luturi diferite. Aici au fost incluse depozitele lutoase, predominant prăfoase cu

carateristici geotehnice intermediare între oricare alte categorii. Există câteva situaţii în

care sunt foarte rezistente la eroziune, când sunt foarte compacte, ca pe cursul mijlociu

al Văii Roşcani;

- Orizontul Bt. Aici au fost incluse toate depozitele luto-argiloase, sau nisipo-

argiloase, care aufost atribuite orizonturilor B de sol (B1t, B2t, etc.), având de asemenea

grosimi neobişnuit de mari pe fundul văilor seci şi respectiv în malurile ravenelor de

fund de vale (Ioniţă, 1998). Determinările noastre confirmă rezultatele obţinute de

Poesen (1990,1993) conform cărora materialele aparţinând orizontului Bt sunt de 3 - 4

68

Nisip

Praf Argila0 25 50 75 100

25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Nisip

Praf Argila0

Figura 21. Diagrame ternare ilustrând compoziţia gr

sunt incizate r

Aluviuni recente 25 50 75 100

25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Aluviuni mollice

Nisip

Praf Argila0 25 50 75 100

25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Nisip

0

100

e

Nisip

Praf Argila0 25 50 75 100

25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

Orizont Bt

6

Praf Argila0 25 50 75 100

25

50

75

100 0

25

50

75

e

Nisip

0

100

anav

9

Depozite nisipoas

ulometrică a prienele studiate

Praf 0

75

100

D

Luturi diferit

ncipalelor categorii litologice în care

Argila25 50 75 100

25

50

0

25

50

75

epozite "argiloase"

D it " il "

ori mai rezistente la eroziune decât orizonturile A. Faptul este ilustrat de o coeziune

destul de mare dată de conţinutul crescut de argilă şi o rezistenţă la penetrare statică pe

con mai mare decât a depozitelor argiloase tipice. Orizontul Bt are o importanţă decisivă

asupra adâncimii ravenelor mai puţin adânci de 3 m.

- În categoria depozitelor argiloase intră mai multe categorii de argile, foarte

importante pentru evoluţia ravenelor:

(1) o argilă cenuşiu vineţie, cu aspect de "plastilină" în stare umedă, cu coeziune

mare şi cea mai scăzută rezistenţă la penetrare statică pe con dintre toate materialele

întâlnite,

(2) o argilă pe alocuri gălbuie iar în altele verzuie, în general pestriţă, care de cele

mai multe ori prezintă numeroase concreţiuni calcaroase de mărimi centimetrice şi sub-

centimetrice. Are o coeziune mare şi o rezistenţă la penetrare ceva mai mare decât alte

argile datorită concreţiunilor calcaroase,

(3) o argilă nisipoasă, sau uneori chiar nisip argilos, cu o coeziune deosebit de

mare şi o rezistenţă la penetrare neobişnuit de mare datorată conţinutului mare de nisip,

(4) o argilă marnoasă, cenuşiu albicioasă, foarte dură în orice condiţii.

Toate aceste materiale apar ca fiind foarte rezistente la eroziune, ele putând fi

întâlnite cu foarte mare probabilitate în talvegul ravenelor mai adânci de 3 m, care au

trecut de orizontul Bt. Chiar dacă momentan sunt mascate de aterisamente, de

materialele depozitate temporar la baza malului, sau de aluviunile din talveg, ele vor fi

sigur întâlnite în foraje nu prea adânci (0,5 - 1 m, 2 m). Carateristicile acestor depozite

ne duc cu gândul la calculele lui Terzaghi (1963), care cu formula înălţimii critice a

malului aplicată în cazul unei argile de Londra, a constatat că aceasta ar putea fi stabilă

în mal vertical şi la o înălţime, neîntâlnită vreodată în realitate, de 4300 feet (≅ 143 m).

( )( )( )φαγ

φα−−

⋅=

cos1cossin4cHc

(Terzaghi, 1963, cf. Hurjui, 2000)

- În categoria alte materiale au fost incluse materiale diferite uneori având

caracteristici ale rocilor dure (gresii în plăci, nisipuri gresificate, pietrişuri), care apar

însă mai rar, sub forma unor lentile sau intercalaţii de grosimi centimetrice. Există şi

situaţii când ele apar ca un nivel de sine stătător continuu pe câteva zeci de metri în baza

unor ravene adânci.

70

Toate caracteristicile claselor de roci enumerate (sintetizate în tabelele 7 şi 8)

trebuiesc privite relativ, în funcţie de combinaţia în care apar în coloanele litologice, de

grosimea lor şi de poziţia faţă de suprafaţa terenului.

Prelucrările statistice ale acestor date nu au dat rezultate satisfăcătoare, în sensul

că unele corelaţii intuitive nu s-au confirmat. Aceasta ne determină să ne înscriem în

categoria cercetătorilor care au ajuns la concluzia că greutatea volumetrică, rezistenţa la

penetrare statică pe con şi rezistenţa la forfecare cu palete (= coeziunea) determinate la

umiditate naturală, departe de starea de saturaţie, sunt slabi indicatori de erodabilitate

prin valorile momentane. Introduse în calculul unui coeficient de erodabilitate de genul

celor stabiliţi de Moore, Temple, De Ploey sau Kirsten ţinând cont de consideraţiile de

mai sus şi de importanţa relativă, aşa cum s-a menţionat şi dacă determinările se fac pe

cât posibil în condiţii de umiditate constante, importanţe lor creşte considerabil, cum au

constatat Hanson, Robinson şi Cook în 1996.

Urmărind toate aceste caracteristici în planşele sintetice din figurile 22, 23, 24 şi

25 se va putea observa că ravenele, cel puţin cele de fund de vale, se pot împărţi în două

categorii din punct de vedere al stratificaţiei străbătute, al adâncimii şi al stadiului de

evoluţie, în acelaşi timp.

O primă categorie este aceea a ravenelor puţin adânci (H < 3 m) a căror bază se

găseşte în prejma orizontului Bt, sau în orice caz a unui orizont argilos aflat în cazul

respectiv în apropierea suprafeţei terenului.

O altă categorie, aceea a ravenelor celor mai adânci (H > 3 m), care au trecut de

orizontul Bt, au străbătut orizonturi lutoase de diferite grosimi şi a căror bază se situează

în zona unor depozite, de cele mai multe ori argiloase, foarte rezistente la eroziune.

Câteva ravene, puţine la număr, se găsesc într-un stadiu intermediar, în care

talvegul este undeva sub orizontul Bt dar nu a ajuns la un strat rezistent (exemplu ravena

Banca-Chira, din acelaşi bazin hidrografic cu Banca-Recea, afluentă a acesteia din

urmă).

Un posibil scenariu ar fi acela în care două orizonturi deosebit de rezistente la

eroziune, respectiv orizontul Bt şi cel inferior argilos joacă un rol deosebit de important

în morfodinamica ravenelor.

Primul orizont rezistent, mai apropiat de suprafaţa terenului determină existenţa

unor ravene cu adâncime mai mică. Acest orizont, cu o coeziune mai mare de

71

BancaRecea

0 m

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

Fãgãrasmal drept

Fãgãrasvârf Langa"Poligon"

Vâlcioaia

Hc=11,50

Tumba

Hc=9,20

Hreasca

Hc=7,56

MitocRoscani Roscani

RoscaniRoscaniChineja

V.BuzanuluiHorincea

SãseniFãgãrasRoscani

stg.110FãgãrasRoscani

stg.140 m

16

17

18

19

20

21

22

23

24

25

26

27

28

29

30

Hc=5,00

Hc=6,20

Hc=5,10

31

32

LEGENDA Depozite / aluviuni recente nisipoase Orizonturi / aluviuni mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Pietris, gresie în plãci, sau nisip cu trovanti

Loava Hreasca"Anghelutã"

Mitocvârf

Figura 22. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc

72

0 m

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

RoscaniP4 dreapta

RoscaniP4 stânga

RoscaniSt."E"1

RoscaniSt."E"2

Roscaniprag "baracã" vârf P1 gât P1 P2 stg. vârf P2 Prag 3

LEGENDA Depozite / aluviuni nisipoase Depozite / aluviuni mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Plãci de gresie

centruRoscani RoscaniRoscani Roscani Roscani Roscani Roscani

Scara verticalã 1 : 100

BancaChira

GorneiRav. 1

GorneiRav. 3

GorneiRav. 5

Hc=1,90

Hc=5,50

Hc=3,70

Hc=3,70

73 Figura 23. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc

BancaRecea0 m

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

Fãgãrasmal drept

FãgãrasvârfLanga"Poligon"

LEGENDA Depozite / aluviuni recente nisipoase Orizonturi / aluviuni mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide

Depozite argiloase Lut argilos compact cu CaCO3 Pietriº, gresie în plãci, sau nisip cu trovanþi

Scara verticalã 1 : 100

Vâlcioaia

Hc=11,50

Tumba

Hc=9,20

Hreasca

Hc=7,56

MitocRoscani Roscani

Roscani RoscaniBH ChinejaV.Buzanului

Hc=32 m

HorinceaSãseni

FãgãrasRoscani

stg.110 mFãgãrasRoscani

stg.140 m

74 Figura 24. Coloane litologice ale depozitelor în care au fost incizate unele ravene de fund de vale din Podişul Moldovenesc

20 kPa şi o rezistenţă la penetrare statică pe con relativ mai mare decât cea a

orizontului argilos este de cele mai multe ori practic neerodabil prin eroziune peliculară,

de suprafaţă, sau prin curenţi concentraţi, la pante mici (obişnuite). El poate fi străpuns

numai de apa aflată în cădere verticală sau la un unghi apropiat de 90o, adică la trecerea

peste un prag.

0 m

1

2

3

4

5

6

LEGENDA Depozite (aluviuni) nisipoase Depozite (aluviuni) mollice

Orizontul Bt (B1t, B2t) Depozite prãfoase (lutoase) loessoide Depozite argiloase

Ravena 12

Hc=3,40

axRavena 10 Ravena 8 Ravena 7 Ravena 6 Ravena 5

mal dreptRav. 12

(PT 2)Rav. 10

ax vârf vârf vârf vârf

Figura 25.. Coloane litologice ale unor praguri de ravene discontinue din B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului

În continuare sunt străbătute depozite luto-nisipoase sau nisipo-lutoase, de

grosimi mari (cele mai mari, de ordinul metrilor şi chiar al zecilor de metri) până în

momentul în care este întâlnit orizontul cel mai rezistent (argilă vânătă, de exemplu). Nu

se cunosc situaţii de ravene care să fi străbătut trei orizonturi rezistente.

Studiu de caz: influenţa structurii geologice asupra morfologiei ravenelor

din Valea Roşcani (B. H. Tutova)

Valea Roşcani din bazinul hidrografic Tutova (suprafaţa de ≈ 7 km2) întruneşte

aproape toate criteriile necesare pentru a fi calificată ca o vale deluvială în sensul

Martiniuc (1954), sau ca un organism torenţial în sensul S. A. Munteanu et al. (1991).

Cea mai mare parte a reţelei hidrografice este constituită dintr-un sistem complex de

ravene, este afectată de câteva alunecări de teren de mică amploare şi prezintă “pârâu

torenţial” cu un curs quasi-permanent numai în zona inferioară.

75

Reţeaua hidrografică suprapusă acestui bazin cuprinde o mare varietate de tipo-

dimensiuni de ravene, începând cu ravene discontinue (studiate de-a lungul mai multor

ani şi descrise de I. Ioniţă şi cuprinse în unele studii şi de I. Ichim et al.) şi de fund de

vale, pe cursul superior, ajungând până la ravene de mari dimensiuni (peste 25m

adâncime şi lăţime) pe cursul mijlociu.

În cadrul acestui sistem de ravene se pot observa canale atât în formă de “U” cât

şi de “V” de mari dimensiuni (comparativ cu cele pe care Heede (1974, 1975) le

consideră a fi dovada stadiului incipient al procesului de eroziune în adâncime) şi se pot

identifica aproape toate mecanismele de cedare a malurilor descrise în literatura de

specialitate.

Cartarea geologică a depozitelor din malurile ravenelor, forajele executate,

probele recoltate şi analizate precum şi încercările geotehnice in situ au permis

întocmirea schiţei din figura 26, pe baza căreia se pot face mai multe comentarii privind

geneza acestei văi, dar mai ales asupra rolului jucat de structura geologică în conturarea

şi evoluţia sistemului de ravene.

Cauzele iniţierii, poziţia în cadrul reţelei şi dinamica ravenelor discontinue,

probleme lămurite de Schumm cu argumente din hidraulica eroziunii liniare episodice,

au fost analizate şi descrise pe larg de I. Ioniţă (1997) de aceea nu insistăm asupra

acestor aspecte.

S-au delimitat şapte areale în care stratificaţia şi pachetele de roci constituente

prezintă caractere diferite cu implicaţii asupra: morfologiei şi morfodinamicii

versanţilor, malurilor, asupra formei în plan a traseelor, a densităţii şi naturii ravenelor şi

altele, după cum urmează:

- Zona a -I- a, versantul drept al ravenei Scrânghiţa, cuprinde alternanţe ritmice

(cu ritmuri metrice şi submetrice) de nisipuri şi lentile de argilă verzuie şi pestriţă cu

intercalaţii de gresii în plăci. Panta medie este de…Este zona în care sunt grupate

aproape exclusiv ravenele discontinue. Se remarcă absenţa totală a ravenelor pe

versantul stâng cu pantă apropiată şi litologie predominant nisipoasă omogenă.

- Zona a -II- a este predominant nisipoasă, omogenă, bine drenată (de aceea

probabil localnicii o utilizează pentru cultura viţei de vie), lipsită de ravene discontinue

şi de versant.

76

Valea

Roşc

ani

Ravena Ursoi

Ravena Langa

Rave

na Făgăr

aş

PoligonRavena Scrânghiţa

Ravena

I

II

IV V VI

VII

Ac . C

uibul Vulturilor

N

III

VIII

Figura 26. Delimitarea unor areale cu structură litologică diferită, în bazinul văii Roşcani (b. h. Tutova),

cu influenţă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor

- Zona a -III- a, prin prezenţa unor strate de argilă verzuie şi pestriţă într-o poziţie

favorabilă în baza depozitelor nisipo-prăfoase (lutoase) este singura propice alunecărilor

de teren.

- Zona a -IV- a ocupă versantul drept al cursului principal mijlociu, malul drept şi

cursul superior al ravenei Făgăraş. Este formată din luturi nisipoase cu pietrişuri

mărunte numai în bază. Prezintă maluri verticale.

- Zona a -V- a este formată din nisipuri medii, curate, cu trovanţi mari grezoşi

mai ales în bază. Aglomerarea trovanţilor pe cursul inferior al ravenei Făgăraş în

apropierea confluenţei cu canalul principal conferă acesteia aspectul de chei. Caracterul

acestei zone a fost dedus şi din aflorimentele din malul stâng al cursului mijlociu

77

ravenat, unde se pot vedea pereţi aproape verticali de peste 25m înălţime formaţi din

nisip curat cu trovanţi mari numai în bază.

- Zona a -VI- a este predominant nisipoasă (nisipuri slab grezificate), este vizibilă

pe o porţiune din malul stâng al ravenei Făgăraş şi conferă malului respectiv un aspect

ruiniform datorat blocurilor prăbuşite.

- Zona a -VII- a cuprinde depozitele cele mai rezistente la eroziune, marne

cenuşii albicioase, uscate, mai groase de 7m (ravena Făgăraş are aici adâncimea de 13 -

15m).

- Zona a -VIII- a ocupă malul drept al ravenei “Poligon” şi este formată din

alternanţe ritmice tip fliş de argile verzi, gresii în plăci şi nisipuri grosiere. Dacă malul

drept ar fi avut aceeaşi stratificaţie ca şi ce stâng (din zona a -I- a) probabil că ravena

“Poligon” ar fi avut un canal în formă de “V” de 15 m adâncime.

Având în vedere cele prezentate mai sus, concluzionăm că:

- ravenele din valea Roşcani au urmărit liniile de demarcaţie dintre zonele cu

depozite dezvoltate în faciesuri litologice diferite;

- zonele cu nisipuri au fost străbătute pe întreaga grosime, iar la nivelul de

aglomerare a trovanţilor canalul capătă aspect de chei;

- depozitele aparţinând zonelor VI, VII şi VIII au determinat devierea cursului

principal spre SV;

- caracteristicile litologice ale zonei a -I- a au un rol important în distribuţia şi

evoluţia ravenelor discontinue, care se opresc temporar la nivelul orizonturilor mai

rezistente la eroziune. Se subliniază în acest sens rolul lentilelor de argilă verzuie,

uneori pestriţă iar alteori vânătă, cu rezistenţa cea mai mică la penetrare statică pe con

(atunci când nu are umiditatea mai mică de 10 %) şi al orizontului de sol Bt în cazul

canalelor de adâncime mai mică de 3 m.

VI. ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR

Stabilitatea canalelor incizate poate fi privită din punctul de vedere al stabilităţii

geotehnice a malurilor, aşa cum, practic s-a procedat mult timp, sau ca stabilitate

hidraulică, atunci când se iau în considerare toate forţele care pot apărea, inclusiv cele

hidrostatice şi hidrodinamice.

78

În unele materiale mai recente se arată că mare parte din materialul erodat îşi are

originea în canalul însuşi al ravenei mai degrabă decât pe panta din amonte. În acest caz,

modelul convenţional al lui Hudson (1985),

eroziune = f (erozivitate, erodabilitate)

ar trebui probabil să fie modificat ca:

eroziune = f (rezistenţa (tăria) vârfului şi malurilor, efortul de forfecare exercitat

asupra vârfului şi malurilor, rezistenţa la eroziune, erozivitate)

unde "rezistenţa (tăria) vârfului şi malurilor" şi "rezistenţa la eroziune" tind să reducă

eroziunea, iar "efortul de forfecare exercitat asupra vârfului şi malurilor " şi

"erozivitatea " tind să o promoveze. Pornind de la aceste considerente, este posibil să se

stabilească un set de patru posibile condiţii care să desemneze starea unei ravene

(Tabelul 9)

Tabelul nr. 9

Condiţiile de stare ale ravenelor (Collison A., 1996) Vârful şi malurile ravenei Canalul ravenei Starea ravenei

Rezistenţa > Efortul Rezistenţa > Erozivitatea Stabil şi acoperit cu vegetaţie Rezistenţa > Efortul Erozivitatea > Rezistenţa Stabil şi curat Efortul > Rezistenţa Rezistenţa > Erozivitatea Degradare, în curs de umplere Efortul > Rezistenţa Erozivitatea > Rezistenţa În expansiune

Teoretic, factorul care controlează expansiunea ravenei este instabilitatea vârfului

(pragurilor) şi a malurilor, devreme ce aceste procese generează cea mai mare cantitate

de material pentru eroziune.

Mai mulţi autori au subliniat rolul presiunii apei din pori în procesul de cedare a

vârfului (pragurilor) şi malurilor. Monitorizarea umidităţii din sol prin programe de

determinări tensiometrice (Fernandez et al. (1995), Francis (1985, cf. Collison, 1996) au

indicat persistenţa unor presiuni negative ale apei din pori din pragurile sau malurile

unor ravene, pe durata unor ploi îndelungate, după care s-a pus în evidenţă cedarea.

Cedarea în condiţii de umiditate mare este un fapt obişnuit, totuşi există din ce în ce mai

multe dovezi că cedarea are loc şi în condiţii de nesaturaţie. O dovadă asupra

importanţei rezistenţei în stare nesaturată în menţinerea stabilităţii malurilor şi

pragurilor este prezenţa obişnuită a unor pereţi verticali în materiale aparent necoezive,

în regiuni semiaride. Fredlund et al. (1978) a demonstrat contribuţia adusă de sucţiunea

solului la coeziune. Aceasta poate fi încorporată ca o funcţie a coeziunii potrivit

ecuaţiei:

79

( )( )''* tantan φφ −−+= bwa uucc (1)

unde c* este coeziunea totală, c' este coeziunea efectivă, ua este presiunea aerului din

pori, uw presiunea apei din pori, φb este unghiul de creştere a efortului de forfecare

datorită sucţiunii şi φ' este unghiul de frecare internă. În consecinţă, ecuaţia lui Coulomb

poate fi modificată direct pentru a deveni:

( ) ( )waa uuuc φφστ tantan '' −+−+= b (2)

Termenul rezistenţei nesaturate φb se calculează în urma unei serii de teste de

forfecare în stare nesaturată cu controlarea sucţiunii, lucru posibil, în mod obişnuit prin

utilizarea aparatului de forfecare triaxial modificat (Anderson şi Kemp, 1987).

Asemenea teste rămân dificil de controlat şi consumatoare de timp.

Ajustarea lăţimii canalelor prin procese gravitaţionale şi alte procese asociate

poate reprezenta un important mecanism al răspunsului canalului şi disipării energiei pe

canalele incizate aluvionare. În zona de loess din Centru-vestul Statelor Unite, de

exemplu, materialul din maluri contribuie cu până la 80 % din totalul sedimentelor

erodate prin canale incizate (Simon et al., 1996).

Modelele conceptuale ale retragerii malurilor şi livrării de sedimente din maluri

către curentul de curgere subliniază importanţa interacţiunilor dintre forţele hidraulice

care acţionează pe fund şi la baza malului, şi forţele gravitaţionale care acţionează în

materialele de mal aflate in situ (Carson şi Kirkby, 1972; Thorne, 1982; Simon et al.,

1991). Cedarea apare atunci când eroziunea de la baza malului şi pe fundul canalului

adiacent malului au crescut înălţimea li unghiul malului până la punctul în care forţele

gravitaţionale depăşesc rezistenţa la forfecare a materialului din maluri. După cedare,

materialele căzute din maluri pot fi livrate direct curentului de apă şi depozitate ca

material de fund, pot fi dispersate ca încărcătură spălată (suspensie, saltaţie, etc.), sau

pot fi depozitate în lungul bazei malului ca blocuri intacte sau ca agregate mai mici

(Simon et al., 1991). Dacă sunt depozitate la baza malului, materialele căzute pot creşte

temporar stabilitatea prin propria masă şi prin protejarea materialelor in situ de atacul

hidraulic. Proprietăţile materialelor căzute din maluri în tandem cu forţele hidraulice

stabilesc timpul de staţionare al materialelor căzute (Thorne şi Abt, 1993).

80

Moduri de cedare a malurilor

Cedarea malurilor poate fi caracterizată prin forma suprafeţei de cedare (planară

sau rotaţională) şi prin modul de cedare.

Cedările rotaţionale, deşi mai distrugătoare în termenii pierderilor de teren, se

întâlnesc mai rar în lungul malurilor celor mai înalte de râuri, pentru că efortul de

forfecare creşte mai repede odată cu adâncimea în comparaţie cu rezistenţa la forfecare

(Terzaghi şi Peck, 1949).

Cedările planare apar mai devreme în procesul de ajustare, când malurile sunt

mai puţin înalte şi se pot produce în lungul oricărui plan de cedare critic indiferent dacă

acesta trece sau nu prin baza malului.

Cedările planare sub formă de fâşii (slab failure) apar în general datorită

subminării fluviale şi/sau dezvoltării unor crăpături de distensiune aproximativ verticale

în partea superioară a malului (Lohnes şi Handy, 1968; Thorne et al., 1981).

Cedările sub formă de semiboltă (alcov, pop-out failure) pot apărea la baza

malului (Bradford şi Piest, 1980) sau în zone cu permeabilităţi (umidităţi n. n.)

contrastante (Simon şi Darby, 1997) prin generarea unor presiuni ale apei di pori care

depăşesc rezistenţa la forfecare a materialului.

Cedările malurilor sunt semnalate în mod obişnuit în perioadele de recesiune ale

evenimentelor pluviale, şi adesea pot fi reprezentate analitic ca fiind condiţii de rapidă

prăbuşire în stare saturată (Simon şi Hupp, 1987; Thorne, 1990). La o scară mai mare de

timp semnalarea proceselor de cedare a malurilor indică în general o stare de

instabilitate a canalului de mărime nespecificată.

FORŢELE CARE CONTROLEAZĂ CEDAREA MALURILOR

Forţele geotehnice

Pentru cazul simplu al cedării planare pe unitatea de lungime şi lăţime, rezistenţa

malului se reprezintă prin ecuaţia lui Coulomb:

( ) '' tanφµστ −+=cr (1)

unde τr este rezistenţa la forfecare (kPa), c' este coeziunea efectivă (kPa), σ este efortul

normal (kPa), µ este presiunea din pori (kPa) şi φ' este unghiul efectiv de frecare (în

grade).

Efortul normal este dat de :

81

βσ cosW= (1a)

unde W este greutatea blocului care cedează şi β este unghiul planului de cedare. Forţa

gravitaţională activă este dată de:

Wsinβ (2)

Se defineşte factorul de siguranţă (Fs) ca fiind raportul dintre forţele de rezistenţă

şi cele active. O valoare egală cu unitatea indică cazul critic de cedare iminentă. Un alt

mod în care se poate descrie starea de cedare iminentă a malurilor este acela prin care se

defineşte înălţimea şi unghiul critic al unui anumit mal. Pentru cedarea în formă de pană

în lungul unei suprafeţe planare, înălţimea critică a malului (Hc) poate fi estimată

rezolvând următoarea ecuaţie. În condiţii drenate, parametrii rezistenţei efective pot fi

utilizaţi în exprimarea înălţimii critice:

( ) ( )( )[ ]''' cos1/cossin4 φαγφα −−= cHc (3)

unde α este unghiul malului (o) şi γ est densitatea materialului (kN⋅m-3). Hc poate fi

redus de adâncimea crăpăturilor de distensiune (z):

Hcz = Hc - z (4)

Unde Hcz este înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune (în m) şi z este

adâncimea crăpăturilor de distensiune (în m) (Selby, 1982). Această analiză nu ţine cont

de stratificaţia malului, de existenţa unor orizonturi cu rezistenţe diferite. În aceste

situaţii, pentru majoritatea caracteristicilor fizico-mecanice se utilizează valori medii

ponderate, cu excepţia rezistenţei la forfecare pentru care valorile normate de calcul se

obţin prin metoda celor mai mici pătrate (regresie).

Înălţimile critice ale malurilor pentru condiţiile cele mai defavorabile (condiţii

nedrenate) pot fi estimate utilizând parametrii rezistenţei la forfecare determinaţi în

condiţii neconsolidat nedrenat (φu = unghiul de frecare internă pentru condiţia

neconsolidat nedrenat = 0, şi cu = coeziunea neconsolidat nedrenat) şi greutatea

volumetrică în stare saturată (γs).

Efectul presiunii din pori excesive asupra instabilităţii malurilor şi versanţilor a

fost identificat de mult timp ca fiind un important contribuabil. Cedarea malurilor este

semnalată în mod obişnuit în perioadele de recesiune ale evenimentelor pluviale. Faptul

a fost atribuit unei condiţii de rapidă prăbuşire în stare saturată a malurilor acolo unde

presiunea pozitivă a apei din pori nu a fost echilibrată de presiunea exercitată asupra

82

malului de către apa care ar fi putut să curgă prin canal. Recent s-a descoperit că

presiunile excesive ale apei din pori pozitive nu sunt neapărat necesare pentru realizarea

condiţiei de cedare rapidă. De fapt, unele date indică faptul că pierderea de presiune

negativă a apei din pori, sau sucţiunea joacă un important rol în iniţierea instabilităţii

malurilor după perioadele ploioase (Casagli et al., 1997; Curini, 1998; Simon şi Curini,

1998).

Canalele incizate au în general maluri înalte faţă de care suprafaţa apei freatice se

situează mult mai jos, în perioadele de ape scăzute sau chiar medii. Deasupra nivelului

hidrostatic al apei solul are un grad de saturaţie mai mic de 100 % şi deci presiuni

negative ale apei din pori. Diferenţa (µa - µw) între presiunea aerului din pori şi

presiunea apei din pori reprezintă sucţiunea (ψ). Creşterea rezistenţei la forfecare

datorată creşterii sucţiunii se exprimă prin unghiul φb. Încorporând acest efect în ecuaţia

standard Mohr-Coulomb aceasta devine (Fredlund et al., 1978):

( ) ( )waar c φµµφµστ tantan '' −+−+= b

)(5)

unde ( aµσ − este efortul normal net exercitat asupra planului de cedare în timpul

cedării şi µw este presiunea apei din pori exercitată asupra planului de cedare în timpul

cedării. Valoarea lui φb este în general cuprinsă între 10o şi 20o, cu o valoare maximă a

lui φ' în condiţii de saturaţie (Fredlund şi Rahardjo, 1993). Efectele sucţiunii asupra

rezistenţei la forfecare sunt reflectate de termenul coeziunii aparente sau totale:

( ) bwaa ccc φψφµµ tantan '' +=−+= b

(6)

După cum se vede din ecuaţia (6) presiunile negative ale apei din pori (sucţiunile

pozitive) în zona nesaturată conduc la mărirea coeziunii şi deci a rezistenţei la forfecare.

Forţele hidraulice

Procesele care se produc la baza malului sunt de o importanţă deosebită pentru

înţelegerea cedării malurilor şi a evoluţiei morfologiei acestora în timp (Thorne, 1982).

În fazele de degradare ale evoluţiei canalului, înălţimile malurilor sunt mai mari şi

suprafeţele malurilor sub nivelul rădăcinilor vegetaţiei devin expuse. Deci materialele in

situ de la baza malului sunt mai susceptibile la eroziune bazală decât într-un canal

neincizat.

83

Erozivitatea în zona bazei malului poate fi exprimată în termenii rezistenţei materialelor

in situ sau a celor căzute şi ai forţelor hidraulice exercitate de către curgere. Efortul de

forfecare exercitat de către fluid asupra pereţilor se foloseşte ca o măsură a capacităţii

erozive a curgerii:

wwRSγτ = (7)

unde τ este efortul de forfecare pe pereţi (N/m2), γw este densitatea apei în canal (N/m3),

R este raza hidraulică în m, iar Sw este panta suprafeţei apei.

Forţele rezistente la baza malului (se opun antrenării materialului depozitat la

baza malului) pot fi reprezentate printr-un efort critic de forfecare de tip Shields. Autorii

au utilizat un criteriu dezvoltat de Wiberg şi Smith (1987) pentru exprimarea efortului

critic de forfecare (antrenare), adimensional (τ*cr), necesar pentru antrenarea blocurilor

de materiale coezive căzute din mal.

τ*cr se obţine grafic introducând un diametru adimensional al particulelor (K*) ca

fiind abscisa într-o curbă de antrenare tip Shields, unde τ*cr este ordonata (Wiberg şi

Smith, 1987)

( ) 31

** 0047,0 ζ=K (8)

unde K* este rugozitatea fundului (ks) pentru sedimente cu densitatea de 2,65, un fluid

cu temperatura de 10oC şi

( )ρρρ

ζ 2

3

* vgD s −= (9)

unde D este un diametru reprezentativ al particulelor (în m), ρ este densitatea fluidului

(kg/m3), ρs este densitatea sedimentelor (kg/m3), g este acceleraţia gravitaţiei (m/s2) iar

ν este vâscozitatea cinematică (m2/s).

Parametrul adimensional K* este o funcţie de mărimea particulelor, de densitatea

particulelor, densitatea şi vâscozitatea fluidului, ceea ce ar însemna că fiecare granulă

are o valoare unică pentru ζ* într-un anumit mediu fluid. Factorul 3,5D84 este pus în

locul lui ks în calculul lui D/ks, pentru a alege curba tip Shields potrivită, necesară

obţinerii lui τ*cr (Wiberg şi Smith, 1987). D84 este diametrul particulelor pentru care 84

% din distribuţia granulometrică sunt mai fine.

84

Funcţia de antrenare Shields convenţională, pentru particule de mărime uniformă

se exprimă ca o curbă cu o valoare a lui D/ks = 1,0.

Pentru a lua în calcul şi faptul că particulele repauzează pe un mal înclinat, se face o

ajustare ca (Lane, 1953):

2

2** tan1cos

c

crcbµ

εεττ −= (10)

unde τcb* este efortul de forfecare critic adimensional pe faţa malului, ε este unghiul de

pantă al malului pe care este depozitat materialul căzut (o) şi µc este coeficientul de

frecare al lui Coulomb bazat pe presupunerea că este echivalent cu tangenta unghiului

de frecare internă al sedimentelor (tanφ') (Bagnold, 1954, 1966; Francis, 1973, cf.

Hurjui, 2000).

Valorile dimensionale ale efortului critic de forfecare se obţin cu utilizând

conversia:

( )( )gDscbc ρρττ −= * (11)

unde τc este efortul critic de forfecare (antrenare) (N/m2).

Ecuaţia 10 se poate aplica numai acolo unde unghiul de pantă al malului (ε) este

mai mic decât unghiul de frecare internă (φ'). Totuşi, îndesarea, sucţiunea şi cimentarea

pot da naştere la maluri cu unghiuri de pantă mai mari decât unghiul de frecare internă.

Este o situaţie des întâlnită în cazul canalelor incizate. În acest caz se poate aplica

modificarea propusă de Millar şi Quick (1993, cf. Hurjui, 2000), bazată pe dovezile

empirice ale celor mai mari unghiuri de pantă măsurate pe teren (φ*):

( ) 50

2*

*sinsin1tan067,0 gDscb ρρφεφτ −⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= (12)

unde D50 este diametrul mediu al sedimentelor (în m). Valoarea acestei ecuaţii este

limitată datorită problemelor numerice atunci când φ* se apropie de verticală pentru că

tanφ' devine nedeterminat.

Analiza stabilităţii malurilor stratificate cu luarea în considerare

a presiunii apei din pori

Simon et al. (1999) au stabilit un algoritm de calcul pentru maluri coezive cu mai

multe orizonturi litologice care încorporează atât criteriul de cedare Mohr-Coulomb

85

pentru partea saturată a suprafeţei de cedare, cât şi criteriul de cedare modificat de

Fredlund et al.(1978) pentru partea nesaturată a suprafeţei de cedare. Algoritmul bazat

pe Metoda Echilibrului Limită mai ia în considerare şi alte forţe care acţionează pe

suprafaţa planară de cedare, şi anume:

- sucţiunea în partea nesaturată a suprafeţei de cedare (S);

- forţa de antrenare ascensională datorată presiunilor pozitive ale apei din pori în

zona saturată a planului de cedare (U), şi

- forţa hidrostatică exercitată de apă asupra pereţilor canalului, în canal în

general.

Efectul stratificaţiei se calculează însumând forţele specifice fiecărui strat.

Factorul de stabilitate în această situaţie este dat de:

( ) ( )[ ]( )∑

∑−−

−+−++=

βαβφβαβφ

sinsin'tancoscostan'

ii

iiiib

iiii

s PWPUWSLc

F (13)

unde Li este lungimea planului de cedare încorporat în stratul (orizontul) i, este

forţa produsă de sucţiune asupra părţii nesaturate a suprafeţei de cedare (kN/m), U este

forţa de antrenare ascensională în partea saturată a suprafeţei de cedare (kN/m) şi P este

forţa hidrostatică a apei din canal (exterioară) (kN/m).

Forţe hidraulice şi procese

Condiţiile de eroziune la baza malului. Forţa erozională a curentului de apă este

reprezentată de eforturile de forfecare exercitate la baza malului când apa are nivelul

maxim. După Simon şi Darby (1997) aceasta are expresia:

( ) wppww SEE −=γτ (14)

unde Ew este cota maximă a suprafeţei apei (m), Ep este cota unei tije înfiptă în mal

pentru măsurarea eroziunii (m) şi Swp este panta suprafeţei apei la debit maxim. Valorile

efortului de forfecare calculat cu această relaţie sunt de ordinul zecilor de N/m2 (30 -50

N/m2).

Eroziunea bazei malului îl face pe acest mai abrupt şi de aceea este urmată de

cedarea gravitaţională, acre are loc în timpul următoarei etape de micşorare a sucţiunii şi

de apariţie a presiunilor excesive ale apei din pori.

Pentru a determina condiţiile necesare antrenării blocurilor de material coeziv

adunate la baza malului, efortul critic de antrenare valabil pentru cele mai obişnuite

86

condiţii de la baza malului, se determină folosind abordarea Wiberg şi Smith (1987, cf.

Hurjui, 2000) ca şi criteriile standard Shields.

Până în prezent nu s-a ţinut cont de aparenta coeziune ce apare între blocurile

căzute şi substratul pe care acestea au fost depozitate.

Efectul potenţial al sucţiunii asupra creşterii efortului necesar antrenării unui bloc

căzut se apreciază determinându-se sucţiunea la interfaţa bloc-substrat. Sucţiunea

determinată astfel are valori de ordinul a 5 - 11 kPa.

MODELUL "GEOFLUVIAL" DARBY S. E. ŞI THORNE C. R. DE ANALIZĂ A STABILITĂŢII

CANALELOR

Estimarea pierderilor de sol şi a cantităţilor de sedimente asociate cu

instabilitatea malurilor ca şi modelele matematice bazate pe predicţia lăţimii canalelor

prin combinarea modelelor de stabilitate a malurilor cu cele numerice al morfologiei

fundului, se sprijină pe predicţia precisă a instabilităţii râului şi pe geometria blocurilor

căzute din maluri.

Limitări ale modelelor precedente:

1. Figurile geometrice prin care se caracterizează dimensiunile blocului incipient

prin care malurile cedează sunt inadecvate descrierii geometriei malurilor naturale

erodate (Osman şi Thorne, 1988). Profilul natural al malurilor naturale erodate este

deformat prin combinaţii de degradare sau agradare a fundului (care influenţează

înălţimea generală a canalului) ca şi de eroziunea fluvială laterală (particulă cu

particulă). Aceste combinaţii de procese fluviale tind să aibă ca rezultantă o geometrie

caracteristică asemănătoare cu cea din figura 27.

2. Planul de cedare este constrâns să treacă prin baza malului. Faptul este

nerealist, observaţiile de teren sugerând posibilitatea ca suprafaţa critică de cedare să

intersecteze profilul malului într-un alt punct (Simon et al., 1991).

3. Influenţa presiunii apei din pori ca şi a presiunii hidrostatice a apei din canal

pe pereţi (maluri) asupra distribuţiei forţelor în jurul blocului care cedează este fie, în

mod obişnuit ignorată, fie caracterizată în mod simplist printr-un termen al ratei

presiunii din pori (Simon et al., 1991).

4. Unghiul de înclinare al planului de cedare, în mod obişnuit, nu este estimat

utilizând metode fizice riguroase, ci în schimb este frecvent aproximat ca o funcţie

numai de unghiul malului şi unghiul de frecare internă al materialului.

87

Profiluliniþial

al malului

Degradareafundului

Eroziunelateralã

Segmentul crãpãturilor relicte

Segmentul suprafeþei de taluzaresau alunecare

Figura 27. Profilul caracteristic natural al malurilor modelate prin eroziune fluviatilă (Darby şi Thorne, 1996)

Nivelul hidrostatical apei freatice

Nivelul apei în canal

Figura 28. Analiza stabilităţii malurilor (Darby şi Thorne, 1996)

88

Analiza stabilităţii malurilor

Figura 29. Impactul apelor de suprafaţă şi subterane asupra presiunii din pori într-un punct pe planul de cadare iniţial (Darby şi

Thorne, 1996)

Scopul aceste analize este acela de a cuantifica toate forţele care acţionează

asupra blocului de mal (figura 28) care cedează, după un plan care intersectează profilul

malului prin punctul cel mai critic. În plus, unghiul de înclinare al planului de cedare

trebuie estimat utilizând

tehnici bazate pe metode

fizice.

Pentru a obţine o

soluţie se presupune că

malul nu este stratificat şi că

efectul vegetaţiei asupra

stabilităţii malului este luat

în considerare în mod

implicit în termenii care

reprezintă rezistenţa şi

greutatea malului. De

asemenea, se presupune că stabilitatea malului poate fi modelată utilizând conceptul

factorului de siguranţă conform căruia cedările sunt detectate imediat ce raportul dintre

forţele de rezistenţă şi cele active scade sub unitate.

Rezultanta forţelor active (FD) care acţionează asupra blocului care cedează este

egală cu suma dintre componenta greutăţii blocului îndreptată în josul planului de

cedare şi componenta presiunii hidrostatice a apei îndreptată înspre planul de cedare.

αβ sinsin cpt FWFD −= (2)

unde Wt este greutatea blocului (N/m2), β este unghiul de înclinare al planului de cedare

(o), Fcp este rezultanta forţelor hidrostatice ce acţionează asupra planului de cedare

(N/m2) şi α este unghiul dintre direcţia rezultantei forţelor hidrostatice şi normala la

planul de cedare (o).

Rezultanta forţelor rezistente care acţionează asupra planului de cedare (FR) este

o sumă a ferţelor de rezistenţă coezive şi de frecare ce se opun alunecării blocului în

lungul planului de cedare. Luând în consideraţie şi efectul presiunii apei din pori şi pe

cel al presiunii hidrostatice aceasta devine:

( )[ ] φαβ tancoscos cpwt FUWcLFR +−+= (3)

89

unde L este lungimea planului de cedare (m), Uw = presiunea totală apei din pori care

acţionează asupra planului de cedare (N/m2), c = coeziunea solului (N/m2) şi φ = unghiul

de frecare internă. Geometric, din figură rezultă greutatea blocului:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −−

−=

iKHKHW h

t tantan2

22'22

βγ (4)

unde γ = densitatea solului (N/m3), H = înălţimea totală a malului (m), H' = înălţimea

malului erodat (m), K = adâncimea crăpăturilor de distensiune (m), Kh = adâncimea

relictă a crăpăturilor de distensiune şi i este unghiul de înclinare al malului (o).

Lungimea planului de cedare este dată de:

L = (H - K)/sinβ (5)

Înlocuind relaţiile de la 2 la 5, factoul de siguranţă devine (6):

( )⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜

⎝

⎛

⎪⎩

⎪⎨⎧

+⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡−⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −−

−+

−= αβ

βγ

βcoscos

tantan2sin

22'22

cpwh FU

iKHKHKHCFS *(continuare↓)

* } αββ

γφ sinsintantan2

/tan22'22

cph F

iKHKH

−⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −−

− (6)

Pentru a rezolva ecuaţia 6 este necesar să se estimeze unghiul planului de cedare,

să se determine presiunea hidrostatică şi cea a pei din pori, corespunzătoare geometriei

malului, proprietăţile solului, caracteristicile apei de suprafaţă şi subterane. Fiecare din

acestea va fi considerată în continuare.

Termenul presiunii apei din pori

Presiunea apei din pori exercitată în oricare punct al planului de cedare are

expresia:

( )ζρ += ww hgu (7)

unde uw = presiunea apei din pori (N/m2); ρw = densitatea apei (1, 000 kg/m3), g =

acceleraţia gravitaţiei; hw = adâncimea (sarcina datorată) apei subterane în m şi ζ =

încărcarea datorată apei din canal (m) (Figura 29). Includerea termenului ζ se face

pentru a ţine cont de interacţiunea dintre presiunea apei din pori şi cea a apei din canal.

Pentru a determina presiunea totală a porilor exercitată asupra planului de cedare iniţial

este necesar să se integreze (7) pe toată lungimea planului astfel încât:

90

∑=x

ww dxuU0

(8)

Pentru orice suprafaţă a apei freatice şi pentru orice distribuţie a suprafeţelor

apelor de suprafaţă, Uw poate fi estimat exprimând hw şi ζ ca funcţii de cotele apelor

freatice şi de suprafaţă, de geometria blocului de cedare şi de x , lăţimea totală a

blocului de cedare. Aceasta se poate face numeric pentru distribuţii arbitrare ale

suprafeţelor apei. Totuşi, este, de asemenea, posibil să se obţină soluţii numerice pentru

unele cazuri speciae presupuse. Autorii au adoptat această din urmă cale. Astfel, s-a

presupus că suprafaţa apei freatice este orizontală şi paralelă cu suprafaţa luncii. În acest

caz este posibil să se formuleze Uw pentru o gamă de suprafeţe ale apei subterane şi

freatice. Se obţine astfel un număr de 11 combinaţii. Se subliniază faptul că aceste

soluţii reprezintă presiuni ale apei din pori care acţionează pe suprafaţa planului de

cedare când cele două presiuni ale apelor (de suprafaţă şi din pori) interacţionează

dinamic.

Termenul presiunii apei de suprafaţă

În continuare se cuantifică presiunea hidrostatică care se exercită asupra

blocurilor de cedare submersate, având geometria din figura 29, pentru cote arbitrare ale

suprafeţelor apei.

Se consideră în continuare situaţia din figura 28 în care influenţa apelor freatice

este neglijată. Parametrii de interes din punct de vedere al impactului asupra stabilităţii

malului sunt mărimea şi rezultanta presiunii hidrostatice, Fcp şi unghiul ω (o) sub care

rrezultanta se direcţionează către suprafaţa malului. Aceşti parametri determină

componentele lui Fcp care acţionează asupra blocului ce începe să cedeze, după unghiul

α. Rezultanta presiunii hidrostatice care acţionează asupra unui plan înclinat submersat,

cu geometrie complexă, poate fi estimată prin rezolvarea forţelor care acţionează

vertical şi orizontalasupra suprafeţei imersate a malului

22yxcp FFF += (9)

Unghiul sub care această rezultantă se direcţionează către suprafaţa malului

este dată de

xy FF /tan =ω (10)

91

unde Fx este componenta orizontală a presiunii hidrostatice (N/m2) iar Fy este

componenta verticală (N/m2). Totalul forţelor orizontale şi verticale este dată de suma

tuturor forţelor care acţionează asupra unor mici sub-elemente ale suprafeţei malului

∑∂= xx FF (11)

WFF yy =∂=∑ (12)

unde W = greutatea apei deasupra suprafeţei malului (N/m2), ceea ce înseamnă

volumul delimitat de BCDE din figura 29. De aceea Fy este dat de

( )ariaBCDEgWF wy ρ== (13)

valoarea precisă a ariei BCDE depinde de cota suprafeţei apei.

Unghiul ω determină unghiul α dintre rezultanta presiunii hidrostatice şi normala

la planul de cedare, care la rândul lui influenţează componentele lui Fcp. Acest unghi

este dat de

( )ωβα +−= 90 (14a)

( )βα −= i (14b)

unde (14b) se foloseşte în cazul suprafeţelor malurilor submersate de formă plană (H =

H' şi Kh = 0).

Ecuaţiile de până acum se aplică atunci când nu există apă freatică sau nuvelul

acesteia este situat sub nivelul planului de cedare.În lungul porţiunii saturate a suprafeţei

malului, rezultanta netă a presiunii hidrostatice este egală cu zero. Rezultanta presiunii

hidrostatice trebuie deci să fie calculată numai pentru porţiunea din malul submersat

care corespunde suprafeţei şi cotelor apei subterane. Există 12 combinaţii de cote ale

apei subterane, apei freatice şi geometriei malului cu soluţii pentru Fcp, ω şi α.

Unghiul planului de cedare

Unghiul planului de cedare β corespunde planului în care coeziunea se

mobilizează pe deplin în condiţii critice (Taylor, 1948; Spangler şi Handy, 1982; Osman

şi Thorne, 1988). Aceasta se poate determina calculând derivata întâia a ecuaţiei

coeziunii considerând unghiul planului de cedare egal cu zero. Cu alte cuvinte, unghiul

planului de cedare poate fi estimat prin determinarea unghiului β care satisface

următoarea condiţie:

92

β∂∂ /c (15)

Rearanjând (6) se obţine pentru c:

( ) ( )[ ]{ βββαβ sincossinsinsin2 ⋅−−⋅−= wtcpt UWFWc} ( )KHFcp −⋅⋅+⋅ /tansincostan φβαφ (16)

De fapt (16) este o funcţie mai complexă a planului de cedare, chiar dacă nu pare,

α şi Uw fiind ele însele funcţii de β. De aceea este necesar să se rearanjeze aceste

expresii în termenii lui β, înainte de a deriva expresia (16) pentru a obţine condiţia

definită de (15).

Diferenţiind şi rearanjând (16) şi egalând cu zero, rezultă următoarea relaţie

generală:

( )( )⎜⎜⎝

⎛

⎩⎨⎧

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ +−−=

∂∂ ββγβ

22 cossin2

KHc

( )( ) ⎟

⎟⎠

⎞⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

−⎪⎭

⎪⎬⎫

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡

−⋅⋅−

−KH

XFKHi

KH cph

tansincos' 22 ββγ

0tan

=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

+−KH

YFF cp

n

φ (17)

unde:

( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90cossin90sincosX (18a)

( ) ( ) ββββ cossinsincos −+−−= iiX (18b)

( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90sinsin90coscosY (19a)

( ) ( )ββββ −+−= iiY sinsincoscos (19b)

unde (18b) şi (19b) se utilizează numai dacă se alege (14b) şi

( )[ ]KH

UWF wt

n −∂⋅−∂

=1tansincos

βφββ (20)

Este evident că forma lui (17) depinde de distribuţia presiunii apei din pori şi a

celei hidrostatice care acţionează asupra blocului care cedează. Este posibil să se arate

că pentru cazul special în care H = H' şi când K = Kh = Fcp = Uw = 0, (17) conduce la:

( ) 2/φβ += i (21)

93

Aceasta este, de fapt, baza pentru utilizarea obişnuită a acestei aproximaţii în

analizele anterioare (de exemplu Lohnes şi Handy, 1968; Huang, 1983; Simon et al.,

1991). Totuşi, cazul special care duce la (21) rar apare în cazul malurilor de râuri.

Pentru a rezolva (17) în vedera determinării unghiului planului de cadare, se

impune o soluţie iterativă. În situaţia prezentată s-a utilizat schema de iterare Newton-

Raphson conform căreia estimările succesive ale lui β se obţin utilizând

( ) ( )111 '/ −−− −= iii FF ββββ (22)

unde F(βi-1) este dat de (17) şi derivata acesteia (cu respectarea lui β) este dată de

( ) ( )( )[ ]{ ββγβ cossin2' 1 ⋅−−=− KHF i

( )( ) ⎟

⎟⎠

⎞⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

−⎪⎭

⎪⎬⎫

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡

−⋅+−−

−KH

XFKHi

KH cph 'tan

cossin' 2222 ββγ

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

+−KH

YFF cp

n

'tan'

φ (23)

unde:

( ) ( )ωββωββ ++−−++−= 90coscos290cossin2'X (24a)

( ) ( )ββββ −−−−= iiX coscos2sinsin2' (24)

( ) ( )ωββωββ ++−−++−−= 90cossin290sincos2'Y (25a)

( ) ( )ββββ −−−= iiY cossin2sincos2' (25b)

unde: (24b) şi (25b) se utilizează numai dacă se alege (14b) şi

( )[ ]KH

UWF wt

n −∂⋅−∂

=1tansincos

' 2

2

βφββ

(26)

O estimare iniţială a unghiului planului de cedare se face utilizând următoarea

aproximaţie:

( ) 2/0 φβ += i (27)

Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare

Localizarea suprafeţei celei mai critice de cedare se face printr-o procedură

iterativă propusă de Simon et al. (1991). Această procedură este mai flexibilă decât

presupunerile anterioare conform cărora suprafaţa de cedare trebuia să treacă prin baza

94

malului. Faptul este important deoarece există dovezi empirice că de fapt această

suprafaţă este situată mai sus (Thorne et al., 1981, Simon şi Hupp, 1986). În principiu

schema de calcul implică calcularea repetată a factorului de stabilitate pentru un număr

de locaţii diferite ale intersecţiei planului de cedare cu suprafaţa malului. Suprafaţa cea

mai critică de cedare este deosebită prin identificarea unui factor minim de siguranţă.

Practic procedura constă în:

- împărţirea profilului malului în 20 segmente de creştere a înălţimii malului şi

proiectarea acestora pe suprafaţa malului;

- pentru fiecare din aceste puncte se determină dimensiunile blocului de cedare

incipient prin proiectarea unui potenţial plan de cedare (la unghiul β, determinat ca mai

sus) pe suprafaţa luncii.

- se identifică factorul minim de siguranţă pentru primele 20 de puncte.

Dacă factorul minim de siguranţă este mai mare ca 1, sau probabilitatea maximă

de cedare este egală cu 0, atuici se consideră că malul este stabil din privinţa cedărilor

gravitaţionale (în masă). Altfel, procedura se repetă, iar de această dată înălţimea pe

verticală a malului cuprinsă între punctul imediat superior şi cel imediat inferior

punctului de minim identificat iniţial se împarte în 20 de intervale mai mici. Dacă se

găseşte că planul cel mai critic de cedare se găseşte ca trecând prin baza malului atunci

intervalul dintre baza malului şi primul punct se împarte la 20, ş. a. m. d.

Geometria blocurilor care cedează

Dacă factorul de siguranţă se găseşte sub valoarea critică, se presupune că

cedarea se va produce. Pentru calculul geometriei blocului care cedează este necesar să

se revadă caracteristicile geometrice ale malului ţinând cont de localizarea suprafeţei

celei mai critice de cedare, astfel încât

H = yfp - yf (28)

H' = yfp - ys (yf < ys) (29)

H' = yfp - yf (yf ≥ ys) (30)

K = yfp - yk (yf < yk) (31)

K = (yfp - ys)/2 (yf ≥ ys) (32)

Kh = yfp - yt (yf < yt) (33)

Kh = 0 (yf > yt) (34)

95

Unde yfp = cota muchiei malului (luncii) (m); ys = cota bazei malului neerodat (m); yk =

cota la baza crăpăturilor de distensiune (m); yt = cota la baza crăpăturilor de distensiune

relicte (m); yf = cota suprafeţei celei mai critice de cedare (m). Geometria blocului ceare

cedează eset dată de.

iKHKHBW h

tan'

tan−

−−

=β

(35)

x = (H - K)/tanβ (36)

iKHKHV h

tan2'

tan2

2222 −−

−=

β (37)

unde BW = cantitatea cu care se lărgeşte lunca (m); x = lăţimea totală a blocului care

cedează (m); V = volumul blocului pe unitatea de lungime a canalului (m3/m).

Analiza probabilistică a stabilităţii malurilor

Procedura calculării probabilităţii de cedare a malurilor se bazează pe schema

propusă de Huang (1983) şi Darby (1994). În esenţă distribuţiile probabilităţilor

reprezentând şiruri de proprietăţi ale solurilor prezente în maluri sunt înlocuite prin

valori unice ale unor sol-variabile în ecuaţiile factorului de suguranţă. Primul pas, de

aceea, este să se determine frecvenţa distribuţiei fiecărei proprietăţi a solului: coeziune,

unghi de frecare internă şi densitate. Împărţind fiecare din aceste distribuţii continue în

clase, este posibil să se definească un număr de combinaţii de proprietăţi ale solului, cu

valori reprezentative pentru fiecare clasă. Fiecare din aceste combinaţii , împreună cu o

geometrie a canalului poate fi aplicată direct în teoria stabilităţii malurilor pentru a

determina factorul de siguranţă corespunzător combinaţiei respective. Probabilitatea de

apariţie a unui anumit factor de stabilitate P(FS) este:

P(FS)ijk = P(c)i⋅P(φ)j⋅P(γ)k (38)

Unde P(FS)ijk =probabilitatea unui anumit factor de stabilitate corespunzător unei

anumite combinaţii de proprietăţi ale solului; P(c)i = probabilitatea de apariţie a

coeziunii în clasa reprezentată de valoarea ci; P(φ)j = P(γ)k = probabilităţile unghiului de

frecare internă şi densităţii reprezentate de valorile φj şi respectiv γk.

Dacă factorul de stabilitate pentru o anumită combinaţie de proprietăţi ale solului este

mai mic decât 1, se aşteaptă să apară cedarea pentru acea combinaţie. Se reţine

96

probabilitatea calculată cu (38) şi se procedează la fel în continuare cu toate celelalte

combinaţii posibile. Probabilitatea de cedare se găseşte prin suma tuturor probabilităţilor

corespunzătoare factorilor individuali de siguranţă mai mici ca 1:

( ) ( ijkFSPFSP 11 <=< ∑ ) (39)

unde P(FS<1) = probabilitatea de cedare, iar P(FS<1)ijk = probabilitatea de apari'ie a

unui anumit factor de stabilitatea mai mic decât 1.

Diagrama stabilităţii canalului

Evoluţia canalului din viziunea lui Schumm (1984) poate fi văzută în termenii a

două numere de stabilitate adimensionale: 1) Ng este o măsură a stabilităţii malului; 2)

Nh este o măsură a stabilităţii fluviale. Pentru ca un canal să fie stabil, stabilitatea

fluvială şi cea a malurilor, sunt ambele condiţii esenţiale. Gama de variaţie pe termen

lung a celor două numere ar fi de dorit să fie astfel încât Ng < 1 şi Nh ≈ 1 (Watson et al.,

1988). Cuantificarea evoluţiei canalelor prin utilizarea parametrilor adimensionali Ng şi

Nh permite estimarea rapidă a stării canalelor.

Optim pentru proiectare

DegradareAgradare

Mal

sta

bil

Mal

inst

abil

Ng

- Înã

lþim

ea ºi

ung

hiul

mal

ului

sta

bil

Nh - Capacitatea de transport a sedimentelor doritã Figura 30. Diagrama stabilităţii canalelor (Watson et al., 1988)

Ng se defineşte prin orice măsură rezonabilă a stabilităţii malului în termenii unui

factor de siguranţă. Factorul de siguranţă reprezintă raportul dintre forţele rezistente şi

cele active, sau altfel spus, malurile sunt instabile dacă Ng < 1 şi stabile pentru Ng > 1.

97

Practic, cineva poate observa pe teren că malurile de peste 3 m înălţime sunt în

general instabile. În aceste condiţii, Ng poate fi raportul dintre înălţimea malului şi

numărul 3 ceea ce va da Ng < 1 pentru malurile stabile. Când sunt disponibile date

geotehnice Ng poate fi factorul geotehnic de siguranţă a malului când se presupune

cunoaşterea tuturor proprietăţilor geotehnice ale materialelor şi unghiul de pantă al

malului.

Nh a fost definit iniţial (Watson et al., 1988) ca fiind raportul dintre cantitatea

dorită de sedimente şi capacitatea actuală de transport de sedimente. Totuşi, Nh poate fi

raportul oricăror parametri rezonabili care pot fi utilizaţi ca înlocuitori ai transportului

de sedimmente, cum ar fi raportul dintre rata transportului de sedimente pentru cursul

din amonte şi cea a cursului care interesează. Într-o recunoaştere iniţială se pot compara

pantele talvegului unui canal stabil cu cele ale canalului de interes. Nh va fi egal cu

raportul dintre panta talvegului canalului de interes şi cea a canalului stabil. Pentru un

canal în degradare Ng > 1 iar pentru unul în agradare Ng < 1.

În diagramă (Figura 30) fiecare cadran este caracrterizat printr-o pereche de

numere de stabilitate geotehnică şi respectiv hidraulică şi cursurile care pot fi încadrate

în acelaşi cadran au caracteristici comune privitoare la stabilitate şi în privinţa măsurilor

ce se pot lua pentru atingerea anumitor obiectice.

- În cadranul 1 (Ng < 1, Nh > 1) fundul canalului poate să fie degradat sau poate să

înceapă să se degradeze; malurile nu sunt geotehnic stabile. Eroziunea malurilor apare

numai local.

- În cadranul 2 (Ng > 1, Nh > 1) canalele sunt instabile; fundul canalului şi

malurile sunt geotehnic instabile. Eroziunea malurilor apare numai local.

- Cadranul 3 (Ng > 1, Nh < 1) este caracterizat prin cedări gravitaţionale ale

malurilor, dar fără continuarea degradării fundului.

- Cadranul 4 (Ng < 1, Nh < 1) este caracterizat prin stabilitate generală.

Studiul experimental al stabilităţii malurilor

Metodele de monitorizare a eroziunii şi stabilităţii dinamice a malurilor se împart

în două categorii:

- determinări morfometrice;

- studiul stărilor de eforturi şi deformaţii ale terenului.

98

Despre unele metode de determinare a variabilelor morfometrice, atât pe teren cât

şi în laborator, s-au făcut unele menţiuni în capitolul precedent. În cele ce urmează, se

va insista asupra celei de a doua categorii de metode experimentale.

Măsurători pe teren. Dată fiind marea variabilitate atât în spaţiu cât şi în timp a

distribuţiei eroziunii malurilor, uneori, repetarea măsurătorilor topografice nu este

suficientă pentru surprinderea variaţiilor spaţio-temporale.

În consecinţă, s-au imaginat şi alte dispozitive cum ar fi:

1. Introducerea în teren, orizontal, la diferite nivele, a unor tije metalice care să

devină martori ai regresării malurilor în poziţiile respective. Tehnica nu este aplicabilă,

în pofida aparentelor avantaje, în cazul pietrişurilor şi bolovănişurilor deoarece

deranjează structura terenului şi denaturează aspectul zonei erodate. În cazul terenurilor

slab coezive tijele însele introduse în teren măresc rezistenţa la întindere a stratelor

respective împiedicând dezvoltarea fisurilor tensionale. Acesta nu este neapărat un

dezavantaj, mai ales pentru proprietarul terenului (ramforsarea malurilor), deoarece

astfel se măreşte stabilitatea. Pentru cazul ravenelor de mari dimensiuni sau cu ritmuri

alerte de regresare a malurilor sau vârfurilor tehnica înfingerii tijelor poate fi

insuficientă.

2. Pentru malurile cu pietrişuri şi bolovănişuri precum şi pentru cele ce conţin

fragmente orizonturi sau plăci de roci dure s-au obţinut informaţii interesante prin

văruirea sau vopsirea în diferite culori a malurilor. Nu numai că se poate observa

imediat momentul când particulele de suprafaţă au fost înlăturate, dar se pot face

observaţii şi asupra transportului şi depunerii materialului erodat (Thorne, 1978).

3. Plasarea de capcane pentru materialul dizlocat prin îngheţ-dezgheţ, la baza

malurilor.

Rezultate obţinute în analiza stabilităţii malurilor ravenelor

În anul 1994 s-au făcut determinări geotehnice, întocmindu-se fişele

corespunzătoare, la patru albii cu caracter torenţial din Podişul Moldovenesc, respectiv

Valea Ghelţagului, Valea Hreasca (Colinele Tutovei), Valea Loava şi Valea Vâlcioaia

(Dealurile Fălciului).

În anul 1995 cercetările au continuat în văile Scrânghiţa, Roşcani, Făgăraş (două

locaţii), Hreasca (un nou amplasament) şi Mitoc, din Colinele Tutovei şi în văile Chira,

Recea (zona Banca) si Tumba din Dealurile Fălciului.

99

Fiecare din aceste amplasamente oferă informaţii despre albii dezvoltate în condiţii

litologice şi aspecte morfologice variate în pofida aparentei monotonii litologice (uneori

au loc schimbări de facies chiar în lungul aceleiaşi albii, la numai câţiva metri depărtare)

atât pentru ravene de fund de vale sau de versant cât şi pentru albii cu fund uscat sau

cursuri cu caracter semipermanent.

Pachetele de roci sedimentare semiconsolidate sau neconsolidate, siltice şi

arenitice au fost străbătute cu foraje manuale, pe întreaga grosime (adâncime a

canalului) plus un metru sub talweg.

S-au determinat densităţile (greutăţile volumetrice) aparente şi în stare naturală,

rezistenţa la forfecare cu aparatul cu palete Eijkelkamp şi s-au prelevat probe de

umiditate şi pentru analize fizico-chimice din fiecare varietate litologică întâlnită.

Întreaga structură a fost străbătută cu penetrometrul static Eijkelkamp, determinăndu-se

din zece în zece centimetri rezistenţa la penetrare pe con. Diagramele rezistenţei la

penetrare şi valorile rezistenţei la forfecare indică , pe de o parte continuitatea (gradul de

uniformitate) parametrilor fizico-mecanici ai fiecărei formaţiuni litologice, iar pe de altă

parte personalitatea fiecăreia dintre ele în faţa agenţilor erozionali sau provocatori de

instabilitate.

La Scrânghiţa, într-un punct în care are loc o schimbare majoră a morfologiei

canalului (trecere de la canal triunghiular - simetric, la un canal mai larg de forma

virtuală a literei "U", puternic colmatat), s-au identificat şapte varietăţi (orizonturi )

litologice. Grosimile cele mai mari le prezintă orizontul Bt (150 cm) şi o argilă pestriţă

cu concreţiuni carbonatice (170 cm).

Rezistenţa la forfecare prezintă valorile cele mai mari în primele două orizonturi

de la suprafaţă datorită umidităţii mici (în momentul respectiv) şi proprietăţilor

caracteristice orizontului Bt. Aceste două orizonturi superficiale prezintă şi greutăţile

volumetrice în stare uscată cele mai mari ca şi rezistenţele la penetrare pe con.

Rezistenţa la penetrare este mai scăzută în adâncime (în cadrul orizontului de sol D -

lutos şi al unui nisip prăfos) datorită menţinerii la aceste nivele a unei umidităţi mai

mari.

În Valea Făgăraş pot fi observate mai multe faciesuri litologice şi morfologice

diferite, trecerea făcându-se brusc în lungul albiei. Locaţiile în care s-au efectuat testele

au fost alese chiar în astfel de puncte:

100

a) Un amplasament pe canal cu secţiune în formă de "U" şi maluri verticale pe o

mare adâncime, datorită prezenţei unui orizont lutos de 960 cm grosime. S-au identificat

şase varietăţi litologice, forma canalului fiind dominată de orizontul amintit.

Greutatea volumetrică are o alta evoluţie: exceptând orizontul superficial

aluvionar (Av. mollică slab humiferă ), orizonturile 3, 4 şi 5 prezintă valori comparabile

cu cele mai mari valori de la Scrânghiţa (1.71 - 1.72 g/cm3), valorile maxime întâlnindu-

se în orizontul Bt (1.82 g/cm3), deşi nu atât de uscat (w = 14,74%), şi într-un orizont

bazal heterogen (1.80 g / cm3) intâlnit numai în malul drept.

Rezistenţa la forfecare cu palete şi cea la penetrare pe con prezintă aceeaşi

evoluţie ca la Scrânghiţa cu valori discrete diferite (rezistenţa la forfecare de 34,3

kPascal şi o rezistenţă la penetrare pe con medie pe orizont de 57,91 daN/cm2).

Constatăm că în cazurile în care malurile sunt predominant lutoase, unele

orizonturi au structură poligonală şi depozitele bazale au plasticitate redusă (chiar dacă

sunt aparent argiloase) cum e cazul la Loava, Mitoc, în unele locuri la Hreasca, locaţia 1

la Făgăraş şi altele, mecanismul de cedare este prabuşirea de blocuri accentuată sau nu

de crăpături de tensiune (distensiune).

b) Un amplasament reprezentativ pentru restul canalului în care s-au evidenţiat

zece varietăţi litologice. Litologia şi forma secţiunii transversale a canalului sunt

dominate de două orizonturi bine dezvoltate: o argilă marnoasă uscată şi dură (340 cm

grosime ) şi nisip cu trovanţi (grosime > 410 cm). Nisipul cu trovanţi (aglomerarea

trovanţilor în bază) conferă canalului, în unele locuri, aspectul de chei.

Desigur că variaţia (evoluţia) rezistenţei la forfecare şi a celei la penetrare

trebuiesc în permanenţă corelate cu textura, umiditatea şi greutatea volumetrică aparentă

a fiecărui orizont, dar la Făgăraş în locaţia a -II- a influenţa litologiei asupra morfologiei

malurilor este evidentă. Remarcăm în treimea superioară a malului stâng, deasupra unui

nivel de gresie calcaroasă în plăci, un orizont argilo-marnos, uscat, de grosimi metrice.

La Roşcani, în malul drept (cu o secţiune neregulată) s-au udentificat opt varietăţi

litologice. Malul stâng, datorită meteorizaţiei (îngheţ - dezgheţ), se retrage paralel cu el

însuşi, cu o suprafaţă monoclinală.

În celelalte locaţii (V. Hreasca - 11 varietăţi litologice (v. l.), V. Tumba - 10 v. l.,

Mitoc - 5 v. l., Recea - 12 v. l., Chira - 4 v. l.) depozitele străbătute în maluri îşi

evidenţiază personalitatea în faţa agenţilor erozionali în două moduri:

101

- la Hreasca o structură caracteristică simplificată ar fi: aluviune nisipoasă -

aluviune mollică - orizont Bt - depozite nisipo - lutoase - alternanţă bazală nisip cu

argilă vanătă plastic moale - argilă vânătă cu concreţiuni calcaroase, plastic vârtoase. În

cazul în care baza canalului prezintă o plasticitate evidentă şi în treimea inferioară se

menţine o umiditate relativ mare, mecanismul de cedare este alunecarea de blocuri

după o suprafaţă circulară.

- în celelalte cazuri structura caracteristică este dominată de luturi nisipoase,

canalele oprindu-se (când sunt mai adânci) în aceeaşi argilă pestriţă (de multe ori

vânătă) aproape omniprezentă.

Cercetările efectuate în anii 1994 şi 1995 au condus la câteva concluzii mai

importante:

S-au identificat mai multe mecanisme prin care diferite procese de mal

conturează secţiunea transversală a canalului. După ce, pe măsură ce adâncimea

talwegului creşte şi albia nu mai este formată de către cursul de apă decât în partea ei

bazală, malurile sunt supuse îngheţ-dezgheţului şi se retrag paralel cu ele însele (în

unele locuri la Scrânghiţa şi Roşcani), sau sunt supuse proceselor de cedare

gravitaţionale. Pentru aceste situaţii, mecanismele de cedare identificate sunt:

- prăbuşirea de blocuri accentuată sau nu de crăpături de tensiune;

- alunecarea blocurilor după suprafeţe circulare;

- prăbuşirea de blocuri datorită subminării bazei malului, fie de către forţa

curentului, fie prin împroşcare.

Se poate vorbi de "geometria hidraulică a albiei" doar în cazul ravenelor

discontinue cu adâncimea mai mică de cca. 3 m, în treimea inferioară a canalelor adânci

şi în general acolo unde perimetrul udat este comparabil cu cel corespunzător debitului

"la albie plină".

În anul 1996 cercetările au continuat în B. H. Roşcani - Scrânghiţa, B. H. Gornei

(Mânzăţel) şi B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului. Ne-am îndreptat atenţia cu precădere

asupra unor profile transversale caracteristice, pe care le-am detaliat prin determinări

fizico-mecanice şi morfometrice. În vederea stabilirii unei relaţii matematice între

litologie şi formă s-au comparat curbele tendinţei exponenţiale ale unor segmente de

mal (în profil transversal) cu aceleaşi curbe trasate în punctele corespunzătoare pentru

rezistenţa la penetrare pe con la umiditate naturală, în medie mobilă.

102

În B. H. Jeravăţ, Valea Timbrului, s-a constatat că orizonturile litologice care contribuie

la morfogeneza canalului sunt, de obicei, orizontul superficial aluvionar (uneori mai

grosier, alteori mai fin) şi orizontul subjacent care uneori este constituit de către

orizontul de sol Bt, iar de cele mai multe ori canalele se opresc (temporar) la nivelul

unei argile cu culoare variabilă şi concreţiuni carbonatice. Canalele mai adânci pot

străbate întregul profil de sol (inclusiv orizontul C), iar orizontul D (la Valea

Timbrului), nu prezintă mari variaţii.

Figura 31 ilustrează una dintre primele încercări de corelare a valorilor rezistenţei

la penetrare pe con (în valori discrete, medii sau medii mobile calculate în limitele

orizonturilor litologice) cu secţiunile morfometrice ale malurilor. Acest exemplu

reprezintă o situaţie favorabilă observării anumitor fenomene, întâlnită la data de

31.V.1996 (ulterior, datorită evenimentelor pluviale, profilul respectiv a căpătat o cu

totul altă formă), în care profilul morfologic decupat a rezultat numai prin eroziune

hidrică. Este un caz în care umiditatea nu creşte odată cu adâncimea şi în acelaşi sens

apar strate din ce în ce mai competente. Se poate observa cum tendinţa exponenţială sau

polinomială a rezistenţei la penetrare, atât a valorilor discrete cât şi a valorilor medii

pentru fiecare varietate litologică, se apropie de forma atribuită de obicei în urma unor

analize descriptive, secţiunii transversale a unor sectoare de albie (modelate prin

eroziune hidrică), aceea de (arc de) parabolă. Putem presupune că, în condiţiile unei

relative uniformităţi litologice şi a umidităţii pe profil, rezistenţa la penetrare exprimă

chiar tendinţa de profilare a malului prin eroziune hidrică. În cazul unei succesiuni de

strate cu competenţă crescândă în adâncime, forma malului se apropie de curba valorilor

medii pe orizonturi a rezistenţei la penetrare. În cazul creşterii umidităţii în adâncime,

corelaţia dintre rezistenţa la penetrare şi forma malului este negativă.

Rezistenţa la forfecare determinată cu aparatul cu palete reprezintă chiar

coeziunea orizonturilor litologice respective, cu valori mai mari la orizonturile argiloase

şi la cele mai îndesate. Rezistenţa la penetrare statică pe con prezintă valorile cele mai

mari în primele două orizonturi de la suprafaţă datorită umidităţii mici (în momentul

respectiv) şi proprietăţilor caracteristice orizontului Bt. Aceste două orizonturi

superficiale prezintă şi greutăţile volumetrice în stare uscată cele mai mari ca şi

rezistenţele la penetrare pe con. Rezistenţa la penetrare este mai scazută în adâncime (în

cadrul orizontului de sol D - lutos şi al unui nisip prăfos) datorită menţinerii la aceste

nivele a unei umidităţi mai mari.

103

În cazul ravenei Gornei (Mânzăţel) densitatea aparentă are o altă evoluţie:

exceptând orizontul superficial aluvionar (Av. mollică slab humiferă ), orizonturile 3, 4

şi 5, în ordinea interceptării, prezintă valori comparabile cu cele mai mari valori de la

Scrânghiţa (1,71 - 1,72 g/cm3), valorile maxime întâlnindu-se în orizontul Bt (1,82

g/cm3), deşi nu atât de uscat (w = 14,74%), şi într-un orizont bazal heterogen (1,80 g /

cm3).

Rezistenţa la forfecare cu palete şi cea la penetrare pe con prezintă aceeaşi

evoluţie în toate cele trei bazine hidrografice.

Constatăm că în cazurile în care malurile sunt predominant lutoase, unele

orizonturi au structură poligonală şi depozitele bazale au plasticitate redusă (chiar dacă

sunt aparent argiloase), mecanismul de cedare este prăbuşirea de blocuri accentuată sau

nu de crăpături de tensiune (distensiune), “slab failure”, cum este denumit în literatura

de specialitate. Un alt mecanism de cedare a malurilor, identificat în anul 1996, de

asemenea la în B. H. Roşcani (Scrânghiţa), este cedarea sub forma de boltă naturală

(“alcov failure”). Acesta apare în cazul subminării unui mal aproximativ vertical,

omogen litologic, de către un curent tangenţial.

La Valea Timbrului, unde orizonturile argiloase apar aproape de suprafaţă, un alt

mecanism de cedare a malurilor este alunecarea tangenţială de blocuri după suprafeţe

semi-circulare. Atât cedarea prin alunecare tangenţială cât şi prăbuşirea sub formă de

felii conferă sectoarelor de canal respective, o formă în trepte.

Concluziile mai importante ale anului 1996 pot fi rezumate astfel:

Compararea curbelor tendinţei exponenţiale ale unor segmente de mal (în profil

transversal) cu aceleaşi curbe trasate în punctele corespunzătoare pentru rezistenţa la

penetrare pe con la umiditate naturală, în medie mobilă calculată pentru intervalul dintre

valorile de intrare şi de ieşire din strat oferă posibilitatea predicţiei formei profilului

malurilor constituite din materiale similare;

S-au identificat zonele modelate hidraulic, cele modelate prin procese de mal şi

mixt. În cadrul celor din urmă s-au constatat următoarele:

- fiecare orizont litologic este reliefat de o formă şi o pantă caracteristică a

segmentului de mal corespunzător, fapt dovedit de o corelaţie foarte bună între

rezistenţa la penetrare pe con la umiditate naturală şi tendinţa exponenţială a curbei

segmentului de mal (figura 31), după o ecuaţie de forma:

y = 13,421 * e 0,0337 x cu r2 până la 0,95;

104

Figura 31. Relaţia dintre litologie şi profilul malului, evidenţiată de valorile rezistenţei

la penetrare statică pe con în b. h. Roşcani

105

- la orizonturile superficiale (în general aluvionare), unde au loc variaţii cu

perioade scurte ale umidităţii, precum şi la orizonturile mai joase în cadrul cărora

umiditatea creşte în adâncime, tendinţa exponenţială a rezistenţei la penetrare se

corelează negativ cu tendinţa exponenţială a segmentului de mal, cele două curbe

intersectându-se la jumătatea grosimii stratului;

S-au identificat trei mecanisme de cedare a malurilor:

- prăbuşirea de blocuri accentuată sau nu de crăpături de tensiune (distensiune),

“slab failure”;

- cedarea sub forma de boltă naturală (“alcov failure”);

- alunecarea tangenţială a unor blocuri după suprafeţe semi-circulare.

Pentru zonele modelate prin procese de mal este semnificativă rezistenţa la

penetrare pe con la umiditate naturală, iar pentru cele modelate hidraulic rezistenţa la

penetrare în stare saturată.

Analizele de stabilitate s-au efectuat după metodolgia prezentată de Little et al.

(1981). Multe maluri şi praguri instabile prezintă crăpături (fisuri) adânci de distensiune

înainte de cedare. Aceste crăpături se dezvoltă paralel cu linia malului sau urmăresc

conturul vârfului pragului.

Forma generală a ecuaţiei stabillităţii este:

γφ

Hc

N fcs

'

( ,= = i) (1)

în care:

Hc'= înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune;

γ = densitatea aparentă;

y = adâncimea crăpăturilor de distensiune;

c = coeziunea (în cazul nostru rezistenţa la forfecare cu palete);

φ= unghiul de frecare internă;

i = panta malului;

Ns = factorul de stabilitate, adimensional.

Natura relaţiilor funcţionale depinde de presupunerile care se fac în ce priveşte

forma suprafeţei de alunecare sau desprindere.

106

Chen (1975, cf. Hurjui, 2000) a obţinut o soluţie numerică pentru o suprafaţă cedare de

forma unei spirale logaritmice care trece prin baza malului şi a prezentat valorile

factorului de stabilitate (tabelul 10).

Tabelul nr. 10

Factorul de stabilitate N Hs c c= ( / )γ , după Chen (1975, cf. Hurjui, 2000)

Unghiul de înclinare al malului (o) φ (o)

90o 75o 60o 45o 30o

0 3,83 4,57 5,25 5,86 6,51

5 4,19 5,14 6,17 7,33 9,17

10 4,59 5,80 7,26 9,32 13,53

15 5,02 6,57 8,64 12,05 21,71

20 5,51 7,48 10,39 16,18 41,27

25 6,06 8,59 12,75 22,92 120,0

30 6,69 9,96 16,11 35,63

35 7,43 11,68 20,94 65,53

40 8,30 14,00 28,99 185,6

Probleme apar pentru că, în continuare, analiza nu ia în considerare posibilitatea

apariţiei crăpăturilor de distensiune în spatele malului. Adâncimea până la care poate să

apară efortul de întindere poate fi prezisă cu ajutorul diagramei lui Mohr şi este dată de:

Zc

tg0

245

2= ⋅ +

⎛⎝⎜

⎞⎠⎟γ

φ (2)

în care Z0 = adâncimea eforturilor de rupere (întindere)

Înălţimea critică a malului este mai mică dacă adâncimea crăpăturilor este mai

mare. De acest fapt se poate ţine cont şi ecuaţia (1) modificată devine:

( )γφ

cH y N fc s

' ( ,+ = = i) (3)

în care y = adâncimea crăpăturilor şi

H’c = înălţimea critică a malului cu crăpături de distensiune

Dacă rezistenţa la întindere a materialului este zero, crăpăturile se vor extinde pe

toată adâncimea şi deci Z0 = y.

107

Există numeroase dovezi empirice că adâncimea maximă a crăpăturilor în

condiţii critice este egală cu jumătate din înălţimea malului (Terzaghi, 1943).

Ecuaţia (3) este numai aproximativă devreme ce distribuţia eforturilor va fi

alterată deîndată ce crăpăturile încep să se dezvolte. Majoritatea autorilor consideră că

rezistenţa la întindere este zero şi că adâncimea crăpăturilor este egală cu jumătate din

înălţimea critică a malului Hc, pentru un mal vertical.

Pornind de la aceste considerente teoretice, după efectuarea tuturor

determinărilor morfometrice necesare (grosimea fiecărei entităţi litologice din

stratificaţia malului, înălţimea actuală a malului şi unghiul de înclinare al acestuia),

precum şi a densităţilor (aparentă şi în stare naturală) şi parametrilor rezistenţai la

forfecare (φ şi c) se poate trece la efectuarea analizelor de stabilitate prin metoda

echilibrului limită. Menţionăm că prin efectuarea determinărilor în două momente

diferite ale anului (o perioadă umedă şi o perioadă uscată) se pot face coonsideraţii

privind starea actuală a malurilor, cea din situaţia cea mai defavorabilă precum şi pentru

alte situaţii intermediare.

Rezultatele determinărilor din orice moment se proiectează într-o diagramă, faţă

de două curbe:

H F cc ys' ( / )= −γ ,

una pentru situaţia defavorabilă şi una pentru perioada uscată, de unde se poate

determina gradul de stabilitate.

Prin aplicarea acestei metodologii, pentru toate punctele în care s-au efectuat

încercări geotehnice in situ şi analize fizico-chimice asupra probelor recoltate, s-au

obţinut grafice cum sunt cele din figurile 32 şi 33.

şi s-au tras următoarele concluzii, care considerăm că sunt valabile pentru

majoritatea ravenelor din Moldova dintre Siret şi Prut:

Metoda echilibrului limită pentru o suprafaţă de cedare de forma unei spirale

logaritmice care trece prin baza malului, oferă o bună predicţie pentru toată gama de

înălţimi critice (Hc şi Hc’ - înălţimea critică afectată de fisuri) şi de unghiuri de înclinare

ale malului, astfel:

- pentru cazurile în care argila nisipoasă plastic-consistentă are o pondere

importantă în stratigrafia malului (B. H. Jeravăţ - bazinul superior al Văii Timbrului),

108

Figura 32. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Roşcani (b. H. Tutova,

obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975

Figura 33. Graficul stabilităţii malurilor ravenelor din Valea Timbrului (b. H. Jeravăţ),

obţinut prin aplicarea metodei Chen, 1975

109

Hcritic nu este afectat de fisuri şi cedarea are loc prin alunecarea unor felii după suprafeţe

semicirculare;

- în cazurile unor lito-faciesuri luto-nisipoase fisurile verticale controlează în

mod decisiv înălţimea critică şi unghiul de înclinare al malului (Loava, Mitoc, Tumba,

B.H. Gornei (Mânzăţel).

Metoda nu este recomandabilă în cazul umezirii malului prin aport subteran,

situaţie în care cedarea are loc prin formarea unei bolţi naturale de echilibru (“popout”

sau “alcov failure”), în câteva sectoare izolate din B. H. Roşcani şi B. H. Jeravăţ-Valea

Timbrului;

Metoda este mai puţin senzitivă în cazul predicţiei înălţimii pragurilor, datorită

dificultăţii determinării foarte precise a caracteristicilor de rezistenţă la forfecare, mai

ales a unghiului de frecare internă (coeziunea s-a determinat in situ cu aparatul de

forfecare cu palete Eijkelkamp, iar unghiul de frecare internă printr-o metodă indirectă).

Se confirmă tendinţa de formare a unor canale cu raportul adâncime / lăţime << 1, în

cazul prezenţei în apropierea suprafeţei terenului a unor depozite argiloase, respectiv

formarea unor maluri stabile la unghiuri şi înălţimi critice mai mici.

Marea majoritate a malurilor se situează în zona de stabilitate delimitată de cele

două curbe Hc / unghiul de înclinare a malului, sub curba cazurilor cele mai defavorabile

- la saturaţie, şi un număr mai mic în zona intermediară (între cele două curbe), fapt ce

conduce la concluzii importante privind rata proceselor ce concură la definirea formei

canalului la un moment dat, şi anume:

Procesele gravitaţionale de mal nu explică în totalitate (procentual) forma

canalului decât în puţine cazuri, deoarece nici cele mai puternice ploi nu pot umezi până

la saturaţie întreaga coloană litologică, pe o grosime mare faţă de suprafaţa malului;

Nici eroziunea hidrică nu explică în totalitate forma canalului, deoarece, pe de o

parte, în cazul rocilor semi-consolidate vechi, curenţii concentraţi nu reuşesc decât să

desprindă şi să transporte materialele alterate prin meteorizare şi pe cele aluvionare

depuse temporar în urma evenimentelor anterioare, iar pe de altă parte, cantităţile de

materiale prăbuşite sau alunecate în canal sunt prea mari pentru a fi mărunţite şi

transportate în timpul unui singur eveniment pluvial, ele intervenind în procesul de

eroziune-transport cu valori tampon prea mari faţă de capacitatea de transport a

curentului.

110

Analizele de stabilitate prin această metodă confirmă situaţia din teren conform

căreia malurile canalelor studiate se menţin verticale timp îndelungat, sau se stabilizează

la unghiuri mai mari de 45o.

RITMUL DE DEGRADARE A TERENURILOR PRIN RAVENARE

Ravenele apar şi se dezvoltă ca urmare a intervenţiei unui factor perturbator în

sistemul geomorfologic fluvial, prin torenţializarea întregului bazin hidrografic, sau

numai prin apariţia unor condiţii locale propice.

Se poate observa că majoritatea cercetătorilor acceptă modelul exponenţial de evoluţie

al acestor forme de relief către un profil de echilibru.

Legea exponenţială a evoluţiei în geomorfologie aplicată

în studiul dinamicii ravenelor

Se consideră că ravenele evoluează prin “consum de masă”, adică prin dislocarea

unei părţi din sol sau rocă şi îndepărtarea ei într-un timp, uneori extrem de scurt. Deci,

creşterea lungimii ravenelor poate fi evaluată, în timp cunoscând următorii parametri: t

= timpul când are loc perturbarea (o ploaie neobişnuită, amenajarea unui drum în pantă,

o excavaţie pe versant); A0 = lungimea potenţială de echilibru a ravenei (distanţa de la

gura ravenei până la acel punct din talveg unde cantitatea de apă care poate îndepărta

materialul nu are suficientă energie pentru a învinge rezistenţa rocii). Un asemenea

punct poate fi cumpăna de ape sau platoul interfluvial - punctul de migrare maximă a

ravenei); Ax = lungimea ravenei la data cercetării, măsurată de la vârf la gura ei; At =

distanţa de la vârful ravenei la cumpăna de ape, respectiv lungimea de teren ce urmează

să fie erodată până la punctul de echilibru. Modelul are următoarea expresie

matematică:

ln ln( )A A At x ty b t= + − ⋅

Rădoane Maria et al. (1996) au aplicat acest model la un număr de 48 ravene

măsurate pe planuri în scara 1:2000 din zona Hârlău - Cepleniţa, pentru care, printre alte

variabile, au determinat şi parametrii care intră în ecuaţia de mai sus. Fenomenul de

ravenaţie în bazinul hidrografic Jijia se caracterizează prin următorii parametri

(Rădoane, 1988): o densitate medie de 0,1-1 km/km2, o lungime medie de 200 m (peste

111

70 % fiind sub 30 m), distanţa medie de la vârful ravenei la punctul de echilibru

(respectiv cumpăna de ape) este de 330 m.

Variabila t, respectiv, timpul de perturbare a fost evaluată ţinând cont de

ciclurile climatice determinate pentru Podişul Moldovenesc: t = 16 ani, t = 34 ani, t = 57

ani. Ciclurile au fost determinate pe baza analizei seriilor de timp ale precipitaţiilor

anuale pentru perioade de până la 100 ani la staţii meteorologice din Podişul

Moldovenesc.

Aşadar, o dată la 16, 34 sau 57 ani, în aria Podişului Moldovenesc se manifestă o

rată crescută a agresivităţii climatice, îndeosebi prin creşterea cantităţii de precipitaţii,

care poate declanşa fenomenul de ravenaţie. Un rol important îl au tipurile de utilizare a

terenurilor, litologia, dar în cazul respectiv, au fost considerate constante pentru arealul

studiat.

Starea medie a celor 48 de ravene a arătat următoarea tendinţă:

i) distanţa medie până la care ravenele pot evolua în actualele condiţii este de 525

m şi coincide cu punctul de echilibru de la cumpăna de ape;

ii) în cazul când perioada de perturbare se repetă odată la 16 ani, jumătate din

lungimea ravenei, respectiv 260 m, va fi erodată în 10-14 ani; în medie, sistemul de

ravene poate atinge punctul de echilibru după o perioadă de 70 ani;

iii) dacă t = 34 ani, sistemul de ravene poate atinge punctul de echilibru după o

perioadă de 140 ani, iar dacă t = 57 ani, sunt necesari peste 200 ani pentru ajungerea la

această fază.

Forma exponenţială negativă este conformă cu numeroase date reale, care arată

că ajustările dimensionale în sistemul de ravene au loc după o curbă descrescătoare,

sugerând acţiunea unei bucle de feedback negativ.

Unde se sfârşesc ravenele efemere?

Poesen J. et al., (1998) arată că sedimentarea puternică se opune dezvoltării

ravenelor. S-au propus mai multe modele pentru situaţiile în care sedimentarea

predomină. De exemplu De Ploey (1984) a propus un model al coluvionării:

5,0

8,0

qCAS cr⋅

=

unde

112

Scr = este unghiul de pantă critic sub care sedimentarea (coluvionarea) apare (o)

C = concentraţia de sedimente în scurgerea de suprafaţă (g/l)

q = debitul unitar al scurgerii (cm2/s)

A = factorul compoziţiei granulometrice al sedimentelor; un coeficient empiric

depinzând de mediana distribuţiei granulometrice.

MODELAREA MATEMATICĂ A EVOLUŢIEI RAVENELOR CU AJUTORUL PROGRAMELOR GIS

(GEOGRAPHICAL INFORMATION SYSTEMS – SISTEME INFORMAŢIONALE GEOGRAFICE)

În ultimii 10 ani foarte mulţi cercetători abordează problemele eroziunii solului în

general şi problema incizării canalelor şi evoluţia lor după o metodologie care cuprinde

următoarele etape:

- analiza topografică a terenului cu ajutorul unui program ca acela conceput de

Thorne şi Zevenbergen (1986), prin care se obţin ariile de drenaj amonte şi pantele

corespunzătoare fiecărui pixel al modelului numeric (digital) al terenului obţinut la

rândul lui din ortofotograme, aerofotogramelor, hărţi scanate, etc.; fiecare pixel

corespunde unui ochi de reţea.

- obţinerea căilor preferenţiale de scurgere cu ajutorul unor algoritmi diferiţi, pe

baza datelor obţinute în etapa precedentă privitoare la cei 8 pixeli vecini fiecărui pixel

considerat;

- impunerea unor condiţii de prag presupuse a fi necesare de trecut pentru

iniţierea ravenării, incizării canalelor, etc.

Modelele numerice ale terenului (DEM – Digital Elevation Models) pot fi foarte

utile în activitatea de proiectare a lucrărilor de combaterea eroziunii solului, de

îmbunătăţuri funciare în general. În funcţie de motoda de interpolare a punctelor de cotă

aleasă ele pot reflecta mai mult sau mai puţin bine modul de distribuţie a punctelor.

Metoda triangulaţiei (TIN – Triangulated Irregular Network) este cea mai fidelă în

reprezentarea datelor de tip elevaţie a terenului şi reflectă cel mai bine ruperile de pantă,

asigurând în acelaşi timp luarea în consideraţie a tuturor punctelor. În figurile 34, 35, 36

şi 37 se ilustrează câteva astfel de reprezentări.

113

Perieni

Pogana

Figura 34. Modelul numeric al terenului din zona Văii Roşcani (Colinele Tutovei)

Figura 35. Modelul numeric al terenului din zona Stoişeşti – Ghermăneşti (Colinele Tutovei)

114

Figura 36. Reprezentare "image" a zonei Stoişeşti – Ghermăneşti (Colinele Tutovei)

Vale

a Bâ

rladu

lui

Plat

oul P

orce

ana

Ghermăneşti

Stoişeşti

Figura 37. Reprezentare "relief cu umbre" a zonei Stoişeşti – Ghermăneşti (Colinele Tutovei)

115

Prezentăm în continuare, pe scurt, modul de procesare a datelor extrase din

modele digitale ale terenului în cadrul programului EROSION 2D/3D al profesorului

Michael von Werner de la Freiberg (1999). Aceasta este procedura utilizată în prezent

de programele ce rulează în sistem GIS, în care toate informaţiile, indiferent de natura

lor se constituie în orizonturi-fişiere "xyz", în care x şi y sunt coordonatele, iar z este un

parametru oarecare (o cantitate de precipitaţii, un indice de sol, etc.).

Procesarea parametrilor de relief

Etapele preliminare sunt:

- Se introduce fişierul cu parametrii reliefului (modelul numeric al terenului); se

elimină adânciturile şi gropile;

- Calcularea pantei, aspectului şi ariilor suprafeţelor înclinate;

- Calcularea distribuţiei scurgerilor; determinarea pantei celei mai abrupte

(direcţia principală de curgere);

- Calcularea debitului de intrare; rezultă tabelul cu debitele de intrare;

- Concatenarea tabelului debitelor de intrare la sfârşitul fişierului cu parametrii de

relief; se determină concentrarea scurgerii; se concatenează fişierul proprietăţilor solului

cu fişierul parametrilor de relief;

- Stabilirea punctului în care se deversează apele din bazinul hidrografic:

- Clasificarea elementelor de relief, reţeaua de canale, scurgerea de suprafaţă prin

calcularea raportului concentrarea scurgerii / valoarea de prag

- Generarea hărţii grilă; vizualizarea direcţiei principale de curgere

- Determinarea iterativă a direcţiei principale de scurgere

- Calcularea pantei cu ajutorul a patru celule vecine (Ritter, 1987)

- Calcularea pantei cu ajutorul a opt celule vecine

Algoritmul de determinare a scurgerilor

Pentru a calcula scurgerea şi eroziunea trebuiesc procesate toate elementele de

suprafaţă (toţi pixelii) faţă de punctul cu cota cea mai joasă. O posibilă soluţie

(O'Callaghan şi Mark) este să se întocmească un tabel acre conţine toate elementele cu

cotele lor. Se crează apoi un alt tabel ce conţine valorile debitelor corespunzătoare

fiecărei celule. Se face o copie a acestui tabel în care fiecărui debit i se atribuie o valoare

de la 1 la 8. Elementele sunt trecute în revistă pe fiecare linie, coloană cu coloană.

Calculul începe cu primul element care nu are intrare lichidă. În continuare fiecare

116

element procesat este etichetat; numărul atribuit elementelor din care apa curge spre

elementul considerat este mai mic cu 1 decât respectivul. Astfel, ultimul element

procesat are valoarea 0 şi reprezintă ieşirea din bazinul hidrografic. Acest algoritm se

aplică pentru determinarea scurgerii concentrate, a lungimii căii de curgere, ca şi pentru

calculul eroziunii.

a) Direcţiile principale de scurgere

Calcularea ariei din amonte

Aria bazinului hidrografic al unui singur element (ariei din amonte) se determină

cu acelaşi algoritm. Aria amonte a fiecărui vecin al unui element considerat se

înmulţeşte cu procentul de intrări. Suma procentajelor ariilor amonte ale fiecărui vecin îi

creşte aria amonte a elementului considerat. Raportul dintre aria amonte şi mărimea

ochiurilor reţelei (grilei) contribuie la mărirea lungimii curgerii.

Determinarea scurgerii concentrate şi a reţelei de drenaj

Scurgerea concentrată reprezintă numărul de elemente din aria amonte a

elementului considerat. Pentru determinarea ei se aplică algoritmul D-8. De aceea,

elementelor cu cotele cele mai scăzute li se atribuie valoarea 0. Se stabileşte o valoare

de prag faţă de care are loc scurgere de suprafaţă sau scurgere concentrată (incizarea

canalelor). Valoarea prag determină ce arie amonte este necesară pentru a genera un

canal. Aceste valori de prag se stabilesc în funcţie de densitatea naturală a reţelei de

drenaj.

Combinarea scurgerii de suprafaţă cu cea concentrată (canalizată) în timpul

rulării programului

În timpul procesării precipitaţiilor toate elementele sunt procesate în acelaşi fel,

ca şi cum ar fi elemente cu scurgere de suprafaţă. Nu se ia în consideraţie debit lichid

sau solid ca dacă provine din celule corespunzătoare canalelor. Toate aceste date sunt

stocate într-un fişier-orizont pentru a fi utilizate ulterior.

Modelul Müller M. U., Dymond J. R., (1999) Autorii au dezvoltat un model

empiric bazat pe relaţii statistice care descriu procesele erozionale. Modelul este

împărţit în trei părţi:

1. Iniţierea

2. Creşterea (dezvoltarea)

3. Stingera (stabilizarea)

117

Modelul iniţierii ravenelor se bazează pe relaţii statistice între frecvenţa de

apariţie a ravenelor şi aria subbazinului hidrografic care contribuie.

⎪⎪⎩

⎪⎪⎨

⎧

−−

=

1

0

)(minmax

min

AAAA

initiereP w

dacă Aw < Amin

dacă Amin ≤ Aw≤Amax (1)

unde Aw = aria măsurată în amonte, Amin şi Amax pragurile minim şi maxim pentru iniţiere

(ha). Acestea sunt definite ca valoarea minimă de prag peste care ravenarea este posibilă

şi respectiv valoarea maximă de prag peste care ravenarea este sigură. Valoarea minimă

este pur şi simplu cea mai mică valoare a ariei vreunui bazin hidrografic în care s-a

produs ravenarea, în timp ce valoarea maximă este valoarea ariei peste care toate

subbazinele sunt ravenate. Ecuaţia (1) indică probabilitatea de ravenare a unui subbazin

după despădurire.

S-a considerat că retragerea pragurilor (de fapt a vârfului ) se face liniar către

amonte:

hg Ac

dtdL

1= (2)

unde dLg/dt eset modificarea de lungime a ravenei în timp (m/an), c1 un coeficient

empiric ce depinde de natura materialului şi Ah este aria din amonte de vârf.

Burkard şi Kostaschuk (1997) au descoperit că rata de creştere a ariei ravenelor

este influenţată de aria din amonte şi de aria ravenei însăşi. Se consideră că aria totală

drenată către ravenă este o măsură a cantităţii totale de scurgere disponibilă. Modelul de

creştere a ariei este de forma:

gwg AAc

dtdA

2= (3)

unde dAg/dt este rata de modificare ariei în timp, c2 un coeficient empiric influenţat de

morfologia terenului şi de proprietăţile fizice ale regolitului şi rocii de bază. Aw şi Ag

sunt aria bazinului şi respectiv aria ravenei.

Următoarea ecuaţie descrie stingerea (stabilizarea) ravenei:

gg Ac

dtdA

3−= (4)

118

unde dAg/dt este rata de modificare ariei în timp, c3 un coeficient empiric care descrie

stingerea, Ag este aria ravenei.

Modelul necesită intoducerea a şase parametri: Ach, Amin, Amax, c1, c2, c3 şi A0 şi permite

calcularea lungimea şi aria ravenei anual.

Aria din amonte şi direcţia de curgere sunt extrase din modelul digital al terenului

cu ajutorul funcţiilor flowaccumulation şi flowdirection din pachetul GIS ARC/INFO.

Dacă un subbazin este acoperit de pădure, programul începe procedura de

stabilizare a ravenei. Altfel, se presupune că aceasta va creşte până când va atinge, în

final limitele bazinului hidrografic. Cum stingerea nu este niciodată încheiată se

consideră că o ravenă s-a stins complet atunci când aria ei devine mai mică decât A0.

Ravenele se retrag spre amonte urmărind liniile (direcţiile) de curgere. Reţeaua de

ravene este "lăsată" să crească până când atige un punct în care scurgerea disponibilă

(aria din amonte) nu mai este suficientă pentru a produce în continuare eroziune. În sens

geomorfic acesta este pragul dintre procesele fluviale şi cele de versant. Acesta este

punctul în care vârful ravenei se opreşte. Cum această valoare nu poate fi măsurată se

utilizează Amin.

Concluzia este că la începutul evoluţiei lor ravenele sunt mai mult influenţate de

aria bazinului hidrografic şi abia în fazele mai avansate şi de aria ravenei însăşi.

Betts et al. (1999) a găsit relaţia:

gAcdt

dH= (5)

unde dH/dt este rata de adâncire a ravenei, c o constantă empirică şi Ag = aria ravenei.

119

DEGRADAREA TERENURILOR AGRICOLE PRIN RAVENE ŞI / SAU ALUNECĂRI DE TEREN

STUDII DE CAZ DIN TREI BAZINE HIDROGRAFICE DIN PODIŞUL BÂRLADULUI

BAZINUL HIDROGRAFIC STUDINEŢ (COLINELE TUTOVEI)

Bazinul hidrografic Studineţ se situează din punct de vedere geografic

(geomorfologic) în Colinele Tutovei, din cadrul Podişului Bârladului, o subunitate a

Podişului Moldovenesc. Bazinul are o suprafaţă de 96,78 km2, (1,8% din suprafaţa

judeţului Vaslui, 0,4% din suprafaţa Podişului Moldovenesc). Altitudinea maximă este

de 481,9 m în extremitatea nordică a bazinului, pe Dealul Cheii, în zona izvoarelor

pârâului Draxeni, aproape de satul Rugăria, iar altitudinea cea mai mică, aşa cum este

de aşteptat, în zona apelului hidrografic, de 108,91 m, la confluenţa cu pârâul Tutova.

Din punct de vedere geologic bazinul Studineţ aparţine Depresiunii Bârladului

şi din întrega coloană litologică a depozitelor sedimentare de platformă ale regiunii

reţinem ca prezentând interes pentru prezentul studiu doar depozitele Neogene

aparţinând Chersonianului şi Meoţianului, cu nisipuri, argile, marne, cu intercalaţii de

gresii calcaroase şi mai rar silicioase, cu foarte puţine resturi fosile care să permită

datarea altfel decât pe criterii geometrice, acoperite de subţiri depozite loessoide

(lutoase) Cuaternare. În zonă au fost identificate puţine aflorimente care să permită

datarea formaţiunilor geologice. De regulă s-au întâlnit nisipării sau mai rar lutării.

Malurile ravenelor şi alunecările identificate iniţial pe planurile topografice, s-au

dovedit a fi înţelenite cu vegetaţie (plantaţii tinere de salcâmi, sporadic cătină albă, sau

vegetaţie ierbasă). Maluri active şi alunecări active au fost întâlnite foarte rar (ceea ce

este un lucru foarte bun) şi aceasta în special pe cursurile superioare ale ravenelor

Recea, Lunca, Valea Lupului sau ravena activă rămasă pe corpul alunecării Chetrosu.

Amintim câteva date interesante cu caracter morfologic sau privind

fenomenele de degradare a terenului prin eroziune în adâncime (ravene) şi/sau alunecări

de teren, rezultate din cercetările efectuate în etapa precedentă, deoarece unul dintre

obiectivele cele mai importante ale acestei faze a fost chiar actualizarea unora dintre

informaţiile privind aceste aspecte, prin cercetări de teren:

- aria bazinului hidrografic Studineţ: 9.678 ha;

- suprafeţe degradate efectiv prin eroziune în adâncime (canale de ravene): 352

ha (3,6 % din suprafaţa bazinului);

- suprafeţe degradate de alunecări de teren: 41 ha (0,4 % din suprafaţa

bazinului);

120

Foto 2 şi 3 Gospodării ţărăneşti la Valea Lupului, b. h. Studineţ

121

122

Alunecare Chetrosu

Microbazinul ravenei Valea

Lupului

Lacul Corodeşti

Microbazinul ravenei Lunca

Microbazinul ravenei Siliştea

Ravena Recea

Figura 43. Bazinul hidrografic Studineţ (Colinele Tutovei), digitizat după hărţi topografice la scara 1:25.000 editate de către Direcţia Topografică Militară, 1982.

Figura 44. Modelul numeric al terenului (TIN) din bazinul hidrografic Studineţ (Colinele Tutovei) întocmit

pe baza datelor digitizate de pe hărţi topografice 1:25.000, Direcţia Topografică Militară, 1982

123

- suprafeţe acoperite de păduri: 2.964 ha (30,6 % din suprafaţa bazinului);

- suprafeţe acoperite de plantaţii diferite: 507 ha (5,2 % din suprafaţa

bazinului);

Toate aceste date au fost obţinute din hărţi topografice la scara 1:25.000 editate

de către Direcţia Topografică Militară (1982) prin digitizare pe ecran a următoarelor

elemente: localităţi (intravilan), reţea hidrografică, reţea de drumuri, şosele, căi ferate

alunecări de teren, ravene, păduri, plantaţii diferite (vii, livezi, etc.), ş. a. (Figura 43).

Digitizarea curbelor de nivel a permis interpolarea punctelor de cotă şi deci construirea

modelului numeric al terenului (Figura 44).

Din punct de vedere administrativ teritoriul bazinului Studineţ se suprapune

peste teritoriul a două comune, Iana şi Ghergheşti, cu aproximativ 15 sate. Standardul

de viaţă este în general foarte scăzut, cu case foarte sărăcăcioase, care în schimb au

aproape toate acces la televiziune digitală prin antene de satelit. Explicaţia este că un

furnizor de astfel de servicii a oferit echipamentele gratuit localnicilor spre folosinţă

(Foto 2 şi 3).

Metoda de lucru

În vederea actualizării informaţiilor privind fenomenele de degradare a

terenului prin eroziune în adâncime şi/sau alunecări de teren, a factorilor de control şi a

culegerii de informaţii necesare analizelor şi studiilor de caz ulterioare s-a întreprins o

campanie de măsurători de teren, cartare geomorfologică şi geologică şi determinări in

situ a unor parametri geotehnici. S-a efectuat recunoaşterea nemijlocită a terenului

începând de la confluenţa cu pârâul Tutova şi mergând până la izvoarele pârâului

Draxeni, la Rugăria.

S-au identificat perimetrele cu ravene sau alunecări de teren active (formaţiuni

dinamice ale reliefului actual) care au fost stabilite drept perimetre de lucru în care să se

detalieze cercetările prin măsurători şi determinări detaliate. Au fost identificate mai

multe zone fiziografice (zone în care se păstrează aceleaşi caracteristici geomorfologice)

cum ar fi:

- versantul drept al pârâului Studineţ (cu expoziţie estică), porţiunea de la

confluenţa cu pârâul Tutova, în aval şi până în zona comunei Ghergheşti. Acest versant

124

este relativ scurt (700-800 m) şi uniform (nu este fragmentat de viroage, ravene sau

Foto 4. Versantul drept al pârâului Studineţ, aproape de lacul Corodeşti

Foto 5. Versantul drept al pârâului Studineţ, văzut de pe corpul alunecării Chetrosu

acoperite cu pădure, iar treimea inferioară este utilizată drept arabil sau păşune (Foto 4

şi 5);

- lunca pârâului Studineţ, porţiunea de la confluenţa cu pârâul Tutova, în aval

şi până în zona comunei Ghergheşti, în amonte (Foto 6);

125

Foto 6. Lunca pârâului Studineţ

- versantul stâng al pârâului Studineţ, de 3-5 ori mai lung decât versantul drept,

porţiunea de la confluenţa cu pârâul Tutova, în aval şi până în zona comunei Ghergheşti,

în amonte, dominat şi fragmentat de cinci microbazine hidrografice ale unor mari

organisme torenţiale (microbazine de formă stelată formate din mici văi care prezintă

aproape inevitabil ravene de fund de vale): Hălăreşti, Siliştea, Recea, Lunca şi Valea

Lupului;

- cursul superior al pârâului Studineţ (Foto 8 şi 9), la Nord de comuna

Ghergheşti, care cuprinde bazinul colector format din mai mulţi mici afluenţi cu curgere

intermitentă şi cu văile aferente dispuse radial la Nord de Ghergheşti. Dintre acestea,

menţionăm singurul lac de acumulare artificial din b.h. Studineţ, lacul Corodeşti,

construit în anul 1975 şi care s-a colmatat foarte puţin datorită faptului că versanţii

adiacenţi sunt împăduriţi (Foto 7).

Rezultate obţinute

În urma recunoaşterilor efectuate pe teren şi a împărţirii în unităţi fiziografice,

s-a stabilit că zonele cele mai dinamice ale reliefului bazinului Studineţ şi care merită a

126

Foto 7. Lacul Corodeşti

Foto 8. Pârâul Draxeni, cu curgere intermitentă şi alunecări de teren în malul drept

fi monitorizate pe durata proiectului şi în viitor sunt microbazinele hidrografice ale

ravenelor care fragmentează şi dau caracteristica dominantă versantului stâng al

Studineţului, în aval de comuna Ghergheşti, precum şi cea mai mare alunecare de teren

întâlnită, cea de la Chetrosu, în extremitatea nord-estică a bazinului.

127

Foto 9. Valea Studineţului, văzută de la obârşia P. Draxeni,

cel mai nordic afluent, la Rugăria

Pentru fiecare dintre perimetrele experimentale în care s-au efectuat determinări

morfometrice cu echipamentul GPS, cartarea geologică a aflorimentelor, încercări

geotehnice in situ, în malurile ravenelor sau pe corpul alunecărilor pentru stabilirea

coloanei litologice, s-a întocmit câte o planşă sintetică în care se ilustrează comparativ

starea de degradare a terenului prin ravenaţie şi alunecări de teren, precum şi câteva

indicii privind modul de folosinţă a terenului în două momente diferite: 1982 (conform

hărţilor DTM) şi 2007, conform măsurătorilor GPS. S-a avut în vedere în fiecare caz

poziţia relativă a zonelor „intravilane” pentru a se putea aprecia interacţiunile dintre

localnici şi mediul aparent neprielnic pentru locuit, precum şi factorii de control ai

evoluţiei ravenelor şi proceselor gravitaţionale, în lumina cunoştinţelor existente la ora

actuală pe plan mondial.

O observaţie comună tuturor celor patru microbazine de ravene studiate este că

localnicii au învăţat să convieţuiască cu ravenele, cărora ei le spun şi într-un fel pe bună

dreptate „râpi”. Localnicii şi-au împărţit malurile ravenelor cu mult timp în urmă şi le

consideră proprietatea lor, plantează şi protejează vegetaţia forestieră de pe ele.

Microbazinul ravenei Siliştea

Cel mai sudic perimetru experimental a fost microbazinul ravenei Siliştea

(Foto 10, 11, 12 şi 13). Este microbazinul cel mai bine împădurit (mai mult de 50% din

128

suprafaţa bazinului), dar şi cel mai „populat” la propriu, cu un indice demografic ridicat

(este un lucru comun sau un fel de mândrie să existe 12 copii într-o famile) din care

cauză localnicii simt o acută lipsă de teren arabil.

Foto 10 şi 11 Ravena Siliştea. În imediata vecinătate a caselor ravena este „umplută” cu vegetaţie forestieră.

În prim plan, o alunecare care extinde în lateral malurile unui braţ al ravenei

129

Foto 12. Ravenă de versant activă în microbazinul Siliştea

Foto 13. Nevoia acută de teren agricol la Siliştea îi determină pe unii localnici să exploateze terenuri

alunecate de pe malul ravenei

130

2500 1000 m

Aria bazin hidrografic: 579,89 haPerimetru b. h.: 11956,1 m1982 2007Aria ravene: 16,26 ha

Perimetru ravene: 10,62 kmAria ravene: 26,23 haPerimetru ravene: 17,48 km

Energia de relief: 143,65 m

Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007

Aria paduri: 271,17 haAlocalitati: 21,65 ha

Figura 45 Ravene şi alunecări de teren în microbazinul hidrografic Siliştea. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

131

Figura 46 Ravene şi alunecări de teren în microbazinul hidrografic Siliştea. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

132

În tabelul nr. 11 sunt prezentaţi comparativ câţiva parametri morfologici ai

microbazinului

Tabelul nr. 11

Siliştea în două momente diferite, 25 ani distanţă, în 1982 şi 2007

Specificare 1982 2007 Diferenţa (%) Aria bazin hidrografic (ha) 579,89 Perimetru b.h. (km) 11,96 Aria ravene (ha) 16,26 26,23 +61% Perimetru ravene (km) 10,62 17,48 +65% Aria păduri (ha) 271,17 270,05 -1% Aria plantaţii (ha) - - - Aria localităţi (ha) 21,65 22,34 +1%

Din tabelul 11 şi din figurile 45 şi 46 se poate observa suprafaţa ocupată de

ravene a crescut foarte mult în cei 25 ani, iar această creştere a avut loc în măsură foarte

mică prin înaintarea vârfurilor (ex. braţul stâng nordic) în cadrul unor văi dinainte

profilate (preexistente). Extinderea a avut loc lateral, prin procese gravitaţionale de mal

(prăbuşiri, alunecări de teren). Se pare că gradul mare de împădurire (>50% din

suprafaţa microbazinului) nu a avut un rol semnificativ în acest proces.

Microbazinul ravenei Recea

Microbazinul ravenei Recea este cel mai mic dintre cele studiate în această

fază. În acest microbazin modificările apărute în cei 25 ani au fost practic

nesemnificative. Micile diferenţe ce se pot observa în privinţa ariei şi perimetrului

ravenelor apar datorită unei alunecări de teren (Foto 14) pe malul stâng în zona vârfului,

de altfel foate bine înierbat (Figura 47).

Microbazinul ravenei Lunca

În acest microbazin (Foto 15, 16 şi 17) modificările apărute au fost dramatice

atât în privinţa ariei şi perimetrului ravenelor cât şi în privinţa alunecărilor de teren. Este

exemplul cel mai elocvent în a contrazice modelele existente în literatura de specialitate

care previzionează evoluţia ravenelor în funcţie de aria bazinului colector rămas în

amonte de vîrful activ. Analizând figurile 48 şi 49 se poate observa că extinderea

perimetrelor ravenate s-a făcut aproape exclusiv în lateral, prin procese de mal

(prăbuşiri şi alunecări de teren). În tabelul nr. 12 este prezentată comparativ situaţia în

1982 şi 2007.

133

2500 1000 m

Aria bazin hidrografic: 190,34 haPerimetru b. h.: 7109,97 m1982 2007

Aria ravene: 1,47 haPerimetru ravene: 5,53 km Aria ravene: 1,98 ha

Perimetru ravene: 5,97 km

Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007

Aria paduri: 11,28 haAria plantatii: 18,30 haAlocalitati: 0,96 ha

Figura 47 Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Recea, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

134

2500 1000 m

Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007

Aria bazin hidrografic: 397,1 haPerimetru b. h.: 12713,6 m

Aria ravene: 36,86 haPerimetru ravene: 20,17 km

Aria alunecari: 13,26 ha

Aria ravene: 28,27 haPerimetru ravene: 15,84 km

1982 2007

Aria alunecari: 4,85 haAria paduri: 17,69 ha

Alocalitati: 12,49 haAria plantatii: 64,30 ha

Figura 48 Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Lunca, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

135

Figura 49 Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Lunca, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982

după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

136

Foto 14. Alunecare de teren în malul stâng al ravenei Recea

Foto 15. La Lunca există zone unde se mai păstrează şi se exploatează corespunzător lucrările de amenajare

antierozională

137

Foto 16. La Lunca există şi mari suprafeţe cu foste plantaţii viticole care au fost desfiinţate şi folosite ca

păşune

Foto 17. Zona vârfului activ al ravenei Lunca

138

Tabelul nr. 12

Date comparative 1982 – 2007 privind ravena Lunca, b. h. Studineţ Specificare 1982 2007 Diferenţa (%)

Aria bazin hidrografic (ha) 397,1 Perimetru b.h. (km) 12,71 Aria ravene (ha) 28,27 36,86 +23% Perimetru ravene (km) 15,84 20,17 +21% Aria alunecări (ha) 4,85 13,26 +63% Aria păduri (ha) 17,69 17,69 0% Aria plantaţii (ha) 64,30 38,45 -40% Aria localităţi (ha) 12,49 11,38 -1%

Microbazinul ravenei Valea Lupului

Microbazinul ravenei Valea Lupului este cel puţin la fel de complex ca şi

microbazinul Lunca şi a avut o evoluţie oarecum similară (Foto 18, 19, 20, 21 şi 22).

Există o deosebire majoră, aceea că pe cât de mare acest microbazin este unul dintre

cele mai slab populate. Există chiar un exemplu de sat care a fost abandonat şi din care a

mai rămas o singură gospodărie. Cetăţeanul respectiv trăieşte izolat păzit de 30 de câini

şi lucrează împreună cu fiul său toate terenurile rămase de la foştii locuitori ai satului. O

alta mare deosebire fata de microbazinul Lunca este ca padurile la Valea Lupului ocupa

doar 3,5 din suprafaţa bazinului.

Foto 18 Ravena Valea Lupului „umplută” cu vegetaţie forestieră, văzută din zona vârfului activ de la Sud de

satul Soci. În fundal se poate vedea versantul drept al P. Studineţ, de 4-5 ori mai scurt decât cel stâng

139

2500 1000 m

Aria bazin hidrografic: 442,78 haPerimetru b. h.: 12018,2 m 20071982

Dupa planuri DTM, editia 1982 Masuratori GPS, 2007

Aria ravene: 24,66 haPerimetru ravene: 14,67 km

Aria alunecari: 7,17 ha

Aria ravene: 20,68 haPerimetru ravene: 11,72 kmAria alunec.: 0,69ha

A paduri: 15,84 haA plantatii: 10,04 haA_localit: 3,89 ha

Figura 50. Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Valea Lupului, b. h. Studineţ. Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

140

Figura 51. Ravene si alunecãri de teren în microbazinul hidrografic Valea Lupului, b. h. Studineţ. Situaţia în

1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

141

Foto 19 şi 20. Ravenele din bazinul Studineţ sunt înguste şi deosebit de adânci deoarece litologia este

predominant lutoasă sau nisipoasă cu intercalaţii de gresii calcaroase

142

Foto 21 şi 22 Ultimul locuitor al Văii Bârnoaia (microbazinul Valea Lupului) respectă lucrările de amenajare

antierozională existente

143

Tabelul nr. 13

Date comparative 1982 – 2007 privind ravena Valea Lupului, b. h. Studineţ Specificare 1982 2007 Diferenţa (%)

Aria bazin hidrografic (ha) 442,78 Perimetru b.h. (km) 12,02 Aria ravene (ha) 20,68 24,66 +16% Perimetru ravene (km) 11,72 14,67 +20% Aria alunecări (ha) 0,69 7,17 +90% Aria păduri (ha) 15,84 15,84 Aria plantaţii (ha) 10,04 10,04 Aria localităţi (ha) 3,89 3,89

Din tabelul nr. 13 si din figura sintetică nr. 50 se poate observa ca suprafata

ocupata de ravene a crescut destul de putin (16 %) in 25 ani. In schimb aria ocupata de

alunecari de teren a cunoscut o crestere procentuala foarte mare desi practic cu numai 7

hectare.

Alunecarea Chetrosu

Alunecarea Chetrosu este cea mai mare din bazinul Studinet, fiind comparabila

ca dimensiuni cu totalitatea ravenelor sau alunecarilor de teren din alte microbazine

studiate (Foto 23, figura 52). Suprafaţa ei s-a dublat in ultimii 25 de ani dar în prezent

este semistabilizată. Rămâne activă ravena alimentată de micul pârâiaş şi de alte mici

izvoare de coastă (Foto 23 şi 24).

Foto 23 O imagine de pe corpul alunecării Chetrosu, semistabilizată

144

0 1000 m500

Aria alunecarii in 1982: 11,80 haPerimetrul alunecarii in 1982: 2.067,3 mAria alunecarii in 2007: 24,27 haPerimetrul alunecarii in 2007: 2.976 mDiferenta de nivel cornisa-baza alunec.: 92,5 m

Figura 52. Alunecarea semistabilizată Chetrosu în anii 1982 şi 2007, b. h. Studineţ.

Situaţia în 1982 după hărţi DTM, 1982, iar în 2007 din măsurători GPS

145

Foto 24 O ravenă activă pe corpul alunecării Chetrosu

Concluzii

Bazinul hidrografic Studineţ are un mare grad de acoperire cu vegetaţie

forestieră, mai mare de 30%, ≈ dublu faţă de media pe judeţul Vaslui sau pe ţară;

Nivelul general de trai în toate localităţile rurale este foarte scăzut; nu

există practic nici un obiectiv economic care să fie ameninţat de ravene sau alunecări de

teren. Datorită faptului că relieful este dominat, modelat şi fragmentat de ravene de fund

de vale, de versant şi de cinci microbazine hidrografice ale unor mari sisteme de ravene,

terenul disponibil pentru agricultură este insuficient, localnicii au învăţat să

convieţuiască cu ravenele împărţindu-şi şi exploatând malurile canalelor ravenelor sau

cultivând terenuri aflate pe corpul alunecărilor, sau la cote şi pe pante foarte mari;

Relieful bazinului Studineţ poate fi împărţit în trei mari zone fiziografice

(care au aceleşi caracteristici fizico-geografice): 1) versantul drept de la Ghergheşti

până la confluenţa cu pârâul Tutova; 2) versantul stâng de la Ghergheşti până la

146

confluenţa cu pârâul Tutova dominat şi fragmentat de cinci microbazine ale unor mari

ravene; 3) bazinul colector, amonte de comuna Ghergheşti, în care mai mulţi afluenţi

converg pentru a forma pârâul Studineţ;

Din cartarea geologică a aflorimentelor disponibile şi a malurilor active

ale ravenelor se poate concluziona că structura litologică este predominant nisipo -

lutoasă cu intercalaţii decimetrice de gresii calcaroase şi mai rar argiloase. Aceste

depozite relativ slab consolidate au un unghi de taluz natural foarte mare (depozitele

lutoase loessoide formează pereţi verticali) şi aceasta explică prezenţa unui număr mare

de ravene comparativ cu un număr foarte mic de alunecări de teren. Din acelaşi motiv

ravenele din bazinul Studineţ au raportul adâncime/lăţime mediu 2,43, sau altfel spus

sunt aparent înguste şi adânci;

Din cele 352 ha de terenuri identificate în prima fază pe planurile

topografice din 1982 ca fiind afectate de eroziune în adâncime, în urma măsurătorilor cu

echipamentul GPS s-a dovedit că numai 31% (109,61ha) sunt ravene propriu-zise şi

merită a fi monitorizate. Restul de 69% sunt albii naturale minore ale pâraielor;

Ravenele din bazinul Studineţ sunt foarte bine acoperite cu vegetaţie

forestieră rămânând active doar unele mici ravene de versant şi unele vârfuri ale

ravenelor Lunca şi Valea Lupului;

Evoluţia (extinderea) ravenelor din bazinul Studineţ s-a făcut în cei 25 de

ani (1982 – 2007) aproape exclusiv în lateral, prin procese gravitaţionale de mal

(prăbuşiri şi alunecări de teren în maluri). Din acest motiv, din studierea planşelor

sintetice, se observă că alunecările de teren propriu-zise, separate de ravene (aflate la

oarecare distanţă de acestea) şi-au dublat suprafaţa, ceea ce pare mult procentual dar în

termeni reali reprezintă o suprafaţă mică (de la 41 la 80 ha). În schimb, ravenele şi-au

mărit suprafaţa prin alunecări laterale cu procente între 23% şi 63%, într-un ritm de

0,25ha/an.

Alunecarea Chetrosu, cea mai mare şi singura demnă de a fi monitorizată

s-a dublat ca suprafaţă, dar este semistabilizată, înţelenită cu vegetaţie ierboasă. Rămâne

activă ravena din jumătatea vestică alimentată de izvoare de coastă şi de apa din

precipitaţii. Relieful fiind vălurit, specific terenurilor alunecate, este impropriu

practicării unei agriculturi eficiente (există totuşi localnici care au mici suprafeţe de vie

şi cultivă mici suprafeţe pe pante mari din deal in vale).

147

BAZINUL HIDROGRAFIC SIMILA (COLINELE TUTOVEI)

Bazinul hidrografic Simila se situează din punct de vedere geografic

(geomorfologic) în Colinele Tutovei, din cadrul Podişului Bârladului, o subunitate a

Podişului Moldovenesc. Bazinul are o suprafaţă de 265,21 km2, (5,0% din suprafaţa

judeţului Vaslui, 1,1% din suprafaţa Podişului Moldovenesc). Deşi are o suprafaţă cu

mult mai mare decât celelalte două bazine studiate Studineţ şi Lohan), efluenţa

aluvionară din bazinul Simila este foarte mică. Faptul este ilustrat de gradul foarte

scăzut de colmatare al acumulării Râpa Albastră care ar fi rebuit să recepteze tot

materialul erodat de pe versanţii bazinului (Foto 25).

Metoda de cercetare

Cercetările privind modul de folosinţă al terenurilor din bazinul hidrografic

Simila, privind amploarea fenomenelor de ravenaţie, privind impactul socio-economic

al eroziunii în adâncime şi al alunecărilor asupra localităţilor şi obiectivelor economice

din vecinătate, inventarierea ravenelor şi alunecărilor de teren precum şi efectuarea

măsurătorilor morfometrice asupra ravenelor şi alunecărilor de teren au continuat prin

vizitarea în echipă a tuturor zonelor identificate pe planurile topografice în etapa

precedentă. În funcţie de starea evolutivă actuală (împădurit, înţelenit, stabilizat, activ,

etc., la 25 de ani faţă de situaţia reflectată de planurile topografice editate de către

Foto 25. Alunecări de teren împădurite pe versantul adiacent acumulării Râpa Albastră, b. h. Simila

148

Figura 53. Degradarea terenului prin eroziune în adâncime (ravene) şi

alunecări de teren în bazinul hidrografic Simila (Colinele Tutovei). Digitizat

după hărţi topografice la scara 1:25.000 editate de către Direcţia Topografică

Militară, 1982

Pârâul Bogdăniţa

Similişoara cu Apă şi Similişoara Seacă

Pârâul Bogdana

Pârâul Ibana

149

Pârâul Simila

Figura 54 Modelul numeric al terenului (TIN – Triangulated Irregular Network) din b. h. Simila construit cu

ajutorul programului ArcGIS 9.3 pe baza datelor obţinute prin digitizarea curbelor de nivel de pe hărţi

topografice scara 1:25.000, Direcţia Topografică Militară, ediţia 1982

150

Direcţia Topografică Militară în 1982 – Figura 53) a ravenelor sau alunecărilor de teren

s-au stabilit perimetrele în care cercetările au trebuit detaliate prin determinări

morfometrice de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului GPS

Magellan Thales Z-Max.Net.

În aceleaşi perimetre s-a făcut cartarea geologică a depozitelor din maluri,

talveg, praguri de ravene sau cornişe de alunecări şi/trepte de alunecare. Pentru

cunoaşterea caracteristicilor fizico-mecanice ale rocilor (pământurilor) ce pot avea

influenţă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor şi/sau alunecărilor s-au efectuat

determinări in situ de rezistenţă la penetrare statică pe con şi de rezistenţă la forfecare

cu palete (field vane test) cu ajutorul unor echipamente Eijkelkamp.

Cu ocazia vizitelor efectuate în teren au fost adunate toate informaţiile

necesare privind modul de folosinţă a terenului precum şi cu privire la impactul socio-

economic al fenomenelor de degradare a terenului prin ravenare şi/sau alunecări de

teren.

Rezultate obţinute

Bazinul hidrografic Simila care a făcut obiectul de studiu al fazei 3 este de

circa trei ori mai mare decât baziunul studiat în etapa precedentă (b.h. Studineţ, aria =

9.678 ha) având o suprafaţă de 26.521 ha. Configuraţia geomorfologică a bazinului

Simila fiind mult mai complexă (variată) nu a mai permis efectuarea unei raionări

fiziografice (zone cu aceleaşi caracteristici geomorfologice). De această dată bazinul

Simila a fost împărţit în trei zone mari corespunzătoare la trei cursuri de apă relativ mai

importante şi anume, de la Est la Vest: Pârâul Ibana, cursul principal P. Simila care

drenează evident întreg bazinul cu acelaşi nume dar amintim cu această ocazie afluenţii

săi de stânga Similişoara cu Apă şi Similişoara Seacă şi P. Bogdana cu afluenţii săi

dintre care cel mai important, pe stânga, P. Bogdăniţa (Figura 53).

După cum se poate observa şi din foto 25, în partea de sud a bazinului, în

apropierea zonei de vărsare în râul Bârlad există una din cele mai importante acumulări

din judeţul Vaslui, barajul Râpa Albastră. Acumularea a intrat în exploatare în anul

1979 şi avea pe atunci un volum util de cca. 10 milioane metri cubi de apă la NNR

(nivelul normal de retenţie). Unele studii batimetrice efectuate de un colectiv de la

CCDCES Perieni au arătat cel mai scăzut grad de colmatare (21,13%), în anul 1993,

după 14 ani de exploatare. Faptul este deosebit de important fiind o măsură (ilustrare) a

eficacităţii măsurilor antierozionale întreprinse în bazinul hidrografic din amonte

151

(Simila), în general a modului de exploatare agricolă şi/sau forestieră din bazinul

respectiv.

În zona acumulării Râpa Albastră sunt semnalate câteva zone afectate de

alunecări de teren însă toate sunt bine exploatate antierozional. Unele fiind înierbate sau

chiar împădurite nu prezintă semne de procese gravitaţionale dinamice actuale (Foto

25). De asemenea, unele din puţinele zone în care au fost păstrate lucrările

antierozionale executate pe versanţii adiacenţi în anii 70-80, se găsesc în vecinătatea

acumulării.

A fost inventariat un număr foarte mare de ravene (peste 122 de ravene sau

perimetre ce includ mai multe ravene individuale) şi peste 36 perimetre afectate de

alunecări de teren. Caracteristicile morfometrice (lungime, lăţime, adâncime, poziţie

relativă pe versant, în cadrul bazinului sau faţă de obiective economico-sociale –

Tabelele nr. 14 şi 15) au fost determinate iniţial prin tehnici GIS cu ajutorul

programului Idrisi32 (ClarkLabs, George Perkins Marsh Institute, Clark University,

Massachussetts, SUA) de pe planuri topografice întocmite de către Direcţia Topografică

Militară în 1982. Ulterior, pe parcursul etapei la care facem raportarea, cercetările au

fost detaliate în perimetrele alese drept reprezentative, prin măsurători cu precizie

geodezică şi mare productivitate efectuate cu ajutorul echipamentului GPS Magellan

Thales Z-Max.Net şi Mobile Mapper CE Professional. Pentru cunoaşterea litologiei

dominante ca factor de control a morfologiei şi dinamicii ravenelor şi alunecărilor de

teren s-a făcut cartarea geologică a tuturor aflorimentelor disponibile, a lutăriilor sau

nisipăriilor, a malurilor şi pragurilor active ale ravenelor şi a cornişelor şi treptelor de

alunecare.

În ciuda numărului mare de ravene şi/sau alunecări de teren, după cum se poate

observa şi din figura 53, remarcăm un lucru deosebit de îmbucurător, acela că marea lor

majoritate au evoluat foarte puţin în cei 25 de ani, fiind în general bine înţelenite cu

vegetaţie forestieră, semistabilizate sau chiar stabilizate (Foto 27). De aceea, uneori a

fost dificil să se aleagă anumite perimetre mai reprezentative sau mai spectaculoase în

vedera detalierii cercetărilor. În literatura de specialitate încă se mai discută cu

argumente pro şi contra despre rolul stabilizant al vegetaţiei forestiere asupra ravenelor

sau alunecărilor de teren, dar în bazinul Simila, unele ravene sau alunecări de teren

împădurite înainte de război pot fi chiar considerate ca exemplu de amenajare

antierozională şi aceasta într-o zonă a ţării cu un nivel de trai relativ scăzut.

152

Foto 26. Pârâul Ibana la Băcani, 2007. Albia pârâului a fost îndiguită,

dar astăzi se mai văd doar rămăşiţe ale vechilor diguri

Foto 27. Ravenele de la Suseni ar fi putut fi spectaculoase daca nu ar fi fost

împădurite şi astfel bine stabilizate

153

Microbazinul hidrografic Ibana

Pârâul Ibana este afluentul de pe dreapta cel mai important al pârâului Simila,

respectiv în partea de vest.

Mergând din aval către amonte, au fost identificate şi vizitate aproximativ 28

de perimetre afectate de procese de ravenaţie şi o singură zonă cu alunecări de teren mai

importante. Dintre acestea amintim principalele zone afectate de ravene: Suseni, Puţu

Olarului, Valea Lupoaiei, Ibăneşti (Foto 28 şi 29), Valea Mărului, Valea Leurdei, Râpa

Mangalagiului,

Foto 28. Ravena Ibăneşti care străbate satul cu acelaşi nume şi este foarte

bine protejată de vegetaţie forestieră şi ierboasă

Valea Corbului, zona satului Mânzaţi şi zona pârâului Mânzăţel. Majoritatea acestor

perimetre sunt împădurite şi în consecinţă au cunoscut modificări morfometrice

(geomorfologice) nesemnificative în ultimii 25 ani. De aceea, cercetările au fost

detaliate în zona satului Mânzaţi şi zona pârâului Mânzăţel. Zona, deşi săracă din punct

de vedere economic, este celebră deoarece este în anul 1890, paleontologul Gregoriu

Ştefănescu (1838-1911) – unul din patriarhii geologiei româneşti - a descoperit,

scheletul unui mamifer uriaş (Dinotherium gigantissimum), înrudit cu elefantul,

exemplar conservat în întregime şi expus la Muzeul de ştiinţe naturale „Grigore Antipa”

din Bucureşti. Ravena Ibăneşti (Suprafaţa de 11,2 ha, Perimetrul de 6,1 km, Adâncimea

medie 12,3 m) străbate satul cu acelaşi nume şi este complet acoperită cu vegetaţie

protectoare. Faptul a făcut ca ravena să nu se mai extindă în mod semnificativ nici în

154

Foto 29. Vârful ravenei Ibăneşti, deşi aparent activ nu a mai înaintat de mulţi ani datorită

protecţiei oferite de pădurea seculară din amonte şi de pe versantul drept

lateral şi nici în lungime sau adâncime. Totuşi, fragmentează relieful şi întrerupe căile

de transport având un impact deosebit asupra vieţii localnicilor.

Foto 30. Ravene de versant şi alunecări de teren pe pârâul Mânzăţel

În zona satului Mânzaţi şi mai ales a pârâului Mânzăţel, versanţii rămaşi fără

vegetaţie forestieră au condus la subminarea bazei versanţilor (a malurilor albiei

155

pârâului Mânzăţel) prin alunecări de teren şi la brăzdarea părţii superioare a versanţilor

de către ravene de versant. Toate acestea contribuie la colmatarea reţelei hidrografice şi

ameninţă gospodăriile ţărăneşti din aval (Foto 30 şi 31).

Foto 31. Alunecări de teren pe pârâul Mânzăţel, amonte de satul cu acelaşi nume

Alunecările de teren din zona pârâului Mânzăţel care au fost măsurate cu

echipamentul GPS ocupă o suprafaţă de 15,72 ha şi au un perimetru de 5,78 km. Au

cunoscut o creştere impresionantă din 1982, de la dimensiuni aproape neglijabile la

dimensiunile da astăzi. Unele sunt superficiale (Foto 30) şi dinamismul lor este

amplificat de prezenţa ravenelor de versant din amonte iar altele (Foto 31) sunt de mai

mare profunzime (suprafaţa de alunecare apreciată după înălţimea cornişei este de cca.

10-15 m) şi au tendinţa să se unească unele cu altele formând nişte mari alunecări

continue în lungul malurilor pârâului Mânzăţel. Acestea din urmă au alimentare freatică

şi dezvoltarea lor este favorizată de subminarea bazei malului de către pârâu. Apariţia şi

dezvoltarea lor se datorează şi prezenţei unor lentile de argile cu concreţiuni carbonatice

sau chiar marne argiloase vineţii de vârstă Miocen superior - Ponţiană (8,7 - 5,8

milioane de ani).

Microbazinul hidrografic Simila (cursul principal)

Pârârul Simila care drenează în final toate apele din bazinul cu acelaşi nume

este evident cel mai mare ca suprafaţă şi lungime. Pe parcursul lui au fost inventariate

156

Tabelul nr.14

Ravene care au avut o evoluţie semnificativă în ultimii 25 de ani din b. h. Simila, Colinele Tutovei. Situaţia din 1982 după hărţi 1:25.000

Direcţia Topografică Militară, actualizată în anul 2007 prin cercetări de teren şi măsurători GPS

2007 1982 Nr. crt

Denumirea ravenei / perimetrului cu ravene Aria

(ha) Creştere

(%) Perimetru

(km) Creştere

(%) Aria (ha)

Perimetru (km)

Pârâu/microbazin hidrografic

1 Alexandru Vlahuţă – mănăstire 8.21 28% 6.02 43% 6.41 4.22 Simila

2 Cepeşti Gura Odăii 6.98 32% 9.78 192% 5.27 3.35 Bogdana3 Râpa Mocanului 1.73 0% 2.91 0% 1.73 2.91 Bogdana4 Tunseşti Nord 1 6.01 69% 9.99 231% 3.56 3.02 Bogdana 5 Tunseşti Nord 2 0.25 235% 4.44 3393% 0.07 0.13 Bogdana 6 Tunseşti Nord 3 2.55 8% 0.56 -81% 2.35 2.95 Bogdana 7 Tunseşti Nord 4 0.96 49% 1.74 96% 0.64 0.89 Bogdana 8 Tunseşti Nord 5 2.02 70% 2.21 36% 1.19 1.62 Bogdana 9 Tunseşti 6 0.21 100% 0.35 100% --- --- Bogdana

10 Tunseşti 7 6.16 51% 4.36 26% 4.08 3.48 Bogdana 11 Tunseşti Sud versant stâng 1 0.22 100% 0.58 100% --- --- Bogdana 12 Tunseşti Sud versant stâng 2 1.95 5% 4.30 40% 1.85 3.07 Bogdana

157

Tabelul nr. 15 Alunecări de teren (zone cu alunecări de teren) în b. h. Simila, Colinele Tutovei

Situaţia din 1982 după planuri DTM, actualizată în anul 2007 prin cercetări de teren şi măsurători GPS

2007 1982 Nr. crt

Denumirea alunecării /perimetrului cu alunecări de teren Aria

(ha) Creştere

(%) Perimetru

(km) Creştere

(%) Aria (ha)

Perimetru (km)

Pârâu / microbazin hidrografic

0 1 2 3 4 5 6 7 81 Mânzaţi versant stâng 1.04 0% 0.44 0% 1.04 0.44 Ibana 2 Mânzăţel 15.72 1827% 5.78 1129% 0.82 0.47 Mânzăţel 3 Drujeşti 2.03 0% 0.70 0% 2.03 0.70 Simila4 Râpa Albastră mal drept 11.91 0% 4.16 0% 11.91 4.16 Simila5 Ştrand Bârlad 0.92 0% 0.82 0% 0.92 0.82 Simila

6 Râpa Albastră groapa împrumut mal stâng 2.58 0% 0.73 0% 2.58 0.73 Simila

7 Ghicani 19.29 0% 2.63 0% 19.29 2.63 Simila8 Vulpăşeni 1.26 0% 0.76 0% 1.26 0.76 Simila9 Alexandru Vlahuţă 4.30 0% 1.16 0% 4.30 1.16 Simila

10 Dl Cocârlei Est versant drept p. Simila 1.04 0% 0.50 0% 1.04 0.50 Simila 11 Buda versant stâng 1 1.48 0% 0.72 0% 1.48 0.72 Simila 12 Buda versant stâng 2 1.76 0% 0.75 0% 1.76 0.75 Simila 13 P Simila aval Mânzaţi 0.64 0% 0.38 0% 0.64 0.38 Simila14 Morăreni 1 1.73 0% 0.75 0% 1.73 0.75 Simila15 Floreşti - Dl Ciobotoaia 1.48 0% 0.56 0% 1.48 0.56 Simila 16 Floreşti terase 1 0.44 0% 0.97 0% 0.44 0.97 Simila17 Floreşti terase 2 0.44 0% 0.85 0% 0.44 0.85 Simila18 Ghergheşti 8.45 0% 2.38 0% 8.45 2.38 Simila

158

0 1 2 3 4 5 6 7 819 Dealu Secării 1.70 0% 0.69 0% 1.70 0.69 Simila20 Morăreni 2 0.17 0% 0.28 0% 0.17 0.28 Simila21 Morăreni 3 0.25 0% 0.28 0% 0.25 0.28 Simila22 Al. Vlahuţă - Similişoara cu Apă 3.04 0% 0.88 0% 3.04 0.88 Similişoara cu Apă 23 Similişoara cu Apă 1.26 0% 0.50 0% 1.26 0.50 Similişoara cu Apă 24 Similişoara Seacă 3.70 0% 0.91 0% 3.70 0.91 Similişoara Seacă 25 Cepeşti Nord 2.24 100% 1.68 100% --- --- Bogdana 26 Tunseşti 1 Nord 1.10 35% 1.26 186% 0.82 0.44 Bogdana 27 Tunseşti sud versant stâng 0.96 100% 1.00 100% --- --- Bogdana 28 Groapa Breahna 0.67 0% 0.56 0% 0.67 0.56 Bogdana29 Cârţibaşi versant drept 1.76 0% 0.60 0% 1.76 0.60 Bogdana 30 Cârţibaşi versant stâng 4.82 0% 1.16 0% 4.82 1.16 Bogdana 31 Bogdana Sud versant drept 0.30 0% 0.35 0% 0.30 0.35 Bogdana 32 Suceveni N 0.37 0% 0.28 0% 0.37 0.28 Bogdana - Tunsesti33 Suceveni S 0.42 0% 0.31 0% 0.42 0.31 Bogdana - Tunsesti34 Bogdăniţa Dealul Căpuşneni 2.00 0% 0.69 0% 2.00 0.69 Bogdana - Tunsesti35 Dealul Cocârţi - Bogdăniţa 4.16 0% 1.01 0% 4.16 1.01 Bogdăniţa 36 Coroieşti 3.29 0% 1.00 0% 3.29 1.00 Bogdăniţa

TOTAL 108.72 20% 38.49 30% 90.34 29.68

159

peste 45 de ravene (zone cu mai multe ravene individuale) şi peste 20 perimetre cu

alunecări de teren (tabelele 14 şi 15). Se impun unele precizări privind terminologia

utilizată în domeniul ravenelor. Există foarte multe clasificări făcute după diverse

criterii. În acest proiect avem în vedere două tipuri mari de ravene: ravene de versant şi

ravene de fund (fir) de vale.

1 2 345678910111213141516

17181920212223

24252627

28293031323334353637

383940414243

4445

4647

484950

515253545556575859606162

636465

6667

68697071

727374757677

7879808182

8384 85

8687

8889 90 9192

939495

969798

99 100 101102103

104

105106

107

108

109110

111112113114115116

117118119120

121122123124125

126127128129130131132

133134135

136137138139140141142143144

145146147

148149

150151

152153

154155156157

158159160161

162163

164165

166

167

168

169

170171

172

173

174

175176

177

5544500 5544600 5544700 5544800 5544900 5545000

5146500

5146600

5146700

5146800

5146900

5147000

5147100

5147200

metri Figura 55 Alunecări de teren în zona pârâului Mânzăţel măsurate

cu echipamentul GPS Magellan Thales Z-Max.Net

La rândul lor ambele tipuri pot fi continue sau discontinue. O altă observaţie importantă

este că ravenele de fund de vale pot fi de cel puţin două tipuri care uneori ajung să fie

foarte mult diferite: 1) ravene pe cursurile de apă care în inventarierea făcută după

planurile topografice par să ocupe cea mai mare suprafaţă (figura 53) dar deoarece

160

123124

125 126127128129130131132133134135136137

138

161

12

34

56

78

910

1112

1314

15161718

192021

2223

2425

262728

29

3031

32333435

3637

3839

4041

424344

4546 47 48

4950

5152

5354

55

56

575859

60

6162

63

64

6566

6768

69707172

73

7475

76777879

808182838485

8687

88899091

92

939495

969798

99100

101102

103104105

106107108109110111112

113114115

116117

118119

120121

122123

124

125

123

45

678

910

11121314

1516

17181920

212223242526

2728

29

303132

3334

3536

373839

4041424344

4546474849

50

515253

54555657

5859

60

616263

64

65

66

67

6869 70

71

72

73

7475

767778

7980818283

848586878889909192

93949596979899100

101102103

104105106

107108109

110111

112113

114115

116117118119

120121122139140

141142143144

5548200 5548400 5548600

5143400

5143600

5143800

5144000

5144200

5144400

5144600

5144800

metri

Figura 56 Ravena Alexandru Vlahuţă – „Mănăstire”, măsurată cu echipamentul GPS în anul 2007

Suprafaţa în 1982 = 6,41 ha Suprafaţa în 2007 = 8,21 ha (+28%) Perimetrul în 1982 = 4,22 km Perimetrul în 2007 = 6,02 km (+43%)

Foto 32. Ravena Al. Vlahuţă bine acoperită cu vegetaţie forestieră

Foto 35. Lucrări hidrotehnice degradate pe cursul inferior al ravenei Al. Vlahuţă

Foto 34. Ravene de versant (ogaşe) în lungul vechilor proprietăţi orientate deal-vale

162

Foto 33. Litologia predominantă în b.h. Simila formată de nisipuri cu trovanţi (concreţiuni

grezoase rotunjite de mari dimensiuni) vizibilă în malul ravenei pe cursul unferior

Foto 36. Lucrări hidrotehnice degradate pe

cursul inferior al ravenei Al. Vlahuţă

trecerea se face treptat la cel de al doilea tip aceste la un moment dat ar putea să nu fie

considerate ravene propriu zise, ci mai simplu maluri abrupte de râuri, 2) ravene de fund

de vale propriu-zise (există multe exemple deja analizate, toate cele din etapa

precedentă, Recea, Siliştea, Valea Lupului, Lunca, din microbazinul Studineţ, sau

ravenele Alexandru Vlahuţă mănăstire, Ibăneşti, Similişoara Seacă, Tunseşti nr.1 Nord)

care ocupă practic fundul propriului bazin hidrografic putând avea desigur chiar ravene

de versant drept afluenţi. Din acest motiv suntem tentaţi să numim acest din urmă dip de

ravene „catchment gullies” în englezeşte sau ravene bazin.

Foto 37 Vechea acumulare de la Alexandru Vlahuţă cu scop de exploatare piscicolă

Enumerăm câteva din perimetrele cu ravene din microbazinul Simila: ravenele

din zona satului Buda, Drujeşti, Ghicani, Puţu Olarului (Simila), zona comunei

Alexandru Vlahuţă, zona Floreşti (Poieneşti Deal - 22 ravene, Dealul Humăriei, etc.),

Dealul Ghergheşti (11 ravene), Morăreni (4 ravene), Dealul Secării, Similişoara Seacă,

Similişoara cu Apă, Găvanu, etc.

Dintre perimetrele cu alunecări de teren amintim: alunecările de teren din zona

barajului Râpa Albastră, Drujeşti, Ştrand Bârlad, Ghicani, Vulpăşeni, Alexandru

Vlahuţă, Dealul Cocârlei, Buda, P. Simila aval Mânzaţi, Morăreni (3 grupuri de

alunecări), Floreşti, Ghergheşti, Dealul Secării, Similişoara Seacă, Similişoara cu Apă.

În bazinul hidrografic Simila, deşi s-a inventariat numărul cel mai mare de

ravene şi alunecări de teren, totuşi marea lor majoritate sunt bine acoperite cu vegetaţie

163

forestieră şi în consecinţă semistabilizate sau chiar stabilizate. Şi ravena Alexandru

Vlahuţă ilustrată în figura 56 şi foto 32 - 36 se află aproximativ în aceeaşi condiţie, cu

excepţia cursului inferior unde se poate observa degradarea unor lucrări hidrotehnice la

evenimente pluviale deosebite. Ravena Alexandru Vlahuţă – „Mănăstire” şi-a mărit

suprafaţa în ultimii 25 de ani cu 28% iar perimetrul cu 43%, în principal în lateral prin

procese gravitaţionale de mal şi ărin apariţia unui nou braţ (afluent) pe malul drept.

Fig. 25 Zona izvoarelor pârârului Simila

În apropierea izvoarelor pârâului Simila peisajul este neaşteptat de pitoresc şi

include o suită de ravene de versant, unele amenajate exemplar din punct de vedere al

protecţiei antierozionale (Foto 38 ÷ 41).

Pe pârârul Similişoara Seacă, afluent de stânga al pârârului Simila există o

ravenă-bazin de mari dimensiuni care fiind complet împădurită de foarte mulţi ani nu a

mai evoluat.

Microbazinul hidrografic Bogdana

Prârâul Bogdana este cel mai important afluent de stânga al pârârului Simila,

respectiv în Estul bazinului hidrografic. În acest microbazin hidrografic au fost

inventariate peste 48 perimetre cu terenuri afectate de eroziune în adâncime (ravenaţie)

şi peste nouă perimetre cu alunecări de teren. În microbazinul Bogdana au fost

164

16

Fig. 40 şi 41. Ravenă amenajată antierozional. Baraj

corect executat la baza ravenei

5

Foto 38 şi 39. Ravene acoperite cu vegetaţie forestieră la izvoarele Similei

inventariate şi cercetate unele dintre cele mai spectaculoase ravene. Dintre acestea

amintim: ravenele Băltăţeni, Groapa Breahna, Râpa Adâncă, Rădăeşti, Râpa Mocanului,

Cepeşti Nord şi Sud, Bogdana sat, Tunseşti cu trei zone diferite, Suceveni, Coroieşti,

grupul Hăghiac – Verdeş, Bogdăniţa, dealul Căpuşneni, Schitu, Lacu Babei, şi

alunecările Cepeşti, Tunseşti, Groapa Breahna, Cârţibaşi, Bogdana, Suceveni,

Bogdăniţa, Dealul Cocârţi, Coroieşti, ş. a.

Ravena Groapa Breahna din 1982 între timp s-a stabilizat şi s-a transformat

într-o viroagă cu pante domoale cu condiţii foarte bune pentru agricultură. Pe versantul

drept se păstrează în condiţii excelente un sistem de lucrări de amenajare antierozională

(culturi în fâşii combinate cu agroterase.

Mergând spre nord pe pârâul Bogdana întâlnim ravenele - bazin din zona

Rădăeşti, de mari dimensiuni şi complet împădurite.

În zona satului Cepeşti au fost cercetate unele ravene-bazin de mari

dimensiuni: Cepeşti 1 Nord, Cepeşti - Gura Odăii (Figura 57) şi Râpa Mocanului.

În vârful sudic al ravenei Cepeşti – Râpa Mocanului (Figura 58) se poate

observa cum orizontul gros de este 1m de sol fertil a fost în totalitate înlăturat prin

eroziune în adâncime, până la un nivel de nisipuri grezificate sau gresie calcaroasă.

Mergând în continuare spre nord pe pârâul Bogdana ajungem la o zonă de

mare densitate a ravenelor şi alunecărilor de teren, în împrejurimile satului Tunseşti. La

Tunseşti au fost inventariate şi cercetate ravene şi alunecări de teren în trei zone. Zona

cea mai interesantă din punct de vedere al fenomenelor de degradare a terenului pe care

le urmărim este versantul drept al văii Bogdana Nord şi Sud faţă de satul Tunseşti

deoarece include un număr de circa nouă ravene de versant (ravena nr. 1 Nord este o

ravenă bazin ce include un număr mare de ravene de toate tipurile combinate cu

alunecări de teren), dintre care unele - cele nordice - încă, semi-active (nr. 1, 2, 3, 4, 5 şi

6, figura 59) iar altele (7, 8 şi 9) pot fi considerate chiar model de amenajare

antierozională fiind împădurite de foarte mulţi ani, de pe vremea boierilor, satul

Tunseşti find un sat de clăcaşi la origine (Foto 55).

Plantaţia pomicolă din figura 53 (situaţia din 1982 după planuri topografice

DTM), amonte de ravenele 8 şi 9 nu mai există. De altfel, ca o impresie generală din

bazinul Simila ca şi din bazinul Studineţ, nu a fost întâlnită nici o singură plantaţie

pomicolă dintre cele ce existau în 1982.

166

1234

56

789

101112 13 14 15161718

19202122232425262728

293031 3233 3435363738

394041 42

434445464748 4950515253

545556 57 58 59

606162

636465666768

6970

7172

7374 75 76

7778

798081

8283

84

85

86

87 9091

92

9394

9596

979899100

268269

270271

272

12

3

45

6

7

8

9

10

1112

13

14

151617

18

19202122

2324

252627

294295

296

30

5139000

5139100

5139200

5139300

5139400

5139500

5139600

5139700

5139800

5139900

5140000

5140100

ec c

Figura 57. Ravena Cepeşti – Gura Odăii cu punctele măsurate în anul 2007 cu ajutorul

hipamentului GPS. Alunecările de teren figurateu culoarea galbenă ilustrează modul principal de

expansiune a braţului sudic adică lateral prin procese gravitaţionale de mal

Suprafaţa în 1982 = 5,27 ha Suprafaţa în 2007 = 6,98 ha (+32%)

Perimetrul în 1982 = 3,35 km Perimetrul în 2007 = 9,78 km (+192%)

88 89 101102103104105

106107108 109 110

111112

113114

115116117 118119120121122123

124125126

127128

129130131

132

133134135136

137138139140141

142143144145146147148

149150

151

152153

154155

156157

158

159

160

161162163164165166167168

169170171172

173174175176177178179180

181182

183184

185

186187

188

189190

191192

193194

195196

197198199

200

201202203204205

206

207208

209

210

211212213214

215216

217218219220

221222223

224

225226

227228229230231232

233234

235236237

238

239

240241242243244245

246247248249250251252253254

255256

257258259260261262

263264

265266267

28

29303132

3334

3536

37

3839404142

434445464748

495051

5253

54

5556

57

58

59606162

6364

656667

68

6970

71

7273

74

75

76

77787980 81

828384 85 86 8788 89 90 91 92

9394

9596

97 9899100

101

102 103 104105106

107108109

110111112113

114115116117118

119120 121 122

123124

125126127128129

130131132

133134135

136

137138139

140141142 143

144

145

146147148

149150151152153154

155156

157158159160161162

163164165166167168169170171172173174175176

177178

179180181182183184185186

187188

189190191

192193194

195196197

198

199200

201

202 203204

205206207208209210

211212213214215216217

218

219220221

222223224225

226227

228229

230231232

233234 235236

237238239240

241242

243244245246

247248249

250

251252

253254255

256257258259260

261262263264

265266267268269

270271272273274275276277278279280281282283284285286287288289290291292

293

297298

299

0

5552700 5552800 5552900 5553000 5553100 5553200 metri

167

Foto 42. Braţul nordic al ravenei Cepeşti – Gura Odăii

168

FoOd

Incio

Foto 48. Ravenă discontinuă subsecventă braţului sudic

Fig. 46 şi 47. Braţul sudic al ra

Foto 44 şi 45. Alunecări de teren în m

Foto 43. Braţul nordic al ravenei Cepeşti – Gura Odăii

a ile ravenei Cepeşti – Gura

toăi

zari

v

lur

ei Cepeşti – Gura Odăii

en

49. Litologia dominantă la Cepeşti – Gura i (nisipuri cu trovanţi şi lentile argiloase). rea (avansarea în adâncime) este limitată de zontul cenuşiu de nisip argilos grezificat

12 3

4 5

67 8 9 10 11

1213

14

1516

1718

19 2021 22

23

242526

2728

29

30

31

32

33

34 35 36373839

40

41

42

43

44

454647

484950

51525354

5556

57

58

59

6061

62636465

66

67

68697071

72

73

7475 7677

78

1 2 3 4 56 7

8 9

1011

12

131415

1617

1819

202122 23

24 25 26

27 2829

303132

33 34353637

38

3940

4142

434445

464748

4950

5152

53 54

5556575859

6061

62 6364

6566

67686970

71

72737475

76

77

78

7980

8182

5553050 5553100 5553150 5553200 5553250 5553300 5553350

5137650

5137700

5137750

5137800

5137850

5137900

5137950

5138000

Aria = 1,73 haPerimetru = 2,91 km

N

Figura 58 Ravena – bazin Râpa Mocanului – Cepeşti, măsurată cu echipamentul GPS

169

Foto 50 – 55. Ravene şi aflorimente care ilustrează litologia din zona de mare densitate a ravenelor, Tunseşti.

În ultima imagine ravene împădurite cu foarte mult timp în urmă, model de amenajare antierozională

170

RAVENE ŞI ALUNECĂRI DE TEREN IN ZONA SATULUITUNSEŞTI, COM. BOGDANA, B.H. SIMILA,

SUBBAZIN BOGDANA, 2007

N

5550000 5550500 5551000 55515005148500

5149000

5149500

5150000

5150500

5151000

5151500

Ravena 1 Nord

Ravena 2 NordRavena 3 Nord

Ravena 4 Nord

Ravena 5 Nord

Ravena 6 Nord

Ravena 7 Sud

Ravene şi alunecări de teren la Sudde satul Tunseşti pe malul stâng al

pârâului Bogdana

SATUL TUNSEŞTI

Figura 59. Ravene şi alunecări de teren în zona satului Tunseşti, P. Bogdana,

măsurate cu echipamentul GPS în anul 2007

171

Foto 56. Ravena – bazin şi alunecări de teren “La Hăghiac”, P. Bogdana, 2007

Foto 57. Gresii calcaroase în plăci care dau consistenţă reliefului

Ravenei - bazin “La Hăghiac”, P. Bogdana, 2007

172

Foto. 58 Spre izvoarele pârâului Bogdana, 2007

Mergând mai spre Nord pe pârârul Bogdana, spre o zonă din ce în ce mai

pitorească, Verdeş – Lacu Babei, spre izvorele pârului Bogdana (Foto 58), întîlnim un

complex de ravene şi alunecări de teren în locul numit La Hăghiac, pe malul drept (foto

56 şi 57).

Concluzii

Deşi s-a inventariat un număr mare de ravene şi/sau alunecări de teren

(peste 122 perimetre cu ravene şi peste 36 perimetre cu alunecări de teren), marea

majoritate a ravenelor şi/sau alunecărilor de teren au evoluat foarte puţin în cei 25 de

ani, fiind în general bine înţelenite cu vegetaţie forestieră, semistabilizate sau chiar

stabilizate.

O impresie generală din bazinul Simila (ca şi din bazinul Studineţ): toate

plantaţiile pomicole aflate în exploatare în 1982 (zonele colorate în verde-cyan pe

hărţile din 1982 digitizate) au fost desfiinţate, cel mai probabil după 1990.

În urma inventarierii ravenelor şi alunecărilor de teren din bazinul

hidrografic Simila prin tehnici GIS (scanare, georeferenţiere, digitizare, analiza

terenului,etc.) după hărţi topografice militare (DTM, 1982) şi cercetări de teren în anul

173

2007 (inclusiv măsurători de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului

GPS Magellan Thales Z-Max.Net), s-a constatat că ravenele (eroziunea în adâncime)

ocupă 661 ha (2,5% din suprafaţa bazinului), iar alunecările de teren 108 ha (0,5% din

suprafaţa bazinului).

În linii generale, numai 10% dintre ravenele inventariate în bazinul

hidrografic Simila au cunoscut o dezvoltare semnificativă în ultimii 25 de ani şi aceasta

pe total reprezintă o creştere cu 2% a suprafeţei ocupate de ravene şi cu 5% a

perimetrului acestora.

Numai 11% dintre alunecările de teren din bazinul hidrografic Simila s-au

dezvoltat semnificativ în ultimii 25 ani şi anume: suprafaţa lor a crescut cu 20% iar

perimetrul cu 30%.

Conform măsurătorilor noastre, în bazinul hidrografic Simila existau în

1982 cca. 4902 ha (18,5 % din suprafaţa bazinului) de pădure şi această suprafaţă s-a

menţinut şi după 1990 în ciuda presiunilor care au existat. În privinţa plantaţiilor

pomicole şi/sau viticole inventariate pe hărţile din 1982 situaţia este dezastruoasă,

deoarece suprafaţa existentă în 1982 de 1013 ha (3,8 %) s-a redus în ultimii 20 de ani

până aproape de dispariţie.

Împădurirea ravenelor şi alunecărilor de teren, mai ales atunci când s-a

făcut înainte de al II lea Război Mondial a avut un rol stabilizant indiscutabil. Unele

ravene sau alunecări de teren (de exemplu ravenele 7, 8 9 din vecinătatea satului

Tunseşti – P. Bogdana -) pot fi chiar considerate ca un exemplu (model) de amenajare

antierozională şi aceasta într-o zonă a ţării cu un nivel de trai foarte scăzut.

Litologia dominantă în bazinul hidrografic Simila, respectiv rocile cu

influenţă decisivă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor şi alunecărilor de teren, este

constituită de depozite nisipoase cu trovanţi (concreţiuni grezoase cu contururi rotunjite

de mari dimensiuni – zeci de centimetri până la peste un metru -). Acolo unde apar şi

lentile de grosimi metrice de argile pestriţe, vineţii, cu concreţiuni calcaroase, sau marne

de vârstă Miocen Superior – Ponţian (asemenea celor de la Mânzaţi în care unul dintre

patriarhii geologiei româneşti – Gregoriu Ştefănescu - a găsit un schelet de Dinoterium

gigantissimum, un strămoş al elefantului, aflat în prezent la muzeul Gr. Antipa),

ravenele sunt însoţite de alunecări de teren. Se pare că această situaţie este destul de rară

în bazinul Simila, deoarece au fost întâlnite foarte puţine cazuri în care să fie necesar să

se detalieze cercetările, cele mai multe alunecări de teren fiind împădurite şi nu prezintă

semne de activitate (mişcare).

174

Analiza factorilor de control ce au o influenţă decisivă asupra morfologiei

şi dinamicii actuale a ravenelor şi alunecărilor de teren din bazinul hidrografic Simila

(relief, climă, geologie, factor antropic), a arătat clar că prin amenajarea antierozională

prin metode simple (cel puţin împădurire a zonei active) poate fi controlată (menţinută

în limite acceptabile) eroziunea în adâncime şi declanşarea şi evoluţia alunecărilor de

teren, iar dacă la aceasta se adaugă aplicarea unor metode de exploatare (management)

durabilă, adaptate condiţiilor de teren ce includ realitatea existenţei fenomenelor de

ravenaţie şi/sau alunecări de tren, situaţia se poate schimba mult în bine, după modelul

Sicilian.

175

176

BAZINUL HIDROGRAFIC LOHAN (PODIŞUL VASLUIULUI)

Bazinul hidrografic Lohan se situează din punct de vedere geografic

(geomorfologic) în Podişul Vasluiului, subunitate a Podişului Central Moldovenesc, care

la rândul său face parte din Podişului Bârladului, inclus în Podişul Moldovenesc. Bazinul

are o suprafaţă de 110,39 km2 (2,1% din suprafaţa judeţului Vaslui, 0,4% din suprafaţa

Podişului Moldovenesc).

Metoda de cercetare

Cercetările privind modul de folosinţă al terenurilor din bazinul hidrografic

Lohan, privind amploarea fenomenelor de ravenaţie, studiile privind impactul socio-

economic al eroziunii în adâncime şi al alunecărilor asupra localităţilor şi obiectivelor

economice din vecinătate, inventarierea ravenelor şi alunecărilor de teren precum şi

efectuarea măsurătorilor morfometrice asupra ravenelor şi alunecărilor de teren din

perimetrul studiat au început prin vizitarea în echipă a tuturor zonelor identificate pe

planurile topografice (Figura 60). În funcţie de starea evolutivă actuală (împădurit,

înţelenit, stabilizat, activ, etc. la 25 de ani faţă de situaţia reflectată de planurile topografice

editate de către Direcţia Topografică Militară în 1982) a ravenelor sau alunecărilor de teren

s-au stabilit perimetrele în care cercetările au trebuit detaliate prin determinări

morfometrice de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului GPS Magellan

Thales Z-Max.Net. Staţia grafică (un calculator cu posibilităţi de grafică mai deosebite) şi

pachetul software GIS, ArcGIS, au permis prelucrarea preliminară a datelor.

În aceleaşi perimetre s-a făcut cartarea geologică a depozitelor din maluri, talveg,

praguri de ravene sau cornişe de alunecări şi/trepte de alunecare. Pentru cunoaşterea

caracteristicilor fizico-mecanice ale rocilor (pământurilor) ce pot avea influenţă asupra

morfologiei şi dinamicii ravenelor şi/sau alunecărilor s-au efectuat determinări in situ de

rezistenţă la penetrare statică pe con şi de rezistenţă la forfecare cu palete (field vane test)

cu ajutorul unor echipamente Eijkelkamp.

Cu ocazia vizitelor efectuate în teren au fost adunate toate informaţiile necesare

privind modul de folosinţă a terenului precum şi cu privire la impactul socio-economic al

fenomenelor de degradare a terenului prin ravenare şi/sau alunecări de teren necesare în

faza următoare, în care urmează să se analizeze global rezultatele obţinute în fazele

precedente şi să se propună soluţii de amenajare şi exploatare durabilă a zonelor studiate.

177

Figura 60. Degradarea terenului prin eroziune în adâncime (ravene) şi alunecări de teren în bazinul hidrografic Lohan. Digitizat după hărţi topografice la scara 1:25.000 editate de

către Direcţia Topografică Militară, 1982

178

Figura 61. Modelul numeric al terenului – raster – b. h. Lohan construit cu ajutorul programului GIS Idrisi32,

pe baza datelor obţinute prin digitizare pe planuri topografice DTM, 1982

179

Figura 62. Modelul numeric al terenului (TIN – Triangulated Irregular Netwok) din b. h. Lohan construit cu ajutorul programului ArcGIS 9.3,

pe baza datelor obţinute prin digitizare pe planuri topografice DTM, 1982

180

Rezultate obţinute

Bazinul hidrografic Lohan are o suprafaţă de 11.039 ha, comparabilă cu cea a

bazinului Studineţ, studiat în prima etapă (aria = 9.678 ha) şi circa ½ dinsuprafaţa

bazinului Simila (suprafaţa = 26.521 ha).

Din punct de vedere geomorfologic, bazinul hidrografic Lohan se încadrează în

următoarele unităţi şi subunităţi enumerate în ordine descrescătoare a rangului lor: Podişul

Bârladului – Podişul Central Moldovenesc – Podişul Vasluiului şi este dominat de Culmea

Crasnei (Figura 1). Configuraţia geomorfologică a bazinului Lohan este mult mai simplă

decât cea a bazinului Simila, fiind în mod oarecum uimitor, asemănătoare în multe privinţe

cu cea a bazinului Studineţ. Faptul a permis, ca şi în cazul bazinului Studineţ, efectuarea

unei raionări fiziografice (zone cu aceleaşi caracteristici geomorfologice). Astfel, bazinul

Lohan a fost împărţit în trei zone fiziografice mari (Figura 63):

(1) Versantul stâng al Lohanului inferior, de la confluenţa cu pârâul Crasna (la

Sud) şi până la Creţeşti de Sus (la Nord), cel mai accidentat (frământat), modelat de un tip

anume de ravene pe care tocmai pe baza experienţei acumulate pe parcursul derulării

proiectului, le-am denumit „ravene – bazin” pentru că au propriile bazine hidrografice,

spre deosebire de ravenele de versant care de multe ori nu au de loc bazin hidrografic, sau

de ravenele de fund de vale. În această zonă fiziografică cele mai multe ravene – bazin

sunt ocupate de gospodării ţărăneşti.

(2) Versantul drept al Lohanului inferior, de la confluenţa cu pârâul Crasna (la

Sud) şi până la Satu Nou (la Nord), care cuprinde terenuri agricole de cea mai bună

calitate.

(3) Bazinul superior al pârâului Lohan, amonte de zonele fiziografice amintite,

aproape în întregime acoperit de păduri sau plantaţii viticole sau pomicole.

Din punct de vedere al alcătuirii geologice, potrivit hărţii întocmite de Institutul

Geologic al României (scara 1:200000), depozitele din versanţii bazinului Lohan aparţin

Chersonianului în zonele mai joase şi Meoţianului în treimea medie şi superioară (Foto

59). Depozitele Chersonianului sunt în facies salmastru şi constau din argile marnoase,

argile şi argile nisipoase cenuşiu verzui, având în partea superioară intercalaţii subţiri de

marne calcaroase cu lumaşel de mactre. În perimetrul studiat Chersonianul este fosilifer şi

la partea superioară a versanţilor se poate separa un pachet de argile şi nisipuri, având la

partea mijlocie nivele de nisipuri cineritice galben-verzui, cu hornblendă şi cu moluşte de

facies continental (helicide şi planorbide), care este atribuit Meoţianului. De asemenea,

181

pachetul de argile cenuşii cu pete ruginii, nestratificate cu resturi de Hipparion sp.,

Ichtitherium robustum şi Gazella deperdita.

Foto 59. Argile marnoase cineritice meoţiene de facies continental

în cornişa alunecării Duda – Epureni

Alunecările de teren din judeţul Vaslui precum şi din alte zone din Podişul

Moldovenesc au constituit obiectul unor inventarieri succesive efectuate de către diverşi

autori printre care amintim: Savopol L. (1974), Ivanciu A. (1982) şi Pujina D. (1992). În

figura 64 şi tabelul 16 prezentăm datele referitoare la alunecările de teren din bazinul

hidrografic Lohan.

Din analiza informaţiilor obţinute prin digitizarea planurilor topografice militare

în scara 1:25.000 şi prelucrările ulterioare cu ajutorul unor tehnici GIS cu programul

Idrisi32, amintim pentru comparaţie datele din tabelul 15 şi figura 60.

Tabelul 15 Unele date sintetice asupra bazinelor hidrografice Studineţ, Simila şi Lohan,

obţinute pe baza hărţilor topografice DTM, scara 1:25.000, ediţia 1982

Aria bazin Aria ravene Aria

alunecări de teren

Aria păduri Aria plantaţii Bazinul hidrografic

(ha) (ha) % (ha) % (ha) % (ha) % Studineţ 9.678 352 3,6 41 0,4 2.964 30,6 507 5,2 Simila 26.521 639 2,4 68 0,3 4.902 18,5 1.013 3,8 Lohan 11.039 130 1,2 89 0,8 3.230 29,3 1.227 11,1

Din punct de vedere pedologic solurile din bazinul hidrografic Lohan se împart

perfect corespunzător celor trei zone fiziografice: în zonele 1 şi 3, soluri cenuşii de pădure

182

tipice, iar în zona 2, cu terenurile cele mai bune pentru agricultură, cernoziomuri slab

levigate.

Figura 63. Bazinul hidrografic Lohan inferior într-o imagine Google Earth, Terra Mertics, 2007, cu zonele

fiziografice 1 şi 2

Zona fiziografică (1) Versantul stâng al Lohanului inferior, de la confluenţa

cu pârâul Crasna (la Sud) şi până la Creţeşti de Sus (la Nord) se suprapune pe depozite

geologice de vârstă Chersoniană (în treimea inferiară a versanţilor) şi Meoţiană (în treimea

medie şi superioară a versanţilor), iar din punct de vedere pedologic pe o zonă cu soluri

cenuşii de pădure tipice. Este zona cu altitudinile cele mai mari (peste 375 m în mai multe

locuri). De regulă, treimea superioară a versanţilor cu altitudinile cele mai ridicate, este

183

Figura 64. Alunecări de teren în bazinul hidrografic Lohan (Dealurile Covurluiului) conform inventarierilor succesive efectuate înainte de 1993.

Caracteristicile terenurilor alunecate sunt prezentate în tabelul nr. 1. (Pujină D., 1993)

Tabelul nr. 16

Evidenţa terenurilor alunecate din b.h. Lohan, judeţul Vaslui (Pujină, D., 1993) Suprafaţa alunecată

(ha) Vârsta geologică

Codul

alunecării

(Figura

64)

Expoziţia

versanţilor

Lungimea

versant

(m)

Energia

versant

(m)

Panta

medie

versant

(m)

Categoria

de

folosinţă 1973 1982 1993

Lungime

maximă

alunecare

(m)

Lăţime

maximă

alunecare

(m)

Cota la

cornişa

alunec. Alunec. Zona

de infl.

Energ.

de

relief

pt.

alunec.

(m)

Supraf.

zonei

de infl.

(ha)

108 SV 550 182 334 Arabil;

10 Păşune;

21 Livadă

35 41,5 41,5 375 1050 250 Ks+M M 100 6,5

109 NV 850 155 18,2 8 Arabil;

9,5 Păşune 17,5 19,5 22,5 580 700 235 Ks M 85 45

110 V 750 225 30 5 Arabil;

43 Păşune;

30 Vie

78 85 85 700 1270 280 Ks+M M 90 14

111 NV 1250 375 30 65 Păşune 65 70,5 75 1000 800 300 Ks M 175 39

112 NV 600 75 12,5 9 Arabil;

3,5 Livadă 12,5 15,5 18 425 500 200 Ks Ks+M 60 6

113 N 550 69 12,516,87

Arabil 16,87 18,2 18,2 375 500 175 Ks Ks+M 50 2

184

185

împădurită. Treimea medie sau inferioară este fragmentată de un număr de 8 – 9 văi, dintre

care şapte sunt ocupate de aşezări rurale (de la sud spre nord): Pâhna, Târzii, Olteneşti,

Curteni, Budeşti, Creţeşti şi Creţeşti de Sus. Toate aceste mici localităţi rurale s-au

dezvoltat, în opinia noastră, în văile unor vechi mari organisme torenţiale (văi care s-au

adâncit prin incizarea şi lărgirea ciclică a unor ravene pe care le numim acum „ravene –

bazin”, în prezent stabilizate, astfel încât nu mai reprezintă o problemă pentru localnici.

Foto 60. Bazinul Lohan văzut din extremitatea sudică

În extremitatea sudică a bazinului Lohan şi a zonei fiziografice 1, întâlnim Valea

Velniţa care include cea mai mare ravenă din bazinul Lohan, în prezent stabilizată complet

datorită vegetaţiei forestiere. Versantul stâng (foto 61) a fost acoperit în unele perioade

(înainte de 1989) succesiv de plantaţii viticole sau pomicole. În prezent se mai pot vedea

doar urmele ambelor tipuri de plantaţii.

Ravena Velniţa deşi este foarte mare (27,12 ha) şi în ciuda faptului ca este foarte

bine acoperită cu vegetaţie forestieră a fost măsurată cu ajutorul echipamentului GPS,

Magellan Thales Z-Max.Net, singurul care permite astfel de măsurători terestre în situaţii

ca acestea în care nu există vizibilitate din cauza vegetaţiei (foto 61). In plus, pe parcursul

măsuratorilor aveam sa aflăm că la umbra copacilor, configuraţia ravenei s-a complicat

foarte mult în comparaţie cu ceea ce se vedea pe planurile topografice din 1982, digitizate

şi prelucrate in fazele precedente şi, de asemenea, terenul este foarte dificil, aproape

impenetrabil chiar pe jos din cauza vegetatiei luxuriante. Pe de alta parte, măsurătorile

noastre ţn acest caz au doar o valoare istorică, de inventar, pentru că datorită celor

prezentate mai sus, ravena Velniţa este foarte bine protejata si anticipam ca va evolua intr-

186

un ritm foarte lent in urmatoarea perioada. Doar daca prin interventia antropica nu se va

modifica prezentul echilibru (in timpul masuratorilor s-a abservat ca exploatarea forestiera

– legala facuta de institutia autorizata – a inceput din amonte, din zona varfurilor ravenei

care lipsite de vegetatie pot deveni in orice moment active).

Alunecarile de teren de pe versantul sud-vestic al vaii Velniţa, extremitatea sudica

a bazinului Lohan, au fost inventariate şi maăurate. Se consemneaza faptul ca în prezent

sunt acoperite cu vegetaţie forestieră, spre deosebire de situaţia din 1982.

Mergând spre nord întâlnim microbazinul ravenei Pâhna ocupat de o mică aşezare

rurală (câteva case) cu acelaşi nume. Dupa cum se poate observa din foto 62 toată zona

fostei ravene este în prezent foarte bine acoperită cu vegetaţie forestieră astfel încât nu

numai că nu prezintă nici un pericol pentru localnici, dar ca şi în celelalte cazuri pe care le

vom prezenta în continuare, ei au preferat acest loc pentru a-şi întemeia localitatea.

Foto 61. Valea şi ravena Velniţa, stabilizată de vegetaţia forestieră

Următoarea localitate rurală întâlnită este satul Târzii (Foto 63), şi este de

asemenea aşezată (“cuibărită”) într-un microbazin hidrografic al unei mari foste ravene,

aproximativ de aceeasi mărime cu precedenta descrisă şi măsurată, Velniţa. Se poate

observa ca localnicii şi aici au convieţuit de-a lungul timpului cu organismul torenţial care

a format Valea Târzii cu mult înainte de apariţia satului, începând cu mii de ani în urmă.

Dupa cum se poate observa şi din foto 63, planul secund, plantaţiile pomicole dinainte de

Aria 1982: 21.14 ha Aria 2008: 27.12 ha (+22%) Perimetru 1982: 8307 m Perimetru 2008: 11655 m (+29%)

Figura 65. Ravena V u ajutorul echipamentului GPS în anul 2008 şi reprezentată cu ajutorul programului

Idrisi32

187

elniţa măsurată c

188

Foto 62. Microbazinul ravenei Pâhna

1989 – una dintre soluţiile cele mai potrivite pentru astfel de zone, asemenea zonelor

mediteraneene acoperite cu plantaţii de citrice sau măslini până la cotele cele mai înalte

stâncoase – au fost abandonate.

Foto 63. Satul Târzii localizat în microbazinul marii ravene cu acelaşi nume. În planul secund se văd rămăşiţele plantaţiilor ce apăreau pe hărţile din 1982

La Nord de satul Târzii apare ravena Fără Nume (Foto 64) în prezent bine

stabilizată cu vegetaţie forestieră şi integrată în peisaj. Aceasta ravena figura ca activă în

1982 şi avea o suprafaţă de 5,22 ha.

189

La Nord de ravena Fără Nume şi respectiv la Sud de satul reşedinta al comunei

Olteneşti apare o alunecare de teren, care fiind una dintre puţinele încă active întâlnite în

bazinul Lohan, a fost masurată cu ajutorul echipamentului GPS Thales Z-Max.Net (Figura

66). In foto 65, 66 şi 67 se ilustrează cornişa, unele trepte de alunecare şi un detaliu cu un

afloriment in nisipuri meoţiene din corpul alunecarii “Olteneşti”.

Următoarea localitate, Olteneşti, nu se remarcă prin nimic deosebit devreme ce

este localizată într-o vale care nu prezinta urmele vreunui organism torenţial sau alunecări

de teren. Se poate menţiona doar starea jalnică în care a ajuns fosta ferma de bovine –

gospodăria anexa – a P.C.R. dinainte de 1989. Următoarele localitaţi care sunt “cuibărite”

în microbazine ale unor pâraie – ravene care fragmentează versantul stâng inferior al

pârâului Lohan, sunt: Curteni, Budeşti şi Creţeşti de Sus (satul Creţeşti este localizat pe

versantul văii Lohan) (Figura 67).

Foto 64. Ravena Fără Nume, la Nord de satul Târzii, stabilizată cu vegetaţie forestieră

Satul Curteni este aşezat în valea – microbazin creată de un pârâu care de fapt

constituie baza umedă a unei mari ravene. In figurile 67 şi 68 au fost reprezentate formele

de degradare a terenului prin ravene şi alunecări de teren aşa cum erau ele în anul 1982,

atunci cand au fost editate planurile topografice militare la scara 1:25000, suprapuse peste

modelul numeric al terenului construit cu ajutorul programului ArcGIS 9.2 (Modelul

numeric al terenului astfel construit stilizează formele de relief şi subliniază şi mai mult

ceea ce s-a observat mai sus şi anume localizarea „cuibărită” a micilor aşezări rurale in

190

Foto 65. Cornişa alunecării Olteneşti

Foto 66. Trepte de alunecare pe corpul alunecării Olteneşti

Foto 67. Nisipuri meoţiene într-un afloriment al alunecării Olteneşti

)

Figura 66. A

Aria 1982: 1.68 ha Aria 2008: 3.05 ha (+45%) Perimetru 1982: 583 m Perimetru 2008: 774 m (+25%

191

lunecarea “Olteneşti” măsurată cu ajutorul echipamentului GPS, 2008

192

Figura 67. B. h. Lohan inferior cu localităţile Curteni, Budeşti, Creţeşti de Jos şi de Sus şi Satu Nou, “cuibărite”

în microbazinele unor vechi văi sau ravene

văile unor mari foste

organisme torenţiale).

După cum se poate

observa, daca se priveşte

harta situaţiei din 1982,

satul Curteni apare

înconjurat de ravene

(culoarea roşie) şi

alunecări de teren

(galben) care par să

marcheze sau să

ameninţe satul în orice

moment. Totuşi, datorită

faptului ca localnicii au

privit de fapt ravena ca

pe un râu obişnuit, au

plantat copaci pe canalul

ravenei pe care îi

consideră proprietatea lor

t

Figura 68. Satul Curteni aşezat în valea – microbazin creată de un pârâu care de fapt constituie baza umedă a unei mari ravene

193

acum, iar aluneările de

eren sunt de asemenea acoperite cu plantaţii forestiere, astfel încât ceea ce în mod obişnuit

Foto 68. Satul Curteni în anul 2008. Ravenele şi alunecările de teren - împădurite

194

constituie unul dintre fenomenele

de degradare a terenului cele mai

importante, aproape ca nu mai

poate fi identificat decât de

specialişti (Foto 68).

Figura 69. Satul Budeşti cu aceeaşi aşezare în microbazinul unei ravene

Micul sat Budeşti are

aceeaşi aşezare ca şi cele descrise

până în prezent, în microbazinul

unei ravene şi, de asemenea,

canalul a fost împădurit – cea mai

ieftină şi eficientă metodă de a

stabiliza ravenele (Figura 69 şi foto

69).

Valea Găitoaia, situată

între satul Budeşti, la Sud, şi satul

Creţeşti, la Nord, deşi nelocuită,

prezintă câteva carateristici

interesante pentru studiul de faţă prin prezenţa unei mari alunecări de teren şi a unor

ravene care au evoluat foarte mult în comparaţie cu situaţia din 1982 (Figura 71). Pe de

alta parte, valea Găitoaia a prezentat interes pentru localnici şi pentru autorităţi în diferite

Foto 69. Satul Budeşti în anul 2008 – o mică aşezare rurală pitorească

perioade în care versantul stang,

sudic, a fost amenajat şi s-a dorit a

fi succesiv o exploataţie pomicolă

sau una viticolă (sunt încă vizibile

rămăşiţele ambelor). Versantul

estic, aval de pădure, a fost chiar

modelat cu buldozerul sub forma

unor terase pe care a existat la un

moment dat o exploataţie viticolă.

În prezent terenul este doar păşune

pentru stânile din zonă, iar stejarii

seculari de pe versantul estic au

început să prezinte interes pentru

unii aşa-zişi afacerişti ai

momentului (Foto 70).

Marea alunecare de teren este în

prezent semi-stabilizată, nu

prezintă semne de activitate, dar

umiditatea excesivă a solului

e

l

Figura 70. Valea Găitoaia în 1982 cu ravenele şi alunecărilede teren care au făcut obiectul studiilor cu ajutorul tehnicilor

GIS şi al aparaturii GPS (în 2007 şi 2008)

195

videntă din prezenţa unor mici izvoare de coastă şi a unui mic lac de glimee şi prezenţa

entilelor argiloase în aflorimentele din malurile ravenei Găitoaia Nord indică posibilitatea

Foto 70. Valea Găitoaia în anul 2008

Aria 1982: 2.46 ha Aria 2008: 13.55 ha (+82%) Perimetru 1982: 2085 m Perimetru 2008: 8699 m (+76%)

Figura 71. Ravena Găitoaia şi mici alunecări de mal în anul 2008, măsurate cu echipamentul GPS şi reprezentate cu programul ArcGIS 9.2

196

197

ca oricând mişcările să fie reluate.

Satul Creţeşti este aparent singurul

sat din zona fiziografică 1 aşezat pe

versant şi nu într-un microbazin de fost

organism torenţial (Figura 72). In

timpul campaniei de teren a fost

vizitată zona în vederea identificării

ravenei care strabate satul începând

din treimea inferioară a versantului şi

mergând până la cotele cele mai înalte

unde în 1982 existau şi numeroase

alunecari de teren lenticulare. Ravena

este practic sufocată de vegetaţie

foretieră şi arbuşti, iar curţile

localnicilor se extind până pe muchia

Figura 72. Satul Creţeşti în anul 2008 singurul sat din zona fiziografica 1 aşezat pe versant

Foto 71. Satul Creţeşti în anul 2008

ravenei. Explicaţia este că ravena de aici este de tipul ravenelor de versant care de multe ori sunt lipsite de bazin hidrografic colector, ele devenind pe parcursul evolutiei lor, ele

insele bazine colectoare. Totuşi, modelul numeric al terenului (figura 72) ne ajută să

identificăm o uşoară adâncitură care a fost la originea apariţiei ravenei. Alunecările de

teren lenticulare din zona cotelor cele mai înalte au fost modelate cu buldozerul înainte de

198

1989, astfel încât n prezent nu mai reprezintă nici un pericol pentru mica localitate rurală.

În figura 72 se poate observa că alunecările de teren din amonte de vârful ravenei nu mai

pot fi identificate deoarece au fost modelate şi pe alocuri se observă ca terenul a fost într–o

vreme chiar exploatat antierozional (culturi în fâşii şi terase banchetă).

Figura 73. Satul Creţeşti de Sus înconjurat în 1982 de ravene şi alunecări de teren

Foto 72. Satul Creţeşti de Sus în anul 2008

199

Satul Creţeşti de Sus este aşezat într-o frumoasă vale asemănătoare cu cele descrise până

acum a unui mic pârâu ce cu greu poate fi identificat deoarece albia sa nu este clar

conturată sau evenual marcată de maluri active de ravenă (Figura 73). Alunecările de teren

figurate pe hărţile din 1982, asemenea celor menţionate în cazul precedent al satului

Creţeşti, au fost modelate cu buldozerul în anii dinainte de 1989 şi nu mai prezintă nici un

pericol. Daca ar fi mai dezvoltat din punct de vedere economic, eventual datorită

agroturismului sau datorită unei exploatări agricole mai eficiente a resurselor existente,

satul Creţeşti de Sus ar putea fi chiar pitoresc (Foto 72). Versanţii văii în aval de pădure

sunt deocamdată foarte fragmentaţi ca urmare a reîmproprietăririi pe vechile

amplasamente. Problema se va putea rezolva aşa cum s-a făcut în alte state (de exemplu

Germania) printr-o formă de comasare a suprafeţelor agricole („komassierung”,

„flurbereinigung”, etc.).

Zona fiziografica 2 (versantul drept al pârâului Lohan de la confluenţa cu

pârâul Crasna până la Satu Nou)

Zona fiziografică 2 cuprinde un perimetru cu pante incomparabil mai domoale (în

medie 9 – 16%) şi soluri cernoziom cambic slab levigat, fapt ce o face sa fie cea mai

Foto 73. Versantul drept al pârâului Lohan cu terenuri agricole de foarte bună calitate dar fragmentate

şi cu multe parcele deal-vale abandonate (nelucrate)

propice pentru o agricultura modernă chiar durabila cum se spune in prezent. Diferenţa

faţă de versantul stâng este vizibilă chiar din apropierea confluenţei cu pârâul Crasna

(Figura 63 şi foto 60). Datorita calităţilor sale deosebite, zona a fost amenajata

200

antierozional in anii regimului comunist. Dupa 1989 si in urma aplicarii Legii 18 / 1991

privind reimproprietarirea vechilor proprietari, terenul a fost puternic fragmentat si ce este

mai grav reîmproprietărirea pe vechile amplasamente a dus la aparitia unui numar foarte

mare de parcele inguste si lungi orientate pe directia deal-vale, lucru care face foarte

dificilă aplicarea măsurilor antierozionale (Foto 73). După cum se poate observa şi din foto

73, multe din parcelele lungi şi înguste orientate pe direcţia deal-vale au fost abandonate

(nu sunt lucrate terenuri de foarte bună calitate deoarece localnicii nu au mijloacele

necesare, iar ideea de asociere a fost compromisă. În treimea suprioară a versantului se pot

observa suprafeţe compacte ale noilor întreprinzători. Exploatarea terenurilor agricole se

face de această dată cu mijloacele tehnice cele mai moderne şi cu respectarea lucrărilor,

practicilor şi măsurilor antierozionale adecvate (Foto 74).

Cele câteva ravene vizibile în hărţile intocmite pe baza planurilor topografice din

1982 sunt toate stabilizate fie natural fie ca urmare a modelării sau amenajării antierozio-

Foto 74. Versantul drept al pârâului Lohan în anul 2008. Terenurile compacte din partea superioară a versantului

sunt lucrate cu respectarea lucrărilor şi măsurilor antierozionale

nale (cu baraje de exemplu ca în cazul Văii Bucşei) şi transformate în vâlcele (Foto 75 şi 76).

Se poate generaliza (concluziona) faptul că toate cele 3 – 4 ravene de pe versantul drept al pârârului Lohan, în zona fiziografică 2, arată foarte asemănător cu cele ilustrate în foto 75 şi 76, adică sunt stabilizate şi transformate în vâlcele.

201

Foto 75 Ravenă transformată în vâlcea şi locuită, înconjurată de terenuri agricole lucrate rudimentar sau abandonate pe versantul drept al pârâului Lohan

Foto 76 Ravenă transformată în vâlcea şi înconjurată de terenuri agricole lucrate rudimentar sau abandonate pe versantul drept al pârâului Lohan

Zona fiziografică 3 – Bazinul superior al pârârului Lohan, amonte de Satu

Nou (pe malul drept) şi respectiv Creţeşti de Sus (pe malul stâng).

Zona fiziografică 3 cuprinde bazinul superior al pârâului Lohan amonte de zonele

fiziografice 1 şi 2 şi este acoperită aproape în întregime de păduri sau plantaţii viticole sau

pomicole, majoritatea aflate încă în exploatare spre deosebire de plantaţiile din zonele

descrise mai sus (Foto 80).

202

Se poate menţiona existenţa în această zonă a singurului lac întâlnit în bazinul

Lohan, Groapa Lupului, şi acesta eutrofizat şi colmatat aproape complet (Figura 74 şi foto

77). Zona fiind atât de bine împădurită, colmatarea lacului nu este pusă pe seama eroziunii

solului din amonte ci pe seama altor factori naturali.

Totuşi, pe versantul stâng al văii Lohan, vis-a-vis de confluenţa cu vâlceaua

pârârului Lohănel (mai mult sec), s-a întâlnit o alunecare de teren activă care a fost

denumită provizoriu „Duda-Epureni” datorită apropierii de comuna cu acelaşi nume, dar

situată în bazinul hidrografic vecin. În foto 78 şi figurile 75 şi 76 este ilustrată alunecarea

„Duda-Epureni” aşa cum arată în anul 2008, într-o fotografie luată cu ocazia campaniei de

măsurători şi într-o imagine Google Earth (Terra Metrics), respectiv. Alunecarea fiind

activă a fost măsurată cu ajutorul echipamentului GPS Magellan Thales Z-Max.Net

(Figura 76).

Mergând spre izvoarele pârâului Lohan peisajul devine din ce în ce mai dominat

de păduri şi plantaţii viticole (Foto 79 şi 80), iar restul terenurilor este acoperit de păşuni şi

în măsură foarte mică de terenuri agricole (arabile).

Concluzii

Bazinul hidrografic Lohan se aseamănă în multe privinţe cu bazinul Studineţ

(Colinele Tutovei) care a fost studiat în etapele 1 şi 2. Astfel, s-au putut identifica trei zone

fiziografice (zone cu aceleaşi caracteristici legate de geologie, relief, climă, etc.)

Comparând informaţiile obţinute în anul 2008 prin inventarierea pe teren

(inclusiv măsurători de precizie şi mare productivitate cu ajutorul echipamentului GPS

Magellan Thales Z-Max.Net), cu datele obţinute în urma inventarierii ravenelor şi

alunecărilor de teren prin tehnici GIS (scanare, georeferenţiere, digitizare, analiza terenului

cu programul Idrisi32 si ArcGIS 9.2) după hărţi topografice militare (DTM, 1982), s-a

constatat că practic, in bazinul Lohan, există un număr foarte mic de ravene şi/sau

alunecări de teren active; majoritatea ravenelor sunt împădurite sau în orice caz acoperite

cu vegetaţie bună protectoare (arbuşti sau păşune), iar unele s-au transformat în vâlcele.

Ravenele – bazin din zona fiziografică 1 (versantul stâng al pârârului Lohan de pe

cursul inferior) sunt similare în unele privinţe cu cele din bazinul Studineţ, dar la aceeaşi

suprafaţă sunt mult mai puţin adânci (maximum 4-5 m) şi mai înguste. In consecinţă, ele

nu numai că nu sunt o problemă pentru localnici, dar ei au ales microbazinele lor pentru a-

şi întemeia aşezările care prin dezvoltare economică ar putea deveni chiar pitoreşti.

203

Figura 74. Lacul Groapa Lupului colmatat în bazinul superior al pârâului Lohan într-o imagine Google Earth,

2008. In dreapta jos se poate observa o groapă de gunoi a oraşului Huşi, în prezent închisă

Foto 77. Barajul Groapa Lupului dn bazinul superior al pârâului Lohan, 2008.

204

Foto 78. Alunecarea “Duda-Epureni”, 2008

Aria 1982: 4.83 ha Aria 2008: 6.87 ha (+30%) Perimetru 1982: 1258 m Perimetru 2008: 1884 m (+33%)

Figura 75. Alunecarea “Duda-Epureni” într-o imagine Google Earth, 2008

205

Figura 76. Alunecarea “Duda-Epureni” măsurată cu echipamentul GPS în anul 2008 şi reprezentată cu ajutorul

programului Idrisi32 cu evidenţierea punctelor de cotă şi a celor măsurate

Foto 79. Spre izvoarele pârâului Lohan peisajul este dominat de păduri şi păşuni

206

Foto 80. Plantaţii viticole şi pădure la izvoarele pârâului Lohan

În toate microbazinele ravenelor din zona fiziografică 1 plantaţiile pomicole

sau viticole care existau înainte de 1989 (aflate în exploatare în 1982 - zonele colorate în

verde-cyan pe hărţile din 1982 digitizate) nu mai sunt de mult în exploatare, astfel încât se

mai văd doar urme.

Ravenele inventariate si masurate din bazinul hidrografic Lohan si-au marit

suprafata in ultimii 25 de ani cu procente cuprinse intre 22 si 82%, dar s-au stabilizat astfel

incat nici una nu mai merita a fi monitorizata in viitor.

Alunecarile de teren si-au marit suprafata cu procente cuprinse intre 30 si

45% si de asemenea, cele mai mari s-au stabilizat; numai in patru zone se mai intalnesc

alunecari active dar sunt situate pe pasune in locuri izolate unde nu pun in pericol asezari

omenesti sau obiective economice.

Zona fiziografica 2 (versantul drept al paraului Lohan pe cursul inferior)

cuprinde terenuri cu pante relativ domoale si soluri cernoziomuri slab levigate cu un

potential de exploatare agricola deosebit. Deocamdata, acest potential a inceput sa fie

valorificat in proportie de sub 50% de 1 – 2 intreprinzatori particulari (unul dintre ei este

D-l Adrian Porumboiu) cu mijloace moderne si cu respectarea masurilor antierozionale.

Suprafetele acoperite de paduri s-au mentinut, in schimb altele noi nu au mai

fost infiintate, iar in spatele unor perdele de protectie au inceput sa se taie stejari seculari

(Valea Gaitoaia).

207

Plantaţiile pomicole şi/sau viticole din zona fiziografica 1, inventariate pe

hărţile din 1982, au fost toate abandonate si apar astazi doar ca urme pe terenuri utilizate

drept pasune.

Litologia dominantă în bazinul hidrografic Lohan, respectiv rocile cu

influenţă decisivă asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor şi alunecărilor de teren, este

constituită de depozite de nisipuri cineritice meotiene in partea superioara a versantilor si

argile pestrite (patate) si nisipuri chersoniene la baza versantilor. Prezenta depozitelor

argiloase in zona fiziografica 1 unde sunt si pantele si altitudinile cele mai mari adus la

aparitia unor alunecari de teren de mari dimensiuni (la Curteni sau in valea Gaitoaia). Prin

impadurire alunecarile de teren de la Curteni, valea Velnita s. a. au fost stabilizate.

Analiza factorilor de control ce au o influenţă decisivă asupra morfologiei şi

dinamicii actuale a ravenelor şi alunecărilor de teren din bazinul hidrografic Simila (relief,

climă, geologie, factor antropic), a arătat clar că prin amenajarea antierozională prin

metode simple (cel puţin împădurire a zonei active) poate fi controlată (menţinută în limite

acceptabile) eroziunea în adâncime şi declanşarea şi evoluţia alunecărilor de teren, iar dacă

la aceasta se adaugă aplicarea unor metode de exploatare (management) durabilă adaptate

condiţiilor de teren ce includ realitatea existenţei fenomenelor de ravenaţie şi/sau alunecări

de tren, situaţia se poate schimba mult în bine, după modelul Sicilian.

BIBLIOGRAFIE

1. BĂCĂUANU V., - 1968 Câmpia Moldovei - studiu geomorfologic. Ed. Acad. R.S.R., Bucureşti.

2. BĂCĂUANU V., - 1973 Evoluţia văilor din Podişul Moldovenesc. “Realizări în geografia României”, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti.

3. BĂCĂUANU V., N. BARBU, M. PANTAZICĂ, AL. UNGUREANU, D. CHIRIAC, - (1980) Podişul Moldovei. Ed. Şt. şi enciclopedică, Bucureşti.

4. BĂLTEANU D., - (1983) Experimentul de teren în geomorfologie. Aplicaţii la Subcarpaţii Buzăului, Ed. Acad. RSR, Bucureşti, 157 p.

5. BĂNCILĂ I., FLOREA M. N., FOTĂ D., GEORGESCU M., LAZĂR L. F., MOCANU GH., MOLDOVEANU T., MUNTEANU AL., PRIVEGHETORIŢĂ C., VĂDUVA C., ZAMFIRECU F., - (1980) Geologie inginerească, vol. I şi II, Ed. Tehnică, Bucureşti.

6. BETTS H., DEROSE R. C., - (1999) Digital Elevation Models as a Tool for Monitoring and Measuring Gully Erosion, JAG issue 2, vol. 1 (1999), p. 91-101.

7. BUCUREŞTEANU MARIA, RĂDOANE MARIA, - (1992) Geochimia sedimentelor din ravena Gurguiata Mare, Lucr. Sem. "Dimitrie Cantemir", Nr. 11-12, 1991-1992.

8. CANARACHE A., - (1990) Fizica solurilor agricole, Ed. Ceres, Bucureşti.

208

9. CANARACHE A., - (1990) PENETR - a Generalized Semi-empirical Model Estimating Soil Rezistance to Penetration, Soil & Tillage Research, 16 (1990) 51-70, Elsevier Science Publishers, Amsterdam.

10. CHORLEY R., SCHUMM S.A., SUGDEN D., - (1984) Geomorphology, Methuen & Co, London, New York, Cambridge University Press.

11. COLLISON A. J. C., - (1996) Unsaturated Strength and preferential Flow as Controls on Gully Head Development, Advances in Hillslope Processes, vol. 2, p. 753-769, John Wiley & Sons.

12. COLLISON A. J. C., ANDERSON M. G.,- (1996) Using a Combined Slope Hydrology/Stability Model to Identify Suitable Conditions for Landslide Prevention by vegetation in the Humid Tropics, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 21, p. 737-747.

13. DARBY S., THORNE C. R., - (1994) Prediction of Tension Crack Location and Riverbank Erosion Hazards Along Destabilized Channels, , Earth Surface Processes, Vol. 19, p. 233-245, John Wiley & Sons.

14. DARBY S., THORNE C. R., - (1996) Development and Testing of Riverbank-Stability Analysis, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 122, p. 443-454.

15. DARBY S., - (1998) Modelling width adjustment in straight alluvial channels, Hdrological Processes, Vol. 12, p. 1299-1321, John Wiley & Sons Ltd.

16. DARBY S., - (1998) River Width Adjustment. Modelling, Journal of Hydraulic Engineering, Vol. 124, No. 9, p.903-917.

17. DECLERCQ F., POESEN J., - (1992) Evaluation of two Models to calculate the Soil Erodibility Factor K, Pedologie, XLII-2, p. 149-169.

18. DE PLOEY, - (1991) The Erosional Susceptibility of Catchment for Gullying according to the Es Model, Geomorph. Process and Environ., IGU, 21-30 june Kazan.

19. DEROSE R. C., GOMEZ B., MARDEN M., TRUSTRUM N. A., - (1998) Gully erosion in Mangatu Forest, New Zealand, Estimated from Digital Elevation Models, Earth Surface Processes and Landforms, No. 23, 1045-1053, John Wiley & Sons.Ltd.

20. DONISĂ I., HÂRJOABĂ I., - (1974) Terasele Siretului între Roman şi Mărăşeşti, Anal.şt. Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi, secţ. II-c, t. XX.

21. DUMITRESCU I., SĂNDULESCU M., LĂZĂRESCU V., MIRĂUŢĂ O., PAULIUC S., ET GEORGESCU S., - (1962) Memoire a la carte tectonique de la Roumanie, An. Com. Geol. Inst. Geol., XXXII, Bucureşti.

22. FOSTER, G.R., LANE, L. J., AND MILDNER, W. F., - (1986) Seasonally Ephemeral Cropland Gully Erosion, In: Proc. Of the ARS - SCS Natural Resources Modelling Workshop, Washington D.C.

23. GUGIUMAN I., CÂRCOTĂ V., BAICAN V., - (1973) Judeţul Vaslui, Ed. Acad. R.R. România, Bucureşti

24. GRISSINGER E. H., MURPHEY J. B., LITTLE W. C., (1981) - Erodibility of Streambank Materials of Low Cohesion, American Society of Agricultural Engineers, St. Joseph, Michigan.

25. GRISSINGER E. H., (1982) - Mass Wasting of Channel Bed and Bank Materials, Agronomy Abstracts, p. 265, 1982.

26. GRISSINGER E. H., (1982) - Bank Erosion of Cohesive Materials, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons.

27. GRISSINGER E. H., (1996) - Rill and Gullies Erosion, Soil Conservation and Rehabilitation, Menachem Agassi, Emek-Hefer, Israel.

28. HANSON G. J., ROBINSON K. M.,- (1994) Comparison of Headcut Advance Testing and Soil Tests Results. Hydraulic Engineering '94, 37 (5):427-431.

209

29. HANSON G. J., - (1995) Investigating Soil Strength and Stress-Strain Indices to Characterize Erodibility. Transactions of the ASAE, Vol. 39(3): 883-890.

30. HANSON G. J., ROBINSON K. M., COOK K. R.,- (1997) Headcut Migration Analysis of a Compacted Soil. Transactions of the ASAE, Vol. 40 (2): 355-361.

31. HARVEY M. D., WATSON C. C., SCHUMM S. A., (1985) - Technical Note 366, Water Engineering and Technology Inc., Bureau of Land Management, Fort Collins , Colorado.

32. HÂRJOABĂ I., - (1965) Procese geomorfologice care contribuie la degradarea terenurilor din colinele Tutovei. An. Şt. Univ. Iaşi, s II, IX.

33. HEEDE B. H., - (1974) Stages of development of gullies in Western United States of America. Z. Geomorph. N. F., 18(3): 260-271, Berlin-Stuttgart.

34. HEEDE B. H., - (1976) Gully Development and Control: The Status of Our Knowledge. U.S. Department of Agriculture - Forest Service, Res. Paper RM-169, Fort Collins, Colorado.

35. HEEDE B. H., - (1980) Gully Erosion - A Soil Failure: Possibilities and Limits of Control, Int. Symposium, sept. 8-12, Bad Ischl, Austria, vol.I, 317-330 p.

36. HILBORN D., STONE R. P., - (1999) Gully Erosion Control Agricultural Engineering Service, Resources and Planning, Ontario Ministry of Agriculture, Food and rural Affairs (OMAFRA), Queen's Printer for Ontario, 1999 .

37. HURJUI, C., - (2000) – Rolul rocilor sedimentare asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor din Moldova, Teza de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza”, Facultatea de Geologie şi Geografie, Iaşi.

38. HURJUI C., PUJINĂ D ., (2001) – The Use Of Some Gis Techniques To Study Gullies And Landslides Distribution In Eastern Romania, International Symposium On Soil Erosion Management, Taiyuan, China, 26-30 April, 2001

39. ICHIM I., BĂTUCĂ D., RĂDOANE MARIA, DUMA D., - (1989) Morfologia si dinamica albiilor de rauri, Ed. Tehnica.

40. IONESI L., - (1989) Geologia României. Unităţi de platformă şi orogenul nord Dobrogean. Curs (vol. 1), Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

41. IONESI L., BARBU N., IONESI BICA, - (1993) Consideraţii asupra evoluţiei post - badeniene a Platformei Moldoveneşti, An. Univ. Suceava, s. geogr.- geol., an. II.

42. IONIŢĂ I., - (1973) Degradările de teren din bazinul superior al Bârladului, Lucr. Colocv. Naţ. de Geomorf. aplicată şi cartograf. geomorf., Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.

43. IONIŢĂ I., OUATU O., - (1985) Contribuţii la studiul eroziunii solurilor din Colinele Tutovei. Rev. Cerc. Agr. Moldova, vol. 3(71), Iaşi.

44. IONIŢĂ I., - (1986) Results of soil erosion study and conservation treatments in the Bârlad Tableland. Z. Geomorph, Berlin-Stuttgart.

45. IONIŢĂ I., - (1998) Studiul geomorfologic al degradărilor de teren din bazinul mijlociu al Bârladului, Teza de doctorat, Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi.

46. JEANRENAUD P., SARAIMAN A., - (1995) Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

47. KIRKBY M. J., - (1969) Hillslope process-response models based on the continuity equation,

48. KIRKBY M. J., - (1973) Erosion and Equilibrium, Physical Geography. 49. KIRKBY M. J., - (1977) Soil Development Models as a Component of Slope Models,

Earth Surface Processes, Vol. 2, 203-230 (1977), John Wiley & Sons Ltd. 50. LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material & Longer Form Channel Changes.

210

51. LITTLE W. C., THORNE C. R., MURPHEY J. B., - (1981) Mass Bank Failure Analysis of Selected Yazoo Basin Streams, Transactions of the ASAE, pp. 1321-1327.

52. MARINESCU C., (1988) - Asigurarea stabilităţii terasamentelor şi versanţilor, vol. I şi II, Ed. Tehnică, Bucureşti.

53. MARTINIUC C., - (1954) Geomorfologia degradărilor de teren din bazinul mijlociu şi superior al Tutovei. D.S. Com. Geol. (1950-1951), 38, Bucureşti.

54. MARTINIUC C., - (1954) Pantele deluviale. Contribuţii la studiul degradărilor de teren. Probl. Geogr., 1, Bucureşti.

55. MIHAI GH., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Influenţa lucrărilor transversale asupra evoluţiei ravenelor formate pe alternanţe de orizonturi permeabile şi impermeabile, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.

56. MOŢOC M., - (1963) Eroziunea solului pe terenurile agricole şi combaterea ei. Ed. Agrosilvică, Bucureşti.

57. MOŢOC M., MUNTEANU S., BĂLOIU V., STĂNESCU P., MIHAI GH., - (1975) Eroziunea solului şi metodele de combatere, Ed. “Ceres”, Bucureşti.

58. MOŢOC M., - (1975) Combatera eroziunii solului, Reeditare curs, Fac. Îmbunătăţiri funciare, I. A. “N. Bălcescu”, Bucureşti.

59. MOŢOC M., OUATU O., - (1977) Rezultate preliminare privind încărcarea cu material solid a microcurenţilor de la suprafaţa versanţilor cu culturi agricole. S.C.C.C.E.S. Perieni, vol. “Folosirea raţională a terenurilor erodate”, p.27-36.

60. MOŢOC M., TALOESCU IULIANA, NEGUŢ N., - (1979) Estimarea ritmului de dezvoltare a ravenelor, Bul. Inf. ASAS, 8, p. 103-105, Bucureşti.

61. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1979) Concepţii actuale cu privire la fenomenul erozional şi la controlul acestuia. Bibl. Agric. A.S.A.S. Bucureşti.

62. MOŢOC M., STĂNESCU P., TALOESCU IULIANA, - (1980) Aspecte noi privind lucrările de amenajare a ravenelor. Bibl. Agric. A.S.A.S., Bucureşti.

63. MOŢOC M., - (1983) Ritmul mediu de degradare erozională a solului în R.S.R.. Bul. inf. ASAS, nr.2, Bucureşti.

64. MÜLLER M. U., DYMOND J. R., - (1999) Geomorphic Modelling of Gully Debvelopment in New Zealand Hill Country, Ph.D. Thesis (manuscript), Geographical Institute, University of Bonn, Germany, 1999.

65. MUNTEANU S. A., TRACI C., CLINCIU I., LAZĂR N., UNTARU D., - (1991) Amenajarea bazinelor hidrografice torenţiale prin lucrări silvice şi hidrotehnice, Ed. Acad. Române, vol. I şi II, Bucureşti.

66. PĂUNESCU M., POP V., SILION T., - (1982) Geotehnică şi fundaţii, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

67. PIEST R.F., SPOMER G.R., - (1968) Sheet and Gully Erosion in the Missouri Valley Loessial Region. Transactions of the ASAE, p. 850-853.

68. POPA GH., ERHAN V., - (1982) Explorarea geologică şi evaluarea zăcămintelor, Curs litografiat, Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi.

69. PUJINĂ, D., - (1997) – Cercetări asupra unor procese de alunecare a terenurilor agricole din Podişul Bârladului şi contribuţii privind tehnica de amenajare a acestora, Tezã de doctorat, Univ. Tehnicã “Th. Asachi”, Iaşi, pag. 1-246.

70. PURNAVEL GH., - (1997) Rezultate preliminare privind influenţa lucrărilor de amenajare din zona de influenţă excesivă asupra colmatării lacurilor de acumulare, Referat doctorantură, Univ. Tehnică “Gh. Asachi”, Iaşi.

71. RĂDOANE MARIA, V., SURDEANU, N. RĂDOANE, I. ICHIM, - (1988) Contribuţii la studiul ravenelor din Podişul Moldovenesc, Lucr. Celui de al II- lea Simpozion “Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, P. Neamţ, 334-374.

211

72. RĂDOANE, M. AND RĂDOANE, N., - (1992) Areal distribution of gullies by the grid square method. Case study: Siret and Prut interfluve. Rev. Roum. Geogr., 36: 95-98.

73. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., - (1994) Multivariate Analysis Applied to Gully Geomorphology, Acad. Română, Institutul de Geografie, Întâlnire Jubiliară 29-30.VIII.1994, Bucureşti.

74. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1994) Ecuaţii de regresie multiplă pentru evaluarea ratei de avansare a ravenelor din Podişul Moldovenesc, Studii şi Cercetări de Geografie, t. XLI, p. 37-47, Ed. Acad. Române.

75. RĂDOANE MARIA, I. ICHIM, N. RĂDOANE, - (1995) Gully distribution and development in Moldavia, Romania, Catena 24: 127-146.

76. RĂDOANE MARIA, RĂDOANE N., ICHIM I., - (1996) Morfologia şi dinamica ravenelor, Ed. Univ. “Ştefan cel Mare”, Suceava.

77. RĂDOANE MARIA, ICHIM I., RĂDOANE N., SURDEANU V., - (1999) Ravenele, forme, procese, evoluţie, Editura Presa Universitară Clujeană, p. 266.

78. RITTER D., - (1979) Process Geomorphology, William C. Brown Company Publishers, Dubuque, Iowa, Southern Illinois University at Carbondale.

79. ROBINSON K. M., HANSON G. J., - (1994) A Deterministic Headcut Advance Model. Transactions of the ASAE, 37 (5):1437-1443.

80. SILION T., MUŞAT V., OLARU L., - (1984) Geologie inginerească, Curs Univ. “Al. I Cuza”, Iaşi.

81. SIMON A., DARBY S., - (1997) Process form interactions in unstable sand-bed river channels: A numerical modeling approach,Geomorphology 21, (1997) 85-106.

82. SIMON A., CURINI ANDREA., - (1998) Pore Pressure and Bank Stability, Water Resources Engineering '98, Proc. Of the Conf. ASAE, August 3-7, 1998, Memphis Tennessee.

83. SIMON A., CURINI ANDREA., DARBY S., LANGENDOEN E. J., - (1999) Streambank Mechanics and nearbank Processes in Incised Channels, Incised River Channels, p. 123-152, John Wiley & Sons Ltd.

84. SUZUKI T., TOKUNAGA E., NODA H., ARAKAWA H., - (1985) Effects of Rock Strength and Permeability on Hill Morphology, Transactions, Japanese Geomorphological Union, 6-2, p.101-130 (1985).

85. THORNE C. R., LEWIN J., - (1979) Bank Processes, Bed Material Movement and Planform Development in a Meandering River, Adjustments of the Fluvial System (D. D. Rhodes and G. P. Williams), Kendall/Hunt Publishing Co., Dubuque, Iowa, p.117-137.

86. THORNE C. R., - (1981) Stability of Composite River Banks, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 6, 469-484 (1981), John Wiley & Sons Ltd.

87. THORNE C. R., - (1981) Field Measurements of Rates of Bank Erosion and Bank Material Strength, IAHS, Publication Nr. 133, p. 503 - 512.

88. THORNE C. R., - (1982) Processes and Mechanisms of River Bank Erosion, Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons Ltd., p. 227-270.

89. THORNE C. R., - (1987) Quantitative Analysis of Land Surface Topography, Earth Surface Processes and Landforms, Vol. 12, No. 1, 47-56.

90. TORRI D., - (1987) A Theoretical Study of Soil Detachability, Catena Supplement 10, p. 15-20, , Braunschweig, 1987.

91. TORRI D., - (1994) Le basi fisiche del proceso erosivo, Rev. “Agronomia”, nr. 4, p. 249-257, Firenze.

212

CUPRINS

Pag. I. PREZENTAREA CADRULUI NATURAL................................................................ 6

Consideraţii geomorfologice.................................................................................................... 6 Consideraţii geologice.............................................................................................................. 9

II. EROZIUNEA SOLULUI, RĂSPÂNDIRE, CAUZE, CONSECINŢE............................... 16 Eroziunea în adâncime............................................................................................................. 19 Consecinţele degradării terenului prin ravenare..................................................................... 22

III. RĂSPÂNDIREA RAVENELOR ŞI ALUNECĂRILOR DE TEREN. CONSECINŢE ECONOMICE ŞI SOCIALE...................................................................................

23

Răspândirea ravenelor.............................................................................................................. 23 Răspândirea alunecărior de teren............................................................................................ 26

IV. FACTORI CARE DETERMINĂ APARIŢIA SAU INFLUENŢEAZĂ DEZVOLTAREA FENOMENELOR DE RAVENAŢIE........................................................................

28

Factorul litologic...................................................................................................................... 33 Erodabilitatea rocilor şi pământurilor..................................................................................... 34 Erodabilitatea solurilor............................................................................................................ 35 Componentele erodabilităţii solurilor...................................................................................... 38 Rolul hidrologic al vegetaţiei.................................................................................................... 42 Factorul antropic prin modul de folosinţă a terenurilor şi modificarea structurii

acoperământului vegetal........................................................................................................... 43

V. PROPRIETĂŢI FIZICO-MECANICE ALE ROCILOR ŞI PĂMÂNTURILOR CU ROL DETERMINANT ASUPRA MORFODINAMICII RAVENELOR...................................

47

Metode de măsurare a tăriei (rezistenei) materialelor din maluri........................................... 52 Modele geotehnice semiempirice utilizate pentru calibrarea aparaturii de investigaţie a

caracteristicolor fizico-mecanice ale pământurilor.................................................................

59 Cercetări proprii privind influenţa litologiei asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor........ 65 Studiu de caz: influenţa structurii geologice asupra morfologiei şi dinamicii ravenelor din

Valea Roşcani (B.h. Tutova).....................................................................................................

75 VI. ANALIZA STABILITĂŢII CANALELOR RAVENELOR............................................ 78

Moduri de cedare a malurilor................................................................................................... 81 Forţele care controlează cedarea malurilor............................................................................. 81 Forţele geotehnice……………………………………………………………………………………... 81 Forţele hidraulice..................................................................................................................... 83 Analiza stabilităţii malurilor stratificate cu luarea în consideraţie a presiunii apei din pori 85 Forţe hidraulice şi procese....................................................................................................... 86 Modelul „geofluvial” Darby şi Thorne de analiză a stabilităţii canalelor.............................. 87 Analiza stabilităţii malurilor..................................................................................................... 89 Analiza probabilistică a stabilităţii malurilor.......................................................................... 96 Rezultate obţinute în analiza stabilităţii malurilor................................................................... 99 Ritmul de degradare a terenului prin ravenare........................................................................ 111 Modelarea matematică a evoluţiei ravenelor cu ajutorul programelor GIS............................ 113

VII. DEGRADAREA TERENURILOR AGRICOLE PRIN RAVENE ŞI/SAU ALUNECĂRI DE TEREN. STUDII DE CAZ DIN TREI BAZINE HIDROGRAFICE DIN PODIŞUL BÂRLADULUI...................................................................................................

120 Bazinul hidrografic Studineţ..................................................................................................... 120 Bazinul hidrografic Simila........................................................................................................ 148 Bazinul hidrografic Lohan........................................................................................................ 176

VIII BIBLIOGRAFIE.................................................................................................. 207