CAPITOLUL 10 S I S T E M U L G E O M O R F O L O G I CA L V E R
S A N T I L O R(SGV)
Definiie;terminologie;evoluiaconceptuluideversant;versaniicasistemn
cascad;stareainiialaversanilor,forirezistenndinamicaversanilor.
Elementele de form ale versanilor; profilul versantului; forma n
plan a versantului; cartografierea versanilor. Sistematica
proceselor de versant i morfologia indus de
acestea(eroziuneasubsuperficial,eroziuneansuprafa;ravenaia;proceselede
micare n mas; sistematica lor i morfologia subsecvent acestora);
relaiile proces
-formaleunuiversant;morfologiageneralaversanilor;evoluiagenerala
versanilor n raport de roc i clim; clasificarea versanilor. Cel mai
mare talent al geomorfologului este acela de a descifra fragmente
ale evoluiei vechi,ascunse deprocesele actuale Versanii sunt extrem
de dificil de studiat din cauz c ei reprezint categorii de
tranziie, att n proces, ct i n form
A.L.Bloom, 1978 10.1. Definiie
Exceptndcmpiile,peste95%dinsuprafaauscatuluioreprezintformadereliefcunoscut
sub denumirea de versant. Un versant reprezint o suprafa cu o
nclinare > 2 3o i care face racordul ntre interfluvii sau creste
i liniile de drenaj adiacente. Unitatea de baz a unui versant
estefaeta sau segmentul, o suprafa cu nclinare uniform. n acest
fel, un versant este format dintr-o multitudine de
faeteseparateprindiscontinuitisaurupturi,convexesauconcave.nraportcupoziiaceoocup
ntr-un bazin hidrografic se disting trei principale categorii de
versani (fig. 10.1): -versani de obrie (I);-versani - pinten sau de
terminare a unui interfluviu(II);211 -versani de vale (III).
Estemodulcelmaisimplumoddeadelimitacategoriiledeversant,utilizndhriletopograficen
scar 1/25000 sau aerofotogramele. Fig. 10.1. Localizarea
categoriilor de versant ntr-un bazin hidrografic (Young, 1972).
Foto 10.1. Expresia fotograficaacestor categorii de versant.
Fiecareclasdeversantpoateficategorisitfunciedeordinulreeleihidrografice.Evoluia
versaniloresteofunciedirectacondiiilormorfoclimaticeialitologiei,darnclinareaeste
principalaproprietatecareseianconsiderarelacaracterizarealor.Celpuin,nagricultur,
construcii, amenajri de drumuri o asemenea caracterizare devine
indispensabil.
Studiulversanilorpresupunecunoatereaformeilor,ceeacenseamnmorfologiai
morfometria,aproceselordemodelare,ceeacenseamnidentificareaagenilordemodelareia
tipologiei proceselor cu rata lor de aciune; a depozitelor de
versant care mpreun cu analiza formelor ne pot oferi elementele de
istorie a reliefului, respectiv, reconstituirea unor etape i
condiii de evoluie. 10.2. Elemente de form a versanilor
Morfologiaversaniloresteanalizatconformadoupunctedevedere:profilulversantuluii
forma n plan a versantului. 10.2.1. Profilul versantului. Profilul
versantului este linia care unete, pe cel mai scurt traseu, punctul
de nlime maxim cu punctuldin
bazaversantului,acreinlimeesteminim.Acestapoatefiidentificatprinmsurtori
asupra unghiurilor idistanelor. Punctele ntre msurtori se
numescstaiile profilului, iar intervalele
dintrestaiisenumesclungimimsurate.Profileledeversantsedesfsoaraadarntrecumpnade
ape i talveg. 212 Analiza profilului presupune divizarea acestuia
ntr-un numr de pri, fiecare posednd anumite
proprietialeformei,deexemplu,aproximativacelaiunghidepant.Acesteprisenumesc
segmenterectiliniare.Curbeleuorconcavealeprofiluluisenumescsegmenteconvexeisegmente
concave.Peaceastbaz,nmodcutotulgeneral,launversantsedistingtreisegmente:convex,
rectiliniu i concav. Cei mai muli din versani sunt alctuii din mai
mult de trei segmente, formnd un
versantcompus(fig.10.2A).Deasemenea,uniiautoriaudefinitversantulstandardsauversantul
normal alctuit din patru segmente (fig. 10. 2 B), i anume:creasta
sau versantul convex (CV); fruntea sau faa versantului (CF);
segmentul rectiniar (S); baza sau piciorul versantului sau
versantul concav (CC). Fig. 10.2.Terminologiasegmentelor deversant
asociatecu:A.unversantconvex-concav,icu :B.un versant format prin
retragerea abruptului (Chorley et al., 1985). Fig. 10.3.
Terminologie pentru analiza profilului de versant (Young, 1972).
Unitatea de versant = un segment sau un element Segment = o poriune
a unui profil de versant pe care unghiul rmne aproximativ constant
Element = o poriune a profilului de versant pe care curbura rmne
aporximativ constant Element convex = element cu o cretere a
unghiului n josul pantei (adic curbur pozitiv) Element concav =
element cu o descretere a unghiului n josul pantei (adic curbur
negativ) Segment de unghi maxim = un segment care este cu pant mai
mare dect unitile din amonte i din avale 213 Segment de unghi minim
= un segment care este cu pant mai mic dect unitile din amonte i
din avale Segment de creast (intefluviu) = segmentul care este
mrginit de pante ce nclin n direcii opuse Segmentul bazal =
segmentul mrginit de pante care cresc n direcii opuse Unitate
neregulat = o poriune de profil de versant cu schimbri frecvente de
pant i curbur 10.2.2. Forma n plan a versanilor
Formanplansereferlaconfiguraiasuprafeeideterende-alungulunuiplanorizontal.Un
versant poate avea o form convex ca n cazul versanilor-pinten, o
form concav pentru versanii de
valesauliniari.Curburanplanestedatderazacurburii,Rh;valorilepozitivearatconvexitatea
curburii n plan,iar valorilenegativearatconcavitatea curburii.
Razacurburii se determinpentru o lungime convenional, L = 25 m, dup
formula: Rh = 0,5 L/sin [( -180/2)] = unghiul de nclinare a
versantului pe lungimea considerat. Clasificarea formei n plan a
versanilor are, aadar, urmtoarele limite: Rh < +50 foarte convex
n plan; Rh = +50 - +500 uor convex n plan; Rh = +500 500 liniar n
plan; Rh = 500 50 uor concav n plan; Rh < 50 foarte concav n
plan.
Expresiagraficaclasificriiformeinplanestedatnfig.10.4,undesedistingntotalnou
posibiliti de combinarea elementelor de formn plancu cele ale
profilului versantului. Formacea
maisimpl(I)estecoliniar(LL);grupulIIIdeforme,celemaicomplexe,suntdublucurbate,iar
grupul IIde forme sunt liniare ntr-o dimensiune i curbate n alta.
Fig.10.4.Clasificareaformeiversanilor: L liniar; V convex; C
concav. (Ruhe, 1975). 10.2.3. Cartografierea versanilor
Cartografiereaversanilorincludemaimultetipuridehrigeomorfologice:hrimorfologice,
hri ale pantelor, hri genetice.
Hrilemorfologice.Termenuldehartmorfologicsereferlauntipspecificdehart
geomorfologic bazat pe recunoaterea unitilor areale ale
versantului. De regul, hrile morfologice se realizeaz la scara 1/10
000. Metoda de cartare se bazeaz pe faptul c versantul poate fi
divizat n 214
unitimorfologiceuniforme,delimitatedediscontinuitimorfologice(fig.10.5).Iniial,toate
unitile au fost presupuse a fi rectiliniare, corespunznd
segmentelor pe un profil de versant, dar apoi au devenit curbate,
echivalente areale ale elementelor de versant. Unitile morfologice
sunt ilustrate n fig. 10.5, unde sunt artate i simbolurile folosite
pentru cartare. Fig.10.5.Simbolurile utilizatencartarea
morfologic(Curtisetal., 1965, cit. Young, 1972). Hrile de pant arat
unghiul de pant ntr-un anumit punct i sunt obinute prin
transformarea hrilorncurbedenivel.
Pentrufiecareclasdepantdistana,D,ntrecurbeledeniveldebazpe hart se
determin prin formula D = (1000 V ctgu)/S unde D = distana ntre
curbele de nivel n mm, V = echidistana n m, S = scara hrii, u =
unghiul de
pant.Hrileizoclinaleaumeritulsimplicitii,artnddistribuiaunuisingur,darimportant
parametru al formelor de relief. Hrilegeneticearatformelederelief
conform originii i vrstei lor. Discutareaacestor tipuri
dehripresupunesavemnoiunidespretipologiaproceselorgeomorforlogiceceacioneazpe
diferite uniti de versant, aspect ce l vom avea n vedere n
urmtoarea seciune a cursului. 10.3. Procesele de versant i
morfologia indus de acestea
Proceselegeomorfologicecareacioneazndomeniulversantuluiurmresccomponenta
gravitaionaldatdeenergiapotenial,iarageniifunciedecaresedefinescproceselesuntapa,
gheaaiaerul.nconsecin,nevomocupadedoumaricategoriideproceseresponsabilede
modelareaversanilor,ianume:deplasrilegravitaionaleiproceseleerozionale(saufluvio-denudaionale).
10.3.1. Deplasrile gravitaionale (micrile n mas)
Deplasrilegravitaionalesuntmicrilematerialelorscoareidemeteorizaredelapartea
superioaraversantuluispreparteainferioar,subinfluenaforeidegravitaiefrinfluenaapei,
215
aeruluisaugheii.Micareamaterialelorlasuprafaauscatuluijoac,alturidemetorizare,unrol
important n apariia formelor i evoluia general a reliefului.
Meteorizarea n loc nu creeaz forme de relief. Acolo unde sfrmturile
de roc nu sunt deplasate, ele se acumuleaz pn la o grosime critic.
Odatdepitaceastvaloarecritic,materialelesuntpusenmicaredepeloculundeaufost
meteorizate, lsnd roca in situ neprotejat, crend condiiile apariiei
de noi forme de relief. Procesul prin care depozitele de
meteorizare sunt ndeprtate din locul lor de formare se numete
denudaie.Raportulntrecantitateadematerialedeplasate(denudaie)iacelorformatenlocprin
meteorizaresenumetebilanmorfogeneticsaubilandenudaional(cf.Jahn,1954).Direciade
aciune a proceselor este sintetizat n fig. 10.6A, iar principalele
situaii rezultate din acest raport sunt redate n fig. 10.6B.
Fig.10.6.A.Direciadeaciune aproceselordeversantnevaluarea
bilanuluidenudaional.B.Bilanul denudaional al versanilor (Jahn,
1954) Micarea depozitelor pe un versant poate fi reprezentat sub
forma unei ecuaii de bilan, analog bilanului apei n natur: A= D
A> D A< D
undeA=acumularea(seincludetotansambluldeprocesecareparticiplaformareadepozitelorde
versant:alterare,dezagregare,acumulareprinprocesedesplare,micarenmasetc).Aceast
component a fost denumit componenta normal, perpendicular
profilului de versant. D = denudaia
(seincludetotansambluldeprocesecareparticiplandeprtareadepozitelordeversant)iafost
denumit componenta paralel pantei versantului. Aceast formulare a
bilanului n termeni foarte simpli, aplicat n cartografierea
geomorfologic
adepozitelornraportcuproceselecarelegenereaz,nepoatedaimagineaconcludentasupra
stadiuluideevoluieaversantuluinraportdeceidoitermeniaibilanului.Deregul,versaniicu
profilul n baz concav sunt versani cu bilan pozitiv, respectiv, au
o groas cuvertur de depozite, ce
potfiuorantrenatesprecursulruluicolector.Dimpotriv,versaniicuprofilnbazconvexsunt
versani cu bilan negativ, respectiv, depozitele de versant sunt
reduse sau pot chiar lipsi.
Micareamaterialelorsefacesubimpulsulgravitaiei.Easerealizeazndoumoduri
principale: a) prin intermediul unui agent transportor; b) prin
autodeplasare. Micarea prin intermediul
unuiagentsenumetetransportiesteefectuat,nmodobinuit,dectreruri,gheari,apamrii,
216
vnt.Autodeplasareasemainumeteideplasareanmas.Mobilulgeneralaldeplasrilorl
constituie gravitaia. Aceasta ns nu se poate manifesta, dect foarte
rar, pe verticala locului, ci numai indirect pe direcia unghiului
local de pant. Inclinarea terenului sau panta joac deci un rol
deosebit n micare. Cu ct panta este mai mare, cu att gravitaia se
poate manifesta mai puternic i invers, cu ct panta este mai redus,
cu att cresc posibilitile ca materialele s nu se pun n micare.
Pentru clarificarea problemelor de terminologie, se impune o
recapitulare a termenilor folosii n
literaturageologicigeomorfologic.Astfel,rocadebazsauinsituesterocaprecuaternar,de
regul,neafectatdedeplasrinmas;formaiunileacoperitoare,deobicei,cuternare,sunt
reprezentateprineluvii(rezultateprinprocesedemeteorizare,darrmasenloc),deluvii(deplasate
gravitaional peversant),aluvii (transportate i depusede
ctreruri),proluvii(transportate i depuse de ctre toreni) i coluvii
(transportate i depuse de ctre curgerile difuze). 10.3.1.1.
Clasificarea deplasrilor n mas O nelegere mai bun a conceptului de
deplasare n mas se realizeaz, de regul, dac exist o ordonare a
cunoaterii caracteristicilor descriptive n cadrul unor clasificri.
Or, pentru aceste procese
geomorfologicepreocupriledesistematicsuntfoartevechi.Celedinticlasificris-aufcutpela
mijlocul secolului trecut i de atunci numrul lor a crescut
continuu, nct dup 1970 se foloseau peste 100declasificri
(Florea,1979). O treceren revist comprehensivasupradiferitelor
clasificri este datdeBcuanu (1988), din careexemplificm i noi
cteva.Trecndpestecelevechi, carenu mai
prezintdectuninteresistoric,amintimcncdelasfritulsecoluluitrecut,geologulrusPavlov
(1898)afcutoclasificareadeplasrilordetereninndseamadepoziiadesprinderiincadrul
versanilor i de felul n care se produc. Aceasta este utilizat i
astzi i cuprinde deplasri:detrusive
(mpingtoare),careiauorigineanzonadedesprinderedelaparteasuperioaraversanilorise
extind treptat ctre sectoarele mai joase; delapsive (glisante),
care ncep de la piciorul versantului i se extind ctre partea
superioar; mixte.
Savarenski(1939),referindu-selaraportuldintrematerialuldeplasat,suprafaadealunecarei
structurageologic,stabiletectevatipuri,frecventutilizateiastzinliteraturadespecialitate,i
anume:deplasriasecvente,careseproducpeterenurilipsitedestratificaie;deplasriconsecvente,
dezvoltatencondiiileunorrocistratificate,deplasareafcndu-sepefadestrat,conformcu
nclinareaversantului;deplasriinsecvente,cndsuprafaadedeplasareintersecteazstratele
geologice sub un unghi oarecare.
naranoastr,printreprimiigeograficares-auocupatcuastfeldeproblemeafostG.Vlsan
care,ncursulsudemorfologieterestr(1933)referindu-sela
proceseleelementarenmodelarea scoareiterestre
caracterizaprbuirile,alunecrile,solifluxiunea,splrile,iroirea,aacumle
cunoatem astzi.O prim clasificare original a deplasrilor de teren
(pe care le denumete pornituri) de la noi a
fostfcutdeV.Mihilescu(1938,1946).Criteriulluiesteconinutuldeap,distingndastfel
:a) pornituri seci (uscate sau semiuscate) care nglobeaz
rostogolirile, surprile i tasrile ib) pornituri umede care curpind
solifluxiunile, curgerile de noroi i alunecrile. Alte clasificri
aparingeologului V. Drago (1957) care ia drept criteriu principal
mediul n care se produc,lui V. Tufescu (1966), care pune baze pe
morfologia creat de aceste procese, lui Posea et al (1970, 1976)
care consider viteza de deplasare a materialelor drept criteriu de
clasificare a deplasrilor de teren.Cea mai larg acceptat
clasificare, citat aproape n toate tratatele de geomorfologie, se
bazeaz
petipulmicrii(alunecare,curgereiheave(ridicare,afnare),pevitezamicriiipe
coninutul de ap (materiale uscate din roc sau materiale pmntoase cu
variate proporii de ghea i ap). Clasificarera aparine lui Carson i
Kirkby (1972) i este redat ntr-o diagram triangular (fig. 217
10.8),fiecarecolaldiagrameifiinddescrisdeunadinceletreitipurialemicrii.Pentru
reprezentarea grafic a tipului micrii se ilustreaz fig. 10.7.
Fig.10.7.Profilealevitezelorpentrutipuriidealede
deplasarenmas:A.alunecarpur;B.curgerepur;C.heave pur (Carson i
Kirkby, 1972). -procesuldeelevaie( heave )asoluluieste
procesulderidicarelentidesprindereamaterialuluii constituie faza
iniial n orice micare n mas. Aceast faz
esteaproapeinsesizabilideaceeaneevideniatn morfologie. Acioneaz
perpendicular la suprafaa versantului
princontraciaiexpansiuneamaterialului(fig.10.7a);este independent
de coninutul de ap; - procesul de alunecare, o categorie de micri n
mas de la prbuiri (n care apa nu are un rol determinant), pn la
alunecriicurgerinoroioase(ncarecreteconinutulde ap) (fig.10.7b); -
procesul de curgere, un tip de micare n mas n care
depozitelesecomportcaunfluidvscos(princreterea coninutului de
ap)(fig.10.7c). Fig.10.8.Clasificareaproceselor
demicarenmas(CarsoniKirkby, 1972). 218
ntabelul10.1tipurileimportantedemicrinmassuntclasificateconformdirecieide
micare, tipului de micare i prezena sau absena agenilor
mobilizatori (apa, aerul, gheaa). n toate cazurile, gravitaia este
factorul principal de micare. Tabel 10.1. Clasificarea deplasrilor
n mas (Chorley et al., 1985) Direcia micrii VerticalLateralDiagonal
Tipul micrii CdereTasareAlunecareCreepAlunecareCurgere Prezena
agentului de transport NuNuMinorMinor Minorspre moderat
ModeratMajor Tipulde micaren mas Cderideroci, Surpri,Prbuiri,
Rostogoliri Tasarede depozite Alunecride blocuri Creepde sol,Creep
deroc, Talus creep Alunecride roci,Alunecri deluvii, Alunecride
pmnt Curgeride pmnt, Curgeri deluviale Solifluxiune, curgeri
noroioase, avalanede roci Descrierea tipurilor de micri de
materialen mas este urmtoarea: Elevaie, afnare, creep (trre).
Afnarea (heave) este crucial n procesul de creep, processdefinit
drept o micare lent, cu o rat anual de 2 - 5 cm, o deplasare
imperceptibil, fr msurtori.
Aceastdeplasaresegeneralizeazpetoatsuprafaaversantuluicupantmaimarede3-5grade.
Creep-ul este adesea un precursor almicrilor de alunecare.Dup
viteza micrii i tipul de material deplasat se disting urmtoarele
tipuri de tranziie:
-creepdesol(soilcreep),odeplasarelentnjosulpanteiapriisuperioareasoluluipeo
grosimede70-80cm.Teraseteledecivacentimetrinlimeicaresedesfoarparalelcu
versantulsuntformatedecreep-uldesol.Elesuntadeseafolositedeturmeledeoi-aanumitele
crri de oi - ceea ce face ca micarea depozitelor s se accelereze pe
versant (fig. 10.10). Fig.10.9.Diferitele tipuridecreep(dup
Sharpe,1938):ncovoierea stratelor;pietreglisante;
nclinareaarborilor,a stlpilordetelegraf,a zidurilor de sprijin. 219
-rockcreep,micarelentpiatrpepiatr.Caracterizeazmaterialelelipsitedecoezivitaten
carearelocorearanjareaparticulelor.Seincludaiciipietreleglisante.Caracteruldemicarea
acestorpietreesteevideniatdeungulerdesolvegetalridicatmultpestesuprafaaversantului
datorit fenomenului de mpingere. -taluscreep,procesderearanjarea
materialelorcealctuiesctaluzuriledegrohoti.
Acesteformedereliefsentlnesccelmaiadesean
regiunilereciundealternareacontractriiidilatrii
consecutive,anghe-dezgheuluidetermin deplasarea pe pant a
grohotiului. -ncovoiereadestrateesteuntipspecialde
creep,careaparedatoritsolicitriigravitaionale
asupracapetelordestrateconformcunclinarea versanilor (foto 10.2).
Foto 10.2. ncovoierea capetelor de strate n aceeai direcie cu panta
versantului (foto D. Heron, 1999). Fig.10.10.Tipuridedeplasrin
masverticalei laterale (Varnes, 1978).
Alunecrile.Celemaiimportanteispectaculoaseprocesedemicarenmas,prezenten
variate condiii morfogenetice, inclusiv n domeniul submarin sunt
alunecrile. Numele se refer att la 220
procesctilaform.Alunecrilesuntdespinderidepeversantdemateriale(rocisaudepozitede
versant) care se deplaseaz de-a lungul unei suprafee planare. Masa
de alunecare este nedeformat sau
sedeformeazuorntimpuldeplasrii.Coborreamaterialuluidinparteasuperioarsprepartea
inferioarsefacenlungulunuiplandealunecare.Planuldealunecarepoatefisituatspresuprafaa
terenului i aproximativ paralel cu suprafaa versantului ca n cazul
alunecrilor de roci, prbuirilor i
surprilorsaupoatepenetralaadncimepeosuprafaconcavcancazulalunecrilorrotaionale.
Astfel, alunecrile pot fi : -alunecrile de translaie se produc cnd
planul de alunecare este paralel cu versantul i aproape
desuprafa.Sunt alunecri de mic adncimecurate dedeplasare
adeluviilor delamm/secpn la civa m/sec.- alunecrile rotaionale se
produc cnd planul de alunecare este concav. Aceste alunecri sunt
maiadnci,comparativculungimealor,materialulfragmentatrmneaproximativintact,subforma
unor felii sau blocuri. Ratele de micare n cadrul acestor alunecri
variaz ntre civa mm/an pn la ordinul
metrilor/zi.Alunecrilederocisuntasociatecudiaclazeleifracturilenmasarociiinsitucarereduc
coezivitatea n masa de roc i fragmentele se pot deplasa n lungul
pantei. Alunecrile de roci sunt de
doutipuri:avalanederociialunecridelespezi. Ambelesesupun aceluai
mecanism,dardifer prin mulimea de fracturri n roc i unghiul pe
suprafaa potenial de alunecare. n cazul alunecrilor
delespezicrpturilesedezvoltacoloundemasaderocseexpandeazdincauzadiminurii
presiuniidelegareorizontal,permindcrpturilorsnaintezendireciaeliberriipresiunii.
Avalanelederociauloccndreeauadecrpturisecontinunjoslasuprafaapotenialde
alunecare.Oavalanderocidiferdealunecareadelespezi,deoareceeaimplicntreagamas
deasuprasuprafeeidealunecare,ntimpcelaalunecareadelespeziesteimplicatnumaimaterialul
care s-a despins de-a lungul unei crpturi. Fig.10.10a.O
clasificaresimpla alunecrilordeteren, pebazaplanuluide
alunecare(Varnes, 1978). 221
-Cderile,prbuirilederocisausurprilesuntfenomenededeplasarenmasncare
micareaestedirijatverticalnaerisecaracterizeazprinvitezfoartemare.Seproducndou
situaii: pe o fa de abrupt, mal de ru, falez ca urmare a subminrii
bazei acestuia; prin subsiden, ca urmare a eroziunii superficiale
sau splrii din masa depozitelor implicate (tasare, sufoziune).
-Rostogoliri,procesdetranziientrecderidepietreialunecri,careesteiniialsimilarcu
prbuirea, dar micarea continu pe pant pn la punctul de repaus. Ca
rezultat al acestui proces sunt trenele i conurile de grohoti,
avalanele de pietre i ghearii de pietre. Curgerile. n curgeri,
micarea masei deplasate se aseamn cu aceea a unui fluid vscos, n
care
vitezaestemaimarelasuprafaidescretespreparteabazalamaseicurgtoare.nmultecazuri,
curgerilesuntevenimentefinalentr-omicarenceputcaoalunecareidistinciantreceledou
procese este nedefinit.Se disting mai multe tipuri de curgeri (fig.
10.11):
-avalanadedebris(sfrmturi)generatedeocurgerelung,ngust,umedcareseextinde
dincolo de piciorul versantului.
-solifluxiuneasenscriecaprocesdetranziiespreprocesuldecurgere,darncondiiile
regimului de nghe continuu. Este un proces de micare lent a solului
n care alunecarea se combin
cucurgereapeunsubstratngheat.Incondiiileclimatuluitemperatsefolosetetermenulde
pseudosolifluxiune, deoarece micarea nu se face pe un substrat
ngheat ci pe unul mbibat cu ap. n
morfologiaversantuluiaparoseriedediscontinuitialenveliuluiierbossubformadebrazde.Ele
suntdesfcutenfragmentecuconturneregulatiizolateprinspaiidesolnudculimideordinul
decimetrilor.
-curgerilededebris(sfrmturi)rezultdintr-oploaieputernicsau
topirebruscaunuisol ngheat. Ploaia torenial are efectivitate maxim
n producerea acestor tipuri de curgere. - curgerile de pmnt pot fi
relativ uscate sau noroioase. Acestea din urm sunt deplasri areale
sau cu aspect de toreni noroioi ale unor mase de roci puternic
mbibate cu ap (peste limita superioar aplasiticitii).Elese
caracterizeazprinplastificareantreguluimaterialcarese deplaseaz cu
o vitez mai mare i peunsubstratimpermeabil umezit. Aceste procese
iau natere n condiiile unor versani cu panta destuldeaccentuat(1020
grade),constituiingeneraldin roci argiloase, avide de ap.
Fig.10.11.Tipuridecurgere (Varnes, 1978). 222
Foto10.3.Prabuirederoci fisurate,CanionulChaco,New Mexico (O.
Hungr, 1999). Foto10.4.Cedareflexurala
versantuluialctuitdinisturiignaise, Alpii Maritimi, Frana (O.
Hungr, 1999). Foto 10.5.Alunecaredetranslaie
peunplandefalie,nordulItaliei(O. Hungr, 1999). 223
Foto10.6.Alunecare rotaional n marne cretacice,Foto 10.7. Avalan de
roci n Mt. Cayley, Columbia dispuse peste gresii, Liard River,
Columbia Britanic (O. Hungr, 1999). Britanic (O. Hungr, 1999).
Foto10.8.Alunecarede1,84mil. mcnargileisilturiglacio-lacustre,
cauzatdeeroziunealateralnmalul concav al R. Chilliwack, B.C.(O.
Hungr, 1999). 224 Foto10.9.Curgerededebris(sfrmturi) declanat de
topirea zpezilor (O. Hungr, 1999). Foto10.10. Versanimodelai prin
avalane de roci njurulAvalanche LakedinMuniiCoastelor(O. Hungr,
1999). 225 Morfologia deplasrilor n mas cu privire special asupra
alunecrilor de teren. Este oportun s ne ntrebm cum poate fi
reconstituit modul de transfer al masei dintr-o parte n alta a
versantului, n special atunci cnd tranziiile de la un mecanism la
altul al deplasrilor sunt foarte subtile i pot conduce la
interpretri eronate. Aceasta s-ar putea face dac am avea la ndemn o
serie
derelaiintremorfologiasuprafeeideterendeplasateiprocesulgenetic.Dinpcate,existpuine
asemenearelaiicantitative,nschimbliteraturadespecialitatecunoateunnumrmarededescrieri
calitativealeformelorpecarelelepotluamaseledeplasate.Contribuiiimportanteauavutnacest
domeniu Bcuanu (1980), Surdeanu (1998). Fig. 10.12. Morfologia unei
alunecri rotaionale (sus). Indici morfometrici ai alunecrilor de
teren (jos): 1, terminologia unei alunecri de teren; 2, seciune
longitudinal; 3, vedere n plan (Ritter, 1986) O ncercare de a pune
n relaie tipurile de micare n mas i procesul care le genereaz a
fost fcut n Noua Zeeland de ctre Crozier (1973) care a avut n
studiu66 de deplasri de teren, grupate
ncincicategoriideproceseprimare:curgerefluid(curgerenoroioas,curgeridesfrmturi,
avalane de sfrmturi), curgere vscoas (curgere de pmnt, curgere de
blocuri), alunecare-curgere 226
(pornituri/curgere),alunecriplanare(alunecridesfrmturi,alunecrideroci)ialunecri
rotaionale(pornituridepmntiroci).Fiecaredincele66deplasriafostdescriscantitativcu
ajutorul unor indici morfometrici. Acetia sunt listai n tabelul
10.2 i ilustrai n fig. 10.12 i se cuvine
sinsistmmaimultasupralor,deoareceneajutsputemidentificanterenicartografiacu
acuratee formade relief. Astfel, avnd ca exemplu ilustrat (fig.
10.12) o alunecare de teren cu un contur bine delimitat
cazdeseorintlnitnteren-,elementelemorfologicedeidentificaresunt
:zonadedesprinderesau obriaalunecrii
;corpulalunecrii(descrisprinsuprafaadealunecareimasadealunecare
(deluviul), piciorul i baza alunecrii.
Zonadedesprindereestesituatlaparteasuperioaraalunecrii,uneorichiarlapartea
superioaraversantuluiisecaracterizeazprinexistenaunuiabrupt,cornisaurpde
desprinderedincaresealimenteazcumaterialedeluviuldealunecare.nlimeaiformaacestui
abrupt depinde de constituia petrografic, de structur i de factorii
activi care genereaz alunecrile. De cele mai multe ori energia
corniei corespunde cu grosimea depozitelor acoperitoare n baza
crora
estecantonatpnzadeapfreatic.Pentrucondiiiledinaranoastr,nlimeaacestorabrupturi
variaz de la 1-2 m pn la 15-20 m i n mod excepional 20-25 m.
Frecvena cea mai mare o au cele cu energie de 5 10 m. Rpa de
desprindere este nsoit de mai multe crpturi situate n spatele su i
carepregtescevoluiaacesteia.Uneorisentlnescchiarmaimultecornieetajate.Dup
morfodinamica lor aceste forme pot fi : active, n curs de
stabilizare i stabilizate sau inactive (fixate prin vegetaie
forestier ori prin lucrri tehnice).
Corpulalunecriiesteformatdinsuprafaadealunecareimasaalunecat(deluviul).Estedelimitat
n partea inferioar de patul, planul sau oglinda de alunecare , acea
suprafa nederanjat pe
caresedeplaseazcuverturadeluvial.Planuldealunecarepoateaveaformconcav,cunclinare
constant, neuniform sau discontinu., determinnd unele particulariti
ale procesului de alunecare i ale microreliefului de la suprafaa
alunecrii (trepte, valuri, monticuli etc). n general, n partea
dinspre corni, rocile din componena corpului alunecrii sunt mai
puin sfrmate sau amestecate. De multe ori se pstreaz chiar pachete
omogene mari, mai mult sau mai puin deplasate, care se prezint ca
nite
treptecepotformaadevrateamfiteatredealunecare.Apoi,datoritpresiuniiexercitatedeaceste
mase, cuvertura deluvial i pierde structura iniial, se pliaz, capt
aspect vlurat sau de monticuli separai de microdepresiuni, ujungnd
uneori la o nfiare haotic. Grosimea deluviului de alunecare
oscileaz de la 0,5 1 m pn la 30 40 m.
Bazaalunecriiesteparteaterminalamaseideluviale.Eapoatescorespundcubaza
versantului, poate rmne mai sus dect aceasta i atunci procesul este
foarte susceptibil de reactivare, ori poate cobor sub nivelul
acumulrilor aluviale sau coluviale din lunci i depresiuni.
Piciorulalunecriiesteloculdinparteainferioaraversantuluiundetalpadealunecare
intersecteaz suprafaa iniial, nederanjat. El poate corespunde cu
baza alunecrii sau poate fi diferit de aceasta atunci cnd masa
deluvial a cobort mai jos.
nfig.10.12seprezintdeasemeneaimodulcumsuntdeterminateoseriedevariabile
morfometrice care au stat la baza obinerii indicilor de clasificare
Crozier. Relaia ntre fiecare grup de
proceseivalorileindiceluiaufosttestatestatisticpentruaverificaacoloundecorelaiaafost
semnificativpentrufolosireamorfometrieicadeterminantgenetic.Crozieragsitcindicelede
clasificare(D/L)afostcelmaibunindicatoralgrupriiprocesului,reafirmndopinialuiSkempton
(1953)asupraimportaneiacestuiparametru.Cumeradeateptat,valoareaD/Ldescretenmod
marcant odat cu creterea coninutului de ap n masa alunecat din
cauza faptului c materialul care
curgesevadeplasalaodistanmaimarenjosulpanteidectdacelaraluneca.Astfel,pentru
alunecrilerotaionale,indiceleD/Leste20,84,pentrualunecriledetranslaiesauplanareindicele
D/Leste6,33,iarpentrucurgeriacestascadela1,58.Afoststabilit,deasemenea,orelaieinvers
227 ntre D/L i ali patru indici morfometrici (fluaj, tenuitate,
dilataie, fluiditate), fiecare din acestea fiind controlate de
coninutul de ap din materialul aflat n micare. Tabel 10.2. Indici
morfometrici pentru determinarea unei alunecri de teren (Crozier,
1973). IndiceleDescrierea De clasificareD/L = adncimea maxim a
masei deplasate nainte de deplasare/lungimea maxim
DilataieWx/Wc=limeapriiconvexeamaseideplasate/limeapriiconcave;arat
desfurarea lateral
Fluaj(Wx/Wc-1)Lm/Lc100-Lm=lungimeamaseideplasate;Lcestelungimea
segmentului concav DislocareLr/Lc-Lr = lungimea suprafeei de
desprindere expus n segmentul concav. Valorile mici indic
instabilitate TenuitateLm/Lc = arat ct de dispersat sau de coeziv
este materialul n timpul deplasrii FluiditateCantitatea de fluaj
realizat pe o anumit pant i de un anumit tip de material. Variaz n
funcie de coninutul de ap Acest tip de analiz a unei alunecri de
teren a fost aplicat pentru alunecarea de la Ptru Vod
(Ichim,Rdoane,Rdoane,1996)situatpeversantuldreptalviiLargu(afluentalBistriei).
Alunecareas-adeclanatntr-oprimfazn1988(23iunie),cndnuseprevesteauprocese
geomorfologice deosebite. Dup o perioad de acumulare a factorilor
de instabilitate a masei deluviale, n aprilie 1990 pragul
geomorfologic sau factorul de siguran Fs a fost depit, iar n vara
anului 1991 alunecarea a atins faza maxim i au fost cuprinse noi
suprafee din arealul
mpdurit.Pentruaaveaosituaiectmaicompletasuprazoneiafectatdealunecareaprincipals-a
efectuatoridicaretopometricis-antocmitunplandesituaienscarmare,carene-apermis
cartareamorfologieideansamblu,darideterminareaunorindicimorfometrici(fig.10.13).
Caracterizarea morfologic a alunecrii este urmtoarea:suprafaa
propiu-zis afectat de proces este de 6,5 ha;diferena de nivel a
arealului alunecat este de 160 m (590 m n baza frunii de alunecare
i 750 m la marginea superioar a rpei de desprindere), realizndu-se
o pant general de 48%;cartarea
zoneilimitrofeevideniaznparteasituatmaisusdecorniaprincipal,darilateral,peflancuri,
existena unor aliniamente de crpturi cu deschideri de 0,2 - 0,6 m i
denivelri cu trepte pn la 1 m, ceea ce sugereaz c alunecarea va fi
reactivat i alimentat cu noi depozite;volumul de material pus n
micare a fost de 500 000 mc; pe corpul alunecrii se pot vedea o
succesiune de trepte de alunecare
cupodulputernicnclinat,dariprezenaunormicrodepresiuniumplutecuap,caremeninun
permanent pericol pentru reactivarea noilor deluvii. Asupra
alunecrii Ptru Vod au fost aplicate msurtorile prezentate ntabelul
10.2, i anume :
indiceleD/Lafostde3,97,ceeaceplaseazalunecareancategoriacurgerilorvscoase,cutendin
spre alunecare de translaie; este adevrat c n partea superioar a
zonei concave exist imaginea unei alunecri de tip rotaional, dar
urmare a coninutului mare de argil i a excesului de umiditate,
aceasta s-a transformat n alunecare de tip curgtor;indicele de
dilataie plaseaz, de asemenea, alunecarea n categoria tipului de
curgere;indicele de fluaj exprim att efectul coninutului de ap, dar
i valoarea
panteipecares-aprodusalunecarea;nacestcaz,valoareadepeste1,0indicunconinutdeap
ridicatnfazainiialadeclanriidupcareimicareas-adiminuat;nacelaitimparatc
profunzimeamaterialuluialunecatestemaimicdectgrosimeainiialpecareaavut-omasa
alunecat n faza cnd era n perimetrul zonei de desprindere; indicele
de deplasare reflect deopotriv
mrimeazoneidedesprindere,dariunghiuldedeplasare;ncazuldefarezultccca66%din
materialul din zonadedesprindereafost evacuat; prin urmareatenia
trebuiendreptatspremasivul de pmnt ce poate fi pus n micare mai sus
de cornia actual, dar i asupra masei de pmnt din zona
concav;-indiceledetenuitatearevaloareade1,49,ceeacearatcmasadeluvialnmicares-a
228
mprtiatii-aredusgrosimea;nacestcazmicrilecearputeaavealocpentregulfrontal
alunecrii,necesitunmpomentdeprecipitaiimaimaredectcelcareaamplificatprocesul(din
1991). Fig.10.13.Cartografierea geomorfologicaalunecriiPtru Vod,
Neam (Ichimet al.,1996). n fotografie,acelaitipdealunecare
de-alungulautostrzii101, California,produsn1995,cnd
multecaseaufostdistruseimuli locuitorievacuai,fotoSchuster, 2000).
229 La data efecturii studiului am prognozat c aceast alunecare-
curgere nu este stabilizat i ea
sevaextindeinaniiurmtori,nctgospodriileaflatenfaafrontuluialunecriinecesit
dezafectarea.Aceastsusineres-aconfirmatnlunileiunie-iulie1992,cndmasadeluvials-a
micatcunccivametri(vitezadedeplasarenregistratnzonafrontalafostdeordinul
decimetreilor/zi) astfel c un numr de 5 gospodrii au fost
distruse). 10.3.1.2. Cauzele micrilor n mas Variatele tipuri de
deplasri n mas au ca punct comun faptul c toate ncep n momentul cnd
foradedeplasare(forfecare)tindesfiemaimaredectforaderezisten.Stabilitateareprezint
aadarbilanulntreforelededeplasare(foradeforfecare)iforelederezistenipoatefi
reprezentat ca un raport de stabilitate sau factor de sigura, Fs:
Fs = Forta de rezistentaForta de forfecare Tabel 10.3. FactoriI
care influeneaz cedarea i rezistena materialelor pe versani
(Ritter, 1986). Factori care determin o cretere a forei de
forfecare Subminarea bazei versantului - eroziune (ruri, ghea,
valuri) - activiti umane (minerit, cariere, drumuri etc)
Suprancrcarea versantului - natural (precipitaii, taluzuri de
materiale etc - antropic (halde, construcii, plantaii etc)
Cutremure Lucrri agricole Factori care determindescreterea forei de
forfecare Meteorizarea i alte reacii fizico-chimice - dezagregarea
(reducerea coeziunii) - hidratarea(reducerea coeziunii) -
schimbarea bazei - soluia - uscarea Apa din pori - for ascensional
- tensiune capilar Modificri structurale (fracturare)
CndFsarevaloaremaimaredect1,semnificunversantstabil,iardacraportulseapropiede
unitate,aparcondiiilecriticeirupereaversantuluiesteiminent.Factoriicarepotconducela
creterea forei de forfecare, deci la destabilizarea versanilor,
sunt sintetizai n tabelul 10.3, natura lor fiindextremdevariat
;delaprocesenaturaleprecumprecipitaiiabundente,cutremurelacelede
origine antropic, unde paleta lor este foarte variat (minerit,
construcii, lucrri agricole etc). Stabilitatea unui material pe
versant deasupra unui plan ipotetic de cedare poate fi estimat dac
componentelecelordouforesuntcunoscute.Slumexempluluneialunecridetranslaieunde
actiunea forelor arat aproximativ ca n fig. 10.14.
Inmodclar,oricefactorcarecoboarraportuldestabilitate(tabel10.3)poatedeclana
deplasarea n mas i aceast tendin poate fi atins prin creterea forei
de forfecare, coborrea forei de rezisten sau ambele. Teoretic,
cedarea versantului are loc la F = 1; aceast valoare este un
excelent 230
exempludepraggeomorfologic.Dincauzatehnicilorimprecisedemsurare,cedrileauloccnd
valoarea lui F este uor pozitiv. Odat ce ruperea are loc, tipul de
micare depinde de ct de precis i cum interacioneaz forele
unacualta.Foradegravitaieacioneazvertical,foranormalesteperpendicularlaplanulde
alunecareiparialopusefectuluipresiuniiapeinpori;foradeforfecareacioneazde-alungul
planuluidealunecareiiseopuneforaderezisten(frecarea).Aceastcombinareaforeloreste
sugestivprezentatnfig.10.14.Prezentareaunuiexemplusimpluprivindstabilitateaunuiblocde
pmnt pe o suprafa nclinat ajut la nelegerea modului cum poate avea
loc cedarea, ruperea unui mal, versant sau abrupt.
Fig.10.14.Forelece acioneaz ntr-un punct pe un plan de alunecare.
Dac un bloc de pmnt repauzeaz pe suprafaa versantului, fora de
rezisten ce l ine n loc este dat de W (masa fora gravitaional)
nmulit cu cosinusul unghiului de pant. Fora de forfecare
esteWsin|.Pentruanalizastabilitiiversantuluibloculdepmntesteconsideratcapartea
depozitelordeversantivaloareaWesteindirectdeterminat.Metodaceamaiuoarestedeaface
msurtoriasupragrosimiiverticaleablocului,posibileprincrpturilerelativverticalendeluviu.
Blocul are forma unui paralelogram ABCD (fig. 10.15). Pentru calcul
se convertete n paralelogramul
AEFD.Foradeforfecareefectivntr-unanumitpunctnsol,tf,sedetermincuajutorulecuaiei
Coulomb, astfel: tf = c' +(on- u) tg '. undec'=coeziuneaefectiv;on
=foranormalimpusdegreutateapmntuluii apeidedeasupra punctului n
sol; u = presiunea apei n pori; ' = unghiul de frecare intern.
Astfel, din cauz cttfF = =forfecare de fortelorsumarezistenta de
fortelorsuma atunci | || |cos sin) cos (' 2 'yztg u yz cF +=In cele
mai multe analize, nlimea vertical a nivelului hidrostatic deasupra
planului de alunecare este
exprimatcaofraciuneagrosimiisoluluideasupraplanuluim.Astfel,m=1.0dacnivelul
231 hidrostatic este la suprafa i m = 0 dac nivelul hidrostatic
este la sau sub planul de alunecare. Astfel, presiunea porilor
poate fi notat astfel: u = ywmz cos2|. i | || | cos sincos ) (''2
'yztg z m y cFw +=Urmtorul exemplu ipotetic va arta cum se determin
momentul cnd versantul este stabil sau aproape de cedare.
Fig.10.15.Foreleceacioneazpeun versantluatenanalizauneialunecride
translaie.1,unblocdepmntpeversant;2,
bloculesteparteaunuiprofildedepozitede
versant;3,foreleceacioneazpeunplande
alunecare;4,forelesuntanalizatencontextul
determinriifactoruluidestabilitate(Selby, 1993). Dac testele de
laborator ne spun c: ' = 12o; c'= 11,9 kN/m2; = 17 kN/m3; | = 15o;
z = 6 metri; m = 0,8; w = 9.81 kN/m3 232 atunci 9 , 096 , 0 25 , 0
6 172 , 0 92 , 0 6 ) 81 , 9 8 . 0 17 ( 9 , 11= += F . In cazul
nostru ipotetic versantul este predispus la o rupere a depozitelor,
la o cedare a stabilitii
acestorapepant.Dacnivelulhidrostaticarputeaficobortprindrenaresubplanuldealunecare
(cnd m = 0), atunci F = 1,3 i versantul va deveni stabil pe timp
lung. Cu alte cuvinte, apa reprezint unul dintre elementele cu un
pronunat rol dinamizator care duce
larupereaechilibruluinaturalifrdecarenusepoateconcepedeclanareaalunecrilor.Eapoate
aveadiferitesurse,dardecelemaimulteoriestelegatdeprecipitaiileatmosferice.Aaseexplic
producerea a numeroase alunecri n timpul primverii (cnd apele
provenite din ploi se cumuleaz cu celeprovenitedin topirea
zpezilor), precum i corespondenadintreciclicitatea perioadelor
cuexces de umiditate i cea a perioadelor cu mari alunecri de teren
(Surdeanu, 1998). 10.3.2. Procesele erozionale
(fluvio-denudaionale)
Pelngproceselegravitaionale,sistemulgeomorfologicalversanilorestesupusaciunii
apelormeteorice.Apa,consideratcacelmaiimportant,maiactivimairspnditdintreagenii
exogeni i ncepe activitatea sculptural asupra scoarei chiar din
momentul n care cade din atmosfer sub form de picturi. Ajuns pe sol
ea alimenteaz scurgerea care se face sub diferite forme i o dat
cuacesteaseamplificirolulsumorfogenetic.Astfel,proceselegeomorfologicedelanivelul
versanilorcareaucaagentapasunt:pluviodenudarea,
eroziuneansuprafa,eroziuneadesubsuprafa
(sufoziunea)ieroziunealiniar.Pentrunelegerea acestor procese i
modul cum acioneaz este necesar
scunoatemmicareaapeindomeniulversanilor. Precipitaiilececadpeun
versant fiesescurgnlungul
versantului,fiesestocheaznmicidepresiunisause infiltreaz. Foto
10.11. Cratere formate prin impactul picturilor de ploaie.
Foto10.12.Eroziunedesuprafa iliniarpeunversantiacumularea
materialelorncondedejecie(fotoO. Hungr, 1999). 233
Exceptndversaniidinrociimpermeabile,proporiadinprecipitaiicareseinfiltreazla
suprafaaversantuluivapercolapnvaatingenivelulapelorfreaticesausedeplaseazlateralprin
versant mai mult saumai puin paralel cu suprafaa acestuia (fig.
10.16). Aceastmicare lateral are
locdincauzacompactrii,umpleriigolurilorcuparticulefinesplatedinparteasuperioarsaudin
precipitarea oxizilor de fier, silicei sau carbonatului de calciu.
Fig. 10.16. Traseele scurgerii de subsuprafa n domeniul versantului
(Atkinson, 1978).
Apacarestrbatelateralinteriorulunuiversantsenumetescurgereintern(throughflowsau
interflow)iarerolimportantntransportulsoluiilor.Precipitaiilecaredeterminscurgereape
suprafaaversantuluisunt nfunciedeintensitatea i
duratalor,precumideproprietilesuprafeei versantului. Cea din urm
determin capacitatea de infiltraie, adic rata n care aceasta poate
absorbi apa. Dac intensitatea precipitaiilor depete capacitatea de
infiltraie a suprafeei versantului, o parte din precipitaii va
curge la suprafa ca scurgere de suprafa (overland flow) (n accepia
lui Horton).
Eroziuneaestenfunciedeputereadeerodareapicturilordeploaie,aapeicurgtoare
(erozivitate) i de erodabilitatea solului, astfel: Eroziunea = f
(Erozivitatea, Erodabilitatea) 234 Erozivitatea este abilitatea
potenial a unui proces de a cauza eroziune sau fora cu care ploaia
imprim o anumit intensitate procesului de eroziune. Erodabilitatea
este nsuirea solului de a fi mai uor sau mai greu supus eroziunii.
Aceasta poate depinde de caracteristicile fizice i chimice ale
solului
idetipuriledeutilizareaterenuriloridemsuriledembuntirifunciare.Toiacetifactori
acioneaz mpreun i sunt exprimai n Ecuaia Universal a Eroziunii
Solului. Ecuaia (USLE) este folosit pe scar larg n studiile de
eroziune a solului pentru terenurile cu culturi agricole.USLE are
urmtoarea formul: A = RKLSCP
unde:A=stratuldesolndeprtat;R=factoruldeerozivitateaprecipitaiilor;K=factorulde
erodabilitate a solului; L = factorul lungimii versantului; S =
factorul pantei versantului; C = factorul de utilizareagricola
terenurilor;P=factorulpracticilor dembuntiri funciare. Ecuaiaa fost
creat pentruaprognozapierderilemediianualedesol depeunterencultivat
nanumitecondiii,pentru a determina ce culturi agricole s se aplice
pe anumite terenuri astfel ca pierderile de sol s fie minime,
pentru a determina modul cum s fie aplicate msurile
conservaioniste.
Rateledeeroziunealeterenuriloraufostaccelerateprinnevoiadeacultivasolurile.Din
estimrileInstitutuluiWorldwatch,seapreciazcn
cca150aniseepuizeazrezerveledesolfertilcuoratanualdeepuizarede23%.Conservareaiterasareacugrijaterenurilornpantpoate
limitaeroziunea.Evaluareacantitativarateideeroziunesefaceprincercetriexperimentalepe
parcele special amenajate, iar pierderile de sol se msorar n
tone/ha/an sau tone/km2/an. Japonia este
aracarearecelemaimulteterenurinpant,darareoratadeeroziuneredus.Deexemplu,pe
versaniicupantesub10o,rataeroziuniiestede1ton/ha/an.Peversaniimainclinai,peste10o,
eroziunea pe terenuri nude (lipsite de vegetaie) poate fi de 20 40
t/ha/an, iar pe terenuri cu vegetaie ajunge la sub 20 t/ha/an. Cele
mai mari rate de eroziune din lume s-au nregistrat n Platoul de
Loess al Chinei, unde pierderile de sol pot atinge 500 t/ha/an.
Fig.10.17.Zonareaeroziunii totalepeterenurileagricolet/ha/an (Mooc,
1983).
PeteritoriulRomniei,datoritcondiiilorderelief,soliprecipitaii,eroziuneasolului
genereaz pe teritoriile n pant importante pagube, att agriculturii,
ct ialtor ramuri ale economiei.
StudiiledespecialitatentocmitenultimeledeceniideMirceaMooci
colaboratoriisi(fig.10.17),
audemonstratccca50%dinsuprafaatotalaterenuriloragricoleesteafectatdeeroziunen
suprafa iadncimesau alunecri n diverse stadii de evoluie. Astfel,
din suprafaa total de cca 7,4 235 mil.haterenuri
agricoleafectatedeacesteprocese,46% sunt
reprezentatedeeroziuneslab, 42% de
eroziunemoderatiputernici12%eroziunefoarteputerniciexcesiv.Dinexaminarea
distribuieiproceselordeeroziunendiferitezonefizico-geograficealerii,reiesefaptulcpe
ansamblucelemaimarisuprafeeafectatedeeroziunendiversestadiisuntsituatentreMotrui
Trotu.Deine12%dinsuprafaifurnizeazpeste40%dinaluviuniledinruri.ApoinPodiul
Transilvaniei(29-30%),urmatdezonasubcarpaticmeridional(27,2%)iPodiulMoldovei
(21,4%).Inceeacepriveteeroziuneafoarteputerniciexcesiv,nraportdecondiiilefizico-geografice,variaiaestemare.Astfel,ceamaimarepondereoreprezintzoneledinPodiul
Transilvaniei(45,4%),PodiulMoldovei(45,3%)izonadealurilordinSubcarpaiiMeridionali
(50,2%).
nurmtoareleseciunialecursuluivomdefinidistinctproceseleerozionalendomeniul
versantului i anume: pluviodenudarea, eroziunea n suprafa,
eroziunea de subsuprafa (sufoziunea) i eroziunea liniar. 10.3.2.1
Pluviodenudaia Modelarea suprafeei terenului prin aciunea ploii st
sub incidena mrimii picturilor i vitezei
decdereaacestoracare,reunite,compunagresivitateaploilor.Pluviodenudaia(eroziuneaprin
picturideploaie,eroziuneprinmprocare)includedoutipuridemicri:aciuneadeizbire
mprocare(splash)isplare(wash).Pluviodenudareaestedeterminatderezistenasoluluiide
cantitatea,intensitateaidurataploilor.Oploaieorictdemarearfinupoatecauzaoeroziune
puternic dac intensitatea ei este mic. n climatele temperate
intensitatea ploilor rareori depete 75
mm/orinumainanotimpulcald.nmulteritropicaleintensitide150mm/oraulocnmod
regulat.Ceamaimareintensitates-anregistratnAfrica,cndauczut340mm/or.Dimensiunea
picturilor de ploaie rareori depete 5 mm n diametru i aceasta la
ploi cu intensitate foarte mare. De
exemplu,laploicuintensitatede10,16cm/or,picturileaunmedie3mmndiametru;laploide
1,27 cm/or picturile au n medie 2 mm, iar la ploi de 0,12 cm/ or
picturile sunt n jur de 1 mm n
diametru.Vitezeleterminalealepicturilordeploaiecresccucretereadiametruluiacestora.
Experimenteleauartatcopicturcudiametrulde5mmareovitezterminalde9m/s(tabel
10.4). Tabel 10.4. Energia cinetic a picturilor de ploaie funcie de
dimensiunea lor (cit. din Selby, 1993). Tipul
ploiiDiametru(mm)Intensitatea ploii (mm/h)Viteza(m/s) Energia
cinetic(J/m2 per mm de ploaie) Cea0,010,050,00,52 Cea spre
burni0,100,130,24,14 Burnia0,960,254,16,61 Ploaie
mrunt1,241,024,811,95 Ploaie moderat1,603,815,716,94 Ploaie
puternic2,0515,246,722,17 Ploaie foarte puternic 2,4040,647,325,92
Ploaie torenial 12,85101,607,929,42 Ploaie torenial
24,00101,608,929,42 Ploaie torenial 36,00101,609,329,42
Energiacinetic(E)auneipicturideploaieavndmasamivitezavpoateficalculatcu
formula: E =1/2 m v2
236 In tabelul 10.4 sunt redate valorile energiei cinetice
calculate pentru mai multe greuti ale picturilor
deploaie.Eroziunea,adicdeterminareavaloriiorientativeacantitiidematerialdesprinsdin
suprafaa solului (e), se poate obine din relaia: e = 0.1 Ec 0,515 n
care Ec este energia cinetic produs timp de 5 minute de o ploaie cu
inetnsitatea de 25 mm/h. Cnd solul este acoperit cu vegetaie n
proporie de cel puin 50%, transportul prin mprocare
estepracticneglijabil.Iatdeceefectulcelmaimarealpluviodenudaieiestepropriuregiunilor
semiaride, aride i chiar temperat-continentale, unde, dei ploile
sunt rare, caracterul fiind torenial, iar solul dezgolit, acesta
este pregtit pentru denudare. De asemenea, regiunile defriate,
arate, pajitile din regiunile umede sunt puternic erodate n timpul
averselor de ploaie. Pe aceeai suprafa, dou ploi pot avea consecine
deosebite, deci ele se pot diferenia sub aspectul agresivitii
erozionale. 10.3.2.2. Eroziunean suprafa (areolar, pelicular,
laminar). Acest tip de eroziune este ndeplinit de scurgerea
neconcentrat, exercitat pelicular pe ntreaga suprafa a versantului.
n urma cderii unor cantiti suficiente de ploi, capacitatea de
infiltrare n sol scadei astfel apa seacumuleazprin alturarea
curenilor bidimensionali i uvoaielor careseprind ntr-o singur
pelicul. Micarea acesteia n josul pantei duce la desprinderea
particulelor din sol i la transportul lor spre baza versantului.
Deoarecegrosimeastratuluipelicularestezerolacreast(fig.10.18)icretenjosul
versantului, se contureaz n virtutea acestui unic control, existena
unei benzi fr eroziune. Ea ncepe
nvecintateacresteiisecontinupnundeadncimeastratuluidescurgereipantanregistreaz
valorisuficientepentrua nvingerezistenasubstratului la
foraexercitat.Limea sau distanadela creasta acestei benzi estedatde
locul unde valoarea rezistenei sau forei de forfecare este egal cu
cea a forei de eroziune. Fig.10.18.Profildeversantartndvariaia
grosimiiscurgeriipelicularesaudesuprafaicu distanta critic de
eroziune (Horton, 1945). Pornind de la constatarea c n lungul
cumpenei apelor cantitatea scurgerii este cea mai redus i
ceacretenjosulpantei,mrindu-seodatcueaiputereadeeroziune,s-acreatnoiuneade
237
distancriticaeroziunii,careareomarevaloarepractic.Materialuldesprinsdinversanteste
transportat att prin trre, ct i prin suspensii n curentul apei. Cnd
apa nltur solul proaspt arat pe limi de 1-3 m se folosete termenul
de eroziune de hardpan. Materialul ndeprtat dintr-un loc este
depusnporiunilencareaulocreduceridepant-micidepresiuniicontrapante,orichiarbaza
versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin acest
proces se numetecoluviu, iar forma de relief rezultat se numete
glacis coluvial. Aciunea mecanic de izbire, dislocare i mprtiere a
particulelor de sol de ctre picturile de
ploaieesteindisolubillegatdedeplasareaacestorapepant,adicdeprocesuldesplare(ablaie,
scurgereieroziunepluvial,eroziunedesuprafa,difuz).Consecinelesalepotfiobservateprin
apariia unor pete de culoare deschis (glbui albicioas) rspndite pe
fondul general, mai nchis, al solului. Dimensiunile i intensitatea
acestora depind de agresivitatea ploilor. De multe ori,
orizonturile
superioarealesoluluiorichiarntreagacuverturacoperitoareestenlturat,scondu-se
lazi rocile de baz. 10.3.2.3. Eroziunea de subsuprafa (sufoziunea)
Circulaia de subsuprafa a apei are loc, n principal, sub dou forme:
a) difuz, ca o pnz de ap ce se infiltreaz printr-un mediu poros; b)
liniar, ca o curgere liniar de-a lungul unor crpturi, pori sau
direcii de stratificaie, gropi de animale, rdcini de plante etc.
Curgerea liniar poate fi definit ca piping, tunelar sau sufozional.
Condiiilenecesarepentrucacirculaiadesubsuprafasaiblocsunt:ratemarideinfiltraie;
gradient hidraulic; prezena unui abrupt; sol supus crpturilor;
precipitaii cu intensitate mare; un strat
relativimpermeabilsubprofiluldesol;unstraterodabilsubstratulimpermeabil;restrngerea
covoruluidevegetaie;proporiifavorabiledecationinsolinfluiduldinpori;procentmarede
argile gonflabile.
Fig.10.19.Condiiicefavorizeazproceseledesufoziunesautunelare:I,crpturiiorizontdesol
permeabil sub orizont impermeabil; II, prezena unui orizont de
argil dispersibil;III, pragul de obrie a ravenelor (Selby, 1993). O
diferen de permeabilitate importantntre orizonturile de sol este
necesar pentru realizarea unui gradient hidraulic i iniierea
scurgerii de subsuprafa. Solurile cu un orizont superior mai
grosier iunorizont
inferiormaifin(argilos)suntcunoscutesubnumeledesoluriduplex
(Faber,Imeson,
1982).Diferenatexturalestenregistrat,deobicei,ntreorizonturileAiB.Odiferenierentre
238 orizontul C i suprafaa rocii in situ va avea acelai efect,
ntruct roca parental este, adesea, mai puin permeabil dect solul
acoperitor.Solurileduplexsuntextremdevulnerabilelaeroziuneaprinraveneiniiatdepipingsau
tunelare. Adncimea la care se formeaz piping-ul sau tunelarea
depinde n mare parte de proprietile orizontuluiinferior (B).Apace
percoleazprin orizontulAcauzeazeluvierea particulelordeargil.
CndapaatingeorizontulB,poriimaimicivorficolmatai.Deasemenea,apapoateactivasodiul
prezentnsolipoatecauzadispersiaargilei.Ratadedispersiedepindederelaiadintreconinutul
ionicalsoluluiiapadepercolare.Insolurilecuconinutmaredeargil,dispersiaestensoitde
schimb cationic pe suprafaa miceliilor de argil.Formarea piping -
ului poate avea loc pe un spectru larg de pante, de la valori sub 1
la valori de peste 30, aceasta datorndu-se faptului c factorul de
control important alpiping-ului este gradientul
hidraulicinuceltopografic.Odatformat,untuneldesufoziuneseextindespreamonteexistnd
posibilitatea lrgirii pereilor n anumite puncte i a prbuirii
tavanului. Se formeaz, astfel, plnii de sufoziune.
Prinfenomenuldepipingsepotformaraveneprinunireaplniilordesufoziunenlungul
liniilor de drenaj subteran (Tufescu, 1966, denumete aceast form de
relief rp sufozional) sau prin interceptarea liniei de versant de
ctre gura unui tunel, n punctul respectiv existnd posibilitatea
apariiei unui prag de obrie a ravenei (fig.10.19). 10.3.2.4.
Eroziunea prin cureni concentrai (liniar) Trecerea de la eroziunea
areolar la cea de adncime (liniar) se face destul de uor; unele din
iroirilemici,distribuiteoarecumuniformpe
suprafaaversantului,potprogresa,
conturndu-seurmtoareleformedeeroziune
nadncime:rigole,fgae,ogae,ravene. Aceast categorie de forme sunt
cunoscute sub numele de formaiuni toreniale sau organisme toreniale
cum le-a denumit Vlsan (1933). Foto.10.13.Crrideviteirigolepe
versantulviiVinderelu,MuniiMaramureului (foto N. Rdoane). Foto.10.
14. Iniierea de rigoleiogaepe drumuri npant (foto N. Rdoane). 239
Primeleicelemaisimpleformedeeroziuneliniarsuntrigoleleifgaele-nitenulee
paralele, de cele mai multe ori n form de V, puin sinuoase sau
ramificate, cu lrgimi i adncimi de
ordinulzecilordecentimetri,culungimicepotatingezecidemetri,adeseacumultediscontinuiti.
Orientarea lor este pe linia de scugere a firicelelor de ap,
densitatea variabil, iar profilul longitudinal de talveg paralel cu
suprafaa topografic. Foto.10.
15.Versantfragmentatprineroziunenrigole i fgae, formate n depozite
friabile (Zachar, 1982). Datoritacestorcaracteristici,fgaelesunt
considerate forme de tranziie ntre eroziunea n suprafa i cea
liniar. Dup adncimea pe care o au se deosebesc fgae mici (10 - 30
cm) asociate mai frecvente eroziunii areolare i fgae mari (30 - 50
cm) cu evidente trsturi proprii scurgerii concentrate i eroziunii n
adncime. Ogaelesuntformecuaspectdeanuricreatede
scurgeriviguroase,dardescurtduratpeversani.Ele
suntparalelecupanta,aulungimivariabile,nraporti
cudimensiunileversanilorsaucuanumiteatenuride pant i au adncimi de
pn la 2 m. Prin urmare nu mai
potfinivelatentimpullucrriloragricoleobinuite,ci doar cu ajutorul
buldozerului sau grederului.
Ravenele(rpiletoreniale)reprezintformemai dezvoltate produse de
eroziunea liniar, care n mod convenional depesc 2 m adncime,
ajungnd la cteva zeci de metri. Scurgerea n suprafa i liniar este
cauza principal pentru procese de eroziune a
ravenelor,ianume:iniierearaveneiiadncireaeiprineroziuneliniar;subminareamalurilor
ravenei de ctre scurgerea de pe fundul ravenei; avansarea vrfului
ravenei datorit eroziunii regresive a saltului hidraulic n zona
pragului de obrie. Iniierea ravenelor se face prin faza de rigole
(rill-uri) care apar odat ce scurgerea de suprafa trece de la faza
areolar la cea concentrat. Experimentele au artat c vitezele
critice de iniierea rigolelor sunt de 3 3,5 cm/s, pe o pant de 2 -
3. Fig.10.20.Schide definire a unei ravene. 240 n schia de definire
sunt specificate elementele componente ale unei ravene (fig.
10.120), astfel: - vrful sau obria ravenei care, de cele mai multe
ori se prezint sub forma unui abrupt numitrp de obrie (headcut), cu
adncimi ce pot depi 20 m n terenuri de loess. Vrfuleste considerat
zona
criticaravenei,prezentndratmaximdedezvoltaredatoritaccesuluiapeidepesuprafaade
recepie n raven prin acest punct. La o raven, de regul, se disting
mai multe vrfuri, vrful principal fiind considerat cel care primete
cel mai mare debit; - muchia ravenei este linia care descrie
conturul ravenei i face contactul ntre suprafaa terenului n care
este adncit ravena i taluz (malul ravenei); -
malulraveneireprezintsuprafaadeterencupantaccentuaticarefaceracordulntremuchia
ravenei i talvegul sau fundul ravenei; - fundul (talvegul ) ravenei
se prezint ca o fie foarte ngust
caredevinedincencemailatspreguraraveneiiaceastanfunciedestadiuldedezvoltarea
ravenei. Fig.10.21.Tipologiaravenelordup configuraia n plan (Schumm
et al., 1984).
Printalvegulraveneitreceiaxulacesteia,respectiv,liniadeceamaimareenergie;-conul
aluvial reprezint o zon de depuneri situat, de regul, la ieirea din
raven; n majoritatea cazurilor, nceputul acestei zone coincide cu
gura ravenei i cota terenului n acest punct.
Raveneleseclasificdupformanplanidupceaaprofiluluilongitudinal.Astfel,ravenele
sunt liniare, sub form de bulb, dendritice, paralele, compuse aa
cum sunt exemplificate n fig. 10.21. Dup forma profilului
longitudinal, ravenele sunt: continue, cndi ncep cursul prin
numeroase rill -
uriiogaecareseramificnzonadeobrie.Electigrapidnadncimendireciaavaleii
meninaproximativaceeaiadncimepetoatlungimearavenei.Ravenelecontinueaproape
ntotdeaunaformeazsisteme(reelederavene).Eleaparndiferiteregiuniclimatice,darsunt
predominantenregiunilearideisemiaride;discontinue,cndincepcursulprintr-unpragde
obrienoricepunctalprofiluluideversant,iaradncimealordescretedelavrflaguraravenei.
Ravenadiscontinusetransformnravencontinuprinmigrareapraguluideobrie,sprepartea
superioaraversantuluii
prinadncireanparteainferioar.Eapoateatingeravenaprincipalis
devincontinu.Maimulteravenediscontinuedepeunversantpot
fuzionapentruaformaoraven
continu,dacrocainsitunulimiteazacestproces.nfotografiiledemaisusesteexemplificato
241
ravencuoratdeevoluieridicat,lacaresepotidentificacuuurinprilecomponentei
ncadrarea ei tipologic. Foto10.16.RavenaVrzarisituatnDealurile
Dernei(bazinul hidrografic Bistra-Barcu). Vedere n zona
deobrie(sus)inzonademaximadncime(jos).
Lungimea=396m,adncimemaxim=4,4m(foto Hercu Bdili, 2001).
Problemaceamaiserioasnlegturcuraveneleesteceleafecteazterenurileagricoleale
acelor regiuni n care se practic o agricultur subzistenial. Pentru
multe ri din aceste zone (India, Pakistan, unele zone din China, ri
din Asia Central i Africa) ameliorarea terenurilor ravenate este o
problem de prioritate naional. Unul dintre cele mai severe fenomene
de ravenare se nregistreaz n India. S-a apreciat c ravenele
afecteaz 1% din suprafaa acestei ri i se depun eforturi
considerabile pentru controlul eroziunii i ameliorarea terenurilor.
O alt zon critic este platoul de loess din China
cuosuprafade430000km,afectatdeeroziuneanravenepeosuprafaade237000km,fiind
zona cu cele mai serioase probleme de eroziune din
lume.Torenii.Suntconsideraicelemaidezvoltateformecreatedectrescurgerilealimentatede
ploilerepeziitopireazpezilor.Inhidrologie,noiuneadetorentesteatribuitunorscurgeri
temporare, nvalnice de ap, iar n geomorfologie se definete forma de
relief creat de aceste scurgeri.
Uniiautori,nspecial,ceicarelucreazndomeniulsilvicconsiderctorentulareunbazin
hidrograficbinedelimitat,sub100km,opantfoarteabruptaprofiluluilongitudinalitransport
maricantiti dematerial trt, uneori denivel catastrofal, pe
careledepunentr-un con; poateavea curs temporar sau permanent i, de
regul, se formeaz pe pantele abrupte ale munilor. Ali autori, n
specialceicarelucreazndomeniulmbuntirilorfunciare,considercesteodiferenierenet
ntre ravene i toreni. Astfel, se arat c cea mai important diferen
ntre ravene i toreni este dat de natura substratului disecat:
ravenele sunt un rezultat al secionrii depozitelor necoezive, iar
torenii
suntunrezultatalsecionriirociidure.Geomorfologiiapreciazc,subraportgenetic,torenii
constituie forma cea mai avansata organismelor toreniale. Aceste
forme de relief asigur ntr-o mare 242
msurtranziiactrevilefluvialeimorfologiabazinelorhidrografice.Acestfaptafostexprimat
deosebitdesugestivdeVlsan(1933)carespuneac:organismultorenialprecedepecelfluvial:
torentul este un mugure de vale.
Proceseledeeroziune,transportidepunere,deisuntnepermanenteicufluctuaiimari,
corespund totui, n oarecare msur, celor desfurate de arterele
hidrografice permanente. Mai mult, aici se contureaz clar cele trei
pri principale de funcii deosebite n aciunea de modelare a
reliefului:
bazinulderecepie,canaluldescurgereiconuldedejecie,cuechivalenteamplificaten
morfohidrografia fluvial (foto 10.17).
Bazinulderecepiereprezintparteasuperioardepecaresealimenteazcuapunorganism
torenial. El ncepe s se schieze nc de la ravenele ramificate, unde
acioneaz energic eroziunea de
obrie.ncazultorenilornsaceastsuprafadecolectareaapelorareaspectulunei
microdepresiuni(semicircular,circularsaucuconturneregulat).ncuprinsulsusentlnesc
numeroase rigole, ogae, ravene, care converg spre partea din avale.
Cnd ogaele i ravenele se gsesc la distane mici unele de altele,
atunci terenul respectiv poat denumirea de badlands (pmnturi rele).
TermenulcucirculaielargnliteraturadespecialitateprovinedinDakotadeSud(SUA)unde
condiiile climatice i litologice favorizeaz instalarea unor astfel
de forme de relief pe mari suprafee.
Eroziuneaconformiregresiv,precumitransportulsuntprincipaleleprocesecaredetermin
cretereaiadncireabazinuluirespectiv,apariiaunorcorniesemicircularecuovdittendinde
retragerectreprilenaltealeinterfluviuluiiaccentuareafragmentriiorizontaleiverticaleale
reliefului. Foto.10.17.TorentnzonaGisborne,
NouaZeeland,aprutdupincendierea pduriiiutilizareapentrupunata
terenurilor (Zachar, 1982). 243
Canaluldescurgereesteparteamijlocieatorentului,situatntrebazinulderecepieibaza
versantului.nacestcanalsecolecteaztoatapadepentinsulbazinuluiderecepie;deaceea,el
dispunedeoscurgerevijelioas,cudebitetemporareimportantecarecontribuielaadncireasa
sensibililatransportul,aproapeintegral,almaterialelordinamonte.nconsecin,canalulde
scurgere apare ca un tronson unitar al torentului, cu aspecte de
jgheab sau de vale ngust i adnc, cu
versanimultmaiabrubiimainalidectnsectoruldinamonte.nlungultalveguluiaparmulte
ruperidepant,praguriimarmite,separatedeporiunirelativuniforme.Laviiturimariapa
antreneaz cantiti mari de materiale (nisip, pietri, bolovani i
chiar blocuri de dimensiuni incredibile, trunchiuri de arbori).
Conuldedejecieesteceadeatreiacomponentaunuitorent
iseformeazprinprocesulde depunere. La partea inferioar a versanilor
sau acolo unde panta se reduce deodat, viteza de scurgere,
respectiv,eroziuneaitransportulscadcorespunztor,apasemprtiesubformaunuievantai,iar
ntreagancrcturproluvialestedecantatgradat.Peosuprafadeformtriunghiular,cuvrful
sprecanaluldescurgereibazanavale,seaternmaterialeletransportate,acumulrilemaxime
fcndu-se n partea axial.
Inconsecinaicisuprafaaestecevamaibombat,altitudinilesaledescrescnduornsens
lateralispreavale.Suprapunerileijuxtapunerilerepetatedinacestsectorducladezvoltareaunei
forme de relief cu o convexitate abia perceptibil n profil
transversal i cu o stratificaie
caracteristic(torenial,ncruciatsauimbricat).Eaestejustificatdeviiturileinegalenurmacroraseatern
diferite pturi de proluviuni, cu o extindere mai mare sau mai mic.
Spremargineadejosaversanilorbrzdaideorganismetorenialemaidense,conurilede
dejecie se pot uni dnd natere la nite trene proluviale, crora li se
pot asocia i depuneri coluviale. Se
formeazastfelcunoscuteleglacisuriproluvialesaumixtececonstituiecontactuldintreversanii
fundul vilor sau alte segmente cu pant mic. Foto.10.18.Relief
debadlands la Rpa Roie (foto I. Stan) 10.4. Evoluia versanilor
Profilele versanilor sunt privite ca reflectnd condiiile
geomorfologice majore- climatul, tipul de roc i structura, timpul i
procesul geomorfologic. Geomorfologii au acordat o atenie
considerabil
geometrieiversaniloriunghiuluiformatnanumiteprialeprofilului.Inmodideal,aacumam
244
artat,profileledeversantpotfimpritenpatrucomponentegenerale:unsegmentconvex,un
abrupt, un segment rectiliniar i un segment concav la baza
versantului.Prinintegrareaformeiprofiluluideversantitipologiaproceselordeversants-aelaboratun
modelipoteticalversantuluicunouunitimorfologicesifuncionale,carepotexistanmulte
condiii climatice si structurale (fig. 10.23): U1 - interfluviul
sau unitatea proceselor eluviale cu pante sub 2o U2 - panta de
infiltrare si prelingere a apei U3-suprafaa convex sau unitatea
proceselor decreep, a proceselor deorganizarea eroziunii liniare si
areale
U4-povrniulsautaluzuldominatdeprocesedemicarenmas,darsiprocesede
meteorizare U5 - Segment mijlociu de versant sau pant de transport
(pant deluvial)
U6-glacisulsaupiciorulversantului(pantcoluvial),unitateaderedepozitareamaterialelor
deluviale - coluviale
U7-esulaluvialsauunitateadeacumulareamaterialelortransportatederu,darsia
materialelor proluviale depozitate de conurile aluviale U8 -malul
albiei minore sau unitatea de eroziune si acumulare lateral U9
-patul albiei sau procese de agradare - degradare si transport
fluvial. Fig. 10.23. Uniti morfolgice si funcionale ale unui
versant ipotetic (Ritter, 1986). 245
Inpluslaacestetipuridecomponentedefinitemaisus,msurtorilentr-ovarietatedezone
climaticeaurelevatfaptulinteresantcunghiuriledepantsuntconcentratengrupecuamplitudini
mici ale valorilor.
Grupareaacestorunghiurireflectcontrolulunorvariabilegeomorfologicemajore.Eleaufost
denumiteunghiurilimitsauunghiuriprag.Interpretareaestecunghiuriledintreacestepraguri
reprezintunregimdestabilitatepentruversaniiformaintr-oanumitlocalizareclimatici
litologic. Sub aceste condiii, valorile prag pot fi depite dac
proprietile intrisece ale materialului parental sunt modificate sau
dac exist schimbri
climatice.Influenalitologicasupraversanilorseconcretizeazattndeclivitatectinforma
profilului.Versaniialctuiidinrocicoezivetindsaibopantmarerelativuniform,ntimpce
versanii pe roci masive cu duritate mare, au pante accentuate.
Acolo unde stratele geologice expun o alternan de roci moi cu roci
dure, profilul de versant va avea o form neregulat. Cu privire la
influena climatic, geomorfologii au czut de acord c n regiunile
temperat umede forma distinct a versantului este cea convex n
partea superioar i concav n partea inferioar. Intre aceste dou pri
se interpune un segment rectiliniu. Partea superioar convex este
interpretat ca un
rezultatalproceselordecreep;concavitateadelaparteainferioarrezultdintr-odominarea
proceselordesplriareolareiirorirenurmacroraaulocdepunerisubformaglacisurilor
coluviale.Profilulconvexo-concavesteatinsdupce proceselededeplasrin
masaudeterminato
stabilitateunghiularpetermenlung.naceststadiu,creep-ulsisplrileareolaresuntprocesele
dominantederearanjareidefinitivareaprofiluluideversant.Segmentulrectiliniureprezint
stabilitatea materialului pe pant i tinde s fie redus ca dimensiune
n timp.
Inregiunilesemiarideiarideprofileledeversantsuntmultmaiangularedectaceleadin
regiuniletemperat-umede,chiardacsegmenteleconvex,rectiliuiconcavpotfiprezente.Feele
abruptesuntderegulprezentedeasuprasegmentuluidrept,acoperitcusfrmturi(debris),care
normalrepauzeazpeunghiurintre25oi35o.Labazasegmentuluirectiliniuarelocoschimbare
pronunaatdepantiunghiuriledescrescpeodistanscurtlamaipuinde5o,careesteopant
normalpentrumultecmpiideertice.Covoruldevegetaielimitatiprecipitaiileredusenzonele
aridefavorizeazdeplasrilenmasdetipulcderilorderoci,surpri,rostogoliri,rockcreep.Ca
rezultat,convexitateadelaparteasuperioar,attdeproeminentnregiunileumede,estemaipuin
pronunat n regiunile aride. Prima analiz teoretic a evoluiei
versanilor a fost fcut de Davis, iar exponentul de frunte a
acestuitipdeabordareafostScheidegger(1970)careaprezentatunsetdemodelematematicei
graficeprivinddeclinulversanilor.S-aurealizatstudiiexperimentaleorientatectreprobleme
agricole,undes-apusunaccentdeosebitasupraroluluipluviodenudrii,eroziuniinsuprafai
liniare. Pe de alt parte, evoluia versanilor a fost abordat
folosind ipoteza ergodic pentru a implica un timp de evoluie mult
mai lung. Cert este c versanii nu pot fi considerai n mod separat
de bazinul hidrografic luat ca ntreg, pentru c ceea ce se ntmpl n
aria interfluviilor are o influen dominant asupra caracterului
rurilor nsei.
Manierancareformaversanilorseschimbntimpafostopreocuparecentralpentru
cercetareageomorfologicpnn1950.Aufostpropusevariatemodelealeevoluieiversanilor,
caracteristice fiind cele ale lui Davis, Penck i King.
nfunciedebilanuldenudaionaliraportulfademorfologiainiials-auemistreiipoteze
privind evoluia versanilor (fig. 10.24):
DeclinulversanilorestemodelulprezentatdeDavis;conformacestuiaparteaceanclinata
versantului descrete progresiv ca nclinare, fiind nsoit de
dezvoltarea convexitii si concavitii (fig. 10.24 A).246
Fig.10.24.Principaleleipotezealeevolutieiversanilor
(Summerfield,1992).Explicaii n text. nlocuireaversanilorsau modelul
luiPenck (fig.10.24B), respectiv,unghiulmaximdescrete
prindezvoltareaunei pante domoalede josn sus,determinndca cea
maimareparteaprofilului de versant s devin concav. In fapt, fiecare
parte a profilului versantului este nlocuit de un versant mai
puinnclinatpemsurceseretrageiprinacestprocesesteprodusnlocuireaversantuluicuun
profil concav.nclecrete 1.Retragerea paralel sau modelul King (fig.
10.24C), respectiv, unghiul maxim rmne constant,
lungimileabsolutealeprilorversantuluirmnconstante,iarconcavitateacretenlungime.Acest
tip de evoluie poate fi subdivizat n : - retragere cu faet liber
(abrupt) - retragere fr faet liber (abrupt)
Deiauinfluenatextremdemultviziuneaasupraevoluieireliefului,niciunuldinmodelele
prezentate nu s-au bazat pe observaii i msurtori directe. Mai mult,
nici unul din cei trei autori nu au
realizatprognozepebazecantitativeasupramoduluicumformaversanilorsemodificntimp.
Studiileproceselordeversantdedup1960audemonstratclarcevoluiaversanilorestemultmai
complexdectaratmodeleleclasice.Moduldeevoluiealversanilordepindedeproprietile
structuraleilitologiceideproceselecareacioneaz.Astfel,unversantnrocvaprezentao
retragereparaleldacmasaderocrmneconstantisfrmturilebazalesuntcontinuu
ndeprtate;nrealitate,existomarevarietatelitologicischimbriclimaticede-alungultimpului
care,inevitabil,complicevoluiaformeiversantului.Retragereaparalelestepredominantn
situaiileundestratuldelaparteasuperioaraversantuluiestemairezistentdectstrateleaflatela
parteainferioar.Odatcerocarezistentvafindeprtat,versantulivaschimbaevoluiadela
retragere paralel la declin.
Incondiiileactualeseconsidercdeclinulversanilorestetrsturadominantnregiunile
montane, iar retragerea paralel pare s fie trstura prevalent n
regiunile aride.In cele mai multe din
cazurileanterioare,demonstrareaevoluieiversanilorsebazeazpeipotezaergodic(Chorleysi
Kennedy, 1971), care susine c, nsens propriu, elementele spaiale
pot fi considerate ca echivalente elementelor timp i transformrile
spaiu-timp sunt, de aceea, acceptabile. 247 Rezumat
Exceptndcmpiile,peste95%dinsuprafaauscatuluioreprezintformadereliefcunoscut
sub denumirea de versant. Un versant reprezint o suprafa cu o
nclinare > 2 3o i care face racordul ntre interfluvii sau creste
i liniile de drenaj adiacente.Profilul versantului este linia care
unete, pe cel mai scurt traseu, punctul de nlime maxim cu
punctuldinbazaversantului,acreinlimeesteminim.Formanplansereferlaconfiguraia
suprafeei de teren de-a lungul unui plan orizontal. Un versant
poate avea o form convex ca n cazul versanilor-pinten, o form
concav pentru versanii de vale sau liniari.
Proceselegeomorfologicecareacioneazndomeniulversantuluiurmresccomponenta
gravitaionaldatdeenergiapotenial,iarageniifunciedecaresedefinescproceselesuntapa,
gheaaiaerul.Deplasrilegravitaionalesuntmicrilematerialelorscoareidemeteorizaredela
parteasuperioaraversantuluispreparteainferioar,subinfluenaforeidegravitaiefrinfluena
apei, aerului sau gheii.Raportul ntre cantitatea de materiale
deplasate (denudaie) i a celor formate n loc prin meteorizare se
numete bilan morfogenetic sau bilan denudaional. Cea mai larg
acceptat clasificare, citat aproape n toate tratatele de
geomorfologie, se bazeaz pe tipul micrii (alunecare,
curgereielevaie(heave),pevitezamicriiipeconinutuldeap(materialeuscatedinroc
saumaterialepmntoase cuvariateproporii degheai ap).Astfel,
proceseledemicaren mas care acioneaz n domeniul versantului sunt:
creep-ul (de sol, de roc, ncovoierea capetelor de strate);
alunecriledeteren(translaionale,rotaionale),surprile,prbuirile,rostogolirile;curgerile
(avalanele de sfrmturi, solifluxiunea, curgerile de pmnt, curgerile
noroioase).
Pelngproceselegravitaionale,sistemulgeomorfologicalversanilorestesupusaciunii
apelormeteorice.Proceselegeomorfologicedelanivelulversanilorcareaucaagentapasunt:
pluviodenudarea, eroziunea n suprafa, eroziunea de subsuprafa
(sufoziunea) i eroziunea liniar. Primeledouprocesenusemanifestprin
formederelief caracteristice, ci prin ndeprtareaaproape total
astratului desol, conducnd la apariia fenomenului
dehardpan.Materialul ndeprtat dintr-un loc este depus n poriunile n
care au loc reduceri de pant-mici depresiuni i contrapante, ori
chiar baza versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin
acest proces se numete coluviu, iar forma de relief rezultat se
numete glacis coluvial. Primele i cele mai simple forme de eroziune
liniar sunt
rigoleleifgaele-nitenuleeparalele,decelemaimulteorinformdeV,culrgimii
adncimideordinulzecilordecentimetri.Ogaelesunt
formecuaspectdeanuricreatedescurgeri viguroase i au adncimi de pn
la 2 m.Ravenele (rpile toreniale) reprezint forme mai dezvoltate
produse de eroziunea liniar, care n mod convenional depesc 2 m
adncime, ajungnd la cteva zeci
demetri.Toreniisuntconsideraicelemaidezvoltateformecreatedectrescurgerilealimentatede
ploile repezi i topirea zpezilor. Pentru maniera n care
formaversanilor se schimb n timp au fost propuse variate modele ale
evoluieiversanilor,caracteristicefiindcelealeluiDavis,PenckiKing.Acesteasunt:declinul
versanilorcareestemodelulprezentatdeDavis;conformacestuiaparteaceanclinataversantului
descreteprogresivcanclinare,fiindnsoitdedezvoltareaconvexitiisiconcavitii;nlocuirea
versanilorsaumodelulluiPenck,respectiv,unghiulmaximdescreteprindezvoltareauneipante
domoaledejosnsus,determinndcaceamaimareparteaprofiluluideversantsdevinconcav;
retragereaparalelsaumodelul King, respectiv, unghiul maxim rmne
constant, lungimile absolute ale prilor versantului rmn constante,
iar concavitatea crete n lungime. Bibliografie selectiv BCUANU, V.
(1989), Geomorfologie, Editura Universitii Al. I. Cuza Iai. 248
BRUNSDEN, D., PRIOR. D.B. (editori), (1984), Slope Instability,
John Wiley and Sons, Chichester.
CARSON,M.A.,KIRKBY,M.J.(1972),HillslopeFormandProcess,CambridgeUniversityPress,
London. CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985),
Geomorphology, Methuen, London. ICHIM, I., RADOANE MARIA, RADOANE
N., GRASU, C., MICLAUS, CRINA (1998),Dinamica sedimentelor, Editura
tehnic, Bucureti.MAC, I., Geomorfologiedinamic, Editura Academiei,
Bucureti.
POSEA,G.,GRIGORE,M.,POPESCU,N.,IELENICZ,M.(1976),Geomorfologie,Ed.didactici
pedagogic, Bucureti.
RDOANEMARIA,RDOANE,N.,IONITAI.,SURDEANU,V(1999),Ravenele.Forme,
procese,evoluie, Presa Universitar Clujean. RITTER, D. (1986),
Process Geomorphology, WCB, Dubuque, Iowa. SELBY, M.J. (1993),
Hillslope materials and processes, Oxford Univ. Press, Oxford.
SELBY, M.J. (1985), Earths Changing Surface. A introduction to
Geomorphology, Clarendon Press, Oxford SURDEANU, V. (1998),
Geografia terenurilor degradate, Presa universitar clujean. ZARUBA
Q., MENCL, V. (1974), Alunecrile de teren i stabilizarea lor,
Editura tehnic, Bucureti. YOUNG, A. (1972), Slopes, Oliver
&Boyd, Edinburg.