CAPITOLUL 10

S I S T E M U L

G E O M O R F O L O G I C A L

V E R S A N T I L O R (SGV)

Definiţie; terminologie; evoluţia conceptului de versant; versanţii ca sistem în

cascadă; starea iniţială a versanţilor, forţă şi rezistenţă în dinamica versanţilor.

Elementele de formă ale versanţilor; profilul versantului; forma în plan a versantului;

cartografierea versanţilor. Sistematica proceselor de versant şi morfologia indusă de

acestea (eroziunea subsuperficială, eroziunea în suprafaţă; ravenaţia; procesele de

mişcare în masă; sistematica lor şi morfologia subsecventă acestora); relaţiile proces

- formă ale unui versant; morfologia generală a versanţilor; evoluţia generală a

versanţilor în raport de rocă şi climă; clasificarea versanţilor.

« Cel mai mare talent al geomorfologului este acela de a descifra

fragmente ale evoluţiei vechi, ascunse de procesele actuale »

« Versanţii sunt extrem de dificil de studiat din cauză că

ei reprezintă categorii de tranziţie, atât în proces, cât şi în formă »

A.L.Bloom, 1978

10.1. Definiţie

Exceptând câmpiile, peste 95% din suprafaţa uscatului o reprezintă forma de relief cunoscută

sub denumirea de versant. Un versant reprezintă o suprafaţă cu o înclinare > 2 – 3o şi care face racordul

între interfluvii sau creste şi liniile de drenaj adiacente. Unitatea de bază a unui versant este faţeta sau

segmentul, o suprafaţă cu înclinare uniformă. În acest fel, un versant este format dintr-o multitudine de

faţete separate prin discontinuităţi sau rupturi, convexe sau concave. În raport cu poziţia ce o ocupă

într-un bazin hidrografic se disting trei principale categorii de versanţi (fig. 10.1):

- versanţi de obârşie (I);

- versanţi - pinten sau de terminare a unui interfluviu(II);

211

- versanţi de vale (III).

Este modul cel mai simplu mod de a delimita categoriile de versant, utilizând hărţile topografice în

scară 1/25000 sau aerofotogramele.

Fig. 10.1. Localizarea categoriilor de versant într-un bazin hidrografic (Young, 1972). Foto 10.1. Expresia

fotografică a acestor categorii de versant.

Fiecare clasă de versant poate fi categorisită funcţie de ordinul reţelei hidrografice. Evoluţia

versanţilor este o funcţie directă a condiţiilor morfoclimatice şi a litologiei, dar înclinarea este

principala proprietate care se ia în considerare la caracterizarea lor. Cel puţin, în agricultură,

construcţii, amenajări de drumuri o asemenea caracterizare devine indispensabilă.

Studiul versanţilor presupune cunoaşterea formei lor, ceea ce înseamnă morfologia şi

morfometria, a proceselor de modelare, ceea ce înseamnă identificarea agenţilor de modelare şi a

tipologiei proceselor cu rata lor de acţiune; a depozitelor de versant care împreună cu analiza formelor

ne pot oferi elementele de istorie a reliefului, respectiv, reconstituirea unor etape şi condiţii de evoluţie.

10.2. Elemente de formă a versanţilor

Morfologia versanţilor este analizată conform a două puncte de vedere: profilul versantului şi

forma în plan a versantului.

10.2.1. Profilul versantului.

Profilul versantului este linia care uneşte, pe cel mai scurt traseu, punctul de înălţime maximă cu

punctul din baza versantului, a cărei înălţime este minimă. Acesta poate fi identificat prin măsurători

asupra unghiurilor şi distanţelor. Punctele între măsurători se numesc staţiile profilului, iar intervalele

dintre staţii se numesc lungimi măsurate. Profilele de versant se desfăsoară aşadar între cumpăna de

ape şi talveg.

212

Analiza profilului presupune divizarea acestuia într-un număr de părţi, fiecare posedând anumite

proprietăţi ale formei, de exemplu, aproximativ acelaşi unghi de pantă. Aceste părţi se numesc

segmente rectiliniare. Curbele uşor concave ale profilului se numesc segmente convexe şi segmente

concave. Pe această bază, în mod cu totul general, la un versant se disting trei segmente: convex,

rectiliniu şi concav. Cei mai mulţi din versanţi sunt alcătuiţi din mai mult de trei segmente, formând un

versant compus (fig. 10.2 A). De asemenea, unii autori au definit versantul standard sau versantul

normal alcătuit din patru segmente (fig. 10. 2 B), şi anume: creasta sau versantul convex (CV); fruntea

sau faţa versantului (CF); segmentul rectiniar (S); baza sau piciorul versantului sau versantul concav

(CC).

Fig. 10.2. Terminologia segmentelor de versant

asociate cu: A. un versant convex-concav, şi cu : 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 porţiune a unui profil de versant pe care unghiul rămâne aproximativ constant

Element = o porţiune a profilului de versant pe care curbura rămâne aporximativ constantă

Element convex = element cu o creştere a unghiului în josul pantei (adică curbură pozitivă)

Element concav = element cu o descreştere a unghiului în josul pantei (adică curbură negativă)

Segment de unghi maxim = un segment care este cu pantă mai mare decât unităţile din amonte şi din avale

213

Segment de unghi minim = un segment care este cu pantă mai mică decât unităţile din amonte şi din avale

Segment de creastă (intefluviu) = segmentul care este mărginit de pante ce înclină în direcţii opuse

Segmentul bazal = segmentul mărginit de pante care cresc în direcţii opuse

Unitate neregulată = o porţiune de profil de versant cu schimbări frecvente de pantă şi curbură

10.2.2. Forma în plan a versanţilor

Forma în plan se referă la configuraţia suprafeţei de teren de-a lungul unui plan orizontal. Un

versant poate avea o formă convexă ca în cazul versanţilor-pinten, o formă concavă pentru versanţii de

vale sau liniari. Curbura în plan este dată de raza curburii, Rh; valorile pozitive arată convexitatea

curburii în plan, iar valorile negative arată concavitatea curburii. Raza curburii se determină pentru o

lungime convenţională, L = 25 m, după formula:

Rh = 0,5 L/sin [( -180/2)]

= unghiul de înclinare a versantului pe lungimea considerată. Clasificarea formei în plan a versanţilor

are, aşadar, următoarele limite: Rh +50 foarte convex în plan; Rh = +50 - +500 uşor convex în plan;

Rh = +500 500 liniar în plan; Rh = 500 50 uşor concav în plan; Rh 50 foarte concav în plan.

Expresia grafică a clasificării formei în plan este dată în fig. 10.4, unde se disting în total nouă

posibilităţi de combinare a elementelor de formă în plan cu cele ale profilului versantului. Forma cea

mai simplă (I) este coliniară (LL); grupul III de forme, cele mai complexe, sunt dublu curbate, iar

grupul II de forme sunt liniare într-o dimensiune şi curbate în alta.

Fig. 10.4. Clasificarea formei versanţilor:

L – liniar; V – convex; C – concav. (Ruhe, 1975).

10.2.3. Cartografierea versanţilor

Cartografierea versanţilor include mai multe tipuri de hărţi geomorfologice: hărţi morfologice,

hărţi ale pantelor, hărţi genetice.

Hărţile morfologice. Termenul de hartă morfologică se referă la un tip specific de hartă

geomorfologică bazată pe recunoaşterea unităţilor areale ale versantului. De regulă, hărţile morfologice

se realizează la scara 1/10 000. Metoda de cartare se bazează pe faptul că versantul poate fi divizat în

214

unităţi morfologice uniforme, delimitate de discontinuităţi morfologice (fig. 10.5). Iniţial, toate

unităţile au fost presupuse a fi rectiliniare, corespunzând segmentelor pe un profil de versant, dar apoi

au devenit curbate, echivalente areale ale elementelor de versant. Unităţile morfologice sunt ilustrate în

fig. 10.5, unde sunt arătate şi simbolurile folosite pentru cartare.

Fig. 10.5. Simbolurile

utilizate în cartarea

morfologică (Curtis et al.,

1965, cit. Young, 1972).

Hărţile de pantă arată unghiul de pantă într-un anumit punct şi sunt obţinute prin transformarea

hărţilor în curbe de nivel. Pentru fiecare clasă de pantă distanţa, D, între curbele de nivel de bază pe

hartă se determină prin formula

D = (1000 V ctg)/S

unde D = distanţa între curbele de nivel în mm, V = echidistanţa în m, S = scara hărţii, = unghiul de

pantă. Hărţile izoclinale au meritul simplicităţii, arătând distribuţia unui singur, dar important

parametru al formelor de relief.

Hărţile genetice arată formele de relief conform originii şi vârstei lor. Discutarea acestor tipuri

de hărţi presupune să avem noţiuni despre tipologia proceselor geomorforlogice ce acţionează pe

diferite unităţi de versant, aspect ce îl vom avea în vedere în următoarea secţiune a cursului.

10.3. Procesele de versant şi morfologia indusă de acestea

Procesele geomorfologice care acţionează în domeniul versantului urmăresc componenta

gravitaţională dată de energia potenţială, iar agenţii funcţie de care se definesc procesele sunt apa,

gheaţa şi aerul. În consecinţă, ne vom ocupa de două mari categorii de procese responsabile de

modelarea versanţilor, şi anume: deplasările gravitaţionale şi procesele erozionale (sau fluvio-

denudaţionale).

10.3.1. Deplasările gravitaţionale (mişcările în masă)

Deplasările gravitaţionale sunt mişcările materialelor scoarţei de meteorizare de la partea

superioară a versantului spre partea inferioară, sub influenţa forţei de gravitaţie fără influenţa apei,

215

aerului sau gheţii. Mişcarea materialelor la suprafaţa uscatului joacă, alături de metorizare, un rol

important în apariţia formelor şi evoluţia generală a reliefului. Meteorizarea în loc nu creează forme de

relief. Acolo unde sfărâmăturile de rocă nu sunt deplasate, ele se acumulează până la o grosime critică.

Odată depăşită această valoare critică, materialele sunt puse în mişcare de pe locul unde au fost

meteorizate, lăsând roca in situ neprotejată, creând condiţiile apariţiei de noi forme de relief. Procesul

prin care depozitele de meteorizare sunt îndepărtate din locul lor de formare se numeşte denudaţie.

Raportul între cantitatea de materiale deplasate (denudaţie) şi a celor formate în loc prin

meteorizare se numeşte bilanţ morfogenetic sau bilanţ denudaţional (cf. Jahn, 1954). Direcţia de

acţiune a proceselor este sintetizată în fig. 10.6A, iar principalele situaţii rezultate din acest raport sunt

redate în fig. 10.6B.

Fig. 10.6. A. Direcţia de acţiune

a proceselor de versant în evaluarea

bilanţului denudaţional. B. Bilanţul

denudaţional al versanţilor (Jahn, 1954)

Mişcarea depozitelor pe un versant poate fi reprezentată sub forma unei ecuaţii de bilanţ, analog

bilanţului apei în natură:

A D

A D

A D

unde A acumularea (se include tot ansamblul de procese care participă la formarea depozitelor de

versant: alterare, dezagregare, acumulare prin procese de spălare, mişcare în masă etc). Această

componentă a fost denumită componenta normală, perpendiculară profilului de versant. D denudaţia

(se include tot ansamblul de procese care participă la îndepărtarea depozitelor de versant) şi a fost

denumită componenta paralelă pantei versantului.

Această formulare a bilanţului în termeni foarte simpli, aplicată în cartografierea geomorfologică

a depozitelor în raport cu procesele care le generează, ne poate da imaginea concludentă asupra

stadiului de evoluţie a versantului în raport de cei doi termeni ai bilanţului. De regulă, versanţii cu

profilul în bază concav sunt versanţi cu bilanţ pozitiv, respectiv, au o groasă cuvertură de depozite, ce

pot fi uşor antrenate spre cursul râului colector. Dimpotrivă, versanţii cu profil în bază convex sunt

versanţi cu bilanţ negativ, respectiv, depozitele de versant sunt reduse sau pot chiar lipsi.

Mişcarea materialelor se face sub impulsul gravitaţiei. Ea se realizează în două moduri

principale: a) prin intermediul unui agent transportor; b) prin autodeplasare. Mişcarea prin intermediul

unui agent se numeşte transport şi este efectuată, în mod obişnuit, de către râuri, gheţari, apa mării,

216

vânt. Autodeplasarea se mai numeşte şi deplasarea în masă. Mobilul general al deplasărilor îl

constituie gravitaţia. Aceasta însă nu se poate manifesta, decât foarte rar, pe verticala locului, ci numai

indirect pe direcţia unghiului local de pantă. Inclinarea terenului sau panta joacă deci un rol deosebit în

mişcare. Cu cât panta este mai mare, cu atât gravitaţia se poate manifesta mai puternic şi invers, cu cât

panta este mai redusă, cu atât cresc posibilităţile ca materialele să nu se pună în mişcare.

Pentru clarificarea problemelor de terminologie, se impune o recapitulare a termenilor folosiţi în

literatura geologică şi geomorfologică. Astfel, roca de bază sau in situ este roca precuaternară, de

regulă, neafectată de deplasări în masă; formaţiunile acoperitoare, de obicei, cuternare, sunt

reprezentate prin eluvii (rezultate prin procese de meteorizare, dar rămase în loc), deluvii (deplasate

gravitaţional pe versant), aluvii (transportate şi depuse de către râuri), proluvii (transportate şi depuse

de către torenţi) şi coluvii (transportate şi depuse de către curgerile difuze).

10.3.1.1. Clasificarea deplasărilor în masă

O înţelegere mai bună a conceptului de deplasare în masă se realizează, de regulă, dacă există o

ordonare a cunoaşterii caracteristicilor descriptive în cadrul unor clasificări. Or, pentru aceste procese

geomorfologice preocupările de sistematică sunt foarte vechi. Cele dintâi clasificări s-au făcut pe la

mijlocul secolului trecut şi de atunci numărul lor a crescut continuu, încât după 1970 se foloseau peste

100 de clasificări (Florea, 1979). O trecere în revistă comprehensivă asupra diferitelor clasificări este

dată de Băcăuanu (1988), din care exemplificăm şi noi câteva. Trecând peste cele vechi, care nu mai

prezintă decât un interes istoric, amintim că încă de la sfârşitul secolului trecut, geologul rus Pavlov

(1898) a făcut o clasificare a deplasărilor de teren ţinând seama de poziţia desprinderii în cadrul

versanţilor şi de felul în care se produc. Aceasta este utilizată şi astăzi şi cuprinde deplasări: detrusive

(împingătoare), care îşi au originea în zona de desprindere de la partea superioară a versanţilor şi se

extind treptat către sectoarele mai joase; delapsive (glisante), care încep de la piciorul versantului şi se

extind către partea superioară; mixte.

Savarenski (1939), referindu-se la raportul dintre materialul deplasat, suprafaţa de alunecare şi

structura geologică, stabileşte câteva tipuri, frecvent utilizate şi astăzi în literatura de specialitate, şi

anume: deplasări asecvente, care se produc pe terenuri lipsite de stratificaţie; deplasări consecvente,

dezvoltate în condiţiile unor roci stratificate, deplasarea făcându-se pe faţă de strat, conformă cu

înclinarea versantului; deplasări insecvente, când suprafaţa de deplasare intersectează stratele

geologice sub un unghi oarecare.

În ţara noastră, printre primii geografi care s-au ocupat cu astfel de probleme a fost G. Vâlsan

care, în cursul său de morfologie terestră (1933) referindu-se la « procesele elementare în modelarea

scoarţei terestre » caracteriza prăbuşirile, alunecările, solifluxiunea, spălările, şiroirea, aşa cum le

cunoaştem astăzi.

O primă clasificare originală a deplasărilor de teren (pe care le denumeşte pornituri) de la noi a

fost făcută de V. Mihăilescu (1938, 1946). Criteriul lui este conţinutul de apă, distingând astfel : a)

pornituri seci (uscate sau semiuscate) care înglobează rostogolirile, surpările şi tasările şi b) pornituri

umede care curpind solifluxiunile, curgerile de noroi şi alunecările. Alte clasificări aparţin geologului

V. Dragoş (1957) care ia drept criteriu principal mediul în care se produc, lui V. Tufescu (1966), care

pune baze pe morfologia creată de aceste procese, lui Posea et al (1970, 1976) care consideră viteza de

deplasare a materialelor drept criteriu de clasificare a deplasărilor de teren.

Cea mai larg acceptată clasificare, citată aproape în toate tratatele de geomorfologie, se bazează

pe tipul mişcării (alunecare, curgere şi “heave” (ridicare, afânare), pe viteza mişcării şi pe

conţinutul de apă (materiale uscate din rocă sau materiale pământoase cu variate proporţii de gheaţă şi

apă). Clasificarera aparţine lui Carson şi Kirkby (1972) şi este redată într-o diagramă triangulară (fig.

217

10. 8), fiecare colţ al diagramei fiind descris de una din cele trei tipuri ale mişcării. Pentru

reprezentarea grafică a tipului mişcării se ilustrează fig. 10.7.

Fig.10.7. Profile ale vitezelor pentru tipuri ideale de

deplasare în masă: A. alunecară pură; B. curgere pură; C. “heave”

pură (Carson şi Kirkby, 1972).

- procesul de elevaţie (« heave ») a solului este

procesul de ridicare lentă şi desprindere a materialului şi

constituie faza iniţială în orice mişcare în masă. Această fază

este aproape insesizabilă şi de aceea neevidenţiată în

morfologie. Acţionează perpendicular la suprafaţa versantului

prin contracţia şi expansiunea materialului (fig. 10.7a); este

independentă de conţinutul de apă;

- procesul de alunecare, o categorie de mişcări în masă

de la prăbuşiri (în care apa nu are un rol determinant), până la

alunecări şi curgeri noroioase (în care creşte conţinutul de

apă) (fig.10.7b);

- procesul de curgere, un tip de mişcare în masă în care

depozitele se comportă ca un fluid vâscos (prin creşterea

conţinutului de apă)(fig.10.7c).

Fig. 10.8. Clasificarea proceselor

de mişcare în masă (Carson şi Kirkby,

1972).

218

În tabelul 10.1 tipurile importante de mişcări în masă sunt clasificate conform direcţiei de

mişcare, tipului de mişcare şi prezenţa sau absenţa agenţilor mobilizatori (apa, aerul, gheaţa). În toate

cazurile, gravitaţia este factorul principal de mişcare.

Tabel 10.1. Clasificarea deplasărilor în masă (Chorley et al., 1985)

Direcţia mişcării

Verticală Laterală Diagonală

Tipul mişcării

Cădere Tasare Alunecare Creep Alunecare Curgere

Prezenţa

agentului

de transport

Nu Nu Minoră Minoră Minoră spre

moderată Moderată Majoră

Tipul de mişcare în

masă

Căderi de roci,

Surpări,

Prăbuşiri, Rostogoliri

Tasare de

depozite

Alunecări de

blocuri

Creep de

sol, Creep

de rocă, Talus creep

Alunecări de

roci, Alunecări deluvii,

Alunecări de

pământ

Curgeri de

pământ,

Curgeri deluviale

Solifluxiune,

curgeri noroioase,

avalanşe de

roci

Descrierea tipurilor de mişcări de materiale în masă este următoarea:

Elevaţie, afânare, creep (târâre). Afânarea (“heave”) este crucială în procesul de creep, process

definit drept o mişcare lentă, cu o rată anuală de 2 - 5 cm, o deplasare imperceptibilă, fără măsurători.

Această deplasare se generalizează pe toată suprafaţa versantului cu pantă mai mare de 3 - 5 grade.

Creep-ul este adesea un precursor al mişcărilor de alunecare. După viteza mişcării şi tipul de material

deplasat se disting următoarele tipuri de tranziţie:

- creep de sol (soil creep), o deplasare lentă în josul pantei a părţii superioare a solului pe o

grosime de 70 - 80 cm. Terasetele de câţiva centimetri înălţime şi care se desfăşoară paralel cu

versantul sunt formate de creep-ul de sol. Ele sunt adesea folosite de turmele de oi - aşa numitele

“cărări de oi” - ceea ce face ca mişcarea depozitelor să se accelereze pe versant (fig. 10.10).

Fig. 10.9. Diferitele

tipuri de creep (după

Sharpe, 1938): încovoierea

stratelor; pietre glisante;

înclinarea arborilor, a

stâlpilor de telegraf, a

zidurilor de sprijin.

219

- rock creep, mişcare lentă piatră pe piatră. Caracterizează materialele lipsite de coezivitate în

care are loc o rearanjare a particulelor. Se includ aici şi pietrele glisante. Caracterul de mişcare a

acestor pietre este evidenţiat de un “guler” de sol vegetal ridicat mult peste suprafaţa versantului

datorită fenomenului de împingere.

- talus creep, proces de rearanjare a

materialelor ce alcătuiesc taluzurile de grohotiş.

Aceste forme de relief se întâlnesc cel mai adesea în

regiunile reci unde alternarea contractării şi dilatării

consecutive, a îngheţ-dezgheţului determină

deplasarea pe pantă a grohotişului.

- încovoierea de strate este un tip special de

creep, care apare datorită solicitării gravitaţionale

asupra capetelor de strate conform cu înclinarea

versanţilor (foto 10.2).

Foto 10.2. Încovoierea capetelor de strate în aceeaşi

direcţie cu panta versantului (foto D. Heron, 1999).

Fig. 10.10. Tipuri de deplasări în

masă verticale şi

laterale (Varnes, 1978).

Alunecările. Cele mai importante şi spectaculoase procese de mişcare în masă, prezente în

variate condiţii morfogenetice, inclusiv în domeniul submarin sunt alunecările. Numele se referă atât la

220

proces cât şi la formă. Alunecările sunt despinderi de pe versant de materiale (roci sau depozite de

versant) care se deplasează de-a lungul unei suprafeţe planare. Masa de alunecare este nedeformată sau

se deformează uşor în timpul deplasării. Coborârea materialului din partea superioară spre partea

inferioară se face în lungul unui plan de alunecare. Planul de alunecare poate fi situat spre suprafaţa

terenului şi aproximativ paralel cu suprafaţa versantului ca în cazul alunecărilor de roci, prăbuşirilor şi

surpărilor sau poate penetra la adâncime pe o suprafaţă concavă ca în cazul alunecărilor rotaţionale.

Astfel, alunecările pot fi :

-alunecările de translaţie se produc când planul de alunecare este paralel cu versantul şi aproape

de suprafaţă. Sunt alunecări de mică adâncime cu rate de deplasare a deluviilor de la mm/sec până la

câţiva m/sec.

- alunecările rotaţionale se produc când planul de alunecare este concav. Aceste alunecări sunt

mai adânci, comparativ cu lungimea lor, materialul fragmentat rămâne aproximativ intact, sub forma

unor felii sau blocuri. Ratele de mişcare în cadrul acestor alunecări variază între câţiva mm/an până la

ordinul metrilor/zi.

Alunecările de roci sunt asociate cu diaclazele şi fracturile în masa rocii in situ care reduc

coezivitatea în masa de rocă şi fragmentele se pot deplasa în lungul pantei. Alunecările de roci sunt de

două tipuri: avalanşe de roci şi alunecări de lespezi. Ambele se supun aceluaşi mecanism, dar diferă

prin mulţimea de fracturări în rocă şi unghiul pe suprafaţa potenţială de alunecare. În cazul alunecărilor

de lespezi crăpăturile se dezvoltă acolo unde masa de rocă se expandează din cauza diminuării

presiunii de “legare” orizontală, permiţând crăpăturilor să înainteze în direcţia eliberării presiunii.

Avalanşele de roci au loc când reţeaua de crăpături se continuă în jos la suprafaţa potenţială de

alunecare. O avalanşă de roci diferă de alunecarea de lespezi, deoarece ea implică întreaga masă

deasupra suprafeţei de alunecare, în timp ce la alunecarea de lespezi este implicat numai materialul

care s-a despins de-a lungul unei crăpături.

Fig. 10.10a. O

clasificare simplă a

alunecărilor de teren,

pe baza planului de

alunecare (Varnes,

1978).

221

- Căderile, prăbuşirile de roci sau surpările sunt fenomene de deplasare în masă în care

mişcarea este dirijată vertical în aer şi se caracterizează prin viteză foarte mare. Se produc în două

situaţii: pe o faţă de abrupt, mal de râu, faleză ca urmare a subminării bazei acestuia; prin subsidenţă,

ca urmare a eroziunii superficiale sau spălării din masa depozitelor implicate (tasare, sufoziune).

- Rostogoliri, proces de tranziţie între căderi de pietre şi alunecări, care este iniţial similar cu

prăbuşirea, dar mişcarea continuă pe pantă până la punctul de repaus. Ca rezultat al acestui proces sunt

trenele şi conurile de grohotiş, avalanşele de pietre şi gheţarii de pietre.

Curgerile. În curgeri, mişcarea masei deplasate se aseamănă cu aceea a unui fluid vâscos, în care

viteza este mai mare la suprafaţă şi descreşte spre partea bazală a masei curgătoare. În multe cazuri,

curgerile sunt evenimente finale într-o mişcare începută ca o alunecare şi distincţia între cele două

procese este nedefinită.

Se disting mai multe tipuri de curgeri (fig. 10.11):

-avalanşa de debris (sfărâmături) generate de o curgere lungă, îngustă, umedă care se extinde

dincolo de piciorul versantului.

- solifluxiunea se înscrie ca proces de tranziţie spre procesul de curgere, dar în condiţiile

regimului de îngheţ continuu. Este un proces de mişcare lentă a solului în care alunecarea se combină

cu curgerea pe un substrat îngheţat. In condiţiile climatului temperat se foloseşte termenul de

pseudosolifluxiune, deoarece mişcarea nu se face pe un substrat îngheţat ci pe unul îmbibat cu apă. În

morfologia versantului apar o serie de discontinuităţi ale învelişului ierbos sub forma de brazde. Ele

sunt desfăcute în fragmente cu contur neregulat şi izolate prin spaţii de sol nud cu lăţimi de ordinul

decimetrilor.

- curgerile de debris (sfărâmături) rezultă dintr-o ploaie puternică sau topire bruscă a unui sol

îngheţat. Ploaia torenţială are efectivitate maximă în producerea acestor tipuri de curgere.

- curgerile de pământ pot fi relativ uscate sau noroioase. Acestea din urmă sunt deplasări areale

sau cu aspect de torenţi noroioşi ale unor mase de roci puternic îmbibate cu apă (peste limita superioară

a plasiticităţii). Ele se

caracterizează prin plastificarea

întregului material care se

deplasează cu o viteză mai mare şi

pe un substrat impermeabil

umezit. Aceste procese iau naştere

în condiţiile unor versanţi cu panta

destul de accentuată (10 – 20

grade), constituiţi în general din

roci argiloase, avide de apă.

Fig. 10.11. Tipuri de curgere

(Varnes, 1978).

222

Foto 10.3. Prabuşire de roci

fisurate, Canionul Chaco, New

Mexico (O. Hungr, 1999).

Foto 10.4. Cedare flexurală a

versantului alcătuit din şisturi şi gnaise,

Alpii Maritimi, Franţa (O. Hungr, 1999).

Foto 10.5. Alunecare de translaţie

pe un plan de falie, nordul Italiei (O.

Hungr, 1999).

223

Foto10.6. Alunecare rotaţională în marne cretacice, Foto 10.7. Avalanşă de roci în Mt. Cayley, Columbia

dispuse peste gresii, Liard River, Columbia Britanică (O. Hungr, 1999).

Britanică (O. Hungr, 1999).

Foto 10.8. Alunecare de 1,84 mil.

mc în argile şi silturi glacio-lacustre,

cauzată de eroziunea laterală în malul

concav al R. Chilliwack, B.C. (O. Hungr,

1999).

224

Foto 10.9. Curgere de debris (sfărâmături)

declanşată de topirea zăpezilor (O. Hungr, 1999).

Foto 10.10. Versanţi modelaţi

prin avalanşe de roci

în jurul Avalanche

Lake din Munţii

Coastelor

(O. Hungr, 1999).

225

Morfologia deplasărilor în masă cu privire specială asupra alunecărilor de teren.

Este oportun să ne întrebăm cum poate fi reconstituit modul de transfer al masei dintr-o parte în

alta a versantului, în special atunci când tranziţiile de la un mecanism la altul al deplasărilor sunt foarte

subtile şi pot conduce la interpretări eronate. Aceasta s-ar putea face dacă am avea la îndemână o serie

de relaţii între morfologia suprafeţei de teren deplasate şi procesul genetic. Din păcate, există puţine

asemenea relaţii cantitative, în schimb literatura de specialitate cunoaşte un număr mare de descrieri

calitative ale formelor pe care le le pot lua masele deplasate. Contribuţii importante au avut în acest

domeniu Băcăuanu (1980), Surdeanu (1998).

Fig. 10.12. Morfologia unei alunecări rotaţionale (sus). Indici morfometrici ai alunecărilor de teren (jos): 1,

terminologia unei alunecări de teren; 2, secţiune longitudinală; 3, vedere în plan (Ritter, 1986)

O încercare de a pune în relaţie tipurile de mişcare în masă şi procesul care le generează a fost

făcută în Noua Zeelandă de către Crozier (1973) care a avut în studiu 66 de deplasări de teren, grupate

în cinci categorii de procese primare: curgere fluidă (curgere noroioasă, curgeri de sfărâmături,

avalanşe de sfărâmături), curgere vâscoasă (curgere de pământ, curgere de blocuri), alunecare-curgere

226

(pornituri/curgere), alunecări planare (alunecări de sfărâmături, alunecări de roci) şi alunecări

rotaţionale (pornituri de pământ şi roci). Fiecare din cele 66 deplasări a fost descrisă cantitativ cu

ajutorul unor indici morfometrici. Aceştia sunt listaţi în tabelul 10.2 şi ilustraţi în fig. 10.12 şi se cuvine

să insistăm mai mult asupra lor, deoarece ne ajută să putem identifica în teren şi cartografia cu

acurateţe forma de relief.

Astfel, având ca exemplu ilustrat (fig. 10.12) o alunecare de teren cu un contur bine delimitat –

caz deseori întâlnit în teren -, elementele morfologice de identificare sunt : zona de desprindere sau

obârşia alunecării ; corpul alunecării (descris prin suprafaţa de alunecare şi masa de alunecare

(deluviul), piciorul şi baza alunecării.

Zona de desprindere este situată la partea superioară a alunecării, uneori chiar la partea

superioară a versantului şi se caracterizează prin existenţa unui abrupt, cornişă sau râpă de

desprindere din care se alimentează cu materiale deluviul de alunecare. Înălţimea şi forma acestui

abrupt depinde de constituţia petrografică, de structură şi de factorii activi care generează alunecările.

De cele mai multe ori energia cornişei corespunde cu grosimea depozitelor acoperitoare în baza cărora

este cantonată pânza de apă freatică. Pentru condiţiile din ţara noastră, înălţimea acestor abrupturi

variază de la 1-2 m până la 15-20 m şi în mod excepţional 20-25 m. Frecvenţa cea mai mare o au cele

cu energie de 5 – 10 m. Râpa de desprindere este însoţită de mai multe crăpături situate în spatele său şi

care pregătesc evoluţia acesteia. Uneori se întâlnesc chiar mai multe cornişe etajate. După

morfodinamica lor aceste forme pot fi : active, în curs de stabilizare şi stabilizate sau inactive (fixate

prin vegetaţie forestieră ori prin lucrări tehnice).

Corpul alunecării este format din suprafaţa de alunecare şi masa alunecată (deluviul). Este

delimitat în partea inferioară de patul, planul sau oglinda de alunecare , acea suprafaţă nederanjată pe

care se deplasează cuvertura deluvială. Planul de alunecare poate avea formă concavă, cu înclinare

constantă, neuniformă sau discontinuă., determinând unele particularităţi ale procesului de alunecare şi

ale microreliefului de la suprafaţa alunecării (trepte, valuri, monticuli etc). În general, în partea dinspre

cornişă, rocile din componenţa corpului alunecării sunt mai puţin sfărâmate sau amestecate. De multe

ori se păstrează chiar pachete omogene mari, mai mult sau mai puţin deplasate, care se prezintă ca nişte

trepte ce pot forma adevărate amfiteatre de alunecare. Apoi, datorită presiunii exercitate de aceste

mase, cuvertura deluvială îşi pierde structura iniţială, se pliază, capătă aspect vălurat sau de monticuli

separaţi de microdepresiuni, ujungând uneori la o înfăţişare haotică. Grosimea deluviului de alunecare

oscilează de la 0,5 – 1 m până la 30 – 40 m.

Baza alunecării este partea terminală a masei deluviale. Ea poate să corespundă cu baza

versantului, poate rămâne mai sus decât aceasta şi atunci procesul este foarte susceptibil de reactivare,

ori poate coborî sub nivelul acumulărilor aluviale sau coluviale din lunci şi depresiuni.

Piciorul alunecării este locul din partea inferioară a versantului unde talpa de alunecare

intersectează suprafaţa iniţială, nederanjată. El poate corespunde cu baza alunecării sau poate fi diferit

de aceasta atunci când masa deluvială a coborât mai jos.

În fig. 10.12 se prezintă de asemenea şi modul cum sunt determinate o serie de variabile

morfometrice care au stat la baza obţinerii indicilor de clasificare Crozier. Relaţia între fiecare grupă de

procese şi valorile indicelui au fost testate statistic pentru a verifica acolo unde corelaţia a fost

semnificativă pentru folosirea morfometriei ca determinant genetic. Crozier a găsit că indicele de

clasificare (D/L) a fost cel mai bun indicator al grupării procesului, reafirmând opinia lui Skempton

(1953) asupra importanţei acestui parametru. Cum era de aşteptat, valoarea D/L descreşte în mod

marcant odată cu creşterea conţinutului de apă în masa alunecată din cauza faptului că materialul care

curge se va deplasa la o distanţă mai mare în josul pantei decât dacă el ar aluneca. Astfel, pentru

alunecările rotaţionale, indicele D/L este 20,84, pentru alunecările de translaţie sau planare indicele

D/L este 6,33, iar pentru curgeri acesta scade la 1,58. A fost stabilită, de asemenea, o relaţie inversă

227

între D/L şi alţi patru indici morfometrici (fluaj, tenuitate, dilataţie, fluiditate), fiecare din acestea fiind

controlate de conţinutul de apă din materialul aflat în mişcare.

Tabel 10.2. Indici morfometrici pentru determinarea unei alunecări de teren (Crozier, 1973).

Indicele Descrierea

De clasificare D/L = adâncimea maximă a masei deplasate înainte de deplasare/lungimea maximă

Dilataţie Wx/Wc = lăţimea părţii convexe a masei deplasate/ lăţimea părţii concave; arată

desfăşurarea laterală

Fluaj (Wx/Wc - 1) Lm/Lc 100 - Lm = lungimea masei deplasate; Lc este lungimea

segmentului concav

Dislocare Lr/Lc-Lr = lungimea suprafeţei de desprindere expusă în segmentul concav. Valorile mici

indică instabilitate

Tenuitate Lm/Lc = arată cât de dispersat sau de coeziv este materialul în timpul deplasării

Fluiditate Cantitatea de fluaj realizată pe o anumită pantă şi de un anumit tip de material. Variază în

funcţie de conţinutul de apă

Acest tip de analiză a unei alunecări de teren a fost aplicată pentru alunecarea de la Pătru Vodă

(Ichim, Rădoane, Rădoane, 1996) situată pe versantul drept al văii Largu (afluent al Bistriţei).

Alunecarea s-a declanşat într-o primă fază în 1988 (23 iunie), când nu se prevesteau procese

geomorfologice deosebite. După o perioadă de acumulare a factorilor de instabilitate a masei deluviale,

în aprilie 1990 pragul geomorfologic sau factorul de siguranţă Fs a fost depăşit, iar în vara anului 1991

alunecarea a atins faza maximă şi au fost cuprinse noi suprafeţe din arealul împădurit.

Pentru a avea o situaţie cât mai completă asupra zonei afectată de alunecarea principală s-a

efectuat o ridicare topometrică şi s-a întocmit un plan de situaţie în scară mare, care ne-a permis

cartarea morfologiei de ansamblu, dar şi determinarea unor indici morfometrici (fig. 10.13).

Caracterizarea morfologică a alunecării este următoarea: suprafaţa propiu-zisă afectată de proces este

de 6,5 ha; diferenţa de nivel a arealului alunecat este de 160 m (590 m în baza frunţii de alunecare şi

750 m la marginea superioară a râpei de desprindere), realizându-se o pantă generală de 48%; cartarea

zonei limitrofe evidenţiază în partea situată mai sus de cornişa principală, dar şi lateral, pe flancuri,

existenţa unor aliniamente de crăpături cu deschideri de 0,2 - 0,6 m şi denivelări cu trepte până la 1 m,

ceea ce sugerează că alunecarea va fi reactivată şi alimentată cu noi depozite; volumul de material pus

în mişcare a fost de 500 000 mc; pe corpul alunecării se pot vedea o succesiune de trepte de alunecare

cu podul puternic înclinat, dar şi prezenţa unor microdepresiuni umplute cu apă, care menţin un

permanent pericol pentru reactivarea noilor deluvii.

Asupra alunecării Pătru Vodă au fost aplicate măsurătorile prezentate în tabelul 10.2, şi anume :

indicele D/L a fost de 3,97, ceea ce plasează alunecarea în categoria curgerilor vâscoase, cu tendinţă

spre alunecare de translaţie; este adevărat că în partea superioară a zonei concave există imaginea unei

alunecări de tip rotaţional, dar urmare a conţinutului mare de argilă şi a excesului de umiditate, aceasta

s-a transformat în alunecare de tip curgător; indicele de dilataţie plasează, de asemenea, alunecarea în

categoria tipului de curgere; indicele de fluaj exprimă atât efectul conţinutului de apă, dar şi valoarea

pantei pe care s-a produs alunecarea; în acest caz, valoarea de peste 1,0 indică un conţinut de apă

ridicat în faza iniţială a declanşării după care şi mişcarea s-a diminuat; în acelaşi timp arată că

profunzimea materialului alunecat este mai mică decât grosimea iniţială pe care a avut-o masa

alunecată în faza când era în perimetrul zonei de desprindere; indicele de deplasare reflectă deopotrivă

mărimea zonei de desprindere, dar şi unghiul de deplasare; în cazul de faţă rezultă că cca 66% din

materialul din zona de desprindere a fost evacuat; prin urmare atenţia trebuie îndreptată spre masivul

de pământ ce poate fi pus în mişcare mai sus de cornişa actuală, dar şi asupra masei de pământ din zona

concavă; - indicele de tenuitate are valoarea de 1,49, ceea ce arată că masa deluvială în mişcare s-a

228

împrăştiat şi şi-a redus grosimea; în acest caz mişcările ce ar putea avea loc pe întregul front al

alunecării, necesită un mpoment de precipitaţii mai mare decât cel care a amplificat procesul (din

1991).

Fig. 10.13. Cartografierea

geomorfologică a alunecării Pătru

Vodă, Neamţ (Ichim et al., 1996). În

fotografie, acelaşi tip de alunecare

de-a lungul autostrăzii 101,

California, produsă în 1995, când

multe case au fost distruse şi mulţi

locuitori evacuaţi, foto Schuster,

2000).

229

La data efectuării studiului am prognozat că această alunecare - curgere nu este stabilizată şi ea

se va extinde şi în anii următori, încât gospodăriile aflate în faţa frontului alunecării necesită

dezafectarea. Această susţinere s-a confirmat în lunile iunie - iulie 1992, când masa deluvială s-a

mişcat cu încă câţiva metri (viteza de deplasare înregistrată în zona frontală a fost de ordinul

decimetreilor/zi) astfel că un număr de 5 gospodării au fost distruse).

10.3.1.2. Cauzele mişcărilor în masă

Variatele tipuri de deplasări în masă au ca punct comun faptul că toate încep în momentul când

forţa de deplasare (forfecare) tinde să fie mai mare decât forţa de rezistenţă. Stabilitatea reprezintă

aşadar bilanţul între forţele de deplasare (forţa de forfecare) şi forţele de rezistenţă şi poate fi

reprezentată ca un raport de stabilitate sau factor de siguraţă, Fs:

Fs Forta de rezistenta

Forta de forfecare

Tabel 10.3. FactoriI care influenţează cedarea şi rezistenţa materialelor pe versanţi (Ritter, 1986).

Factori care determină o creştere a forţei de forfecare

Subminarea bazei versantului

- eroziune (râuri, gheaţă, valuri)

- activităţi umane (minerit, cariere, drumuri etc)

Supraîncărcarea versantului

- naturală (precipitaţii, taluzuri de materiale etc

- antropică (halde, construcţii, plantaţii etc)

Cutremure

Lucrări agricole

Factori care determină descreşterea forţei de forfecare

Meteorizarea şi alte reacţii fizico-chimice

- dezagregarea (reducerea coeziunii)

- hidratarea(reducerea coeziunii)

- schimbarea bazei

- soluţia

- uscarea

Apa din pori

- forţă ascensională

- tensiune capilară

Modificări structurale (fracturare)

Când Fs are valoare mai mare decât 1, semnifică un versant stabil, iar dacă raportul se apropie de

unitate, apar condiţiile critice şi ruperea versantului este iminentă. Factorii care pot conduce la

creşterea forţei de forfecare, deci la destabilizarea versanţilor, sunt sintetizaţi în tabelul 10.3, natura lor

fiind extrem de variată ; de la procese naturale precum precipitaţii abundente, cutremure la cele de

origine antropică, unde paleta lor este foarte variată (minerit, construcţii, lucrări agricole etc).

Stabilitatea unui material pe versant deasupra unui plan ipotetic de cedare poate fi estimată dacă

componentele celor două forţe sunt cunoscute. Să luăm exemplul unei alunecări de translaţie unde

actiunea forţelor arată aproximativ ca în fig. 10.14.

In mod clar, orice factor care coboară raportul de stabilitate (tabel 10.3) poate declanşa

deplasarea în masă şi această tendinţă poate fi atinsă prin creşterea forţei de forfecare, coborârea forţei

de rezistenţă sau ambele. Teoretic, cedarea versantului are loc la F 1; această valoare este un excelent

230

exemplu de prag geomorfologic. Din cauza tehnicilor imprecise de măsurare, cedările au loc când

valoarea lui F este uşor pozitivă.

Odată ce ruperea are loc, tipul de mişcare depinde de cât de precis şi cum interacţionează forţele

una cu alta. Forţa de gravitaţie acţionează vertical, forţa normală este perpendiculară la planul de

alunecare şi parţial opusă efectului presiunii apei în pori; forţa de forfecare acţionează de-a lungul

planului de alunecare şi i se opune forţa de rezistenţă (frecarea). Această combinare a forţelor este

sugestiv prezentată în fig. 10.14. Prezentarea unui exemplu simplu privind stabilitatea unui bloc de

pământ pe o suprafaţă înclinată ajută la înţelegerea modului cum poate avea loc cedarea, ruperea unui

mal, versant sau abrupt.

Fig. 10.14. Forţele ce

acţionează într-un punct pe un plan de

alunecare.

Dacă un bloc de pământ repauzează pe suprafaţa versantului, forţa de rezistenţă ce îl ţine în loc

este dată de W (masa forţa gravitaţională) înmulţit cu cosinusul unghiului de pantă. Forţa de forfecare

este Wsin. Pentru analiza stabilităţii versantului blocul de pământ este considerat ca parte a

depozitelor de versant şi valoarea W este indirect determinată. Metoda cea mai uşoară este de a face

măsurători asupra grosimii verticale a blocului, posibile prin crăpăturile relativ verticale în deluviu.

Blocul are forma unui paralelogram ABCD (fig. 10.15). Pentru calcul se converteşte în paralelogramul

AEFD. Forţa de forfecare efectivă într-un anumit punct în sol, f, se determină cu ajutorul ecuaţiei

Coulomb, astfel:

f c +(n - u) tg .

unde c = coeziunea efectivă; n = forţa normală impusă de greutatea pământului şi apei de deasupra

punctului în sol; u = presiunea apei în pori; = unghiul de frecare internă.

Astfel, din cauză că

fF

forfecare defortelor suma

rezistenta defortelor suma

atunci

cossin

)cos( '2'

yz

tguyzcF

In cele mai multe analize, înălţimea verticală a nivelului hidrostatic deasupra planului de alunecare este

exprimată ca o fracţiune a grosimii solului deasupra planului m. Astfel, m = 1.0 dacă nivelul

231

hidrostatic este la suprafaţă şi m = 0 dacă nivelul hidrostatic este la sau sub planul de alunecare. Astfel,

presiunea porilor poate fi notată astfel:

u = ywmz cos2.

şi

cossin

cos)('

'2'

yz

tgzmycF w

Următorul exemplu ipotetic va arăta cum se determină momentul când versantul este stabil sau

aproape de cedare.

Fig.10.15. Forţele ce acţionează pe un

versant luate în analiza unei alunecări de

translaţie. 1, un bloc de pământ pe versant; 2,

blocul este parte a unui profil de depozite de

versant; 3, forţele ce acţionează pe un plan de

alunecare; 4, forţele sunt analizate în contextul

determinării factorului de stabilitate (Selby,

1993).

Dacă testele de laborator ne spun că:

12o; c 11,9 kN/m

2; 17 kN/m

3; 15

o; z 6 metri; m = 0,8; w = 9.81 kN/m

3

232

atunci 9,096,025,0617

2,092,06)81,98.017(9,11

F .

In cazul nostru ipotetic versantul este predispus la o rupere a depozitelor, la o cedare a stabilităţii

acestora pe pantă. Dacă nivelul hidrostatic ar putea fi coborât prin drenare sub planul de alunecare

(când m = 0), atunci F = 1,3 şi versantul va deveni stabil pe timp lung.

Cu alte cuvinte, apa reprezintă unul dintre elementele cu un pronunţat rol dinamizator care duce

la ruperea echilibrului natural şi fără de care nu se poate concepe declanşarea alunecărilor. Ea poate

avea diferite surse, dar de cele mai multe ori este legată de precipitaţiile atmosferice. Aşa se explică

producerea a numeroase alunecări în timpul primăverii (când apele provenite din ploi se cumulează cu

cele provenite din topirea zăpezilor), precum şi corespondenţa dintre ciclicitatea perioadelor cu exces

de umiditate şi cea a perioadelor cu mari alunecări de teren (Surdeanu, 1998).

10.3.2. Procesele erozionale (fluvio-denudaţionale)

Pe lângă procesele gravitaţionale, sistemul geomorfologic al versanţilor este supus acţiunii

apelor meteorice. Apa, considerată ca cel mai important, mai activ şi mai răspândit dintre agenţii

exogeni îşi începe activitatea sculpturală asupra scoarţei chiar din momentul în care cade din atmosferă

sub formă de picături. Ajunsă pe sol ea alimentează scurgerea care se face sub diferite forme şi o dată

cu acestea se amplifică şi rolul său morfogenetic. Astfel, procesele geomorfologice de la nivelul

versanţilor care au ca agent apa sunt: pluviodenudarea,

eroziunea în suprafaţă, eroziunea de subsuprafaţă

(sufoziunea) şi eroziunea liniară. Pentru înţelegerea

acestor procese şi modul cum acţionează este necesar să

cunoaştem mişcarea apei în domeniul versanţilor.

Precipitaţiile ce cad pe un versant fie se scurg în lungul

versantului, fie se stochează în mici depresiuni sau se

infiltrează.

Foto 10.11. “Cratere” formate prin impactul picăturilor

de ploaie.

Foto 10.12. Eroziune de suprafaţă

şi liniară pe un versant şi acumularea

materialelor în con de dejecţie (foto O.

Hungr, 1999).

233

Exceptând versanţii din roci impermeabile, proporţia din precipitaţii care se infiltrează la

suprafaţa versantului va percola până va atinge nivelul apelor freatice sau se deplasează lateral prin

versant mai mult sau mai puţin paralel cu suprafaţa acestuia (fig. 10.16). Această mişcare laterală are

loc din cauza compactării, umplerii golurilor cu particule fine spălate din partea superioară sau din

precipitarea oxizilor de fier, silicei sau carbonatului de calciu.

Fig. 10.16. Traseele scurgerii de subsuprafaţă în domeniul versantului (Atkinson, 1978).

Apa care străbate lateral interiorul unui versant se numeşte scurgere internă (throughflow sau

interflow) şi are rol important în transportul soluţiilor. Precipitaţiile care determină scurgerea pe

suprafaţa versantului sunt în funcţie de intensitatea şi durata lor, precum şi de proprietăţile suprafeţei

versantului. Cea din urmă determină capacitatea de infiltraţie, adică rata în care aceasta poate absorbi

apa. Dacă intensitatea precipitaţiilor depăşeşte capacitatea de infiltraţie a suprafeţei versantului, o parte

din precipitaţii va curge la suprafaţă ca scurgere de suprafaţă (overland flow) (în accepţia lui Horton).

Eroziunea este în funcţie de puterea de erodare a picăturilor de ploaie, a apei curgătoare

(erozivitate) şi de erodabilitatea solului, astfel:

Eroziunea = f (Erozivitatea, Erodabilitatea)

234

Erozivitatea este abilitatea potenţială a unui proces de a cauza eroziune sau forţa cu care ploaia

imprimă o anumită intensitate procesului de eroziune. Erodabilitatea este însuşirea solului de a fi mai

uşor sau mai greu supus eroziunii. Aceasta poate depinde de caracteristicile fizice şi chimice ale solului

şi de tipurile de utilizare a terenurilor şi de măsurile de îmbunătăţiri funciare. Toţi aceşti factori

acţionează împreună şi sunt exprimaţi în Ecuaţia Universală a Eroziunii Solului. Ecuaţia (USLE) este

folosită pe scară largă în studiile de eroziune a solului pentru terenurile cu culturi agricole. USLE are

următoarea formulă:

A = RKLSCP

unde: A = stratul de sol îndepărtat; R = factorul de erozivitate a precipitaţiilor; K = factorul de

erodabilitate a solului; L = factorul lungimii versantului; S = factorul pantei versantului; C = factorul de

utilizare agricolă a terenurilor; P = factorul practicilor de îmbunătăţiri funciare. Ecuaţia a fost creată

pentru a prognoza pierderile medii anuale de sol de pe un teren cultivat în anumite condiţii, pentru a

determina ce culturi agricole să se aplice pe anumite terenuri astfel ca pierderile de sol să fie minime,

pentru a determina modul cum să fie aplicate măsurile conservaţioniste.

Ratele de eroziune ale terenurilor au fost accelerate prin nevoia de a cultiva solurile. Din

estimările Institutului Worldwatch, se apreciază că în cca 150 ani se epuizează rezervele de sol fertil

cu o rată anuală de epuizare de 23%. Conservarea şi terasarea cu grijă a terenurilor în pantă poate

limita eroziunea. Evaluarea cantitativă a ratei de eroziune se face prin cercetări experimentale pe

parcele special amenajate, iar pierderile de sol se măsorară în tone/ha/an sau tone/km2/an. Japonia este

ţara care are cele mai multe terenuri în pantă, dar are o rata de eroziune redusă. De exemplu, pe

versanţii cu pante sub 10o, rata eroziunii este de 1 tonă/ha/an. Pe versanţii mai înclinaţi, peste 10

o,

eroziunea pe terenuri nude (lipsite de vegetaţie) poate fi de 20 – 40 t/ha/an, iar pe terenuri cu vegetaţie

ajunge la sub 20 t/ha/an. Cele mai mari rate de eroziune din lume s-au înregistrat în Platoul de Loess al

Chinei, unde pierderile de sol pot atinge 500 t/ha/an.

Fig. 10.17. Zonarea eroziunii

totale pe terenurile agricole – t/ha/an

(Moţoc, 1983).

Pe teritoriul României, datorită condiţiilor de relief, sol şi precipitaţii, eroziunea solului

generează pe teritoriile în pantă importante pagube, atât agriculturii, cât şi altor ramuri ale economiei.

Studiile de specialitate întocmite în ultimele decenii de Mircea Moţoc şi colaboratorii săi (fig.10.17),

au demonstrat că cca 50% din suprafaţa totală a terenurilor agricole este afectată de eroziune în

suprafaţă şi adâncime sau alunecări în diverse stadii de evoluţie. Astfel, din suprafaţa totală de cca 7,4

235

mil. ha terenuri agricole afectate de aceste procese, 46% sunt reprezentate de eroziune slabă, 42% de

eroziune moderată şi puternică şi 12% eroziune foarte puternică şi excesivă. Din examinarea

distribuţiei proceselor de eroziune în diferite zone fizico-geografice ale ţării, reiese faptul că pe

ansamblu cele mai mari suprafeţe afectate de eroziune în diverse stadii sunt situate între Motru şi

Trotuş. Deţine 12% din suprafaţă şi furnizează peste 40% din aluviunile din râuri. Apoi în Podişul

Transilvaniei (29 - 30%), urmat de zona subcarpatică meridională (27,2%) şi Podişul Moldovei

(21,4%). In ceea ce priveşte eroziunea foarte puternică şi excesivă, în raport de condiţiile fizico-

geografice, variaţia este mare. Astfel, cea mai mare pondere o reprezintă zonele din Podişul

Transilvaniei (45,4%), Podişul Moldovei (45,3%) şi zona dealurilor din Subcarpaţii Meridionali

(50,2%).

În următoarele secţiuni ale cursului vom defini distinct procesele erozionale în domeniul

versantului şi anume: pluviodenudarea, eroziunea în suprafaţă, eroziunea de subsuprafaţă (sufoziunea)

şi eroziunea liniară.

10.3.2.1 Pluviodenudaţia

Modelarea suprafeţei terenului prin acţiunea ploii stă sub incidenţa mărimii picăturilor şi vitezei

de cădere a acestora care, reunite, compun agresivitatea ploilor. Pluviodenudaţia (eroziunea prin

picături de ploaie, eroziune prin împroşcare) include două tipuri de mişcări: acţiunea de izbire –

împroşcare (splash) şi spălare (wash). Pluviodenudarea este determinată de rezistenţa solului şi de

cantitatea, intensitatea şi durata ploilor. O ploaie oricât de mare ar fi nu poate cauza o eroziune

puternică dacă intensitatea ei este mică. În climatele temperate intensitatea ploilor rareori depăşeşte 75

mm/oră şi numai în anotimpul cald. În multe ţări tropicale intensităţi de 150 mm/oră au loc în mod

regulat. Cea mai mare intensitate s-a înregistrat în Africa, când au căzut 340 mm/oră. Dimensiunea

picăturilor de ploaie rareori depăşeşte 5 mm în diametru şi aceasta la ploi cu intensitate foarte mare. De

exemplu, la ploi cu intensitate de 10,16 cm/oră, picăturile au în medie 3 mm în diametru; la ploi de

1,27 cm/oră picăturile au în medie 2 mm, iar la ploi de 0,12 cm/ oră picăturile sunt în jur de 1 mm în

diametru. Vitezele terminale ale picăturilor de ploaie cresc cu creşterea diametrului acestora.

Experimentele au arătat că o picătură cu diametrul de 5 mm are o viteză terminală de 9 m/s (tabel

10.4).

Tabel 10.4. Energia cinetică a picăturilor de ploaie funcţie de dimensiunea lor (cit. din Selby, 1993).

Tipul ploii Diametru(mm) Intensitatea ploii (mm/h) Viteza(m/s) Energia cinetică(J/m2 per

mm de ploaie)

Ceaţă 0,01 0,05 0,0 0,52

Ceaţă spre burniţă 0,10 0,13 0,2 4,14

Burniţa 0,96 0,25 4,1 6,61

Ploaie măruntă 1,24 1,02 4,8 11,95

Ploaie moderată 1,60 3,81 5,7 16,94

Ploaie puternică 2,05 15,24 6,7 22,17

Ploaie foarte

puternică

2,40 40,64 7,3 25,92

Ploaie torenţială 1 2,85 101,60 7,9 29,42

Ploaie torenţială 2 4,00 101,60 8,9 29,42

Ploaie torenţială 3 6,00 101,60 9,3 29,42

Energia cinetică (E) a unei picături de ploaie având masa m şi viteza v poate fi calculată cu

formula:

E =1/2 m v2

236

In tabelul 10.4 sunt redate valorile energiei cinetice calculate pentru mai multe greutăţi ale picăturilor

de ploaie. Eroziunea, adică determinarea valorii orientative a cantităţii de material desprins din

suprafaţa solului (e), se poate obţine din relaţia:

e = 0.1 Ec – 0,515

în care Ec este energia cinetică produsă timp de 5 minute de o ploaie cu inetnsitatea de 25 mm/h.

Când solul este acoperit cu vegetaţie în proporţie de cel puţin 50%, transportul prin împroşcare

este practic neglijabil. Iată de ce efectul cel mai mare al pluviodenudaţiei este propriu regiunilor

semiaride, aride şi chiar temperat-continentale, unde, deşi ploile sunt rare, caracterul fiind torenţial, iar

solul dezgolit, acesta este pregătit pentru denudare. De asemenea, regiunile defrişate, arate, pajiştile din

regiunile umede sunt puternic erodate în timpul averselor de ploaie. Pe aceeaşi suprafaţă, două ploi pot

avea consecinţe deosebite, deci ele se pot diferenţia sub aspectul agresivităţii erozionale.

10.3.2.2. Eroziunea în suprafaţă (areolară, peliculară, laminară).

Acest tip de eroziune este îndeplinită de scurgerea neconcentrată, exercitată pelicular pe întreaga

suprafaţă a versantului. În urma căderii unor cantităţi suficiente de ploi, capacitatea de infiltrare în sol

scade şi astfel apa se acumulează prin alăturarea curenţilor bidimensionali şi şuvoaielor care se prind

într-o singură peliculă. Mişcarea acesteia în josul pantei duce la desprinderea particulelor din sol şi la

transportul lor spre baza versantului.

Deoarece grosimea stratului pelicular este zero la creastă (fig. 10.18) şi creşte în josul

versantului, se conturează în virtutea acestui unic control, existenţa unei benzi fără eroziune. Ea începe

în vecinătatea crestei şi se continuă până unde adâncimea stratului de scurgere şi panta înregistrează

valori suficiente pentru a învinge rezistenţa substratului la forţa exercitată. Lăţimea sau distanţa de la

creastă a acestei “benzi” este dată de locul unde valoarea rezistenţei sau forţei de forfecare este egală

cu cea a forţei de eroziune.

Fig. 10.18. Profil de versant arătând variaţia

grosimii scurgerii peliculare sau de suprafaţă şi cu

distanta critică de eroziune (Horton, 1945).

Pornind de la constatarea că în lungul cumpenei apelor cantitatea scurgerii este cea mai redusă şi

că ea creşte în josul pantei, mărindu-se odată cu ea şi puterea de eroziune, s-a creat noţiunea de

237

distanţă critică a eroziunii, care are o mare valoare practică.Materialul desprins din versant este

transportat atât prin târâre, cât şi prin suspensii în curentul apei. Când apa înlătură solul proaspăt arat

pe lăţimi de 1-3 m se foloseşte termenul de eroziune de hardpan. Materialul îndepărtat dintr-un loc este

depus în porţiunile în care au loc reduceri de pantă - mici depresiuni şi contrapante, ori chiar baza

versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin acest proces se numeşte coluviu, iar forma de

relief rezultată se numeşte glacis coluvial.

Acţiunea mecanică de izbire, dislocare şi împrăştiere a particulelor de sol de către picăturile de

ploaie este indisolubil legată de deplasarea acestora pe pantă, adică de procesul de spălare (ablaţie,

scurgere şi eroziune pluvială, eroziune de suprafaţă, difuză). Consecinţele sale pot fi observate prin

apariţia unor pete de culoare deschisă (gălbui – albicioasă) răspândite pe fondul general, mai închis, al

solului. Dimensiunile şi intensitatea acestora depind de agresivitatea ploilor. De multe ori, orizonturile

superioare ale solului ori chiar întreaga cuvertură acoperitoare este înlăturată, scoţându-se la zi rocile

de bază.

10.3.2.3. Eroziunea de subsuprafaţă (sufoziunea)

Circulaţia de subsuprafaţă a apei are loc, în principal, sub două forme:

a) difuză, ca o pânză de apă ce se infiltrează printr-un mediu poros;

b) liniară, ca o curgere liniară de-a lungul unor crăpături, pori sau direcţii de stratificaţie, gropi

de animale, rădăcini de plante etc. Curgerea liniară poate fi definită ca piping, tunelară sau sufozională.

Condiţiile necesare pentru ca circulaţia de subsuprafaţă să aibă loc sunt: rate mari de infiltraţie;

gradient hidraulic; prezenţa unui abrupt; sol supus crăpăturilor; precipitaţii cu intensitate mare; un strat

relativ impermeabil sub profilul de sol; un strat erodabil sub stratul impermeabil; restrângerea

covorului de vegetaţie; proporţii favorabile de cationi în sol şi în fluidul din pori; procent mare de

argile gonflabile.

Fig. 10.19. Condiţii ce favorizează procesele de sufoziune sau tunelare: I, crăpături şi orizont de sol

permeabil sub orizont impermeabil; II, prezenţa unui orizont de argilă dispersibilă; III, pragul de obârşie a

ravenelor (Selby, 1993).

O diferenţă de permeabilitate importantă între orizonturile de sol este necesară pentru realizarea

unui gradient hidraulic şi iniţierea scurgerii de subsuprafaţă. Solurile cu un orizont superior mai grosier

şi un orizont inferior mai fin (argilos) sunt cunoscute sub numele de “soluri duplex” (Faber, Imeson,

1982). Diferenţa texturală este înregistrată, de obicei, între orizonturile A şi B. O diferenţiere între

238

orizontul C şi suprafaţa rocii in situ va avea acelaşi efect, întrucât roca parentală este, adesea, mai puţin

permeabilă decât solul acoperitor.

Solurile duplex sunt extrem de vulnerabile la eroziunea prin ravene iniţiată de piping sau

tunelare. Adâncimea la care se formează piping-ul sau tunelarea depinde în mare parte de proprietăţile

orizontului inferior (B). Apa ce percolează prin orizontul A cauzează eluvierea particulelor de argilă.

Când apa atinge orizontul B, porii mai mici vor fi colmataţi. De asemenea, apa poate activa sodiul

prezent în sol şi poate cauza dispersia argilei. Rata de dispersie depinde de relaţia dintre conţinutul

ionic al solului şi apa de percolare. In solurile cu conţinut mare de argilă, dispersia este însoţită de

schimb cationic pe suprafaţa miceliilor de argilă.

Formarea piping - ului poate avea loc pe un spectru larg de pante, de la valori sub 1º la valori de

peste 30º, aceasta datorându-se faptului că factorul de control important al piping-ului este gradientul

hidraulic şi nu cel topografic. Odată format, un tunel de sufoziune se extinde spre amonte existând

posibilitatea lărgirii pereţilor în anumite puncte şi a prăbuşirii tavanului. Se formează, astfel, pâlnii de

sufoziune.

Prin fenomenul de piping se pot forma ravene prin unirea pâlniilor de sufoziune în lungul

liniilor de drenaj subteran (Tufescu, 1966, denumeşte această formă de relief “râpă sufozională”) sau

prin interceptarea liniei de versant de către gura unui tunel, în punctul respectiv existând posibilitatea

apariţiei unui prag de obârşie a ravenei (fig.10.19).

10.3.2.4. Eroziunea prin curenţi concentraţi (liniară)

Trecerea de la eroziunea areolară la cea de adâncime (liniară) se face destul de uşor; unele din

şiroirile mici, distribuite oarecum uniform pe

suprafaţa versantului, pot progresa,

conturându-se următoarele forme de eroziune

în adâncime: rigole, făgaşe, ogaşe, ravene.

Această categorie de forme sunt cunoscute sub

numele de formaţiuni torenţiale sau organisme

torenţiale cum le-a denumit Vâlsan (1933).

Foto.10. 13. Cărări de vite şi rigole pe

versantul văii Vinderelu, Munţii Maramureşului

(foto N. Rădoane).

Foto.10. 14. Iniţierea de rigole şi ogaşe pe

drumuri în pantă (foto N. Rădoane).

239

Primele şi cele mai simple forme de eroziune liniară sunt rigolele şi făgaşele - nişte şănţuleţe

paralele, de cele mai multe ori în formă de V, puţin sinuoase sau ramificate, cu lărgimi şi adâncimi de

ordinul zecilor de centimetri, cu lungimi ce pot atinge zeci de metri, adesea cu multe discontinuităţi.

Orientarea lor este pe linia de scugere a firicelelor de apă, densitatea variabilă, iar profilul longitudinal

de talveg paralel cu suprafaţa topografică.

Foto.10. 15. Versant fragmentat prin eroziune în rigole

şi făgaşe, formate în depozite friabile (Zachar, 1982).

Datorită acestor caracteristici, făgaşele sunt

considerate forme de tranziţie între eroziunea în suprafaţă

şi cea liniară. După adâncimea pe care o au se deosebesc

făgaşe mici (10 - 30 cm) asociate mai frecvente eroziunii

areolare şi făgaşe mari (30 - 50 cm) cu evidente trăsături

proprii scurgerii concentrate şi eroziunii în adâncime.

Ogaşele sunt forme cu aspect de şanţuri create de

scurgeri viguroase, dar de scurtă durată pe versanţi. Ele

sunt paralele cu panta, au lungimi variabile, în raport şi

cu dimensiunile versanţilor sau cu anumite atenuări de

pantă şi au adâncimi de până la 2 m. Prin urmare nu mai

pot fi nivelate în timpul lucrărilor agricole obişnuite, ci

doar cu ajutorul buldozerului sau grederului.

Ravenele (râpile torenţiale) reprezintă forme mai

dezvoltate produse de eroziunea liniară, care în mod convenţional depăşesc 2 m adâncime, ajungând la

câteva zeci de metri. Scurgerea în suprafaţă şi liniară este cauza principală pentru procese de eroziune a

ravenelor, şi anume: iniţierea ravenei şi adâncirea ei prin eroziune liniară; subminarea malurilor

ravenei de către scurgerea de pe fundul ravenei; avansarea vârfului ravenei datorită eroziunii regresive

a “saltului hidraulic” în zona pragului de obârşie. Iniţierea ravenelor se face prin faza de rigole (rill-uri)

care apar odată ce scurgerea de suprafaţă trece de la faza areolară la cea concentrată. Experimentele au

arătat că vitezele critice de iniţierea rigolelor sunt de 3 – 3,5 cm/s, pe o pantă de 2 - 3º.

Fig. 10.20. Schiţă de

definire a unei ravene.

240

În schiţa de definire sunt specificate elementele componente ale unei ravene (fig. 10.120), astfel:

- vârful sau obârşia ravenei care, de cele mai multe ori se prezintă sub forma unui abrupt numit râpă

de obârşie (headcut), cu adâncimi ce pot depăşi 20 m în terenuri de loess. Vârful este considerat zona

critică a ravenei, prezentând rată maximă de dezvoltare datorită accesului apei de pe suprafaţa de

recepţie în ravenă prin acest punct. La o ravenă, de regulă, se disting mai multe vârfuri, vârful principal

fiind considerat cel care primeşte cel mai mare debit; - muchia ravenei este linia care descrie conturul

ravenei şi face contactul între suprafaţa terenului în care este adâncită ravena şi taluz (malul ravenei); -

malul ravenei reprezintă suprafaţa de teren cu pantă accentuată şi care face racordul între muchia

ravenei şi talvegul sau fundul ravenei; - fundul (talvegul ) ravenei se prezintă ca o fâşie foarte îngustă

care devine din ce în ce mai lată spre gura ravenei şi aceasta în funcţie de stadiul de dezvoltare a

ravenei.

Fig. 10.21. Tipologia ravenelor după

configuraţia în plan (Schumm et al., 1984).

Prin talvegul ravenei trece şi axul acesteia, respectiv, linia de cea mai mare energie; - conul

aluvial reprezintă o zonă de depuneri situată, de regulă, la ieşirea din ravenă; în majoritatea cazurilor,

începutul acestei zone coincide cu gura ravenei şi cota terenului în acest punct.

Ravenele se clasifică după forma în plan şi după cea a profilului longitudinal. Astfel, ravenele

sunt liniare, sub formă de bulb, dendritice, paralele, compuse aşa cum sunt exemplificate în fig. 10.21.

După forma profilului longitudinal, ravenele sunt: continue, când îşi încep cursul prin numeroase rill -

uri şi ogaşe care se ramifică în zona de obârşie. Ele câştigă rapid în adâncime în direcţia avale şi îşi

menţin aproximativ aceeaşi adâncime pe toată lungimea ravenei. Ravenele continue aproape

întotdeauna formează sisteme (reţele de ravene). Ele apar în diferite regiuni climatice, dar sunt

predominante în regiunile aride şi semiaride; discontinue, când îşi încep cursul printr-un prag de

obârşie în orice punct al profilului de versant, iar adâncimea lor descreşte de la vârf la gura ravenei.

Ravena discontinuă se transformă în ravenă continuă prin migrarea pragului de obârşie, spre partea

superioară a versantului şi prin adâncirea în partea inferioară. Ea poate atinge ravena principală şi să

devină continuă. Mai multe ravene discontinue de pe un versant pot fuziona pentru a forma o ravenă

continuă, dacă roca in situ nu limitează acest proces. În fotografiile de mai sus este exemplificată o

241

ravenă cu o rată de evoluţie ridicată, la care se pot identifica cu uşurinţă părţile componente şi

încadrarea ei tipologică.

Foto 10.16. Ravena Vărzari situată în Dealurile

Dernei(bazinul hidrografic Bistra-Barcău). Vedere în zona

de obârşie (sus) şi în zona de maximă adâncime (jos).

Lungimea = 396 m, adâncime maximă = 4,4 m (foto

Hercuţ Bîdiliţă, 2001).

Problema cea mai serioasă în legătură cu ravenele este că ele afectează terenurile agricole ale

acelor regiuni în care se practică o agricultură subzistenţială. Pentru multe ţări din aceste zone (India,

Pakistan, unele zone din China, ţări din Asia Centrală şi Africa) ameliorarea terenurilor ravenate este o

problemă de prioritate naţională. Unul dintre cele mai severe fenomene de ravenare se înregistrează în

India. S-a apreciat că ravenele afectează 1% din suprafaţa acestei ţări şi se depun eforturi considerabile

pentru controlul eroziunii şi ameliorarea terenurilor. O altă zonă critică este platoul de loess din China

cu o suprafaţă de 430 000 km², afectat de eroziunea în ravene pe o suprafaţa de 237 000 km², fiind

zona cu cele mai serioase probleme de eroziune din lume.

Torenţii. Sunt consideraţi cele mai dezvoltate forme create de către scurgerile alimentate de

ploile repezi şi topirea zăpezilor. In hidrologie, noţiunea de torent este atribuită unor scurgeri

temporare, năvalnice de apă, iar în geomorfologie se defineşte forma de relief creată de aceste scurgeri.

Unii autori, în special, cei care lucrează în domeniul silvic consideră că torentul are un bazin

hidrografic bine delimitat, sub 100 km², o pantă foarte abruptă a profilului longitudinal şi transportă

mari cantităţi de material târât, uneori de nivel catastrofal, pe care le depune într-un con; poate avea

curs temporar sau permanent şi, de regulă, se formează pe pantele abrupte ale munţilor. Alţi autori, în

special cei care lucrează în domeniul îmbunătăţirilor funciare, consideră că este o diferenţiere netă

între ravene şi torenţi. Astfel, se arată că cea mai importantă diferenţă între ravene şi torenţi este dată

de natura substratului disecat: ravenele sunt un rezultat al secţionării depozitelor necoezive, iar torenţii

sunt un rezultat al secţionării rocii dure. Geomorfologii apreciază că, sub raport genetic, torenţii

constituie forma cea mai avansată a organismelor torenţiale. Aceste forme de relief asigură într-o mare

242

măsură tranziţia către văile fluviale şi morfologia bazinelor hidrografice. Acest fapt a fost exprimat

deosebit de sugestiv de Vâlsan (1933) care spunea că: “organismul torenţial precede pe cel fluvial:

torentul este un mugure de vale”.

Procesele de eroziune, transport şi depunere, deşi sunt nepermanente şi cu fluctuaţii mari,

corespund totuşi, în oarecare măsură, celor desfăşurate de arterele hidrografice permanente. Mai mult,

aici se conturează clar cele trei părţi principale de funcţii deosebite în acţiunea de modelare a reliefului:

bazinul de recepţie, canalul de scurgere şi conul de dejecţie, cu echivalente amplificate în

morfohidrografia fluvială (foto 10.17).

Bazinul de recepţie reprezintă partea superioară de pe care se alimentează cu apă un organism

torenţial. El începe să se schiţeze încă de la ravenele ramificate, unde acţionează energic eroziunea de

obârşie. În cazul torenţilor însă această suprafaţă de colectare a apelor are aspectul unei

microdepresiuni (semicirculară, circulară sau cu contur neregulat). În cuprinsul său se întâlnesc

numeroase rigole, ogaşe, ravene, care converg spre partea din avale. Când ogaşele şi ravenele se găsesc

la distanţe mici unele de altele, atunci terenul respectiv poată denumirea de badlands (pământuri rele).

Termenul cu circulaţie largă în literatura de specialitate provine din Dakota de Sud (SUA) unde

condiţiile climatice şi litologice favorizează instalarea unor astfel de forme de relief pe mari suprafeţe.

Eroziunea conformă şi regresivă, precum şi transportul sunt principalele procese care determină

creşterea şi adâncirea bazinului respectiv, apariţia unor cornişe semicirculare cu o vădită tendinţă de

retragere către părţile înalte ale interfluviului şi accentuarea fragmentării orizontale şi verticale ale

reliefului.

Foto. 10.17. Torent în zona Gisborne,

Noua Zeelandă, apărut după incendierea

pădurii şi utilizarea pentru păşunat a

terenurilor (Zachar, 1982).

243

Canalul de scurgere este partea mijlocie a torentului, situată între bazinul de recepţie şi baza

versantului. În acest canal se colectează toată apa de pe întinsul bazinului de recepţie; de aceea, el

dispune de o scurgere vijelioasă, cu debite temporare importante care contribuie la adâncirea sa

sensibilă şi la transportul, aproape integral, al materialelor din amonte. În consecinţă, canalul de

scurgere apare ca un tronson unitar al torentului, cu aspecte de jgheab sau de vale îngustă şi adâncă, cu

versanţi mult mai abrubţi şi mai înalţi decât în sectorul din amonte. În lungul talvegului apar multe

ruperi de pantă, praguri şi marmite, separate de porţiuni relativ uniforme. La viituri mari apa

antrenează cantităţi mari de materiale (nisip, pietriş, bolovani şi chiar blocuri de dimensiuni incredibile,

trunchiuri de arbori).

Conul de dejecţie este cea de a treia componentă a unui torent şi se formează prin procesul de

depunere. La partea inferioară a versanţilor sau acolo unde panta se reduce deodată, viteza de scurgere,

respectiv, eroziunea şi transportul scad corespunzător, apa se împrăştie sub forma unui evantai, iar

întreaga încărcătură proluvială este decantată gradat. Pe o suprafaţă de formă triunghiulară, cu vârful

spre canalul de scurgere şi baza în avale, se aştern materialele transportate, acumulările maxime

făcându-se în partea axială.

In consecinţă aici suprafaţa este ceva mai bombată, altitudinile sale descrescând uşor în sens

lateral şi spre avale. Suprapunerile şi juxtapunerile repetate din acest sector duc la dezvoltarea unei

forme de relief cu o convexitate abia perceptibilă în profil transversal şi cu o stratificaţie caracteristică

(torenţială, încrucişată sau imbricată). Ea este justificată de viiturile inegale în urma cărora se aştern

diferite pături de proluviuni, cu o extindere mai mare sau mai mică.

Spre marginea de jos a versanţilor brăzdaţi de organisme torenţiale mai dense, conurile de

dejecţie se pot uni dând naştere la nişte trene proluviale, cărora li se pot asocia şi depuneri coluviale. Se

formează astfel cunoscutele glacisuri proluviale sau mixte ce constituie contactul dintre versanţi şi

fundul văilor sau alte segmente cu pantă mică.

Foto.10.18. Relief de badlands la Râpa

Roşie (foto I. Stan)

10.4. Evoluţia versanţilor

Profilele versanţilor sunt privite ca reflectând condiţiile geomorfologice majore - climatul, tipul

de rocă şi structura, timpul şi procesul geomorfologic. Geomorfologii au acordat o atenţie considerabilă

geometriei versanţilor şi unghiului format în anumite părţi ale profilului. In mod ideal, aşa cum am

244

arătat, profilele de versant pot fi împărţite în patru componente generale: un segment convex, un

abrupt, un segment rectiliniar şi un segment concav la baza versantului.

Prin integrarea formei profilului de versant şi tipologia proceselor de versant s-a elaborat un

model ipotetic al versantului cu nouă unităţi morfologice si funcţionale, care pot exista în multe

condiţii 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 - suprafaţa convexă sau unitatea proceselor de creep, a proceselor de organizare a eroziunii

liniare si areale

U4 - povârnişul sau taluzul dominat de procese de mişcare în masă, dar si procese de

meteorizare

U5 - Segment mijlociu de versant sau pantă de transport (pantă deluvială)

U6 - glacisul sau piciorul versantului (pantă coluvială), unitatea de redepozitare a materialelor

deluviale - coluviale

U7 - şesul aluvial sau unitatea de acumulare a materialelor transportate de râu, dar si a

materialelor proluviale depozitate de conurile aluviale

U8 - malul albiei minore sau unitatea de eroziune si acumulare laterală

U9 - patul albiei sau procese de agradare - degradare si transport fluvial.

Fig. 10.23. Unităţi morfolgice si funcţionale ale unui versant ipotetic (Ritter, 1986).

245

In plus la aceste tipuri de componente definite mai sus, măsurătorile într-o varietate de zone

climatice au relevat faptul interesant că unghiurile de pantă sunt concentrate în grupe cu amplitudini

mici ale valorilor.

Gruparea acestor unghiuri reflectă controlul unor variabile geomorfologice majore. Ele au fost

denumite unghiuri limită sau unghiuri prag. Interpretarea este că unghiurile dintre aceste praguri

reprezintă un regim de stabilitate pentru versanţii formaţi într-o anumită localizare climatică şi

litologică. Sub aceste condiţii, valorile prag pot fi depăşite dacă proprietăţile intrisece ale materialului

parental sunt modificate sau dacă există schimbări climatice.

Influenţa litologică asupra versanţilor se concretizează atât în declivitate cât şi în forma

profilului. Versanţii alcătuiţi din roci coezive tind să aibă o pantă mare relativ uniformă, în timp ce

versanţii pe roci masive cu duritate mare, au pante accentuate. Acolo unde stratele geologice expun o

alternanţă de roci moi cu roci dure, profilul de versant va avea o formă neregulată.

Cu privire la influenţa climatică, geomorfologii au căzut de acord că în regiunile temperat umede

forma distinctă a versantului este cea convexă în partea superioară şi concavă în partea inferioară. Intre

aceste două părţi se interpune un segment rectiliniu. Partea superioară convexă este interpretată ca un

rezultat al proceselor de creep; concavitatea de la partea inferioară rezultă dintr-o dominare a

proceselor de spălări areolare şi şirorire în urma cărora au loc depuneri sub forma glacisurilor

coluviale. Profilul convexo-concav este atins după ce procesele de deplasări în masă au determinat o

stabilitate unghiulară pe termen lung. În acest stadiu, creep-ul si spălările areolare sunt procesele

dominante de “rearanjare” şi definitivare a profilului de versant. Segmentul rectiliniu reprezintă

stabilitatea materialului pe pantă şi tinde să fie redus ca dimensiune în timp.

In regiunile semiaride şi aride profilele de versant sunt mult mai angulare decât acelea din

regiunile temperat-umede, chiar dacă segmentele convex, rectiliu şi concav pot fi prezente. Feţele

abrupte sunt de regulă prezente deasupra segmentului drept, acoperit cu sfărâmături (debris), care

normal repauzează pe unghiuri între 25o şi 35

o. La baza segmentului rectiliniu are loc o schimbare

pronunaţată de pantă şi unghiurile descresc pe o distanţă scurtă la mai puţin de 5o, care este o pantă

normală pentru multe câmpii deşertice. Covorul de vegetaţie limitat şi precipitaţiile reduse în zonele

aride favorizează deplasările în masă de tipul căderilor de roci, surpări, rostogoliri, rockcreep. Ca

rezultat, convexitatea de la partea superioară, atât de proeminentă în regiunile umede, este mai puţin

pronunţată în regiunile aride.

Prima analiză teoretică a evoluţiei versanţilor a fost făcută de Davis, iar exponentul de frunte a

acestui tip de abordare a fost Scheidegger (1970) care a prezentat un set de modele matematice şi

grafice privind declinul versanţilor. S-au realizat studii experimentale orientate către probleme

agricole, unde s-a pus un accent deosebit asupra rolului pluviodenudării, eroziunii în suprafaţă şi

liniare. Pe de altă parte, evoluţia versanţilor a fost abordată folosind ipoteza ergodică pentru a implica

un timp de evoluţie mult mai lung. Cert este că versanţii nu pot fi consideraţi în mod separat de bazinul

hidrografic luat ca întreg, pentru că ceea ce se întâmplă în aria interfluviilor are o influenţă dominantă

asupra caracterului râurilor înseşi.

Maniera în care forma versanţilor se schimbă în timp a fost o preocupare centrală pentru

cercetarea geomorfologică până în 1950. Au fost propuse variate modele ale evoluţiei versanţilor,

caracteristice fiind cele ale lui Davis, Penck şi King.

În funcţie de bilanţul denudaţional şi raportul faţă de morfologia iniţială s-au emis trei ipoteze

privind evoluţia versanţilor (fig. 10.24):

Declinul versanţilor este modelul prezentat de Davis; conform acestuia partea cea înclinată a

versantului descreşte progresiv ca înclinare, fiind însoţit de dezvoltarea convexităţii si concavităţii (fig.

10.24 A).

246

Fig. 10.24. Principalele

ipoteze ale evolutiei versanţilor

(Summerfield, 1992). Explicaţii

în text.

Înlocuirea versanţilor sau modelul lui Penck (fig. 10.24B), respectiv, unghiul maxim descreşte

prin dezvoltarea unei pante domoale de jos în sus, determinând ca cea mai mare parte a profilului de

versant să devină concavă. In fapt, fiecare parte a profilului versantului este înlocuită de un versant mai

puţin înclinat pe măsură ce se retrage şi prin acest proces este produsă înlocuirea versantului cu un

profil concav.nclecreşte 1.

Retragerea paralelă sau modelul King (fig. 10.24C), respectiv, unghiul maxim rămâne constant,

lungimile absolute ale părţilor versantului rămân constante, iar concavitatea creşte în lungime. Acest

tip de evoluţie poate fi subdivizat în :

- retragere cu faţetă liberă (abrupt)

- retragere fără faţetă liberă (abrupt)

Deşi au influenţat extrem de mult viziunea asupra evoluţiei reliefului, nici unul din modelele

prezentate nu s-au bazat pe observaţii şi măsurători directe. Mai mult, nici unul din cei trei autori nu au

realizat prognoze pe baze cantitative asupra modului cum forma versanţilor se modifică în timp.

Studiile proceselor de versant de după 1960 au demonstrat clar că evoluţia versanţilor este mult mai

complexă decât arată modelele clasice. Modul de evoluţie al versanţilor depinde de proprietăţile

structurale şi litologice şi de procesele care acţionează. Astfel, un versant în rocă va prezenta o

retragere paralelă dacă masa de rocă rămâne constantă şi sfărâmăturile bazale sunt continuu

îndepărtate; în realitate, există o mare varietate litologică şi schimbări climatice de-a lungul timpului

care, inevitabil, complică evoluţia formei versantului. Retragerea paralelă este predominantă în

situaţiile unde stratul de la partea superioară a versantului este mai rezistent decât stratele aflate la

partea inferioară. Odată ce roca rezistentă va fi îndepărtată, versantul îşi va schimba evoluţia de la

retragere paralelă la declin.

In condiţiile actuale se consideră că declinul versanţilor este trăsătura dominantă în regiunile

montane, iar retragerea paralelă pare să fie trăsătura prevalentă în regiunile aride.In cele mai multe din

cazurile anterioare, demonstrarea evoluţiei versanţilor se bazează pe ipoteza ergodică (Chorley si

Kennedy, 1971), care susţine că, în sens propriu, elementele spaţiale pot fi considerate ca echivalente

elementelor timp şi transformările spaţiu-timp sunt, de aceea, acceptabile.

247

Rezumat

Exceptând câmpiile, peste 95% din suprafaţa uscatului o reprezintă forma de relief cunoscută

sub denumirea de versant. Un versant reprezintă o suprafaţă cu o înclinare > 2 – 3o şi care face racordul

între interfluvii sau creste şi liniile de drenaj adiacente.

Profilul versantului este linia care uneşte, pe cel mai scurt traseu, punctul de înălţime maximă cu

punctul din baza versantului, a cărei înălţime este minimă. Forma în plan se referă la configuraţia

suprafeţei de teren de-a lungul unui plan orizontal. Un versant poate avea o formă convexă ca în cazul

versanţilor-pinten, o formă concavă pentru versanţii de vale sau liniari.

Procesele geomorfologice care acţionează în domeniul versantului urmăresc componenta

gravitaţională dată de energia potenţială, iar agenţii funcţie de care se definesc procesele sunt apa,

gheaţa şi aerul. Deplasările gravitaţionale sunt mişcările materialelor scoarţei de meteorizare de la

partea superioară a versantului spre partea inferioară, sub influenţa forţei de gravitaţie fără influenţa

apei, aerului sau gheţii. Raportul între cantitatea de materiale deplasate (denudaţie) şi a celor formate

în loc prin meteorizare se numeşte bilanţ morfogenetic sau bilanţ denudaţional. Cea mai larg acceptată

clasificare, citată aproape în toate tratatele de geomorfologie, se bazează pe tipul mişcării (alunecare,

curgere şi elevaţie (“heave”), pe viteza mişcării şi pe conţinutul de apă (materiale uscate din rocă

sau materiale pământoase cu variate proporţii de gheaţă şi apă). Astfel, procesele de mişcare în masă

care acţionează în domeniul versantului sunt: creep-ul (de sol, de rocă, încovoierea capetelor de strate);

alunecările de teren (translaţionale, rotaţionale), surpările, prăbuşirile, rostogolirile; curgerile

(avalanşele de sfărâmături, solifluxiunea, curgerile de pământ, curgerile noroioase).

Pe lângă procesele gravitaţionale, sistemul geomorfologic al versanţilor este supus acţiunii

apelor meteorice. Procesele geomorfologice de la nivelul versanţilor care au ca agent apa sunt:

pluviodenudarea, eroziunea în suprafaţă, eroziunea de subsuprafaţă (sufoziunea) şi eroziunea liniară.

Primele două procese nu se manifestă prin forme de relief caracteristice, ci prin îndepărtarea aproape

totală a stratului de sol, conducând la apariţia fenomenului de hardpan. Materialul îndepărtat dintr-un

loc este depus în porţiunile în care au loc reduceri de pantă - mici depresiuni şi contrapante, ori chiar

baza versantului; depozitul acumulat la baza versantului prin acest proces se numeşte coluviu, iar forma

de relief rezultată se numeşte glacis coluvial. Primele şi cele mai simple forme de eroziune liniară sunt

rigolele şi făgaşele - nişte şănţuleţe paralele, de cele mai multe ori în formă de V, cu lărgimi şi

adâncimi de ordinul zecilor de centimetri. Ogaşele sunt forme cu aspect de şanţuri create de scurgeri

viguroase şi au adâncimi de până la 2 m. Ravenele (râpile torenţiale) reprezintă forme mai dezvoltate

produse de eroziunea liniară, care în mod convenţional depăşesc 2 m adâncime, ajungând la câteva zeci

de metri. Torenţii sunt consideraţi cele mai dezvoltate forme create de către scurgerile alimentate de

ploile repezi şi topirea zăpezilor.

Pentru maniera în care forma versanţilor se schimbă în timp au fost propuse variate modele ale

evoluţiei versanţilor, caracteristice fiind cele ale lui Davis, Penck şi King. Acestea sunt: declinul

versanţilor care este modelul prezentat de Davis; conform acestuia partea cea înclinată a versantului

descreşte progresiv ca înclinare, fiind însoţit de dezvoltarea convexităţii si concavităţii; înlocuirea

versanţilor sau modelul lui Penck, respectiv, unghiul maxim descreşte prin dezvoltarea unei pante

domoale de jos în sus, determinând ca cea mai mare parte a profilului de versant să devină concavă;

retragerea paralelă sau modelul King, respectiv, unghiul maxim rămâne constant, lungimile absolute

ale părţilor versantului rămân constante, iar concavitatea creşte în lungime.

Bibliografie selectivă

BĂCĂUANU, V. (1989), Geomorfologie, Editura Universităţii “Al. I. Cuza” Iaşi.

248

BRUNSDEN, D., PRIOR. D.B. (editori), (1984), Slope Instability, John Wiley and Sons, Chichester.

CARSON, M.A., KIRKBY, M.J. (1972), Hillslope Form and Process, Cambridge University Press,

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 tehnică, Bucureşti.

MAC, I., Geomorfologie dinamică, Editura Academiei, Bucureşti.

POSEA, G., GRIGORE, M., POPESCU, N., IELENICZ, M. (1976), Geomorfologie, Ed. didactică şi

pedagogică, Bucureşti.

RĂDOANE MARIA, RĂDOANE, N., IONITA I., SURDEANU, V (1999), Ravenele. Forme,

procese,evoluţie, Presa Universitară Clujeană.

RITTER, D. (1986), Process Geomorphology, WCB, Dubuque, Iowa.

SELBY, M.J. (1993), Hillslope materials and processes, Oxford Univ. Press, Oxford.

SELBY, M.J. (1985), Earth’s Changing Surface. A introduction to Geomorphology, Clarendon Press,

Oxford

SURDEANU, V. (1998), Geografia terenurilor degradate, Presa universitară clujeană.

ZARUBA Q., MENCL, V. (1974), Alunecările de teren şi stabilizarea lor, Editura tehnică, Bucureşti.

YOUNG, A. (1972), Slopes, Oliver & Boyd, Edinburg.