Analiza Influentei Caracteristicilor Fizice ale Solului Asupra Formarii Scurgerilor pe Versanti

Bibliografie

BORDEROU

ANALIZA INFLUENȚEI CARACTERISTICILOR FIZICE ALE SOLULUI ASUPRA FORMĂRII SCURGERILOR PE VERSANȚI

CAPITOLUL I

PROPRIETĂȚI FIZICE ȘI FIZICO-MECANICE ALE SOLULUI

1.1. Textura solului și clasele de textură

Solul este alcătuit din trei faze: lichidă (apa cu substanțele dizolvate), solidă (partea organică și partea minerală) și gazoasă (aerul din sol). Partea solidă, se referă la fracțiunea minerală care provine din roca pe care s-a format solul, adică fracțiuni granulometrice cu diametrul mai mic de 2 mm (nisip, praf și argilă) ceea ce constituie pământul fin și fracțiuni grosiere cu diametrul mai mare de 2 mm (pietriș, pietre, bolovani etc.), constituind scheletul solului.

Textura sau alcătuirea granulometrică se definește prin conținutul procentualal diferitelor fracțiuni (nisip, praf, argilă), ce intră în alcătuirea solului.

1.1.1. Clasificarea și caracterizarea fracțiunilor granulometrice

Sistemul român de clasificare a fracțiunilor granulometrice a fost adoptat după clasificarea elaborată de [NUME_REDACTAT] de [NUME_REDACTAT] (SISS), cunoscut sub numele de sistemul Atterberg, conform căruia diametrul de 2 mm al particulelor elementare este considerat limită de separare între pământul fin și scheletul solului.

Pământul fin este reprezentat de nisip grosier, nisip fin, praf și argilă.

Argila este constituită din particule foarte fine cu Ø < 2 mm reprezentată de silicați secundari de tipul mineralelor argiloase, cu proprietăți coloidale, capacitate mare de reținere a apei, permeabilitate scăzută pentru apă și aer, plasticitate ridicată și coeziune mare între particule.

Praful este reprezentat de particule fine de silicați primari (feldspați, hornblendă) și particule de cuarț, cu Ø cuprins între 0,02 și 0,002 mm. Prin coagularea acestor particule se formează loess sau lehm, cu caracteristici moderate în ce privește permeabilitatea și coeziunea. Unele soluri cu conținut ridicat de praf și care sunt lucrate intens, pot forma crustă.

Nisipul fin este constituit din minerale primare nealterate sau cuarț, cu Ø cuprins între 0,2 și 0,02 mm. Aceste fracțiuni conferă solului o permeabilitate ridicată, capacitate de reținere a apei și conținut în elemente nutritive redusă, capacitate de formare a structurii slabă, ascensiune capilară foarte redusă.

Nisipul grosier, predominant din particule de cuarț cu Ø cuprins între 2 și 0,2 mm, nu prezintă capacitate de reținere a apei, ascensiunea capilară este aproape nulă.

1.1.2. Clasificarea texturală a solului

Orice tip de sol este constituit din particule de nisip, praf și argilă, însă proporția de participare a acestor fracțiuni depinde atât de compoziția granulometrică a rocii pe care s-a format cât și de condițiile de solificare. În funcție de alcătuirea granulometrică, fiecare orizont pedogenetic poate fi încadrat în grupa de clase texturale, clasa texturală și subclasa texturală. În țara noastră, a fost oficializată metodologia elaborării studiilor pedologice (I.C.P.A., 1987), cu ajutorul căreia se poate stabili clasa și subclasa texturală pentru fiecare orizont de sol. În baza acesteia, au fost separate 3 grupe de clase texturale, 6 clase și 23 subclase.

Texturi grosiere (soluri ușoare), cuprinde clasele nisip (N) și nisip lutos (U). Fiecare clasă se subdivide în 3 subclase în funcție de ponderea celor trei fracțiuni granulometrice și a raportului dintre nisip fin și nisip grosier.

Texturi mijlocii (soluri mijlocii), cuprinde clasele lut nisipos (S) și lut (L), care se subdivide în câte cinci subclase texturale.

Texturi fine (soluri grele), cuprinde clasele lut argilos (T) cu trei subclase texturale și argilos (A) cu patru subclase texturale.

1.1.3. Variația texturii pe profilul solului

În funcție de materialul parental pe care s-a format solul și condițiile fizico – geografice specifice fiecărei zone, textura solului poate fi: nediferențiată, diferențiată și contrastantă.

Textura nediferențiată este întâlnită la soluri formate pe materiale parentale uniforme și omogene în absența proceselor de argilizare, migrarea argilei sau podzolire.

Textura diferențiată apare la soluri formate pe materiale omogene, dar unde au loc procese de argilizare sau migrarea argilei. În acest caz, a fost introdus termenul de diferențiere texturală, care reprezintă raportul dintre procentul de argilă din orizontul B și procentul de argilă din orizontul A sau E.

Textura contrastantă apare atunci când solul s-a format prin intermediul aluviunilor, alternând texturi fine cu nisipoase, grosiere cu fine etc.

Scheletul solului

În cazul solurilor formate pe materiale dure (specifice zonelor montane), pot fi întâlnite fragmente de roci de dimensiuni diferite, constituind scheletul solului. Odată cu determinarea granulometriei solului, se apreciază: cantitatea de schelet, natura mineralogică acestuia și proporția diferitelor categorii de fragmente. Cunoscându-se aceste elemente, se poate calcula volumul de sol ce poate fi utilizat (explorat) de rădăcinile plantelor cunoscut sub denumirea de volum edafic util (VEU).

VEU (%) = Adâncimea rocii dure x (100 – % schelet)/150 (1)

1.2. Structura solului și tipuri de structură

Structura solului reprezintă modul de aranjare a particulelor elementare de sol în formațiuni mai complexe denumite agregate structurale, de diferite forme și dimensiuni, separate prin fisuri, goluri, planuri de desprindere, etc. În funcție de mărime, formă, caracterele suprafețelor și muchiile elementelor structurale se deosebesc mai multe tipuri de structură (după ICPA, 1987, în colaborare cu SNRSS):

• monogranulară, particulele elementare nu sunt grupate în elemente structurale; grăunți minerali nelegați – nisip;

• masivă, la care particulele minerale sunt consolidate sau cimentate;

• glomerulară, unde elementele structurale sunt aproximativ sferice, poroase, specifică orizontului Am;

• grăunțoasă, cu elementele structurale de formă sferoidal-cuboidă, neporoase;

• poliedrică-angulară, unde elementele structurale sunt dezvoltate pe cele trei axe rectangulare, fețe netede, muchii ascuțite etc.;

• poliedrică-subangulară, asemănătoare cu cea granulară, dar cu muchiile rotunjite;

• prismatică, cu axul vertical al elementelor mai dezvoltat decât cel orizontal, specifică orizontului Bt;

• columnoidă, asemănătoare celei prismatice dar cu muchiile rotunjite;

• columnară, asemănătoare celei prismatice dar cu capetele prismelor rotunjite;

• sfenoidală, specifică orizonturilor verticale, elementele structurale sunt mari înclinate sub un unghi cuprins între 10-60o față de orizontală;

• lamelară sau foioasă, având axul orizontal mai dezvoltat decât cel vertical, specifică orizonturilor de tip E;

• compusă, unde agregatele mai mari de desfac în agregate mai mici.

1.3. Alte proprietăți fizice ale solului

1.3.1. Densitatea solului reprezintă masa unității de volum a părții solide a solului și se determină cu relația:

D = M/Vs (g/cm3) (2)

Valoarea densității solului, depinde de alcătuirea părții solide, compoziția chimică a componentelor solului și structura mineralelor componente. Aceste componente au densități diferite cuprinse între 0,8-0,9 cm3 la materia organică proaspătă; 1,2-1,8 g/cm3 la materia organică humificată și peste în cazul componentelor minerale: 2,5-2,8 g/cm3 la cuarț; 3,4-5,2 g/cm3 la limonit, hematit; 2,7-3,1 g/cm3 la muscovit și biotit, etc.

1.3.2. Densitatea aparentă reprezintă masa unității de volum a solului în așezare naturală și se determină cu relația:

Da = M/Vt (Vs+Vp) g/cm3) (3)

Valorile densității aparente depind de starea de afânare sau tasare a solului, de natura solului, de adâncime etc. Aceste valori variază între 1-2 g/cm3, însă de regulă, sunt cuprinse între 1,0 și 1,6 g/cm3. Starea de așezarea a solului influențează capacitatea de reținere a apei, permeabilitatea pentru apă și aer, rezistența mecanică opusă de sol la efectuarea lucrărilor agricole și pătrunderea rădăcinilor.

1.3.3. Porozitatea totală a solului este o însușire fizică ce exprimă proporția porilor din sol ocupați cu apă și aer. Se determină cu ajutorul formulei:

PT = (1-Da/D) 100 (%) (4)

Valorile porozității totale depind în special de textura și structura solului. Astfel, porozitatea totală crește de la soluri nisipoase către argiloase și de la soluri nestructurate către soluri structurate. Condiții optime de porozitate se realizează la soluri cu textură mijlocie și cu structură glomerulară, porozitatea totală având valori de 50-60 %.

1.3.4. Gradul de tasare este o altă însușire a solului care se corelează cu valorile densității aparente și porozității totale, după cum este prezentat în tabelul 1:

Tabelul 1 – Interpretarea gradului de tasare

Gradul de tasare (GT %) se calculează cu formula:

PMN – PT

GT = x 100 (5)

PMN

PMN = 45 + 0,163A (6)

în care: PMN – porozitatea minimă necesară (%);

PT – porozitatea totală (%);

A – conținutul în argilă (%)

1.4. Proprietăți fizico-mecanice ale solului

Principalele proprietăți fizico-mecanice ale solului sunt: consistența, plasticitatea, adezivitatea și variația de volum.

Consistența, reprezintă gradul de tărie, de soliditate a unui corp, de rezistența acestuia la deformare, sfărâmare etc. Se manifestă prin rezistența pe care o opune la diferite solicitări mecanice (penetrare, compresiune, forfecare etc.). Valorile acestei însușiri, variază de la un sol la altul, în funcție de textură, structură, conținut în humus, de natura cationilor adsorbiți, de starea de afânare sau tasare etc.

Plasticitatea, se referă la proprietatea materialelor de a se modela ușor prin apăsare și de a nu mai reveni la forma inițială. Solurile, prezintă plasticitate cu excepția celor cu textură grosieră (nisipoase). Plasticitatea nu se manifestă la soluri prea umede sau prea uscate ci numai la un anumit interval de umiditate. Limitele extreme creează probleme atât pentru efectuarea lucrărilor mecanice cât și pentru creșterea și dezvoltarea plantelor.

Adezivitatea, reprezintă proprietatea solului de a adera la uneltele (manuale sau mecanice) cu care se lucrează. Valorile adezivității se corelează cu indicii hidrofizici în sensul că acestea cresc odată cu creșterea conținutului de apă din sol (de la coeficientul de higroscopicitate până la capacitatea totală) Este influențată de textură, structură, conținut de humus, natura cationilor adsorbiți de complexul coloidal.

Variația de volum a solului, este o proprietate caracteristică a solurilor care constă în faptul că prin îmbibare cu apă solul își mărește volumul (gonflare), iar prin uscare revine la cel inițial (contracție).

Gonflarea este influențată în mare măsură și de natura cationilor care saturează complexul argilohumic. Așadar, ionii de sodiu determină o gonflare mai puternică comparativ cu cei de calciu. Fenomenul de gonflare-contracție provoacă mari probleme privind dezrădăcinarea plantelor în special la sfârșitul iernii fiind influențat de umiditate și de îngheț-dezgheț.

CAPITOLUL II

PROPRIETĂȚI HIDROFIZICE ȘI DE AERAȚIE

2.1. Apa din sol

Apa din sol are rol important în procesele de dezagregare și alterare a mineralelor și rocilor, în transportul diferitelor combinații chimice, minerale sau organice, în realizarea fertilității solului, determină solubilizarea, transportul și asimilarea substanțelor minerale de către plante. În concluzie, apa este un component al solului care asigură permanent schimbul de substanțe nutritive între sol și plantă.

Apa joacă un rol foarte important în procesele de alterare și dezagregare a mineralelor și rocilor, ca și în formarea profilului de sol. Transportul diferitelor combinații chimice, minerale sau organice, pe adâncimea profilului de sol și formarea orizonturilor de eluvionare sau de iluvionare se realizează prin intermediul apei care circulă în masa solului. Deci, de existența și modul de manifestare al apei din sol depind procesele de geneză și evoluție a solului.

2.1.1. Forțele care acționează asupra apei din sol

Apa din sol este supusă acțiunii unor forțe de proveniență și intensități foarte diferite. Dintre forțele care acționează, importanță mai mare prezintă forța gravitațională, forța capilară, forța de adsorbție, forța datorită tensiunii vaporilor de apă din sol, forța de sugere (sucțiune) a rădăcinilor plantelor, forța hidrostatică.

Forța gravitațională acționează asupra apei ce se realizează în porii necapilari ai solului după o ploaie abundentă sau după o irigare cu cantități mari de apă. Sub acțiunea gravitației apa se deplasează pe verticală umezind solul în profunzime, iar surplusul trece în pânza de apă freatică. Pe terenurile înclinate, o parte din apă este deplasată din amonte în aval tot sub acțiunea forței gravitaționale.

Forța capilară acționează asupra apei ce se află în porii capilari ai solului și este determinată de deficitul de presiune ce se creează în capilarele solului.

Dacă se introduce un tub capilar într-un vas cu apă, se constată o ridicare a coloanei de apă în tub la o înălțime H (Figura 1), iar dacă se pun în contact două tuburi cu diametre diferite, apa se va deplasa încet de la tubul mai larg la cel mai îngust. Reținerea și mișcarea apei în toate direcțiile, în tuburile capilare, se datorează forței capilare la baza căreia stă deficitul de presiune (presiunea capilară). Moleculele de apă din interiorul lichidului din tub sunt atrase cu aceeași forță în toate direcțiile, deci sunt în echilibru, în timp ce moleculele de la suprafața lichidului sunt atrase numai spre interior, iar cele de la contactul cu pereții tubului sunt atrase spre exterior, cu forțe mai puternice (udă pereții tubului).

Aceste forțe determină formarea la suprafața coloanei de lichid a unui menisc concav, sub care presiunea este mai mică. deci apare așa-numitul „deficit de presiune” care este dat de relația lui Laplace:

(7)

în care α este tensiunea superficială; r = raza tubului capilar.

Figura 1 – Ridicarea apei într-un tub capilar

Figura 3 – Ascensiunea capilară a apei

Deci, cu cât raza capilarului este mai mică, deficitul de presiune (forța capilară) este mai mare și apa se va ridica la o înălțime mai mare.

În sol există o „împletitură” de pori de diametre și lungimi diferite; din această cauză fenomenele capilare sunt foarte complexe. Apa capilară nu este antrenată de forța gravitațională, ci se mișcă lent, în toate direcțiile, de la capilarele cu diametrul mai mare spre cele cu diametrul mai mic (Figura 2).

Forța de adsorbție (de sorbție)

Determină reținerea apei la suprafața particulelor de sol. Această forță este de natură electrostatică și se datorează caracterului dipolar al moleculei de apă și energiei libere de la suprafața particulelor de sol. Prin această forță este reținută apa higroscopică.

Forța determinată de tensiunea vaporilor de apă

Acționează asupra apei sub formă de vapori. În porii solului plini cu aer se găsesc vapori de apă, care sunt supuși unei presiuni (tensiuni) mai mari sau mai mici în funcție de temperatură și umiditatea solului. Astfel, la aceeași umiditate tensiunea vaporilor crește cu temperatura, iar la aceeași temperatură tensiunea crește cu umiditatea. Deci, vaporii de apă vor circula întotdeauna de la zonele mai calde și mai umede (tensiunea mai mare) spre zonele mai reci și mai uscate (tensiune mai mică).

Forța de sugere a rădăcinilor plantelor

Plantele iau apa din sol prin intermediul perișorilor absorbanți. Forța de sucțiune, la majoritatea plantelor, este de 15-20 atmosfere. Pe măsură ce apa din apropierea rădăcinilor este consumată, o altă cantitate de apă, de la distanțe mai mari, îi ia locul, creându-se un curent spre rădăcinile plantelor.

Forța osmotică

Se manifestă numai în solurile sărăturate și depinde de presiunea osmotică. Cu cât concentrația sărurilor solubile este mai mare, și presiunea osmotică este mai mare, iar apa va fi reținută cu forțe mai puternice în sol. Din această cauză, pe solurile sărăturate, chiar când sunt umede, plantele suferă, apa trecând din celulele plantelor în soluția solului (așa-numita secetă fiziologică).

Forța hidrostatică (de submersie)

Se pune în evidență numai când la suprafața solului se găsește un strat de apă. Sub greutatea stratului respectiv se creează o forță care determină pătrunderea apei în sol. Situația se întâlnește în orezarii sau pe terenurile cu băltiri.

2.1.2. Potențialul apei din sol și sucțiunea solului

Forțele care acționează asupra apei din sol sunt foarte diferite și ele se modifică continuu în funcție de cantitatea de apă din sol și de proprietățile solurilor (textură, porozitate, conținut în săruri). Astfel, pornind de la un sol uscat, pe măsura creșterii umidității, acționează forța de adsorbție, urmată de forța capilară și apoi de forța gravitațională. Cu cât un sol este mai argilos și are pori mai fini, forțele de adsorbție și capilară sunt mai intense, iar la solurile sărăturate predomină forța osmotică.

Reținerea și mișcarea apei în sol este determinată de acțiunea comună a acestor forțe, însă ele fiind de natură diferită nu pot fi însumate; de aceea, s-a recurs la un indice energetic generalizat, denumit potențialul apei din sol. Acesta exprimă energia pe care o are apa în sol, datorită căreia exercită o anumită presiune. Deci, forțele sunt traduse în potențiale sau energii care se exprimă în unități de presiune (atmosfere, centimetri coloană de apă etc.), ce pot fi însumate.

În funcție de natura forțelor se disting următoarele potențiale: potențialul gravitațional (corespunzător forței gravitaționale); potențialul matriceal (corespunzător forței de adsorbție și capilare), potențialul hidrostatic și potențialul osmotic. Prin însumare se obține potențialul total.

Solurile normale nu prezintă exces de umiditate și nu conțin săruri solubile în cantitate mare; prin urmare, la reținerea și mișcarea apei acționează numai potențialul matriceal (forța de adsorbție și capilară). Sub acțiunea acestor forțe apa este atrasă de sol, deci este supusă unei presiuni cu semn negativ, prezentând un potențial negativ.

Forța cu care apa este atrasă și reținută de sol se numește forță de sucțiune sau, mai simplu, sucțiune. Ea poate fi pusă în evidență și măsurată cu ajutorul unor aparate numite tensiometre. Sucțiunea solului, exprimând presiunea la care se află apa în sol, poate fi măsurată în centimetri coloană de apă, milimetri coloană de mercur, atmosfere, bari sau milibari, pascali (1Pa = 10-5 bari = 9,87 · 10-6atm. = 7.5 · 10-3 mmHg = 0,102 mm col. apă).

Măsurată în centimetri coloană de apă, sucțiunea (forța de reținere a apei) variază de la 1 cm (sol saturat cu apă), până la 10.000.000 cm coloană de apă (sol uscat). Schofield a introdus noțiunea de pF (prin analogie cu aceea de pH). Deci pF-ul reprezintă logaritmul, în baza zece, a centimetrilor coloană de apă corespunzătoare forței de reținere a apei de către sol.

Valoarea minimă a indicelui pF este 0, deoarece log. de 1 = 0 și valoarea maximă este 7, deoarece log. de 10.000.000 = 7. Indiferent de unitatea de măsură în care este exprimată sucțiunea, datorită echivalenței dintre ele se poate face transformarea în toate celelalte unități de măsură. Astfel, la un pF = 3 corespunde o forță de sucțiune egală cu o coloană de apă de 1.000 cm, (log. de 1 000 = 3), sau cu circa 1 atmosferă (1 atmosferă = 1 033 cm coloană de apă), sau cu 760 mm coloană mercur, sau cu 1 bar sau 1 000 milibari.

2.1.3. Curba caracteristică a umidității solului sau curba de sucțiune

La același sol forța de sucțiune depinde de cantitatea de apă conținută și poate crește de la pF = 0, când solul este saturat cu apă, până la pF = 7, când solul este uscat. La soluri diferite sucțiunea mai depinde și de alte proprietăți și, în primul rând, de textură. Astfel, la aceeași umiditate, sucțiunea crește de la solurile nisipoase spre solurile argiloase.

Curba caracteristică a umidității solului exprimă legătura ce există între sucțiune și umiditatea din sol și ea se obține grafic înscriind pe abscisă umiditatea solului respectiv, iar pe ordonată sucțiunea corespunzătoare. Luând trei soluri de texturi diferite (nisipoasă, lutoasă și argiloasă), se obțin trei curbe cu aliuri diferite (Figura 3).

Acestea scot în evidență că, la același sol, sucțiunea scade o dată cu creșterea umidității, iar la soluri diferite sucțiunea crește de la cele nisipoase la cele argiloase.

Figura 3 – Curba caracteristică a umidității solului

Curbele caracteristice umidității solului demonstrează că. pentru aprecierea stării de umiditate, în legătură cu aprovizionarea plantelor, trebuie să cunoaștem nu numai procentul de umiditate din sol, ci și forța de sucțiune a acestuia. Astfel, în timp ce la 6% umiditate un sol nisipos se găsește la capacitatea de câmp (CC) și plantele au apă în cantitate optimă, un sol lutos se găsește la coeficientul de higroscopicitate (CH), iar un sol argilos este, practic, uscat, deci pe ambele soluri plantele nu se dezvoltă, deoarece forța de sucțiune a lor depășește cu mult forța de sugere a apei a rădăcinilor plantelor. Rezultă că aprecierea reală a stării de umiditate a solului se face numai cu ajutorul curbei caracteristice a umidității solului.

2.1.4. Indicii hidrofizici ai solului

Aceștia reprezintă anumite valori ale umidității din sol, exprimată în procente sau valori pF, la care se petrec modificări evidente în ce privește reținerea, mobilitatea și accesibilitatea apei pentru plante. Pe curba caracteristică a umidității au fost stabilite anumite puncte convenționale, care corespund unor indici hidrofizici. Principalii indici hidrofizici sunt: coeficientul de higroscopicitate, coeficientul de ofilire, capacitatea pentru apă în câmp, echivalentul umidității, capacitatea pentru apa capilară și capacitatea totală pentru apă a solului.

Coeficientul de higroscopicitate (CH)

Cunoscut și sub numele de coeficient maxim de higroscopicitate (CH), reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o probă de sol, uscată la aer, o poate reține la suprafața particulelor, atunci când este așezată într-o atmosferă saturată în vapori. Valoarea coeficientului de higroscopicitate depinde de textură, de conținutul de humus, de conținutul în diferite săruri și de natura cationilor din sol. Astfel, cu cât un sol este mai bogat în argilă, conține mai mult humus, are săruri și cationi ce se hidratează puternic, valoarea coeficientului de higroscopicitate este mai mare. În general, valorile CH-ului (în procente de volum) sunt cuprinse între 1% și 14%, fiind de circa 1% la solurile nisipoase, de 8% la cele lutoase și 14% la cele argiloase.

Se determină în laborator folosind o soluție de acid sulfuric 10%, care creează într-un mediu închis o saturare în vapori de 94%.

Indiferent de sol, pe curba caracteristică a umidității coeficientul de higroscopicitate corespunde la un pF = 4,7. Coeficientul prezintă importanță, deoarece servește la aprecierea texturii și se folosește la calcularea coeficientului de ofilire (CO = CH · 1,5) și echivalentului umidității (EU = CH · 2,73).

Coeficientul de ofilire (CO)

Reprezintă limita minimă de apă din sol la care plantele se ofilesc ireversibil. La această apă se poate ajunge fie prin scăderea umidității solului datorită evapotranspirației (pierdere prin evaporație + consumul plantelor), fie prin umezirea solului uscat până la satisfacerea totală a apei de Ia suprafața particulelor de sol. Valoarea CO depinde de aceeași factori ca și CH și este de aproximativ 2% la solurile nisipoase, până la 12% la cele lutoase și până la 24% la cele argiloase (în procente din volum) (Tabelul 2). Umiditatea la CO caracterizează tipul de sol și este independentă de plantă. Această umiditate depinde, ca .și la CH, în primul rând de gradul de mărunțire ai solului . Cu cât solul are o textură mai fină, CH și CO au valori mai ridicate.

Coeficientul de ofilire se poate determina pe cale biologică, folosind o plantă test, sau prin calcul, în funcție de CH, cu relația: CO = CH · 1,5.

Pe curba caracteristică a umidității, indiferent de sol, corespunde unui pF = 4,2. Acest coeficient prezintă importanță mare deoarece indică cantitatea minimă de apă pe care trebuie să o aibă solul pentru ca plantele să nu piară și în același timp se folosește la calcularea capacității de apă utilă din sol, a normei de irigație, a normelor de udare și a plafonului minim, parametri indispensabili lucrărilor de irigație.

Tabelul 2 – Variația CH și CO în funcție de textura solului

Capacitatea pentru apă în câmp (sau capacitatea de câmp – CC)

Reprezintă cantitatea maximă de apă pe care solul (saturat cu apă) o poate reține în spațiile capilare o perioadă mai lungă de timp și pe care o poate pune în mod treptat la dispoziția plantelor. Se determină numai în teren prin metoda ramelor metrice, umezind în exces o parcelă de 1/1 sau 2/2 m și stabilind cantitatea de apă rămasă după ce s-a pierdut gravitațional excesul (1-3 zile).

Solul umezit la capacitatea de câmp conține apă reținută la suprafața particulelor de sol (apă higroscopică și peliculară) și apă reținută în porii capilari. De aceea, valoarea CC depinde de textură (care determină cantitatea de apă reținută la suprafața particulelor) și de structură (care determină porozitatea solului). Astfel, la solurile nisipoase este de circa 6%, la solurile lutoase este de până la 32%, iar la solurile argiloase de până la 42% (procente din volum). Pe curba caracteristică a umidității capacitatea de câmp corespunde unui pF = 2,5.

Cunoașterea CC are o importanță mare, deoarece reprezintă limita superioară a apei utile pentru plante. Solul aflat la capacitatea de câmp se găsește în condiții optime de umiditate, plantele găsind cele mai bune condiții de dezvoltare. Creșterea umidității peste capacitatea de câmp creează în sol un excedent de apă, iar scăderea acesteia creează un deficit de umiditate.

Împreună cu coeficientul de ofilire, capacitatea de câmp participă la calcularea normei de irigare, a normei de udare, a plafonului minim și a capacității de apă utilă a solului.

Echivalentul umidității (EU)

Reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o probă de sol saturată cu apă o poate reține atunci când este supusă unei forțe de centrifugare de 1.000 de ori forța gravitațională. Se determină în laborator prin metoda centrifugării. Întrucât determinarea capacității de câmp în teren este dificilă, cerând mult timp, în multe cazuri aceasta este înlocuită cu echivalentul umidității, care se determină, mult mai repede, în laborator. Valoarea echivalentului umidității este aproximativ egală cu a capacității de câmp la solurile lutoase, este mai mică la solurile nisipoase (deoarece acestea au o capacitate mai mică de reținere pentru apă) și este mai mare la solurile argiloase (care, având multă argilă rețin o cantitate mai mare de apă).

Capacitatea de câmp mai poate fi înlocuită prin umiditatea la 1/3 atmosfere, care reprezintă cantitatea de apă reținută de o probă de sol saturată, după ce a fost supusă unei presiuni de 1/3 atmosfere. Se determină tot în laborator, folosind aparatul de presiune cu placă poroasă.

Capacitatea pentru apa capilară (Ccap.)

Reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o are solul atunci când toți porii capilari sunt plini cu apă. Se realizează numai deasupra pânzei freatice, în „franjul capilar”, unde porii capilari se umplu cu apă prin ascensiune, menținându-se în permanență plini. Se poate determina în laborator pe probe recoltate din teren în cilindri metalici. Mărimea capacității capilare depinde, ca și capacitatea de câmp, de textură și structura solului, crescând de la solurile nisipoase spre cele argiloase și de la cele nestructurate la cele structurate. Pe curba caracteristică a umidității corespunde la un pF = 2. Prezintă importanță numai atunci când franja capilară se ridică până în profilul de sol, de unde apa poate fi folosită de plante.

Capacitatea totală pentru apă (CT)

Reprezintă cantitatea maximă de apă pe care o conține solul atunci când toți porii (capilari + necapilari) sunt plini cu apă și se determină în laborator pe probe recoltate din teren, în așezare naturală, cu cilindri metalici. Mărimea capacității totale depinde de porozitatea totală a solului, în funcție de care se și poate calcula:

(7)

Pe curba caracteristică a umidității corespunde la un pF = 0 deci sucțiunea solului la această umiditate este nulă. Când umiditatea se găsește la capacitatea totală, în sol se creează condiții de anaerobioză.

2.2. Aerul din sol

Aerul ocupă spațiile lacunare existente în sol cu diametrul mic (porii capilari) și cu diametrul mare (porii necapilari), constituind atmosfera solului. Împreună cu apa ocupă spațiul poros al solului, fiind considerate două componente antagoniste (prezența unuia în proporție mai mare determină absența celuilalt).

2.2.1. Compoziția aerului din sol

Aerul din sol prezintă o compoziție apropiată de cea a aerului atmosferic în ceea ce privește oxigenul și azotul și este mai bogat în dioxid de carbon datorită proceselor chimice și biochimice care au loc în masa acestuia

Compoziția aerului diferă de la un sol la altul în funcție de natura solului (nisipos, lutos sau argilos), agrotehnica aplicată, iar la același tip de sol variază în funcție de folosința acestuia, sezon, conținut în humus etc.

Cantitatea de dioxid de carbon din sol este mai mare la solurile cultivate cu o stare culturală bună, comparativ cu solurile necultivate, datorită transformării oxigenului în dioxid de carbon de către microorganisme și rădăcinile plantelor. Cantitatea de dioxid de carbon eliberată de rădăcini în procesul de respirație este foarte mare .

Tabelul 3 – Compoziția aerului atmosferic și din sol

De asemenea, cantitatea de dioxid de carbon din sol este influențată de anotimp, în sensul că este maximă atunci când activitatea biologică este intensă și se reduce în perioada de toamnă-iarnă.

2.2.2. Factorii care contribuie la primenirea aerului din sol

Aerul din sol poate fi înlocuit, împrospătat sau primenit prin intermediul următorilor factori: difuziunea gazelor, temperatură, umiditate, presiunea atmosferică și regimul eolian (vântul).

● Difuziunea gazelor, are rol important în menținerea unui echilibru între conținutul de dioxid de carbon din sol și oxigenul din atmosferă, prin eliberarea dioxidului de carbon care se găsește în sol în cantitate mai mare.

● Prin creșterea temperaturii aerul din sol își mărește volumul fiind eliberat în atmosferă, iar când temperaturile scad, fenomenul se petrece invers.

● În urma ploilor sau aplicării irigaților, aerul este eliberat din sol apoi când apa se pierde prin evaporație sau consumul plantelor acesta este înlocuit de aer proaspăt.

● Prin scăderea presiunii atmosferice, aerul din sol trece în atmosferă, iar când presiunea crește, fenomenul se petrece invers.

● Regimul eolian (vântul) intensifică evaporarea aerului de la suprafața solului și treptat spre interior, realizând un schimb de aer între sol și atmosferă.

Un tip de sol cu bune însușiri fizice, bine lucrat, poate fi primenit în 24 ore pe adâncimea de 20 cm.

2.2.3 Regimul de aer al solului

Totalitatea proceselor de pătrundere, mișcare și ieșire a aerului din sol constituie regimul aerului din sol. Între apa și aerul din sol există relații de strictă interdependență, folosindu-se noțiunea de regim aero-hidric al solului, care reprezintă totalitatea proceselor de pătrundere, mișcare, intrare-ieșire a apei și aerului din sol. Un bun regim al aerului denotă și un bun regim al apei în sol. Întotdeauna când regimul aerului este deficitar, regimul apei este excedentar și invers.

Un regim de aer excedentar, atrage după sine deficit de umiditate, activitate microbiologică redusă, mineralizare rapidă a resturilor organice, aprovizionare deficitară cu elemente nutritive, stânjenirea creșterii sistemului radicular etc.

Un regim de aer deficitar, denotă un excedent de umiditate, creează condiții de anaerobioză determinând acumularea în sol a compușilor feroși, activitate microbiologică și mineralizare reduse, eliberarea de elemente nutritive în cantități reduse, au loc procese intense de gleizare și stagnogleizare, necesitând lucrări de ameliorare specifice.

La un regim aerohidric favorabil, activitatea microorganismelor este intensă, se realizează un echilibru al proceselor de reținere și schimb cationic, se stimulează germinația semințelor, are loc fixarea azotului atmosferic etc. Astfel de regim aerohidric favorabil, se realizează în soluri cu textură mijlocie, bine structurate, agregate stabile și unde lucrările agrotehnice se execută la timp și de bună calitate.

2.2.4. Importanța aerului din sol

Principalele elemente componente ale aerului din sol sunt: oxigenul, dioxidul de carbon și azotul.

Oxigenul, este necesar pentru germinarea semințelor, respirația rădăcinilor activitatea microorganismelor aerobe etc.

Azotul, constituie sursa de acumulare a azotului nitric și amoniacal în urma activității bacteriilor nitrificatoare și simbiotice.

Dioxidul de carbon, constituie sursa de aprovizionare a aerului atmosferic, iar prezența acestuia în atmosferă duce la creșterea asimilației clorofiliene, grăbește înflorirea și maturarea plantelor și chiar asigură sporuri de recoltă de 20-100 % (castraveți și tomate în sere).

Prezența aerului în sol favorizează dezvoltarea perișorilor absorbanți ai rădăcinilor, influențează regimul termic al solului, întrerupe capilaritatea și conservă apa în sol.

2.2.5. Difuzia gazelor în sol

Difuzia gazelor în solurile naturale, nederanjate, este influențată de porozitatea ocupată de aer (θa) și de tipul de sol (textură, structură, orizont, management), acolo unde în mod curent, transportul gazelor prin difuzie este dominant comparativ cu transportul gazelor prin convecție.

Modelele de determinare a coeficientului de difuzie a gazelor în sol (Dp) sunt necesare pentru evaluarea spre exemplu a: aerației solului, difuziei și volatilizării substanțelor chimice organice în siturile cu soluri poluate, difuziei și biodegradării unor gaze cum ar fi metanul etc.

Aceste modele pentru determinarea Dp funcție de θa sunt prezentate de Stătescu, F.; Pavel, L.V. (2011):

a) Primul grup ce cuprinde modele pentru determinarea Dp(θa) care se bazează numai pe θa. [NUME_REDACTAT] (1900), pe baza a numeroase cercetări asupra apei și transportului gazelor în sol, a arătat că coeficientul relativ de difuzie a oxigenului în sol este proporțional cu θa2. Alte modele clasice din acest grup sunt modele liniare (Penman, van Bavel și Call) și neliniare (Marshall și Millington).

b) Al doilea grup cuprinde modele simple, empirice, sau mecanice inferioare, modele neliniare Dp(θa) care iau în considerare porozitatea ocupată de aer (θa) și porozitatea totală PT. Aceste modele introduc efectul tipului de sol prin porozitatea totală (PT), care depinde de textura solului, de structura solului și de managementul aplicat.

c) Al treilea grup de modele utilizează curba de reținere a apei în sol pentru a lua în considerare efectul tipului de sol asupra difuziei gazelor. Moldrup și alții (1996) introduc în modelul Dp(θa), parametrul b din modelul Campbell al curbei de reținere a apei, ca al treilea parametru, împreună cu θa și PT. Moldrup și alții (1999) au combinat modelul Dp(θa), dependent de paramerul b al lui Campbell, cu expresia lui Buckingham (1904) pentru difuzia gazelor în solurile uscate (fără apă), dezvoltând modelul Buckingham – Burdine – Campbell. Mai departe, Moldrup și alții (2000) introduc în modelul Dp(θa) porozitatea ocupată de aer la sucțiunea de 100 cm H2O, pentru a descrie efectul structurii solului asupra difuziei gazelor.

d) Al patrulea grup cuprinde modele care introduc parametri de modelare empirici. Acestea duc la o buna estimare a datelor Dp(θa), apropiate de valorile măsurătorilor experimentale.
c) Al cincilea grup cuprinde modele Dp(θa), care împart domeniul porozității în două sau trei intervale, ca de exemplu: ușor accesibilă, greu accesibilă și inaccesibilă. Aceste modele sunt tipice pentru solurile foarte bine structurate sau pentru mediile poroase foarte bine agregate artificial. Modelele introduc suplimentar parametri pentru forma și intervalul mărimii porilor și sunt mai cu seamă modele descriptive care pot fi utilizate în studii detaliate Dp(θa).

e) Al șaselea grup cuprinde modele bazate pe distribuția macroscopică a dimensiunii porilor sau pe raza porului echivalentă cu a tubului capilar, îmbinarea tuburilor cu diferite raze, sau pe rețele de tuburi capilare multidimensionale. [NUME_REDACTAT](θa), din acest grup, conțin diverse constante empirice și sunt foarte complicate.

In general, ultimile trei grupe (d-e) sunt mai mult descriptive, modele Dp(θa) multiparametrice, care pot determina cu acuratețe datele și în acest fel facilitează o mai bună înțelegere a procesului de difuzie a gazelor în solurile nesaturate. Aceste modele nu sunt utilizate în prezent pentru aprecierea Dp(θa). Analizând primele trei grupe (a-c), se observă că ele cuprind modele Dp(θa) cu parametri banali, ceea ce le face foarte simple, dar care necesită o bună cunoaștere a curbei de reținere a apei în sol.

Modelul elaborat de Moldrup et ali.(1996) are la bază o foarte bună corelație (r2 = 0,97) care există între porozitatea ocupată de aer la sucțiunea solului de 100 cm H2O (θ100, corespunzătoare porilor cu diametrul >30 μm) și coeficientul de difuzie a gazelor la aceeași valoare a sucțiunii (DP,100).

Ecuația modelului este următoarea:

DP/D0 = (2θ1003 + 0,04θ100) (θ/θ100)2+3/λ (8)

unde:

DP este coeficientul de difuzie a gazelor în sol,

D0 – coeficientul de difuzie a gazelor în aer,

θ – conținutul volumetric de aer al solului,

θ100 – conținutul volumetric de aer al solului la sucțiunea de 100 cm H2O,

λ – parametrul mărimii distribuției porilor [Campbell; panta curbei log(θ) – log(h)]. (Stătescu, F.; Pavel, L.V. 2011)

CAPITOLUL III

PERMEABILITATEA SOLULUI PENTRU APĂ

Stătescu, F.; Pavel, L.V. (2011) arată că “Însușirea solului de a lăsa să pătrundă, să circule și să treacă prin el apa poartă denumirea de permeabilitate. Factorii care influențează permeabilitatea sunt: textura, structura, conținutul în humus și oxizi de fier, natura mineralelor argiloase, procentul de sodiu schimbabil, conținutul de săruri solubile etc. ”

Solurile nisipoase sunt foarte permeabile, în timp ce solurile argiloase au o permeabilitate scăzută. Solurile structurate sunt afânate și au o porozitate bună; din această cauză sunt permeabile, în timp ce solurile nestructurate au o așezare îndesată, cu o porozitate deficitară, ceea ce face ca apa să nu poată pătrunde prin ele. Cu cât un sol este mai bogat în humus, are o structură mai bună și mai stabilă, o porozitate echilibrată și raporturi foarte bune cu apa și aerul.

Oxizii de fier prezenți în sol contribuie la cimentarea particulelor mai fine în agregate, sau se depun sub formă de pelicule la suprafața agregatelor structurale, imprimându-le o stabilitate bună. în condiții de aciditate ridicată, însă, compușii fierului pot fi translocați în adâncime, unde, prin re – precipitare, formează straturi cimentate care sunt foarte impermeabile. Argila de tip montmorillonit gonflează puternic în prezența umidității, reducând permeabilitatea soiurilor pentru apă. Prezența în sol a sodiului schimbabil și a unor săruri solubile determină dispersia particulelor de sol și deci reduc permeabilitatea acestuia.

Coeficientul funcției permeabilității este un parametru esențial în analiza performantă a infiltrației în solurile nesaturate. Exemple de aplicații în inginerie, în care funcția permeabilității este necesar a fi cunoscută, sunt următoarele: aplicarea irigațiilor, modelarea curgerii și schimbarea volumului în solurile tasate, prognoza alunecărilor de teren în zone cu argile gonflabile, modelarea migrării contaminanților în solurile nesaturate.

În timpul pătrunderii apei în sol se întâlnesc două situații distincte: de sol saturat cu apă și de sol nesaturat cu apă.

Coeficientul de permeabilitate al unui sol saturat este determinat de cifra porilor (volumul porilor/volumul părții solide). Coeficientul permeabilității solurilor nesaturate incompresibile este determinat de gradul de saturație. Deoarece solurile sunt deformabile, coeficientul de permeabilitate pentru un sol nesaturat deformabil este determinat de gradul de saturație și cifra porilor.

Coeficientul de permeabilitate al unui sol nesaturat incompresibil este determinat de gradul de saturație sau de conținutul volumetric de apă. Gradul de saturație exprimat în funcție de sucțiunea solului este determinat din curba de sucțiune.

3.1. Permeabilitatea solului saturat

Pătrunderea și trecerea apei prin solurile saturate cu apă poartă denumirea de filtrație și acesta se petrece conform legii lui Darcy, care se exprimă prin relația:

(9)

în care: V este viteza medie de curgere a apei, numită „viteză de filtrație”, K- conductivitatea hidraulică, coeficientul de filtrație sau coeficientul de permeabilitate, iar I – gradientul hidraulic, care este dat de raportul dintre diferența de nivel (H) a celor două vase sau diferența de potențial (Ψ1, – Ψ2,) și lungimea (L) a coloanei de sol prin care trece apa (Figura 4).

În exemplificarea din figura 5 se consideră că apa se mișcă printr-un sol saturat asemănător cum circulă printr-o conductă, cu o viteză a cărei mărime depinde de gradientul hidraulic (I) și conductivitatea hidraulică (K).

Figura 4 – Circulația apei printr-o coloană orizontală de sol saturat

În cazul unei coloane verticale de sol saturat (I) și cu un strat de apă (H) deasupra (Figura 5), situație asemănătoare cu cea din natură (când apa pătrunde pe verticală în sol), gradientul hidraulic și, deci, viteza de filtrație

Figura 5 – Circulația apei printr-o coloană verticală de sol saturat

În cele mai multe situații, în natură, nu se găsește un strat de apă deasupra solului saturat cu apă, deci H = 0, atunci , adică V = K. Prin urmare, permeabilitatea solurilor saturate cu apă (filtrația) depinde de coeficientul de filtrație (K), din care cauză se mai numește și coeficient de permeabilitate. Cu cât K este mai mare și permeabilitatea solului saturat este mai mare, și invers. Valoarea K se exprimă în cm/s sau mm/oră și depinde de proprietățile solului (mai ales de textură). Astfel, la un sol nisipos K= 10-1 cm/s, iar la un sol argilos K = 10-8 cm/s. (Stătescu, F.; Pavel, L.V. 2011)

3.2. Permeabilitatea solului nesaturat

Pătrunderea apei prin solurile nesaturate cu apă se numește infiltrație. Majoritatea solurilor în natură nu sunt saturate, mișcarea apei făcându-se la acestea, sub acțiunea forței de sucțiune.

Forța de sucțiune depinde de cantitatea de apă din sol, dar și de alte proprietăți ale solului (mai ales de textură). Astfel, într-un sol cu aceeași textură, apa se va mișca de la o umiditate mai mare (U1) la o umiditate mai mică (U2), deci de la o forță de sucțiune mai mică (pF1) la o forță de sucțiune mai .mare (pF2). În cazul când avem un sol nisipos cu umiditatea 6%, în contact cu un sol lutos cu aceeași umiditate apa se va mișca de la nisip, unde pF = 2,5 (solul nisipos găsindu-se la CC), către solul lutos, unde pF = 4,7 (solul lutos găsindu-se la CH). Dacă solul nisipos are 6% umiditate, iar solul lutos are 12%, apa se va mișca tot de la solul nisipos (pF = 2,5) către solul lutos, unde pF = 4,2 (solul lutos găsindu-se la CO). Când solul nisipos se menține la aceiași umiditate (6%) iar solul lutos are umiditatea 25%, apa nu va circula de la un sol la altul, deoarece ambele se găsesc la capacitatea de câmp, deci au pF = 2,5.

Prin urmare, întotdeauna, în solurile nesaturate apa se mișcă de la o forță de sucțiune mai mică la alta mai mare. Pe baza legii lui Darcy, pentru mișcarea apei în solurile nesaturate, Richards a stabilit următoarea relație:

sau (10)

în care: ΔΨ este diferența de sucțiune, iar Ku – conductivitatea hidraulică în funcție de umiditate (u).

Legea lui Darcy se aplică și în cazul solurilor nesaturate, cu deosebirea că, în acest caz, valoarea lui K depinde nu numai de proprietățile solului, ci și de cantitatea de apă din sol, micșorându-se o dată cu scăderea umidității, deci cu creșterea sucțiunii. Astfel, la un sol uscat Ku este aproape zero; pe măsura creșterii umidității crește și Ku, astfel încât, la solul saturat cu apă, Ku devine egal cu K.

Cantitatea de apă ce o poate primi un sol până când ajunge la saturație se numește capacitate de infiltrație. Aceasta se exprimă prin grosimea stratului de apă aspirată de sol în unitatea de timp, deci sub formă de viteză de infiltrație și se poate măsura în mm/h sau cm/s.

În timpul pătrunderii apei în sol viteza de infiltrație este diferită, fiind maximă la început, după aceea scade, iar după un anumit timp se stabilizează, devenind constantă. Deci, în procesul de infiltrație se disting: viteza inițială de infiltrație, viteza de infiltrație, la un moment dat și viteza finală de infiltrație. Viteza de infiltrație se determină pe teren sau în laborator cu ajutorul unor aparate numite infiltrometre (Figura 6).

Punând pe o axă cantitățile de apă infiltrată, iar pe cealaltă timpii de măsurare, se obține curba de infiltrație, care prezintă dinamica procesului de infiltrație.

Figura 6 – lnfiltrometrul Mutz-[NUME_REDACTAT] permeabilității solului se poate face atât în funcție de conductivitatea hidraulică (K), cât și în funcție de viteza finală de infiltrație (Tabelul 4)

Tabelul 4 – Aprecierea permeabilității solului

Cunoașterea permeabilității solului prezintă o deosebită importanță atât în ce plivește procesul de formare a solului, cât și pentru aplicarea corectă a unor măsuri hidroameliorative. Astfel, pe terenurile cu permeabilitate ridicată eluvierea este puternică ceea ce duce la formarea unor soluri cu profile bine dezvoltate. Permeabilitatea excesivă nu este dorită, deoarece determină sărăcirea solurilor în coloizi și elemente nutritive. Permeabilitatea redusă duce la stagnarea apei în sol și la suprafața solului, aceasta fiind însoțită de o serie de procese și de transformări în condiții de anaerobioză. Intensitatea ploii la irigarea prin aspersiune trebuie să fie mai mică decât viteza de infiltrație a solului, pentru a nu crea băltiri la suprafața acestuia. La stabilirea distanței dintre drenuri și dintre canalele de desecare se are în vedere permeabilitatea solului pentru apă, astfel încât să se poată realiza, în bune condiții, adâncimea de desecare pe toată suprafața. (Stătescu, F.; Pavel, L.V. 2011)

3.3. Ascensiunea capilară a apei în sol

Mișcarea apei în spațiile capilare de jos în sus, numită și ascensiune capilară, prezintă importanță numai atunci când pânza freatică se află la adâncime mică, de unde poate aproviziona rădăcinile plantelor.

În anul 1718 Jurin a stabilit legea (descoperită anterior de italianul Borelli) după care: înălțimea la care se ridică (în cazul apei) un lichid într-un tub capilar este invers proporțională cu diametrul tubului; deci, același lichid se ridică mai mult într-un tub capilar îngust, decât în unul mai larg.

Pentru ridicarea apei printr-un capilar se cheltuiește un lucru mecanic care este egal cu 2 π r𝛼, în care: r este raza tubului capilar și 𝛼 – tensiunea superficială. Apa se va ridica până în momentul când greutatea coloanei de apă π r2hgd (π r2 este suprafața coloanei de apă; h – înălțimea de ridicare; g – accelerația gravitațională și d – densitatea apei) va fi egală cu lucrul mecanic ce se cheltuiește pentru ridicare (2 π r𝛼). Deci: 2 π r𝛼 = π r2hgd.

Făcând reducerile și știind că la apă d = 1, rezultă:

, de unde (11)

Prin urmare, înălțimea de ridicare a apei în capilare este cu atât mai mare. cu cât diametrul capilarelor este mai mic. La soluri mărimea capilarelor depinde de textură; cu cât textura este mai fină diametrul capilarelor este mai mic și, deci, înălțimea de ridicare a apei este mai mare.

Adâncimea maximă de la care se poate ridica apa în soluri este de până la 0,5-1 m la solurile nisipoase, de până la 1,5-2 m la solurile cu textură mijlocie și de până la 3-3,5 m la solurile cu textură fină. În legătură cu apa freatică se disting trei adâncimi: critică, subcritică și acritică.

Pentru aprovizionarea plantelor cu apă din pânza freatică, interesează nu numai înălțimea de ridicare, ci și viteza de ridicare a acesteia. Viteza de ridicare a apei variază în sens invers cu înălțimea, adică este mai mare la solurile nisipoase și mult mai mică la cele argiloase. Astfel, pe solurile argiloase, deși apa se poate ridica de la o adâncime mare, datorită vitezei de ridicare reduse aportul freatic poate fi mai mic decât consumul plantelor și acestea suferă de umiditate.

Ascensiunea capilară a apei din pânza freatică joacă un rol pozitiv numai când aceasta se găsește la adâncimea subcritică. Când aceasta se găsește la adâncimea critică ascensiunea capilară are o influență negativă, determinând formarea solurilor cu fertilitate redusă (hidromorfe, halomorfe, gleizate. salinizate, alcalizate). Când pânza freatică se găsește la adâncimea critică, plantele nu pot folosi apa ridicată prin ascensiunea capilară.

Ridicarea apei prin capilare prezintă importanță și la solurile care nu sunt sub influența pânzei freatice. Astfel, după o ploaie puternică o parte din apă pătrunde în sol sub adâncimea de răspândire a rădăcinilor plantelor și nu mai poate fi folosită. Datorită ascensiunii capilare, însă, ea se reîntoarce în zona rădăcinilor și este folosită de plante.

În cazul irigării terenurilor cu aport freatic, trebuie să se aibă în vedere ca normele de udare să fie mai mici, astfel încât apa infiltrată în sol să nu se întâlnească cu cea ridicată din pânza freatică, pentru a nu determina înmlăștinirea sau salinizarea solurilor. (Stătescu, F.; Pavel, L.V. 2011)

3.4. Pierderea apei din sol

Apa din sol se poate pierde prin: evaporație, transpirație și prin drenaj.

Evaporația (E)

Reprezintă pierderea apei din sol, prin trecerea ei în stare de vapori sub acțiunea temperaturii. La această pierdere plantele nu participă, de aceea mai poartă denumirea și de consum neproductiv. Pierderile de apă prin evaporație afectează, mai ales, partea superioară a profilului de soi (30-50 cm) și pot fi reduse prin mobilizarea solului (când se întrerup spațiile capilare) sau prin mulcire.

Transpirația (T)

Reprezintă pierderea apei datorită consumului plantelor prin fenomenul de transpirație. Din totalul apei absorbită de către plantă, numai 0,2% este folosită pentru formarea substanței organice, restul de 99,8% este eliminată prin transpirație. Totuși, deoarece la aceste pierderi participă plantele, transpirația este considerată un consum productiv. De aceea. în practică, se urmărește reducerea la minimum a evaporației (consum neproductiv) în favoarea transpirației (consum productiv).

Spre deosebire de evaporație, plantele pompează din sol și elimină prin transpirație în atmosferă cantități enorme de apă și de la mare adâncime.

Întrucât este greu de făcut o delimitare între pierderile de apă prin evaporație și transpirație, ele se exprimă împreună prin procesul numit evapotranspirație (ET).

Evapotranspirația se exprimă în mm, ca și precipitațiile și este diferită de la o zonă la alta în funcție de climă, sol, vegetație, umiditate etc. Pentru a putea compara datele între ele, Tornthwaite a introdus noțiunea de evapotranspirație potențiala ().

Evapotranspirația potențială reprezintă cantitatea de apă pierdută prin evaporație și transpirație de un sol permanent aprovizionat cu apă în optim și acoperit cu un covor vegetal încheiat. se poate determina folosind instalații speciale, sau cu ajutorul formulei lui Tomthwaite și servește la stabilirea regimului hidric al solului, sau a excedentului și deficitului de umiditate. Astfel. când precipitațiile (P) sunt mai mici ca ETP. avem deficit de umiditate și când P > ETP. avem excedent de umiditate.

[NUME_REDACTAT] pierderea de apă din sol prin scurgeri și poate fi: drenaj extern = scurgerea apei la suprafața terenurilor înclinate: drenaj intern = scurgerea apei prin sol în profunzime, acesta depinzând de permeabilitatea solului și drenaj global = totalul pierderilor prin scurgerea la suprafața solurilor și în profunzime. (Stătescu, F.; Pavel, L.V. 2011)

3.5. Regimul hidric al solului

Regimul hidric al solului reprezintă ansamblul tuturor fenomenelor de pătrundere, mișcare, reținere și pierdere a apei din sol. Regimul hidric reprezintă bilanțul de apă al solului, care se stabilește făcând o însumare algebrică a tuturor cantităților de apă intrate și ieșite din sol.

Apa poate să provină în sol din precipitații (P), aportul freatic (Af), scurgeri de pe terenurile vecine la suprafață (Ss) și în interiorul solului (Si), prin condensarea vaporilor de apă (C) și din irigații (I). Pierderile de apă din sol se fac prin evaporație (E), transpirație (T), scurgeri în pânza freatică (Af), scurgeri spre alte terenuri la suprafață (S's) sau în interior (S'i).

Rode exprimă bilanțul general al apei din sol, pentru o anumită perioadă, cu ecuația:

(12)

(intrări) (ieșiri)

în care:

Rf este rezerva de apă din sol de la sfârșitul perioadei considerate;

Ri este rezerva de apă din sol de la începutul perioadei considerate.

Toți termenii bilanțului se exprimă în mm.

Când intrările de apă în sol sunt mai mari decât ieșirile, bilanțul este pozitiv, iar solul are un regim hidric excedentar, putând asigura apa necesară dezvoltării plantelor. Când intrările sunt mai mici ca ieșirile regimului hidric al solului este deficitar și plantele duc lipsă de umiditate în sol.

În principal, regimul hidric al solurilor depinde de: climă, relief, proprietățile solului, adâncimea apei freatice, vegetație, activitatea omului.

Clima influențează regimul hidric al solului, în principal, prin precipitații și temperaturi. Cu cât precipitațiile sunt mai ridicate și temperaturile mai scăzute, clima este mai rece și solurile sunt mai umede.

Interdependența dintre condițiile climatice și regimul hidric al unui sol se pune în evidență cu ajutorul indicelui de ariditate [NUME_REDACTAT] și cu ajutorul diferenței dintre precipitații (P) și evapotranspirația potențială (ETP).

Astfel, cu cât indicele de ariditate este mai mare, solurile au un regim de umiditate mai ridicat, și invers. Când P > ETP se realizează în sol un plus de umiditate și, deci, un curent descendent de umiditate spre pânza freatică.

Relieful influențează redistribuirea apei din precipitații la suprafața solului. Astfel, pe terenurile plane toată apa din precipitații se infiltrează în sol, în timp ce pe terenurile în pantă o mare parte din aceasta se scurge la baza versantului. Terenurile depresionare și de la baza versanților beneficiază, pe lângă precipitații, și de apa scursă de pe terenurile vecine mai ridicate.

Principala proprietate a solului care influențează regimul hidric este permeabilitatea. În solurile cu permeabilitate bună apa pătrunde și se înmagazinează pe o grosime mare (solurile lutoase), în timp ce în solurile cu permeabilitate scăzută (solurile argiloase) apa băltește la suprafață, creând condiții de anaerobioză.

Dacă apa freatică se găsește la adâncimea critică sau subcritică, contribuie la regimul hidric al solului prin aportul freatic (Af), menținând solul în permanență umed.

Vegetația influențează regimul hidric prin consumul productiv (T). Cu cât acesta este mai ridicat, cu atât percolarea solului este mai redusă. În același timp, vegetația protejează pătrunderea apei din precipitații în sol și împiedică pierderea umidității prin evaporație.

Omul are o influență permanentă și variată asupra regimului hidric al solului, modificându-1 pozitiv sau negativ. Astfel, prin defrișarea pădurilor se ajunge la stepizare în zonele secetoase sau la înmlăștinarea solurilor în zonele umede. Plantarea de perdele de protecție sau de masive păduroase, duce la îmbunătățirea microclimatului prin mărirea umidității. Executarea lucrărilor hidroameliorative (desecare, drenaj, irigații) ameliorează regimul hidric al solurilor.

Ținând cont de factorii prezentați anterior și de intensitatea cu care ei acționează într-o zonă sau alta, la noi în țară se întâlnesc următoarele tipuri principale de regim hidric:

Regim hidric nepercolativ

Este caracteristic zonelor cu climat secetos (stepă), unde Iar < 26, > P, iar apa freatică se găsește la adâncime mare. în aceste condiții umiditatea din precipitații nu percolează solului până la umiditatea din pânza freatică, între ele rămânând în permanență un strat uscat (orizontul mort al secetei).

Solurile corespunzătoare acestui regim sunt slab levigate (soluri bălane, cernoziomuri) cu deficit de umiditate, care necesită prioritar irigarea.

Regim hidric periodic percolativ

Este caracteristic zonelor ceva mai umede (silvostepă), cu Iar = 26-35 și P = ETP. În aceste condiții curentul descendent de umiditate (provenit din precipitații) poate să întâlnească, în anumite perioade mai umede, curentul ascendent de umiditate (provenit din pânza freatică), adică, periodic, soiul este percolat pe întreaga grosime, până la pânza freatică. În acest caz solurile prezintă o levigare mai intensă (cernoziomuri cambice; cernoziomuri argiloiluviale), au un deficit de umiditate mai puțin pronunțat și necesită și acestea irigarea.

Regim hidric percolativ

Este caracteristic solurilor din climate umede (zona de pădure), cu Iar > 35 și P > ETP. În aceste condiții se creează un curent descendent permanent de umiditate, care în fiecare an percolează stratul de sol până la pânza freatică.

Solurile specifice acestui regim sunt puternic levigate, debazificate, acide, puternic diferențiate textural, cu permeabilitate redusă și adesea cu exces de umiditate în partea superioară (soluri brune luvice, luvisoluri albice, planosoluri etc). Necesită lucrări de afânare profundă și de eliminare a apei stagnante.

Regim hidric exsudativ

Se întâlnește în zona de stepă și de silvostepă, acolo unde pânza freatică se găsește la mică adâncime (microdepresiuni) și de unde apa se poate ridica prin ascensiune capilară până la suprafața solului, după care se pierde prin evaporare (solul exsudează). Prin evaporarea permanentă a apei se depun și se acumulează la suprafața solului săruri solubile, formându-se solonceacurile. Pentru ameliorarea acestora, se recomandă lucrări speciale de coborâre a nivelului freatic, irigări de spălare și amendare cu fosfogips.

Regim hidric freatic stagnant

Se întâlnește pe terenurile cu pânza freatică la mică adâncime, dar în zonele umede (de pădure). În aceste condiții apa freatică se ridică prin capilaritate până la suprafața solului unde, datorită evaporației reduse, nu se pierde ci stagnează, ducând la formarea solurilor gleice.

Acestea se ameliorează prin lucrări de desecare și drenaj.

Regim hidric stagnant

Se întâlnește în zonele umede, pe terenurile plane sau microdepresionare și cu permeabilitate scăzută. În aceste condiții apa din precipitații nu se poate infiltra în profunzime, ci stagnează la suprafața sau în prima parte a profilului de sol. În aceste condiții se formează solurile pseudo-gleice, care se ameliorează prin lucrări speciale de eliminare a excesului de apă de la suprafață (drenaj, arături adânci, arături în coame etc.).

Regim hidric de irigație

Este caracteristic zonelor irigate. Când irigarea se face corect aceasta nu modifică regimul hidric natural al solurilor, ci contribuie numai la completarea deficitului de umiditate pentru plante. Când, însă, irigarea nu se face rațional, se poate trece la un regim hidric nedorit (exsudativ, percolativ etc.). Astfel, dacă pe solurile cu apa freatică la adâncime nu prea mare se aplică norme de udare mari, se poate ridica nivelul pânzei freatice la adâncimea critică, punându-se în pericol înmlăștinarea și sărăturarea secundară a solurilor.

În afară de aceste regimuri, în unele zone se mai pot întâlni și alte tipuri de regim hidric ca: regim hidric exsudativ în profunzime; regim hidric freatic stagnant în profunzime și regim hidric amfistagnant. (Stătescu, F.; Pavel, L.V. 2011)

CAPITOLUL IV

FORMAREA SCURGERILOR PE VERSANȚI

4.1. Factori care determină formarea scurgerii

Factorii principali care determină formarea undelor de viitură sunt factorii climatici (atmosfera, regimul termic, precipitațiile) și factorii fizico-geografici (bazinul și rețeaua hidrografică).

4.1.1. Factori fizico – geografici

Procesele și fenomenele hidrologice din cuprinsul bazinelor hidrografice sunt determinate de poziția pe glob a țării noastre, de înălțimea și orientarea reliefului și în cea mai mare măsură de factorii fizico-geografici din bazin, în procesul formării și evoluției scurgerii. Rolul principal revine climei, care prin regimul precipitațiilor, temperaturilor, vântului, evaporației și a fenomenului de îngheț, influențează în mod determinant rezervele de apă, precum și regimul scurgerii. Ceilalți factori, precum relieful, structura geologică, solurile, vegetația, etc. au un rol t mai redus în procesul scurgerii.

Acești factori la rândul lor, influențează climatul și o serie de procese din circuitul apei, cum ar fi infiltrația, evapotranspirația, care se repercutează negativ asupra scurgerii. Scurgerea este rezultatul interacțiunii reciproce a factorilor fizico-geografici, la care pot apărea și influențe ale factorului antropic.

Principalii factori din această categorie simt: relieful, structura geologică, solurile, vegetația, activitatea omului.

Relieful influențează mărimea și mai ales distribuția scurgerii, prin gradul său de fragmentare, prin mărimea pantei versanților și a albiei și mai ales prin zonalitatea verticală pe care o impune tuturor celorlalți factori fizico- geografici și în primul rând climei. Pantele mari ale reliefului imprimă scurgerii o viteză mare, atât pe versanți (proceselor de șiroire, scurgere torențială), cit și prin albii. Ca urmare a vitezei mari de scurgere și concentrare a apei, infiltrația și evaporația sunt destul de reduse.

Scurgerea superficială este strâns legată de panta medie a bazinului.

Structura geologică a unui bazin exercită o influență asupra scurgerii și în general asupra tuturor proceselor hidrologice. De ea depind procesele de infiltrație și de scurgere subterană, adâncimea de cantonare a diverselor orizonturi acvifere freatice și de adâncime, alimentarea freaticului din râuri și a râurilor din subteran.

Scurgerea superficială este influențată de structura geologică a bazinului, de direcția și căderea straturilor, de natura peirografică, de gradul de fisurare a rocilor, de starea de dezagregare, de solubilitatea rocilor, etc.

Prezența în anumite zone al unui bazin a unor straturi permeabile facilitează procesul de infiltrare a unor volume importante de apă din precipitații, care au ca efect activarea scurgerii subterane în dauna celei superficiale. Mai mult, prezența unor structuri calcaroase în bazin, au ca urmare reducerea scurgerii superficiale, datorită infiltrării apelor prin fisuri și diaclaze, ale căror dimensiuni cresc treptat în urma procesului de dizolvare a calcarelor.

Solurile prin diversitatea și caracteristicile lor, joacă de asemenea un rol important m schimburile de apă între scurgerea superficială și cea subterană, intermediar între factorii meteorologici (precipitații) și scurgerea subterană. Procesele scurgerii sunt influențate de caracterul solurilor și de starea lor fizică: saturația cu apă, gradul de tasare, gradul de înghețare, etc.

Scurgerea superficială la un sol nisipos sau unul afectat de uscăciune este foarte redusă, ca și evaporația de altfel, în schimb, procesul de infiltrație și de scurgere subterană vor fi foarte intense. Odată cu îmbibarea cu apă a solurilor argiloase și a cele saturate cu apă care devin impermeabile, infiltrația se reduce accentuat și odată cu ea și scurgerea subterană, în schimb, scurgerea superficială crește accentuat.

Vegetația contribuie la formarea unor tipuri de sol cu proprietăți structurale și hidrofizice specifice. Prezența vegetației semnifică o rugozitate sporită, care frânează scurgerea precipitațiilor spre râuri, mărirea infiltrației, micșorarea evaporației.

Vegetația ierboasă încetinește procesul scurgerii superficiale și sporește procesul infiltrației și deci al scurgerii subterane.

Vegetația de pădure are o influență complexă asupra scurgerii superficiale.

Influențele pozitive ale pădurii se manifestă prin:

oprirea vânturilor;

favorizarea căderii precipitațiilor;

reducerea încălzirii solului și a evaporației;

favorizarea formării structurii solului și a infiltrației;

încetinirea și întârzierea topirii zăpezii;

micșorarea acțiunii insolației și a vântului, ceea ce favorizează infiltrația.

Influențele negative se manifestă prin:

pierderi de umiditate în atmosferă prin transpirație;

menținerea pe coroana pădurii a unei părți din precipitații, care ulterior se evaporă.

Pădurea prelungește scurgerea maximă de primăvară și atenuează scurgerea minimă de vară.

Împădurirea versanților reduce parțial sau total eroziunea și chiar spălarea versanților.

Bazinul hidrografic (B.H.) și rețeaua hidrografică (R.H.)

Bazinul hidrografic al unei rețele hidrografice, reprezintă suprafața teritoriului de pe care apele rezultate din precipitații și cele subterane se scurg și pătrund în ramificațiile rețelei. În spațiul bazinului hidrografic au loc toate procesele fizice, care determină scurgerile hidrologice. Suprafața și subteranul bazinului hidrografic sunt elementele care influențează distribuția precipitațiilor atmosferice în parametrii caracteristici ciclului hidrologic.

Limita bazinului hidrografic se trasează pe planurile de situație în funcție de relieful reprezentat prin curbele de nivel și este determinată de cumpăna apelor sau perimetrul bazinului hidrografic. Se poate defini ca locul geometric al punctelor de pe care apa rezultată din precipitațiile atmosferice se scurge gravitațional spre rețeaua hidrografică a bazinului. La un curs de apă se poate stabili bazinul hidrografic corespunzător profilului de închidere (secțiunea de vărsare), cât și cel corespunzător unui profil oarecare de pe cursul respectiv, în care poate exista un post hidrometric, o confluență, o captare de apă, o derivație, un lac de acumulare, etc. (Giurma I., 2003).

Linia cumpenei apelor delimitează prin proiecția orizontală suprafața bazinului hidrografic. După modul cum se realizează transportul apelor de scurgere dintr-un bazin hidrografic în albia cursului principal, se stabilesc două categorii de zone și anume:

– subbazine hidrografice, de pe care scurgerea este transportată concentrat prin intermediul unei rețele secundare de scurgere (afluenți) în cursul principal;

– zone interbazinale, de pe care transportul scurgerii se realizează pe întreaga lungime a frontului de contact dintre zone și cursul principal de apă.

În figura 7 este redat planul de situație al unui bazin hidrografic, divizat în subbazine hidrografice și zone interbazinale (Giurma I., 2003).

Figura 7 – Delimitarea unui bazin hidrografic în subbazine și zone interbazinale

Suprafața unui bazin hidrografic se manifestă ca un regulator al scurgerii și anume: odată cu creșterea suprafeței bazinului se produce o regularizare a repartiției scurgerii anuale (Giurma I., 2003).

Lungimea bazinului hidrografic L se definește ca fiind distanța măsurată de la vărsarea cursului principal până la cumpăna apelor (obârșia cursului). În cazul unor bazine asimetrice sau cu aspect curbat, lungimea bazinului hidrografic este dată de linia mediană a bazinului (locul geometric al punctelor aflate la mijlocul distanței dintre versanții opuși).

Lățimea medie a bazinului hidrografic B se determină prin calcul, ca fiind raportul dintre suprafața și lungimea bazinului.

(13)

unde F este suprafața bazinului hidrografic, km2; L este lungimea liniei mediane a bazinului hidrografic, km.

Lungimea și lățimea medie a unui bazin hidrografic reprezintă două caracteristici foarte importante a căror cunoaștere este necesară la prevederea volumului și a amplitudinilor viiturilor. Cu cât lățimea medie a bazinului este mai mică și lungimea mai mare (bazin de formă alungită), cu atât amplitudinea viiturilor va fi mai redusă.

Geometria suprafețelor bazinului hidrografic este extrem de variată și numai cu abateri ar putea fi asimilată cu figuri geometrice cunoscute.

a. Coeficientul de dezvoltare al cumpenei bazinului hidrografic

Valoarea coeficientului d se obține ca raportul dintre lungimea cumpenei apelor bazinului dat și perimetrul unui cerc având o suprafață egală cu a bazinului.

(14)

unde Lc este lungimea cumpenei bazinului hidrografic, km; lc este perimetrul cercului cu o suprafață egală cu suprafața bazinului, km.

b. Coeficientul de dezvoltare al bazinului hidrografic

Coeficientul este dat de raportul dintre lățimea medie și lungimea bazinului sau de raportul dintre suprafața bazinului și suprafața pătratului având latura egală cu lungimea bazinului.

(15)

c. Abaterea de la forma circulară

Relația care dă această abatere de la forma circulară este:

(16)

d. Coeficientul de asimetrie al bazinului hidrografic

Modul în care suprafața totală a bazinului hidrografic este distribuită pe stânga sau pe dreapta cursului principal determină asimetria. Acest coeficient a este dat de relația:

(17)

Amplitudinea și desfășurarea viiturilor este influențată și de forma bazinului hidrografic. Cu cât valoarea coeficientului de dezvoltare a bazinului hidrografic este mai mare, cu atât viiturile vor avea amplitudini mai accentuate.

Cuantificarea formei perimetrului bazinului hidrografic în general și în special a celui torențial, prezintă o importanță deosebită deoarece de această formă depinde modul de concentrare a scurgerilor. În infinitatea de forme pe care le poate avea conturul unui bazin hidrografic, mai mult sau mai puțin rotunjite, mai mult sau mai puțin circumscrise sau înscrise unui cerc sau unei elipse, s-a încercat exprimarea acestor forme prin atribute calitative sau simplificarea modului de exprimare cantitativă.

b) c) d)

Figura 8 – Forme caracteristice bazinelor hidrografice torențiale (S. A. Munteanu, 1956)

Panta medie a bazinului hidrografic se determină după planul de situație cu curbe de nivel, cu ajutorul relației:

[%] (18)

unde este lungimea totală a celor n curbe de nivel din bazinul hidrografic considerat.

Panta medie a bazinului hidrografic este o caracteristică cu influență mare asupra scurgerii, ea determinând o anumită viteză de deplasare a apei pe versanții bazinului, în funcție de care va rezulta intensitatea proceselor de eroziune, transport și depunerea particulelor solide din bazin.

Lungimea rețelei hidrografice este formată din lungimea cursului principal Lp și lungimea afluenților li.

[km] (19)

Lungimea unui curs de apă (principal sau afluent) reprezintă distanța exprimată în km, măsurată în plan orizontal de la confluență spre izvor. Măsurarea și kilometrarea se face pe teren și pe hărți.

Coeficientul de sinuozitate notat Ks reprezintă raportul dintre lungimea râului Lr măsurată după toate sinuozitățile lui și lungimea dreptei l care-i unește extremitățile.

(20)

Coeficientul de ramificare Kr reprezintă raportul dintre lungimea tuturor ramificațiilor (l1, l2, …,ln) ale unei rețele hidrografice inclusiv cursul principal (Lp) și lungimea cursului principal și este dat de relația:

(21)

Valorile lui Ks și Kr sunt necesare pentru studii privitoare la evoluția albiei, calculul volumului lucrărilor de dragare, a lucrărilor de regularizare a cursurilor în vederea măririi capacității de transport a acestora, atenuarea undelor de viitură, etc.(Giurma I., 2003).

Densitatea rețelei hidrografice

O rețea hidrografică va colecta un volum de apă mai important cu cât va avea mai multe ramificații și cu cât acestea vor fi mai lungi.

Densitatea rețelei se stabilește prin măsurători efectuate pe hartă și reprezintă raportul dintre lungimea tuturor ramificațiilor (l1, l2,…,ln) inclusiv lungimea cursului principal (Lp) și suprafața care înscrie rețeaua hidrografică respectivă (F).

(22)

Profilul longitudinal al rețelei hidrografice este o reprezentare grafică a rețelei hidrografice în plan vertical, întocmită după hărți cu curbe de nivel sau pe baza unor măsurători hidro-topografice și exprimă succesiunea cotelor terenului de pe fundul văilor.

Profilul transversal reprezintă intersecția unui râu cu un plan vertical perpendicular pe direcția de curgere a apelor. El este variabil și diferă atât de la un râu la altul cât și în lungul aceluiași râu, fiind influențat de forma și structura văii.

Văile cu un profil transversal în formă de "V" sunt caracteristice formațiunilor tinere, neevoluate aflate la înălțimi mari ale cursurilor de apă, precum și la râurile care străbat văile adânci în formă de chei de origine tectonică și erozivă sau epigenetică dezvoltate în calcare. În acest caz râurile au doar albie minoră îngustă și sunt lipsite complet de albie majoră.

Văile mari, evoluate, cu profil transversal în formă de "U", văile trapezoidale, precum și zonele de șes, permit și formarea unor albii majore.

Albia minoră caracterizată prin scurgeri permanente, este aceea prin care se scurg apele mici și mijlocii (limitată la nivelul debitelor medii multianuale). Între albia minoră și curentul de apă există o interacțiune puternică tot timpul și drept urmare apar afuieri și depuneri.

Albia majoră în care se scurg apele mari în timpul viiturilor este formată din albia minoră și părțile laterale (luncile). Zonele mai ridicate, aflate deasupra nivelului apelor mari, formează terasele.

Lățimile albiilor minore și majore variază foarte mult de la un curs la altul, precum și de la un sector la altul pe același râu (Vladimirescu I., 1984).

4.1.2. Factori climatici

Clima țării noastre este condiționată de principalele sisteme barice europene: anticiclonul azoric și siberian, ciclonul irlandez și ciclonul [NUME_REDACTAT]. În funcție de poziția acestor sisteme se înregistrează mai multe tipuri caracteristice de repartiție a presiunii atmosferice, care determină vremea pe teritoriul țării. Zonele dominate de anticicloni sunt în general secetoase și au o rețea hidrografică redusă, iar cele influențate de cicloni sunt bogate în precipitații și au o rețea hidrografică densă. Deci, regimul precipitațiilor din cadrul bazinelor hidrografice depinde de persistența și de schimbările acestor sisteme în zonă (Chiriac V., ș.a., 1980).

Precipitațiile căzute pe suprafața scoarței participă la formarea scurgerii superficiale, o parte din ele alimentează apele subterane, iar altă parte revine în atmosferă prin procesele de evaporație și evapo- transpirație.

Raportul de mărime între cele trei părți rezultate din dispersarea precipitațiilor este foarte diferit de la o regiune la alta a uscatului și de la un sezon climatic la alini. În regiunile cu umiditate bogată, unde valoarea evaporabilității se menține sub valoarea precipitațiilor, rezervele de apă antrenate în procesele scurgerii nu se epuizează nici chiar în verile cele mai secetoase. În contrast se află regiunile cu evaporabilitate accentuată, unde cantitatea precipitațiilor este sub valoarea evaporabilității, din care cauză scurgerea se întrerupe temporar.

Pentru determinarea umidității dintr-o regiune oarecare, se utilizează indicele de ariditate (Ka). Dispunând de numeroase puncte cu valori ale lui Ka, se poate întocmi harta indicelui de ariditate. Până în prezent se cunosc, pentru țara noastră, trei ediții ale unei astfel de hărți, aparținând lui: C. Ioan (1929), Emm. de Martonne (1941) și I. Ujvari (1959), ultima împărțind teritoriul țării în trei zone distincte de umiditate:

zona de umiditate bogată, delimitată de izoliniile cu valori ale indicelui de ariditate sub 0,8 (Ka<0,8);

zona de umiditate variabilă cuprinsă între izoliniile indicelui de ariditate de 0,8 și 1,2 (<0,8Ka<l,2);

zona umidității deficitare cu valori ale indicelui de ariditate de peste 1,2 (Ka>l,2).

Dintre factorii climatici, rolul cel mai important în procesele scurgerii îl au evaporația și precipitațiile.

Evaporația în perimetrul bazinelor hidrografice

Precipitațiile și evaporația sunt două procese fizice naturale care se condiționează reciproc în cadrul circuitului apei în natură. Unul fără celălalt nu poate exista.

Dacă precipitațiile sunt condiționate de existența vaporilor de apă în atmosferă și de atingerea punctului critic de condensare (sau de sublimare), evaporația este condiționată în principat de temperatura aerului și de gradul de saturare a atmosferei cu vapori de apă. Evaporația se intensifică odată cu creșterea temperaturii și scade odată cu creșterea încărcării atmosferei cu vapori de apă. Evaporația se intensifică în prezența mișcării aerului pe orizontală, deoarece aerul mai bogat în vapori va fi ocupat de mase de aer mai puțin saturate cu vapori de apă.

Gradul de saturație al aerului poate fi caracterizat prin deficitul de umiditate, care reprezintă diferența intre cantitatea vaporilor de apă ce saturează spațiul la o anumita temperatură și cantitatea vaporilor de apă existentă în spațiul respectiv.

Procesul de evaporație la suprafața unui bazin hidrografic are patru componente: evaporația la suprafața solului, evaporația al suprafața apei, evaporația la suprafața zăpezii și evaporația la suprafața vegetației.()

Evaporația de pe suprafața uscatului

Evaporația de la suprafața solului și a vegetației prezintă diferențe zonale datorită neomogenității suprafețelor caracteristicilor diferite ale solurilor, mișcarea apei în sol și gradul diferit de acoperire cu vegetație și natura vegetației. În procesul de evaporație la suprafața solului, un rol principal îl au temperatura aerului și vântul, ale căror valori modifică în funcție de precipitații, scurgerea superficială.

Evaporatia de la suprafața solului se măsoară cu evaporimetrul de sol, de formă circulară, alcătuit din două vase, unul exterior de protecție și altul interior conținând proba supusă experimentului de evaporație.

Evaporația de pe terenurile acoperite cu vegetație

În cercetarea acestui proces intervine și procesul de transpirație. Raportul dintre cantitatea de apă pierdută prin transpirație la suprafața frunzelor, într-un interval de timp și cantitatea (greutatea) substanțelor lemnoase în aceeași perioadă de timp, reprezintă coeficientul de transpirație, El diferă de la o plantă la alta și de la un sezon la altul. Transpirația accentuată are loc în perioada de vârf a sezonului cald.

Evaporația globală de pe suprafața unui bazin hidrografic se poate calcula prin metoda bilanțului radiativ. Raportul dintre evaporație (Z) și precipitații (X) variază în funcție de raportul dintre fluxul căldurii radiate (R, kcal/cm2) și căldura latenta de vaporizare (L).

Studiul evaporației la suprafața apei

Problema evaporației la suprafața apei prezintă un interes deosebit, în special în evaluarea pierderilor posibile de pe diverse unități acvatice (acumulări, lacuri naturale, iazuri piscicole, râuri, mări, oceane). Factorii meteorologici care determină evaporafia (temperatura, umiditatea aerului, vântul, etc.) au influențe diferite pe obiectele de apă mici.

Observațiile se realizează utilizând plute evaporimetrice (pe lacuri), iar pe sol platforme evaporimetrice.

Evaporația la suprafața zăpezii și a gheții

Similar evaporației la suprafața apei, evaporația la suprafața zăpezii se produce numai în cazul în care elasticitatea vaporilor de apă din aerul de deasupra este mai mică decât elasticitatea vaporilor care saturează spațiul la temperatura suprafeței de evaporare.()

[NUME_REDACTAT] este elementul cel mai răspândit și cel mai mobil și deține un rol foarte important în toate procesele fizice, chimice și biologice, condiționând existența vieții pe glob, precum și dezvoltarea economică și socială a unei comunități. În natură, apa se poate întâlni sub trei stări de agregare:

solidă: zăpadă și gheață;

lichidă: apa chimică pură sau în soluții;

gazoasă: vapori sub diferite grade de presiune și saturație.

Schimbarea fazei în care se află apa depinde esențial de temperatură și de presiune dar și de gradul de poluare al atmosferei. Apa se regăsește în atmosferă sub cele trei forme (Giurma I., 2003).

Mecanismul formării și dezvoltării precipitațiilor

A. Procesul de condensare

Apa se găsește în natură sub forma celor trei stări de agregare: solidă, lichidă și gazoasă. Stările de echilibru și transformările de fază ale apei depind de următorii factori:

temperatura apei;

tensiunea vaporilor e măsurată deasupra apei sau deasupra gheții (punct de rouă);

tensiunea maximă a vaporilor E dată de relația:

E=0,5 (23)

unde e și e0 reprezintă tensiunile parțiale ale vaporilor corespunzătoare presiunilor P0 și P.

Deoarece tensiunea maximă a vaporilor corespunde stării de echilibru între vapori și suprafața evaporantă a apei sau a gheții, ea se mai numește "tensiune de saturație", în primul caz notându-se cu Ea și în al doilea caz cu E0. Tensiunea de saturație crește odată cu temperatura, iar la aceeași temperatură ea este mai mică deasupra gheții decât deasupra unei suprafețe plane de apă (Strahler A., 1973).

În natură au loc și procese inverse proceselor de evaporare, adică trecerea vaporilor de apă în stare lichidă, proces numit "condensare" sau trecerea vaporilor direct în stare solidă prin procesul de "sublimare".

Condensarea vaporilor de apă din atmosferă depinde de mai mulți factori, care asigură condițiile termodinamice și fizice de transformare a fazelor apei și anume:

răcirea aerului până la temperatura ce condiționează condensarea;

asigurarea stării de saturație cu vapori de apă a aerului atmosferic;

mișcările ascendente ale aerului cald (fenomenul de convecție);

existența cristalelor de gheață;

existența nucleelor de condensare.

B. Spectrul mărimilor picăturilor de aerosoli

Nucleele de condensare sunt particule minuscule de substanțe higroscopice care pot fi cristale fine de sare marină, pulberi de origine minerală, industrială sau vulcanică, picături acide, etc. Norii sunt sisteme coloidale formate din particule foarte fine (1…20 ) care sunt menținute în suspensie datorită turbulenței atmosferice.

C. [NUME_REDACTAT]

După teoria lui Bergeron, pentru a avea loc condensarea vaporilor de apă și formarea picăturilor precipitațiilor atmosferice, este necesar ca în masa norilor să existe particule suprarăcite și cristale de gheață în jurul cărora se aglomerează particule minuscule. Aceste aglomerări se mișcă dezordonat prin nori și își măresc continuu volumul (greutatea) prin captarea unor noi particule. Când ating greutățile ce înving forțele de menținere în masa norilor, cad sub acțiunea forței gravitaționale cu o viteză cuprinsă între 0,3 și 8 m/s. Dacă la ieșirea din nori, temperatura aerului este pozitivă rezultă ploile, iar dacă este negativă iau naștere fulgii de zăpadă.

Mărimea picăturilor precipitațiilor (200…5000 μ) depinde de lungimea drumului parcurs de ele prin nori și de turbulența atmosferei (Giurma I., 2003).

D. Fizica condensării și tipuri de precipitații

Un nor poate furniza doar o parte din precipitațiile recepționate de sol dacă s-ar epuiza total. Orice nor însă, se regenerează continuu în timpul precipitației prin intermediul curenților ascendenți de aer cald încărcați cu vapori de apă.

Precipitațiile se înregistrează atunci când temperatura unor mase mari de aer scade sub punctul de condensare. Acest lucru nu se produce prin simpla răcire a aerului datorită pierderii de căldură prin radiație în timpul nopții, ci este nevoie ca o mare masă de aer să se înalțe la altitudini superioare.

Aerul care se înalță de pe suprafața pământului suferă o scădere a temperaturii, chiar dacă nu pierde energie calorică în afară. Scăderea temperaturii este provocată de micșorarea presiunii atmosferice la înălțimi mari, ceea ce permite aerului ascendent să se destindă. Moleculele individuale de gaz sunt mai larg difuzate și nu se mai ciocnesc atât de frecvent, ceea ce face ca gazul să aibă o temperatură sensibil mai mică. Dacă nu se produce condensarea, viteza de scădere a temperaturii (gradientul adiabatic uscat) este de aproximativ 1 oC la 100 m diferența de nivel, iar temperatura punctului de rouă se reduce odată cu ridicarea aerului adică cu 0,2 oC la 100 m.

Dacă vaporii de apă din aer se condensează gradientul adiabatic este mai mic, de circa 0,6 oC la 100 m datorită atenuării parțiale a pierderii de temperatură prin eliberarea de căldură latentă în procesul de condensare. Acest gradient modificat se numește gradient adiabatic umed (de saturație).

Precipitațiile se produc atunci când aerul care se înalță se răcește adiabatic sub punctul de rouă atât de repede încât determină nu numai producerea norilor, ci și producerea fenomenelor de ploaie, zăpadă sau grindină.

Ridicarea unor imense mase de aer până la mari înălțimi se poate realiza convectiv, orografic și ciclonic sau frontal.

Precipitațiile de natură convectivă rezultă dintr-o simplă celulă de convecție, care este pur și simplu un curent ascendent de aer cald ce se ridică la altitudini superioare fiind mai ușor decât aerul din jur (Giurma I., 2003).

Celula este completată de un curent descendent de aer mai rece și mai dens. Terenurile dezgolite se încălzesc mai rapid și transmit căldura radiantă aerului de deasupra lor. Astfel aerul ce se află în dreptul unei suprafețe mai calde se încălzește mai puternic decât aerul din zonele limitrofe și începe să se ridice sub forma unei coloane înalte, cam în felul în care aerul încins și fumul se înalță printr-un coș.

Pe măsură ce aerul se ridică, acesta se răcește adiabatic, astfel încât până la urmă ajunge să egaleze temperatura cu aerul din jur devenind staționar. Înainte de atingerea acestui stadiu, aerul se poate răci sub punctul de rouă. Începe imediat procesul de condensare, iar coloana de aer ascendent ia forma unui nor cumulonimbus a cărui bază plată indică nivelul critic deasupra căruia are loc condensarea. Vârful în formă de conopidă al norului reprezintă partea superioară a coloanei de aer cald, care pătrunde în straturile superioare ale atmosferei. Dacă această coloană de convecție continuă să se dezvolte, norul poate deveni o masă cumulonimbus, adică un nor de furtună, ce va produce o ploaie torențială.

Încălzirea inegală a solului reprezintă factorul care declanșează curentul spontan ascendent, alimentat de energia calorică latentă eliberată prin condensarea vaporilor de apă. Pentru fiecare gram de apă format prin condensare se eliberează 600 de calorii.

Aerul instabil, propice convecției spontane care poate determina precipitații sub forma averselor însoțite de furtuni cu descărcări electrice, se găsește cel mai adesea în regiunile calde și umede, deasupra oceanelor ecuatoriale și tropicale și a suprafețelor de uscat din jurul acestora, pe toată durata anului, iar la altitudinile medii în anotimpul de vară.

Al doilea mecanism generator de precipitații se numește orografic. Vânturile dominante și alte mase de aer aflate în mișcare pot fi forțate, la un moment dat să circule deasupra unor lanțuri muntoase. Pe măsură ce aerul se ridica de-a lungul versatului, el se răcește cu viteză adiabatică. Dacă răcirea este suficientă, vor lua naștere precipitațiile. După ce depășește creasta muntelui, aerul coboară pe versantul opus. Acum el trece printr-un proces similar de încălzire adiabatică și, neavând nici o sursa de umezeală devine foarte uscat. Aceste zone pot deveni aride fiind "protejate împotriva precipitațiilor".

Foehn-ul, vântul uscat și cald din Europa poate provoca evaporarea extrem de rapidă a zăpezii sau a umezelii din sol. Aceste vânturi iau naștere din amestecul turbulent al straturilor de aer inferioare și superioare pe partea de sub vânt a munților. Straturile superioare, care au avut de la început puțină umiditate, se usucă și mai mult și se încălzesc în drumul lor spre nivelurile inferioare.

Al treilea tip de precipitații este cel ciclonic. La latitudinile medii și înalte, o mare parte din precipitații se produc din furtuni ciclonice sau în centre de joasa presiune aflate în mișcare spre est, în care aerul converge și este forțat să se înalțe.

Aici precipitațiile de tip ciclonic iau naștere în zona de contact dintre masele de aer cald și rece, aerul cald și umed se ridică energetic și se răcește puternic și drept urmare vaporii de apă se condensează, iar precipitațiile rezultate iau caracter torențial.

Formele precipitațiilor: roua, ploaia, gheața, zăpada, grindina, ceața

Precipitațiile se formează atunci când se produce condensarea rapidă în interiorul unui nor. Ploaia rezultă din reuniunea unui mare număr de picături minuscule de nor în picături de apă prea mari ca să mai poată rămâne suspendate în aer. Aceste picături pot crește ulterior, ciocnindu-se între ele, ajungând până la 7 mm în diametru; peste această mărime ele sunt instabile și se descompun picături mai mici. Picăturile sub 0,5 mm în diametru formează burnița.

Măzărichea este formată din bobițe de gheață rezultate din înghețarea ploii. Picăturile de ploaie se formează în straturile superioare mai calde, căzând apoi în straturile inferioare reci.

Lapovița este un amestec de ploaie și zăpadă.

Zăpada este formată din mase de cristale de gheață care rezultă direct din vaporii de apa aflați în atmosferă, în regiunile unde temperatura aerului este sub punctul de îngheț. Cristalele de zăpadă, care pot fi prinse pe o suprafață neagră și examinate cu o lupă puternică, sunt de formă plată hexagonală sau prismatică, cu o gamă infinită de variații simetrice.

Grindina constă din bucăți rotunjite de gheață, având o structură internă în straturi concentrice, oarecum asemănătoare unei cepe. Grindina variază între 0,5 și 5 cm în diametru și poate fi foarte dăunătoare pentru culturile agricole și construcțiile ușoare. Grindina cade numai din nori de tip cumulonimbus, în interiorul cărora se află puternici curenți ascendenți de aer. Picăturile de ploaie sunt ridicate la mari altitudini unde îngheață, formând boabe de gheață, iar apoi cad din nou spre Pământ, traversând norul. Suspendate în curenții puternici de aer, boabele de grindină cresc prin acumularea de noi picături de apă care îngheață. În cele din urmă bobul de grindină scapă de sub acțiunea curentului de aer și cade pe sol.

Când plouă pe o suprafață de teren deasupra căreia se află un strat de aer cu temperaturi sub punctul de îngheț, apa care cade pe sol sau pe alte suprafețe (copaci, case, sârme) îngheață, formând un strat transparent de gheață. Acest înveliș de gheață se numește polei, fenomenul de producere al lui fiind cunoscut sub numele de ploaie cu polei. Aceste "ploi cu polei" pot provoca mari daune în special sârmelor de telefon, de telegraf și de transport al energiei, dar și copacilor. Șoselele devin deosebit de alunecoase și circulația autovehiculelor foarte dificil de realizat.

Distribuția globală a precipitațiilor

Cantitatea medie anuală de precipitații se înregistrează pe hărți. Prin puncte cu aceeași medie anuală a precipitațiilor se pot trasa linii numite izohiete. Aceste hărți arată repartizarea pe glob a cantității de precipitații (Musy A., 1998).

Efectul profund al precipitațiilor asupra vegetației, sistemelor de drenaj, umidității solului și apei freatice, cât și cantitatea lor și repartiția sezonieră este important și în stabilirea zonelor climatice. Harta climatică coincide în mare măsură cu o harta a precipitațiilor medii anuale.

Plantele reacționează foarte prompt la diferențele de climă. Fiecare specie vegetală este asociată cu o anumită combinație de elemente climatice favorabilă creșterii ei, dar și cu anumite extreme de căldură, frig sau secetă dincolo de care nu se poate supraviețui. Vegetația tinde să se adapteze caracterele morfologice în funcție de climat de aici rezultând și marea varietate a speciilor vegetale.

Zonele de vegetație sunt determinate de gradul în care umezeala este disponibilă pentru plante (variind de la abundență pentru pădure până la lipsa totală – deșert). Condițiile de temperatură variază enorm în funcție de latitudine și altitudine (Giurma I., 2003).

Apa din oceane, din atmosferă și de pe uscat suferă în mișcarea ei un mare număr de schimbări continue, atât ca poziție geografică cât și în ceea ce privește starea ei fizică.

Circulația apei în natură este un proces complex, care implică o serie de alte procese: evaporație, condensare, precipitații, scurgere superficială, infiltrație, scurgere subterană etc. ce fac ca în drumul ei, apa să treacă de la o stare de agregare la alta. Această circulație condiționează scurgerea pe suprafața uscatului (apele curgătoare își au originea în precipitațiile atmosferice), contribuie în mare măsură la formarea rezervelor subterane de apă și tot odată asigură apă în sol necesară vegetației. Fără existența circulației apei în natură, n-ar exista precipitații și astfel viața nu ar fi posibilă.

Circulația apei în natură se încadrează într-un circuit închis continuu numit ciclu hidrologic global la care participă o parte din apa din atmosferă, din hidrosferă și din litosferă (Giurma I., 2003).

Sub acțiunea energiei solare se evaporă mari cantități de apă din spațiul hidrosferei (84%), a litosferei – zona umedă (10%) și litosferei – zona aridă (6%). Curenții de aer, cu direcția hidrosferă-litosferă, transportă 9% din vapori, iar cei cu direcția inversă numai 2%. Rezultă un surplus de vapori în spațiul litosferei de 7%.

Vaporii de apă în anumite condiții de temperatură și presiune se condensează și datorită gravitație cad sub formă de precipitații repartizate astfel: 77% în spațiul hidrosferei, 17% în spațiul litosferei umede și 6% în spațiul litosferei aride. În spațiul hidrosferei, precipitațiile (77%) sunt mai mici decât evaporările (84%), iar în spațiul litosferei, precipitațiile (23%) sunt mai mari decât evaporările (16%).

În spațiul litosferei o parte din apele căzute se concentrează formând șuvoaie, ogașe, ravene, pâraie, râuri și fluvii care se varsă în cele din urmă în mari și oceane. Altă parte se infiltrează și alimentează curenții subterani, ieșind după un timp la suprafață sub formă de izvoare care constituie surse de alimentare ale apelor curgătoare ajungând în final și ele în mări și oceane dar parcurg un drum mai lung. (Giurma I., 2003)

4.1.3. Influența factorului antropic

Omul, prin activitățile sale conștiente și inconștiente, poate modifica scurgerea. Astfel, prin lucrările agrotehnice omul aduce schimbări esențiale condițiilor naturale ale unor zone sau regiuni, într-un timp mai scurt decât pe cale naturală. Influența acestor lucrări este complexă și uneori contradictorie. în general, aceste lucrări duc la atenuarea scurgerii, dacă ele se fac cum trebuie:

arături în lungul curbelor de nivel;

menținerea apei în sol prin plantări de perdele de protecție:

extinderea sistemelor de irigații aduce umiditate pe terenurile agricole, dar micșorează scurgerea mai ales în perioadele secetoase;

prin construirea de iazuri și lacuri de. acumulare, contribuie la redistribuirea umidității, concomitent cu modificarea accentuată a regimului scurgerii;

prin stocarea unor volume de apă la viituri, în acumulări, face o redistribuire în timp a scurgerii, dar pierderi prin evaporație.

Aceste acțiuni au ca scop o ameliorare a umidității în aer și în sol, benefică agriculturii, dar cu prețul diminuării scurgerii superficiale în bazinele hidrografice de șes și de deal. în același timp, scurgerea subterană spre râuri se intensifică, urmare a intensificării infiltrației.

4.1.4. Bilanțul apei

Variația rezervelor de apă W stabilită prin diferența dintre cantitatea de apă intrată I și ieșită E dintr-un domeniu de control într-un interval de timp determinat, reprezintă bilanțul apei și este dat de ecuația generală:

W=I-E (24)

Semnul pozitiv sau negativ corespunde creșterii, respectiv scăderii rezervelor de apă ale domeniului analizat în acel interval de timp.

Pentru analiza bilanțului apei pe o perioadă de un an cu referire la întregul glob pământesc, sunt necesare următoarele elemente:

zm, cantitatea de apă medie anuală evaporată de pe suprafața mărilor și oceanelor (din spațiul hidrosferei);

zu, cantitatea de apă medie anuală evaporată de pe suprafața uscatului (din spațiul litosferei);

xm, precipitațiile medii anuale căzute pe suprafața mărilor și oceanelor;

xu, precipitațiile medii anuale căzute pe suprafața uscatului;

Y, cantitatea de apă medie anuală pe care o transportă râurile în mări și oceane.

Pentru fiecare spațiu exista următoarele relații de bilanț:

– hidrosferă zm=xm+Y (25)

– litosferă zu=xu-Y (26)

Adunând aceste ecuații se obține pentru hidrosferă și litosferă

zm + zu=xu + xm (27)

adică cantitatea totală de apă evaporată este egală cu cantitatea totală de precipitații căzute.

Precipitații punctuale

Cantitatea de precipitații căzută într-un anumit interval de timp se măsoară în mm coloană de apă sau litri pe metru pătrat. Cele două unități de măsură sunt echivalente, adică:

(28)

Precipitațiile la stație se înregistrează cu pluviometre, care furnizează valori totale înregistrate pentru un interval de timp sau cu pluviograful utilizând înregistrările pe pluviograme (Drobot R., Giurma I., 1990).

Cantitățile de precipitații căzute în intervalul egal de timp, conduc la o reprezentare mult utilizată în hidrologie numită hietogramă (Figura 9); hietograma constituie graficul intensității precipitației.

Figura 9 – Hietograma ploii

Valorile intensității

(29)

reprezintă înălțimea stratului precipitat în intervalul t; mărimea lui t poate fi de ordinul minutelor (1 minut, 5 minute) sau orelor (1 oră, 2 ore, 3 ore etc.).

Cantitățile de precipitații căzute în 24 de ore sunt utilizate pentru a determina precipitațiile lunare (stratul precipitat total în decursul unei luni) sau anuale (stratul precipitat în decursul unui an). Valorile respective se păstrează în arhivă sub formă tabelară.

Atât precipitațiile zilnice cât și cele lunare sau anuale pot fi prelucrate statistic. Valorile zilnice ale precipitațiilor sunt de regulă utilizate pentru calcule de dimensionare a lucrărilor hidrotehnice sau a lucrărilor de evacuare a apelor meteorice, cele lunare la stabilirea cantităților de apă pentru irigații, iar cele anuale pentru bilanțul de ansamblu al bazinului hidrografic.

Precipitații înregistrate pe suprafața unui bazin hidrografic

Într-un bazin hidrografic pot exista un număr insuficient de posturi pluviometrice sau acestea pot fi situate doar în zonele accesibile ale acestuia. În plus distribuția precipitației pe suprafața unui bazin este foarte diferită de la o zonă la alta. Mai mult în zonele de munte și cele colinare se recepționează cantități mai mari de precipitații în comparație cu zonele de câmpie.

Precipitațiile înregistrate pe un bazin hidrografic reprezintă valori de calcul obținute admițând anumite ipoteze privitor la distribuția spațială a precipitațiilor. Cantitățile de precipitații căzute în unitatea de timp sunt maxime în zona nucleului ploii și descresc neliniar spre periferia ariei cu precipitații.

Pentru calculul precipitațiilor medii pe bazin se utilizează una din următoarele metode:

media aritmetică;

metoda poligoanelor Thiessen;

metoda izohietelor;

metoda grilei pătrate.

Validarea datelor cu distribuție spațială

Valorile colectate prin diferite metode sunt centralizate în buletine de către observatorii de la stațiile pluviometrice și sunt stocate în bazele de date. Rolul acestor date este de a se folosi pentru calcule statistice. Reprezentarea grafică dă posibilitatea trasării unei drepte de regresie, o modificare a pantei acesteia sugerându-ne faptul că se înregistrează o neomogenitate în seria analizată.

Rezultatele cumulării acestor cantități de precipitații la fiecare post pluviometric se reprezintă grafic două câte două, după care se trasează dreapta de regresie care va prezenta o anumită pantă. (Giurma I., 2003)

4.1.5. Ploi torențiale. Curba de cădere a ploii cu probabilitatea de calcul H=f(t). Stratul de scurgere de pe suprafața unui bazin hidrografic

Debitul de calcul al viiturii în rețeaua de scurgere a unui bazin hidrografic necesar pentru dimensionarea lucrărilor hidrotehnice funcție de clasa lor de importanță este dat de ploaia torențială cu probabilitatea de calcul.

Ploile torențiale sunt ploi foarte puternice, de origine ciclonică în marea lor majoritate, cu o durată mai mică de 24 de ore.

O ploaie este considerată torențiala dacă pentru anumite durate depășește următoarele valori ale înălțimii, recomandate de Berg (Tabelul 5).

Tabelul 5 – Valori recomandate de Berg pentru înălțimea ploii

Ploile torențiale au două particularități :

– cu cât durata ploii este mai mare cu atât intensitatea este mai redusă;

– ploile torențiale de mare intensitate nu acoperă decât o suprafață foarte redusă a bazinului de recepție, cel mult de ordinul zecilor de km2.

Pentru condițiile țării noastre ploile torențiale mai prezintă încă o particularitate și anume: intensitatea maximă sau nucleul se înregistrează la începutul ploii.

Prima particularitate folosește la stabilirea legăturii care există între durata și intensitatea ploilor torențiale, iar cea de a doua la stabilirea duratei critice a ploilor torențiale corespunzătoare fiecărui bazin hidrografic funcție de suprafața și lungimea acestuia.

Ultima particularitate este foarte importantă deoarece justifică reducerile care se pot face la debitul scurgerilor pentru că ploile torențiale cu nucleul la început dau scurgeri mai mici decât cele cu nucleul spre mijloc sau spre sfârșit, ca urmare a faptului că la începutul ploii se înregistrează capacitatea maximă de infiltrație a solului.

O caracteristică utilă a ploilor torențiale este intensitatea:

[mm/min] (30)

unde h este înălțimea precipitațiilor [mm]; t, durata precipitațiilor [min]. (Giurma I., 2003)

Determinarea stratului de scurgere de pe suprafața unui bazin hidrografic constă în scăderea stratului de pierderi din stratul de precipitații căzute pe bazin.

Pierderile sunt de mai multe categorii:

1) pierderi datorate reținerii apei în micile depresiuni de pe suprafața versanților, în iarbă și în coroanele arborilor notate cu z, acestea sunt considerate ca depinzând puțin de durata și intensitatea ploilor și de aceea se consideră aproximativ constante, având valorile medii date în tabelul 6;

Tabelul 6 – Valorile pierderilor „z” în funcție de tipul de acoperire a terenului

2) pierderi datorate infiltrării apei în sol, care depind de permeabilitatea și structura terenului, gradul de umiditate al terenului, durata și intensitatea ploii. Dependența stratului de infiltrație, funcție de timp și de natura terenului se poate determina orientativ din curbele din figura 10;

3) pierderi prin evaporație care pot fi neglijate deoarece timpul de producere a scurgerii viituri în cazul ploilor torențiale este relativ scurt.

Figura 10 – Curbele de infiltrație totală pentru diferite categorii de terenuri

Reunind într-un sistem de axe de coordonate curba de cădere a ploii, curba de infiltrație și pierderile z, se poate determina stratul de scurgere pe cale grafic (Figura 11).

Figura 11 – Graficul de determinare a stratului de scurgere

Pentru determinarea stratului de scurgere se reunesc pe același grafic:

– curba de cădere a ploii de calcul;

– curba de infiltrație;

– pierderile z.

Se constată că scurgerea nu începe odată cu căderea ploii, ci numai după un interval de timp corespunzător momentului în care intensitatea pierderilor devine egală cu intensitatea ploii. Dacă se dorește determinarea scurgerii la un moment oarecare t grosimea acestui strat va fi:

h = H – (31)

unde H este ordonata curbei de cădere a ploii în mm; = hi + z, ordonata pierderilor.

Cunoașterea stratului de scurgere de pe un bazin hidrografic servește la calculul debitului maxim al scurgerii din bazin. În determinarea stratului de scurgere de pe suprafața unui bazin hidrografic, pot fi neglijate:

pierderile datorate reținerii apei în mici depresiuni;

pierderile datorate infiltrării apei în sol;

pierderile prin evaporație. (Giurma I., 2003)

Schematizarea procesului ploaie – scurgere

Deoarece pe suprafața bazinului hidrografic cad precipitații atmosferice și aici se transformă în scurgeri, acesta poate fi privit ca un sistem cu o structură specifică (Pârvulescu C., 1978).

Intrările în sistem (bazin hidrografic) sunt date de factorii climatici: radiația solară, temperatura, presiunea atmosferică, umiditatea, vântul și precipitațiile. In modelele hidrologice sunt luate în calcul numai precipitațiile sub formă lichidă și solidă și temperatura.

Structura sistemului. Precipitațiile atmosferice în momentul căderii lor pe suprafața bazinului hidrografic, vin mai întâi în contact cu învelișul vegetal care reține o mică cantitate din ele constituind intercepția, cât și cu depresiunile fără scurgere ale terenurilor care alcătuiesc retenția. Intercepția și retenția în depresiunile terenului, luate împreună, formează retenția superficială (Giurma I., et al., 1987).

a) “Intercepția și retenția” formează primul subsistem al sistemului (bazinului hidrografic). Intrările în subsistem sunt precipitațiile și temperaturile, iar ieșirile sunt precipitațiile efective (precipitațiile căzute din care se scade intercepția și retenția) și temperaturile. Ieșirile din acest subsistem, reprezintă intrările în subsistemul următor adică suprafața bazinului hidrografic. Când temperaturile sunt negative, intervine și un alt subsistem temporar, care are rol de a întârzia transformarea precipitațiilor în scurgeri, subsistem care are ca ieșiri tot precipitațiile efective.

b) “Suprafața bazinului hidrografic”, adică subsistemul următor, are ca intrări deci precipitațiile efective, iar ieșirile sunt reprezentate atât de infiltrația în sol cât și de scurgerea directă sau rapidă, care are loc pe suprafața versanților (în prezența pantelor și sub acțiunea forței gravitaționale, apa se deplasează din punctele mai înalte ale reliefului spre cele mai joase pe linia de cea mai mică rezistență) pe linia de cea mai mare pantă spre ramificațiile rețelei hidrografice. Acel procent din precipitația căzută care se transformă în scurgere rapidă se numește precipitație netă.

c) “Stratul de sol” constituie următorul subsistem.

Pornind de la suprafața solului spre adâncime se întâlnesc două zone de umiditate și anume: zona nesaturată sau zona de aerație (unde porii solului sunt numai parțial umpluți cu apă) și zona saturată (unde porii solului sunt umpluți cu apă în totalitate) (Drobot R., Giurma I., 1990). Stratul de sol are permeabilitatea mai redusă pe verticală decât pe orizontală și pe linia de cea mai mare pantă. In stratul de sol există o scurgere hipodermică sau de sub – suprafață, care are loc în stratul superficial pe linia de cea mai mare pantă.

Când umiditatea stratului de sol crește datorită intrărilor și depășește capacitatea de câmp (cantitatea maximă de apă care poate fi reținută într-un strat de sol), au loc pierderi în profunzime prin percolare (apa nu mai poate fi reținută în sol), spre zona saturată. Deci, intrările în subsistem sunt date de precipitațiile infiltrate în stratul de sol, iar ieșirile de scurgerea hipodermică și de percolarea spre acvifer; procentul din precipitație care alimentează acviferele poartă numele de precipitație eficace.

Ca intrare în stratul de sol se poate considera și aportul prin capilaritate din zona saturată, iar ca ieșire pierderea prin evapotranspirație.

d) “Acviferul” sau “mediul permeabil saturat” constituie un alt subsistem al sistemului hidrologic. Intrările sunt date de: percolarea excesului de umiditate din stratul de sol; alimentarea din rețeaua hidrografică; alimentarea din straturile de adâncime sub presiune ; alimentarea pe la capătul stratului acvifer (unde formațiunile permeabile intersectează suprafața terenului).

Ieșirile naturale din subsistem sunt: alimentarea rețelei hidrografice (scurgerea de bază a râurilor); alimentarea prin capilaritate a stratului de sol; izvorârea în zonele depresionare; alimentarea unor acvifere care se afundă; alimentarea prin drenanță a unui acvifer inferior de care este separat prin straturile semipermeabile.

e) “Rețeaua hidrografică” este subsistemul care colectează scurgerea subterană sau scurgerea de bază a râurilor, scurgerea intermediară sau hipodermică și scurgerea directă sau rapidă (Figura 12) (Șerban P., 1984).

Figura 12 – Scurgerile spre rețeaua hidrografică

C. Ieșirile sistemului hidrologic sunt formate din: debitele rețelei hidrografice în secțiunea de control (eventual închidere) a bazinului hidrografic, evapotranspirația la nivelul bazinului hidrografic manifestată în toate subsistemele și debitele de alimentare a unor acvifere profunde care nu fac parte din sistemul considerat (Giurma I., 2003).

Modele hidrologice ale bazinelor medii și mari

Bazinele hidrografice medii și mari se caracterizează printr-o diversitate de condiții fizico-geografice cuprinse în zone de munte, deal și câmpie și drept urmare nu mai este posibilă admiterea unor valori unice pentru parametrii modelelor hidrologice care ar conduce la erori mari ale ieșirilor hidrologice. În aceste condiții se recurge la împărțirea bazinelor hidrografice în subbazine și zone interbazinale; fiecare zonă astfel stabilită fiind caracterizată de valori specifice ale parametrilor hidrologici; în final este necesară compunerea undelor de viitură formate pe aceste zone și la propagarea lor prin albii.

Modelarea scurgerilor hidrologice în bazinele medii și mari necesită parcurgerea următoarelor operații:

– descompunerea sistemului (bazinului hidrografic) în subsisteme (subbazine hidrografice și zone interbazinale) și reprezentarea sub formă de graf a legăturilor dintre componentele sistemului;

– evaluarea scurgerilor hidrologice din cadrul fiecărui subsistem;

– compunerea undelor de viitură formate în cadrul subsistemelor;

– propagarea viiturilor prin albiile râurilor.

a) Descompunerea sistemului în subsisteme

După cum se realizează transportul apelor de scurgere dintr-un bazin hidrografic în albia cursului principal, se stabilesc două categorii de zone și anume: subbazine hidrografice de pe care scurgerea este transportată concentrat prin intermediul unei rețele secundare de scurgere (afluenți) în cursul principal, zone interbazinale de pe care transportul scurgerii se realizează pe întreaga lungime a frontului de contact dintre zone și cursul principal de apă.

Descompunerea în subsisteme se face pe planuri de situație cu curbe de nivel care prezintă bazinul hidrografic (Giurma I.,et al, 1987), prin linii ortogonale pe curbele de nivel care pleacă din punctele de confluență ale afluenților cu râul principal și unesc punctele de cotă maximă aflate pe cumpăna apelor ce separă bazinele hidrografice.

Evaluarea scurgerilor hidrologice în cadrul fiecărui subsistem

Subbazinele hidrografice sunt considerate bazine hidrografice foarte mici și mici și drept urmare evaluarea scurgerilor hidrologice în aceste cazuri se face conform metodologiei prezentate pentru aceste tipuri de bazine.

Zonele interbazinale care conduc la o scurgere difuză (împrăștiată pe întreaga lungime a frontului de contact între versanți și albii) în tot lungul râului, dar care este concentrată la capătul aval al sectorului respectiv de albie, folosesc pentru calculul undei de viitură produsă, metodologia hidrografului unitar sintetic din cadrul modelelor de tip șiroire, sau formula rațională și formulele de tip reducție din cadrul modelelor hidrologice pentru bazinele foarte mici.

d) Compunerea undelor de viitură formate în cadrul subsistemelor

Această compunere are loc în nodurile grafului (modelul topologic al rețelei hidrografice) și constă în adunarea algebrică a valorilor debitelor tuturor undelor de viitură transportate pe arcele incidente în noduri.

Fie (Xi, Xj) arcul care unește nodurile Xi și Xj ale rețelei, hidrograful debitelor transportate prin arcul (Xi, Xj) și N numărul total de noduri ale grafului analizat; dacă arcul (Xi, Xj) nu există, debitele sunt nule.

Debitul din aval de nodul Xj (deci după confluență), care se deplasează în lungul arcului (Xj, Xk) este dat de relația:

(32)

Deci, acest debit rezultă în urma unei adunări algebrice a tuturor componentelor undelor de viitură ale fiecărui nod de confluență.

e) Propagarea undelor de viitură prin albiile naturale ale râurilor este o simplă translație pe un sector râu, comparativ cu situația cursurilor de apă la care albia majoră este inexistentă sau foarte redusă.

În realitate pentru majoritatea cursurilor de apă aflate în special în zonele de deal și de câmpie, albiile majore sunt largi. Albiile majore sunt caracterizate prin rugozități mai mari decât albiile minore și în consecință la revărsarea râurilor, deplasarea undelor de viitură prin albiile majore are loc mai lent decât prin albiile minore.

Deci, pentru un sector de râu considerat (AB) are loc o atenuare a undelor de viitură în albia majoră și drept urmare hidrograful viiturilor de la ieșirea din sector are debitul maxim mai redus decât cel de la intrare și decalat față de acesta.

În cazul atenuării viiturilor prin albiile majore ale cursurilor de apă nu mai este îndeplinită condiția de atenuarea viiturilor prin lacuri de acumulare și anume aceea că debitul maxim defluent se află pe ramura descrescătoare a hidrografului debitelor de viitură afluente.

Distanta dintre și pentru un sector de râu considerat este dată de timpul de propagare a viiturii pe sectorul respectiv.

Propagarea viiturilor prin albiile naturale ale râurilor poate fi aproximată prin metode hidraulice (de exemplu, modelul [NUME_REDACTAT]) sau prin metode hidrologice (de exemplu, metoda Muskingum clasică). Metodele hidrologice sunt mai puțin precise, dar sunt mai expeditive (necesită volum redus de date necesare și prezintă viteză în obținerea rezultatelor).

4.3. Ieșiri hidrologice

4.3.1. Debite caracteristice

Ieșirile hidrologice din sistem sunt date de debitele rețelei hidrografice în secțiunea de control. Variația debitului lichid în raport cu timpul se exprimă prin Q(t) și poartă numele de hidrograf. În funcție de perioada la care ne referim hidrograful debitelor poate fi: de viitură, zilnic, lunar, anual și multianual.

În cursul unul an se pot înregistra: debite maxime de primăvară și debite minime de toamnă-iarnă; pentru o perioadă de mai mulți ani, se pot pune în evidență: debite maxime sau minime multianuale. Debitele medii anuale sau multianuale sunt mărimi de calcul.

Calculul debitului mediu (Qmed) pentru o perioada T cu ajutorul hidrografului, se face prin planimetrarea suprafeței cuprinse între hidrograf, abscisă și cele două ordonate duse la momentele t=0 și t=T și împărțirea acestei suprafețe la durata T. În practică calculul debitului mediu multianual se face prin pașii următori:

– în secțiunea de calcul unde se fac două măsurători zilnice de niveluri (H1 și H2), se stabilesc cele două debite corespunzătoare (Q1 și Q2) cu ajutorul relației debit-nivel (cheia limnimetrică) și rezultă debitul mediu zilnic:

(33)

– debitul mediu lunar este media aritmetică a debitelor medii zilnice:

(34)

în care n este numărul de zile al lunii de calcul;

– debitul mediu anual rezultă din media aritmetică a debitele medii lunare:

(35)

debitul mediu multianual se calculează ca medie aritmetică a debitelor medii anuale:

(36)

unde N este numărul de ani ai perioadei luată în calcul.

Debitul mediu multianual rezultă și din hidrograful debitelor multianuale, ca fiind egal cu înălțimea dreptunghiului de lungime T și suprafață egală cu cea delimitată de hidrograf și axele de coordonate.

Hidrograful debitelor multianuale reprezintă o serie de timp complet, iar în practică se lucrează cu serii parțiale (exemplu: șirul debitelor maxime anuale). În urma prelucrării statistice a debitelor maxime anuale, se stabilesc debitele corespunzătoare diferitelor probabilități de depășire foarte reduse (1%, 0,1 %, 0,01 %), debite necesare proiectării unor lucrări hidrotehnice.

Probabilitățile la care se stabilesc debitele și volumele maxime în condiții normale și speciale de exploatare a lucrărilor hidrotehnice se determină în funcție de clasa de importanță a lucrărilor respective și sunt prevăzute în stasurile în vigoare (de exemplu, STAS 4068/2-87).(Giurma, I. 2003)

4.3.2. Hidrografe de viitură

Variațiile nivelurilor sau debitelor pe durata unei viituri într-o secțiune a unui curs de apă, sunt date de hidrograful nivelurilor respectiv debitelor, numit hidrograful viiturii.

Un hidrograf de viitură (debit sau nivel) sintetizează integral, sub raportul scurgerilor, toate caracteristicile precipitației atmosferice, climatice și ale bazinului hidrografic la care a fost înregistrat. El conține în structura sa geometrică variația în timp a scurgerii directe, intermediare și subterane, care îi conferă o mare diversitate de forme. Cu toate acestea, se pot distinge două forme principale și anume hidrograful singular și hidrograful complex (Chiriac V., 1980).

Hidrograful singular prezintă un singur vârf, efect al unor precipitații relativ grupate sau ca efect al suprapunerii unor hidrografe parțiale.

Hidrograful complex se deosebește de cel singular prin prezența a două sau trei vârfuri proeminente. Vârfurile duble ale hidrografului se datoresc succesiunii precipitațiilor la intervale de timp mai mici decât terminarea scurgerii din prima precipitație sau ca efect al combinării hidrografelor diferitelor ramificații ale rețelei hidrografice amonte de secțiunea unde s-a înregistrat hidrograful complex.

(b)

Figura 13 – Hidrografele debitelor de viitură de tip singular (a) și complex (b)

Parametri de caracterizare a undelor de viitură

Hidrografele cu un singur vârf de viitură întâlnite mai frecvent în practică, pot fi definite prin unele elemente caracteristice (Figura 13):

– debitul maxim al viiturii Qmax (m3/s);

– durata de creștere a viiturii tc (ore, zile);

– durata de descreștere a viiturii td (ore, zile);

– durata totală a viiturii T (ore, zile);

– volumul viiturii W (m3);

– coeficientul de formă al viiturii ;

– stratul echivalent al volumului scurs hs (mm);

– suprafața bazinului hidrografic F (km2);

– coeficientul de transformare a dimensiunilor c;

Debitul maxim al viiturii, având un caracter aleatoriu, se stabilește printr-un calcul probabilistic pe baza unui eșantion de debite maxime ale unor viituri înregistrate și i se asociază o probabilitate de apariție, rezultând astfel Qmax p%. Distribuția acestor debite maxime și a probabilităților corespunzătoare, poartă denumirea de curbă integrală a probabilităților de apariție (Hâncu S., 1971)

Având înregistrată o undă de viitură reală se poate obține unda de viitură cu probabilitatea de calcul p% prin metoda similitudinii (Figura 14) utilizând următoarea relație de proporționalitate (Șelărescu M., 1993).

(37)

unde Qpi, QMi sunt debite simulate, respectiv măsurate la momentul i; Qmax p%, QmaxM, debitul maxim cu probabilitatea p%, respectiv debitul maxim al viiturii măsurate.

Figura 14 – Hidrograful undei de viitură măsurat și simulat

Calculul debitelor maxime utilizând formula relațională

Pentru bazine hidrografice mici, cu suprafețe sub 10 km2, pentru determinarea debitului maxim se poate folosi formula rațională:

(38)

unde:

K = 1,67 este un coeficient de transformare a intensității ploii din mm/min în m/s și a suprafeței dim km2 în m2;

α, coeficient de scurgere; i1% intensitatea medie a ploii de calcul cu probabilitatea de depășire 1%;

F, suprafața bazinului în km2.

Calculul debitelor maxime utilizând formula reducțională

Debitul maxim cu probabilitatea de depășire de 1% pentru bazine hidrografice cu suprafață mai mare de 10 km2 se poate determina cu formula reducțională:

(39)

unde:

K = 0,28 – coeficient de transformare a intensității ploii din mm/oră în m/s și a suprafeței din km2 în m2;

α – coeficient global de scurgere;

I60,1% – intensitatea maximă orară a ploii cu probabilitatea de depășire 1%;

F – suptafața bazinului în km2.

4.3.3. Relații de transformare; funcții de transfer și funcții pondere

Relațiile de transformare sunt scoase în evidență prin circulația apei în natură care este un proces complex, ce implică o serie de alte procese (evaporație, condensare, precipitații, scurgere superficială, infiltrație, scurgere subterană etc.), care fac ca în drumul ei, apa să treacă de la o stare de agregare (gazoasă, lichidă, solidă) la alta. Această circulație condiționează scurgerea pe suprafața uscatului, contribuie în mare măsură la formarea rezervelor subterane de apă și tot odată asigură apa în sol atât de necesară vegetației; fără aceste procese naturale, n-ar exista precipitații și astfel viața nu ar fi posibilă.

Exprimarea scurgerii într-o secțiune de control a unui curs de apă, se poate face prin mărimi dimensionale (debit, volum, debit specific și înălțime a stratului de scurgere) și prin mărimi adimensionale (coeficientul modul și de scurgere).

Coeficientul de scurgere reprezintă o funcție de transfer care aplicată intrărilor în sistemul hidrologic, furnizează mărimea ieșirilor hidrologice. Acest coeficient se poate calcula pentru o perioadă de mai mulți ani și exprimă o valoare medie multianuală sau pentru perioade mai scurte (un an, o lună sau chiar durata unei viituri) și în acest caz este asociat mărimii intervalului respectiv.

Coeficientul de scurgere mediu multianual este dat de raportul dintre volumul scurgerii medii multianuale a unui râu și cantitatea medie multianuală a precipitațiilor căzute pe suprafața bazinului de recepție aferent râului respectiv (Ujvari I., 1972; Vladimirescu I., 1978).

Volumul scurgerii medii multianuale al unui râu se obține prin planimetrarea suprafeței cuprinse între hidrograful debitelor pentru un interval T care cuprinde N ani de

înregistrări, axele de coordonate și verticalele ridicate la momentele 0 și T .

Deci, volumul total scurs este:

(40)

Pentru perioada de N ani luata în calcul rezultă volumul scurs mediul multianual

respectiv stratul scurs mediu multianual .

(41)

si

(42)

Unde F este suprafața aferentă a bazinului hidrografic.

Valoarea medie multianuală a precipitațiilor căzute pe suprafața bazinului hp rezultă astfel: se calculează pentru fiecare precipitație căzută, înălțimea medie a stratului de apă folosind una din metodele uzuale (izohietelor, poligoanelor Thiessen sau grilei pătrate), se cumulează aceste valori și rezultă precipitațiile medii lunare și anuale, se face media aritmetică a precipitațiilor medii anuale.

Coeficientul mediu multianual α al scurgerii totale (de suprafață și subterane) este:

(43)

Pentru teritoriul țării noastre scurgerea totală prezintă o mare variabilitate funcție de altitudine, iar în zonele înalte și de orientarea versanților.

Coeficientul mediu multianual al scurgerii totale are valori de 0,8…0,85 în zonele de munte la altitudini mari și numai de 0,03…0,1 în zonele de șes (Ujvari I., 1972).

Coeficientul mediu multianual al scurgerii de suprafață este:

(44)

unde este înălțimea stratului de suprafață scurs mediu multianual, care rezultă în urma separării scurgerii de suprafață de scurgerea de bază, planimetrând suprafața nehașurată a hidrografului.

Coeficientul de scurgere mediu al viiturii este dat de raportul dintre stratul scurs în timpul viiturii hs (ploaia netă) și stratul mediu al precipitației înregistrate pe bazin hp care generează viitura.

(45)

Volumul scurs Vs prin secțiunea de control a bazinului de recepție este:

(46)

unde și reprezintă scurgerile de suprafață corespunzătoare momentelor i-1 și i; Δt sunt intervalele elementare de timp (de 1…3 ore în general) care au aceleași valori atât pentru calculul ploii medii pe bazin, cât și pentru discretizarea hidrografului debitelor.

Valoarea medie a stratului scurs în timpul viiturii este:

(47)

unde F este suprafața bazinului hidrografic.

Stratul mediu al precipitației care generează viitura se obține prin însumarea ordonatelor hietogramei medii pe bazin.

Deoarece hs < hp, rezultă că α este subunitar. Calculul lui α se face global pentru întreaga durată a viiturii, ceea ce face ca acesta să aibă semnificația unui coeficient de scurgere mediu.

Fenomene de torențialitate

Unul din agenții cei mai activi și agresivi de modelare a scoarței terestre este apa din precipitații (apa meteorică), ca fiind transportatorul principal de materie și energie, datorită răspândirii acesteia, dar mai ales datorită dinamismului ei deosebit.

Pluviomodelarea sau pluviodenudarea reliefului bazinelor hidrografice se datorează agresivității și dinamismului apelor meteorice.

Modelarea versanților și albiilor din bazinele hidrografice face parte din hidromorfogeneză, ca proces de contact, cu caracteristici hidrologice, geomorfologic și hidraulice specifice fiecărui bazin.

Apele meteorice, în scurgerea lor pe versanți și în albii, determină fenomenele de hidroeroziune urmate de transportul și sedimentarea materialelor erodate.

În anumite condiții cantitative și calitative, de transfer de materie și energie, pluviodenudarea, ca proces și efecte are forme cu caracteristici specifice, care se manifestă prin procese torențiale, bazinele hidrografice transformându-se astfel în bazine hidrografice torențiale.

Procesul torențial este format din patru fenomene torențiale: scurgerea torențială, eroziunea torențială, transportul torențial și sedimentarea torențială, fenomene care se deosebesc radical de cele de scurgere, eroziune, transport și sedimentare, care se manifestă în orice bazin hidrografic.

Aceste patru fenomene ale procesului torențial, se află în spațiu și timp, într-o permanentă interconexiune

Din cele patru fenomene ale procesului torențial, cel mai reprezentativ fenomen este scurgerea torențială sinonimă cu viitura torențială, termen folosit într-o accepție restrânsă cu procesul torențial, termen justificat de faptul că scurgerea torențială este componenta fundamentală a procesului torențial, fără de care acest proces nu poate exista.

Pe aceiași suprafață de teren, pe care are loc o scurgere torențială, are loc întotdeauna și eroziunea accelerată.

Prin amplificarea fenomenului de scurgere torențială, se intensifică eroziunea, transportul și sedimentarea torențială, adică tot procesul torențial cu consecințele aferente.

Scurgerea torențială este un fenomen tipic hidrologic, cu caracteristicile sale specifice.

Eroziunea caracterizează comportamentul solului sau a rocii față de scurgerea apei. Fenomenul de eroziune se manifestă în mod continuu, gradat și progresiv la orice ploaie, nu numai la ploile torențiale, pe când viitura torențială se produce brusc, violent și intermitent numai la ploile torențiale. Fenomenele torențiale se deosebesc și prin natura prejudiciilor pe care le creează, dar și prin tehnicile lucrărilor de prevenire și combatere.

4.4.1. Factori care determină torențialitatea bazinelor hidrografice

FACTORI NATURALI:

– Regimul precipitațiilor (caracteristicile ploilor și scurgerii ca factor dinamic)

– Caracteristicile reliefului (parametrii morfometrici)

– Caracteristicile solului

– Caracteristicile vegetației.

FACTORI SOCIO-ECONOMICI:

– Defrișarea pădurilor

– Gospodărirea necorespunzătoare a pădurilor

– Agrotehnici necorespunzătoare pe versanți

– Pășunatul abuziv

– Diverse lucrări.

EFECTELE TORENȚIALIZĂRII BAZINELOR HIDROGRAFICE

– Eroziunea solului și pierderea fertilității

– Împotmolirea terenurilor cu aluviuni

– Colmatarea lacurilor de acumulare și a diverselor obiective

– Avarierea și chiar distrugerea construcțiilor

– Declanșarea alunecărilor de teren

– Inundarea suprafețelor de teren

– Distrugerea habitatului

– Deteriorarea peisajului, bazinele hidrografice torențiale fiind segmente alterate ale mediului înconjurător.

Intensitatea proceselor erozionale depinde în principal de doi factori, cu influență în fenomenele de eroziune: agresivitatea pluvială și torențialitatea bazinelor hidrografice.

Cercetări efectuate în diferite condiții fizico-geografice au arătat că viiturile cele mai violente, eroziunea cea mai accentuată și transportul de aluviuni cel mai intens sunt generate de ploile torențiale. Acestea sunt ploi impetuoase, agresive și de mare intensitate, care au o durată redusă și se extind pe o suprafață de teren limitată.

S-au identificat următoarele criterii după care ploile pot fi caracterizate ca torențiale: cantitatea de precipitații, intensitatea medie a ploii, durata ploii, frecvența ploilor și aria de răspândire a lor. Un alt criteriu de selectare a ploilor torențiale este cel al agresivității acestora, pornind de la energia cinetică (forța de șoc) a picăturilor și de unghiul sub care acestea lovesc suprafața terenului.

În forma sa elementară, un curs de apă permanent are întotdeauna un izvor în timp ce o formațiune torențială tipică nu are izvor. (S. A. Munteanu, 1956, S. A. Munteanu, I. Clinciu,1982)

Conul de dejecție la un râu este practic inexistent sau foarte puțin dezvoltat, în timp ce la o formațiune torențială este deosebit de dezvoltat comparativ cu dimensiunile acesteia, constituind o parte morfologică caracteristică.

Spre deosebire de cursurile de apă permanente, care apar întotdeauna în cadrul unor rețele fluviale bine definite și al bazinelor hidrografice aferente, ravenele pot apărea și complet izolate în mici depresiuni sau traversând inflexiuni convexe ale unor versanți.

Eficacitatea hidrologică exprimată prin capacitatea de transport a ravenelor este mult mai scăzută decât cea a râurilor (Heede, 1980).

Pentru râuri se consideră faptul că debitul de formare a albiei este debitul dominant determinat pe baze probabilistice, debitul de umplere a albiei minore cu o anumită probabilitate de depășire (2-10%).

În cazul ravenelor, albia majoră lipsește. Pot exista în cadrul canalului, sectoare de albie majoră în zona “teraselor” sau în zona aluviunilor de pe malurile ravenelor rămase din perioada de inițiere a proceselor, toate cu dimensiuni extrem de restrânse. În cazul ravenelor, nu se poate vorbi despre debit de albie plină (până la muchii) decât foarte rar și atunci numai pentru unele tronsoane de ravene discontinue din partea superioară (amonte) a bazinului.

Ravenele sunt un rezultat al secționării depozitelor necoezive, iar torenții apar cu ocazia secționării rocilor dure, ceea ce înseamnă că cele două formațiuni sunt net delimitate. M. Rădoane et al., (1995) restrânge domeniul de apariție al torenților la pantele abrupte ale munților: "torentul are un bazin hidrografic bine delimitat, sub 100 km2, o pantă foarte abruptă a profilului longitudinal și transportă mari cantități de material târât, uneori de nivel catastrofal, pe care le depune într-un con; poate avea un curs temporar sau permanent și, de regulă, se formează pe pantele abrupte ale munților".

S. Munteanu et al., (1991) definește torentul ca fiind “un curs natural de apă, cu scurgere intermitentă (mai rar cu scurgere în tot timpul anului) și cu bazin hidrografic relativ redus (de ordinul sutelor de hectare sau cel mult al câtorva mii de hectare), cu pante repezi și neregulate și a cărui caracteristică hidrologică principală constă în faptul că, în urma ploilor mari sau a topirii rapide a zăpezilor, prezintă creșteri bruște, violente și de scurtă durată ale debitului lichid și solid, creșteri însoțite, în general de intense fenomene de eroziune, de transport de aluviuni și de sedimentare”.

Deosebirile semnalate între fenomenul de eroziune și cel torențial sunt:

– fenomenul torențial caracterizează comportarea față de scurgeri a unui curs de apă luat în ansamblu, adică în limitele bazinului său hidrografic, în timp ce fenomenul de eroziune caracterizează, în principal comportarea solului sau a rocii față de scurgerea apei;

– fenomenul erozional constă în dislocarea, antrenarea și transportul particulelor de sol sau de rocă de pe o suprafață de teren, în timp ce fenomenul torențial reprezintă o creștere de debit în rețeaua hidrografică;

– eroziunea se manifestă în mod gradat și progresiv, în timp ce fenomenul torențial se produce brusc, violent, intermitent și numai în timpul ploilor torențiale;

– fenomenul de eroziune de suprafață nu are nevoie neapărat de existența unui bazin hidrografic, în timp ce fenomenul torențial, fără forma caracteristică de teren capabilă să colecteze și să concentreze apa în rețea, adică de bazinul hidrografic, este de neconceput.

Formele de relief apărute prin eroziune torențială sunt denumite, generic, formațiuni torențiale și în cadrul lor autorii se pot diferenția după criterii dimensionale:

– rigole de șiroire (cu adâncimea < 0,2 m);

– șanțuri de șiroire (cu adâncimea < 0,5 m);

– ogașe (cu adâncimea de 0,5 – 2 m);

– ravene (cu adâncimea de peste 2 m);

Torentul include eventual și pârâul torențial, care ocupă aceeași poziție ca și în cadrul ravenelor. Toate formațiunile torențiale, așa cum au fost definite, se consideră că nu reprezintă altceva decât stadii delimitate convențional în cadrul procesului neîntrerupt de modelare a reliefului terestru prin eroziune, de la forma elementară (rigola efemeră), până la excavațiile enorme ce conturează bazinele hidrografice ale cursurilor de apă.

S. Munteanu et al. (1991) concluzionează că “torentul se dezvoltă și evoluează spre forma finală din cadrul morfosculpturii minore, cea mai organizată – pârâul torențial; acesta prezintă un bazin hidrografic bine conturat și face trecerea de la formațiunile torențiale, la cursurile de apă permanente – râurile.”

Formațiunile torențiale cu o densitate extremă conferă reliefului aspectul de pământuri rele (“badlands”).

Thorne et al. (1986) definește ravenele efemere ca fiind veriga lipsă ("the missing link") între șiroiri și cursurile permanente.

4.5. Caracteristici ale bazinelor hidrografice torențiale

Principalele caracteristici ale bazinului hidrografic torențial sunt:

– Din punct de vedere al transferului de materie și energie, în bazinele hidrografice torențiale, există un dezechilibru pronunțat între intrările și ieșirile apelor meteorice ce se scurg pe versanți și rețeaua hidrografică.

– Din punct de vedere hidrologic, debitele cresc brusc și violent.

– Scurgerea apei, denumită scurgere torențială, datorită caracteristicilor hidraulice, și în special a fluxului de energie cinetică mare are o capacitate distructivă foarte mare.

– Procesele torențiale, creează în spațiu și timp, forme specifice de modelare a reliefului, denumite formațiuni torențiale, care reflectă la un moment dat, gradul (intensitatea) de torențializare a bazinului hidrografic.

– Efectele torențializării bazinelor hidrografice sunt deosebit de nefaste atât pe plan ecologic cât și cel socio-economic.

Bazinele hidrografice torențiale sunt bazine hidrografice în care s-a produs un dezechilibru hidrologic avansat, între precipitațiile căzute și cantitatea de apă care se scurge în unitatea de timp pe versanți și pe rețeaua hidrografică, cu consecințe grave asupra (distrugerii) straturilor superficiale erodabile și transportului de aluviuni. Dezechilibrul s-a produs între acțiunea factorilor care produc procesele de denudare și cei care se opun acestora (S. A. Munteanu et al., 1991).

În cadrul bazinelor hidrografice torențiale, mai multe fenomene concură la degradarea terenului, dar caracteristica acestor bazine o constituie fenomenul hidrologic de creștere subită, violentă și de scurtă durată, a debitului lichid și solid din rețeaua hidrografică, ca urmare a căderii unor precipitații ce depășesc o anumită limită (de torențialitate), într-un interval de timp scurt. Fenomenul este cunoscut sub numele de proces torențial sau de viitură torențială.

4.5.1. Morfologia bazinelor hidrografice torențiale

Părțile morfologice componente ale unui bazin hidrografic torențial sunt: bazinul de recepție, rețeaua hidrografică și conul de dejecție. Se observă că aceste părți componente sunt aproximativ aceleași ca în cazul cursurilor permanente. Particularități morfologice apar totuși la nivelul fiecăreia dintre ele și sunt dictate de regimul hidrologic.

Rețeaua hidrografică a bazinelor torențiale este puternic afectată de apele de viitură.

Profilul longitudinal al organismelor torențiale prezintă pante mari (5 – 10 – 20 %) și neregulate. Conul aluvial (de dejecție), inexistent sau prezent numai în stare fosilă (acoperit de ape) la râuri, este o componentă de bază a formațiunilor torențiale.

4.5.2. Microrelieful bazinelor torențiale

Eroziunea de suprafață are ca rezultat îndepărtarea în diferite proporții a învelișului de sol fertil, recent, fără a da naștere unor forme de relief spectaculoase.

Prin îndepărtarea parțială a solului are loc scăderea fertilității (productivității) solului. De aceea s-a impus necesitatea alcătuirii unei clasificări a solurilor după gradul de eroziune.

Dacă prin eroziune stratul de sol fertil este înlăturat în totalitate, apare la zi relieful superficial al rocii mamă. Prin înlăturarea treptată a particulelor fine, poate apărea un microrelief al fragmentelor “scheletice” sau al aflorimentelor rocii de bază.

Eroziunea în adâncime este aproape întotdeauna asociată cu eroziunea de suprafață, trecerea făcându-se, de altfel, treptat între cele două. Prin concentrarea scurgerilor de suprafață iau naștere canale cu secțiune în formă de “V” sau “U”, care în momentul în care întâlnesc un orizont litologic mai greu erodabil, încep să se lărgească. Formele de relief apărute prin eroziune în adâncime cuprind microforme sculpturale sau depoziționale (de eroziune sau de sedimentare).

Microrelieful modelat prin eroziune cuprinde o serie continuă care începe cu formele microscopice din faza meteorizării și continuă cu cele ale eroziunii în adâncime (rigole, ogașe, ravene), la care se adaugă speciile morfologice asociate deplasărilor în masă. Canalele naturale de scurgere își aleg traseele și se conturează în funcție de personalitatea depozitelor substratului litologic. De multe ori orizontul superficial, mai ușor erodabil, dictează adâncimea și morfologia secțiunii transversale a canalelor, respectiv raportul adâncime / lățime.

Microrelieful depozitelor de aluviuni torențiale cuprinde formele create de materialele grosiere sau fine, dislocate de apă, alunecate sau prăbușite, aflate în curs de transport pe versanți, pe maluri sau pe fundul ravenelor. Depozitele de versant sunt cele cunoscute: deluvii, coluvii și proluvii.

Tuturor celor amintite mai sus li se adaugă formele de relief specifice zonelor afectate de deplasări în masă. Alunecările de teren apar în mod obișnuit pe versanți sau pot fi extensii accidentale ale malurilor ravenelor mari. În morfologia malurilor ravenelor pot fi identificate forme de microrelief ca expresii ale proceselor și mecanismelor implicate în evoluția acestora. Ele includ mici alunecări de teren și prăbușiri sau surpări, sub formă de felii sau de blocuri, accentuate sau nu de prezența fisurilor de distensiune.

Profilul versanților bazinelor torențiale este rezultatul acțiunii concertate a tuturor proceselor de modelare sub acțiunea agenților exogeni, începând cu meteorizația, continuând cu toate formele de eroziune, transport și sedimentare și culminând cu deplasările în masă. Versanții se găsesc la un moment dat într-unul din stadiile ce se pot deduce din calculele lui M. Kirkby (1971). Autorul a demonstrat matematic, având în vedere rata și vectorii proceselor, că indiferent de forma inițială, versanții modelați de către agenții erozionali, inclusiv ravene, și de către alunecări de teren evoluează către o formă finală concavă a profilului. Aceleași soluții matematice sunt valabile și pentru profilul longitudinal al talvegului văii sau oricărei ravene.

Relieful modelat prin eroziune evoluează în două direcții principale, spre două situații (stadii) pe care le putem numi finale, deși se mențin în peisaj de-a lungul câtorva sute de ani.

O primă situație, mai dramatică, este aceea în care peisajul ajunge să fie dominat de forme sculpturale cu densitate mare, care pot atinge sau depăși cumpăna apelor, cu maluri abrupte, neacoperite de vegetație, respectiv relieful denumit “badlands”.

O altă situație este aceea în care formele erozionale adânci și / sau alunecările de teren ajung să fie și să se mențină stabilizate de-a lungul unor perioade mai îndelungate de timp. Văile modelate de pâraie acum dispărute datorită colmatării sau de ravene acum stabilizate și acoperite de vegetație, sub forma unor viroage sau vâlcele, mai prezintă numai urmele fosile ale vechilor procese de degradare.

4.5.2. Scurgerea torențială (Viitura torențială)

Ploile, cu sau fără topirea zăpezilor, produc:

– Scurgerea de suprafață (areală) pe versanți, care constă într-o scurgere difuză, care are ca efect eroziunea de suprafață, care se manifestă prin distrugerea stratului de sol, antrenându-l în scurgerile concentrate.

– Scurgerea concentrată pe versanți, având ca efect eroziunea în adâncime, respectiv de geneză a ravenării, care creează formațiunile torențiale minore (rigole, ogașe, ravene)

– Scurgerea concentrată în albii, ca etapă calitativ superioară a scurgerii concentrate și a eroziunii în adâncime, cu formațiuni torențiale majore (torenți, păraie torențiale)

CARACTERISTICILE FIZICE ALE APEI DIN SCURGEREA TORENȚIALĂ

Apa pluvială, în contact cu terenul, în mișcarea sa turbulentă, prin eroziune se încarcă cu materialul dislocat și antrenat, formând un amestec, devenind astfel un fluid polifazic.

Neglijând în acest amestec, substanțele dizolvate sub formă moleculară, apa curgătoare este considerată un lichid bifazic, cu mediu continuu, omogen și anizotrop, format din faza lichidă, ca mediu continuu de dispersare, și faza solidă ca mediu dispersat de suprafețe continue. Rezultă că debitul lichid conține și o componentă solidă, care schimbă proprietățile acestuia, inclusiv cele energetice.

Turbiditatea sau coeficientul de încărcare a apei cu aluviuni poate ajunge la valori mari.

Apa se încarcă cu aluviuni de toate mărimile, de la fracțiuni de argilă și nisip, până la blocuri de piatră de zeci de metri cubi. Astfel scurgerile torențiale se pot transforma în curenți de noroi cu o greutate volumetrică de 1,5…1,8 ori mai mare ca a apei limpezi, sau în curenți de apă de piatră, cu conținut predominant de pietriș și bolovani.

CARACTERISTICILE HIDRAULICE ALE SCURGERII TORENȚIALE

Scurgerea torențială din bazinul hidrografic este o mișcare:

– cu suprafață liberă, după criteriul tubului de curent;

– neuniformă, după modul de desfășurare a liniilor de curent;

– nepermanentă, după criteriul variației în timp a presiunii și vitezei;

– eterogenă, după criteriul mărimii vitezei relative;

– în regim rapid (torențial), după criteriul Froude (Fr>1)

– pulsatorie, datorită caracterului turbulent al mișcării;

– cu un debit cu creșteri bruște, maximul putând fi atins chiar în câteva zeci de secunde.

CARACTERISTICA ENERGETICĂ A SCURGERII TORENȚIALE.

Sistemele naturale există ca urmare și a schimbărilor energetice. Oricărui fenomen îi corespunde și o schimbare energetică, deci s orice fenomen poate fi măsurat cu aceeași unitate de măsură și anume cea energetică.

Scurgerea torențială este fenomenul cu cea mai mare energie morfodinamică.

Baza energetică a hidrogenezei este constituită din transformarea surplusului de energie potențială în energie cinetică. In cazul mișcării uniforme fluxul de energie E al curentului într-o secțiune transversală a albiei este

(48)

unde y = greutatea specifică a apei cu aluviuni; Q = debitul din secțiune; z = energia specifică potențială de poziție; h = energia specifică de presiune; α = coeficientul lui Coriolis; V = viteza medie din secțiune; g = accelerația gravitațională; αV2/2g = energia specifică cinetică

– Fluxul total energie potențială este

Ep = yQ(z + h) (49)

– Fluxul de energie cinetică este

(50)

unde A = suprafața udată a secțiunii.

Din aceste relații rezultă în mod evident capacitatea distructivă a scurgerii torențiale.

CAPITOLUL V

CONCLUZII

5.1. Importanta proprietăților solului în formarea scurgerilor pe versanți

Solurile se caracterizează printr-un drenaj intern și altul extern. Drenajul intern reprezintă cantitatea de apă provenită din precipitațiile care se infiltrează în sol. Drenajul extern reprezintă cantitatea de apă provenită din precipitații care se scurge la suprafața solului. Drenajul intern împreună cu cel extern formează drenajul total al solului. Principalele proprietăți ale solului care influențează drenajul extern al acestuia sunt următoarele: textura, porozitatea, permeabilitatea, umiditatea, infiltrația, acoperirea cu vegetație a solului și rugozitatea solului.(Pricop, C. 2011)

Solurile prin proprietățile lor hidrofizice și mai ales prin textură și modul de utilizare a terenurilor joacă un rol deosebit de important în formarea scurgerii lichide maxime, în scurgerea de aluviuni în suspensie și în procesul alimentării apelor subterane prin infiltrații.

Textura solurilor influențează comportamentul hidrofizic prin capacitatea de drenare a apei. Astfel, solurile unde predomină nisipurile sunt foarte permeabile pentru apă și aer. Capacitatea de retenție a apei este foarte redusă, determinând în acest fel o infiltrație rapidă în timpul viiturilor. Solurile cu conținut mare de argilă și coeziune mare a particulelor sunt mai puțin permeabile pentru apă și aer, acestea determină o viteză de infiltrație mică, deși pe termen lung pot înmagazina cantități mari de apă. Vegetația protejează solul împotriva eroziunii, deoarece cea mai mare parte a energiei cinetice a ploilor este absorbită de acesta. (Sălăjan, L. 2012)

Apa se scurge pe versant sau în cuprinsul unui bazin hidrografic sub forma unei lame subțiri, continue, omogene care are un gradient de creștere sau descreștere gradual în timp, în funcție de caracteristicile ploiic ăzute și depinde intrinsec de suportul pe care se desfășoară scurgerea. Începerea ploii nu are ca rezultat simultan creșterea debitului sau nivelului într-o secțiune de închidere a unui bazin hidrografic, ci se constată un interval de timp până începe creșterea propriu-zisă în râu, acest timp pe care-l face o particulă de apă de la punctul cel mai îndepărtat din bazinul hidrografic până în secțiunea de închidere se numește timp de concentrare în bazin.

De timpul de concentrare pe versant se leagă condițiile de scurgere, parametrii hidraulici de care depinde viteza de scurgere pe versant ce se cuantifică indirect în acest timp de concentrare,

dar mai există o componentă de viteză dată de caracteristicile de infiltrație ale solului, care are ca

efect reducerea cantității de ploaie căzute pe versant. (Apostol, A. 2012)

Scurgerea pe versant prezintă o mare variabilitate spațio-temporală și un puternic caracter de nepermanență, acțiunea ei în timp îndelungat determină redundanță în sistem prin feed-backuri

pozitive sau negative în funcție de acțiunea constructivă sau distructivă, naturală sau antropică.

Viitura versanților este formată de volumul de apă ce se strânge la baza versantului într-un anumit interval de timp T (durata viiturii) în urma unei ploi căzute, de o anumită intensitate și durată. Datorită faptului că scurgerea pe un versant depinde de o multitudine de factori atât de natură spațială, cât și temporală, este necesară cuantificarea hidrografului scurgerii prin geometrizarea acestuia, apoi s-a recurs la modelarea scurgerii prin metode conceptuale de laborator, metode ce asimilează fenomenul de scurgere cu o curgere printr-un sistem de bazine și canale, modelabile în laborator și mai modern modelarea fizică a scurgerii prin aplicarea ecuațiilor de continuitate și scurgere (Saint – Venant) pe versanți, ținând cont de rugozitatea versantului, de distribuția de ploaie pe acesta, de infiltrație și alți factori fizici ai scurgerii.

Gospodărirea apelor pe versanți se ocupă de scurgerea apelor pe versanți, înainte de a ajunge în cursurile de apă. Aceast gen de scurgere este influențat în foarte mare măsură de modul de utilizare a solului. De aceea gospodărirea apelor se ocupă atât de alegerea acelor tipuri de folosințe care pot duce la efectul dorit asupra regimului resurselor de apă (în general, fie prin reținerea apei din precipitații pe aceste terenuri, fie prin reducerea vitezelor de scurgere), cât și de soluțiile care pot compensa efectele negative create de anumite tipuri de utilizare, de exemplu, a efectelor acoperirii cu materiale impermeabile (asfalt, beton, etc.) a unor mari suprafețe în aglomerațiile urbane. Tot în preocupările acestei ramuri intră:

acțiunile de combatere a eroziunii solului (privită ca măsură de reducere a debitelor solide ale cursurilor de apă) ;

acțiunile de prevenire a alunecărilor de teren;

combaterea și prevenirea inundațiilor provocate de viiturile torențiale, care se produc pe cursuri de apă mici, unde scurgerea pe versanți are ponderea majoră.

Din cauza interdependenței cu modul de utilizare a terenurilor, există o strânsă legătură între gospodărirea apelor pe versanți și alte discipline care se ocupă de folosințele respective cum sunt agricultura, silvicultura, sistematizarea teritoriului și altele. Deosebirea constă în faptul că disciplinele respective au ca obiect folosințele respective în sine, pe când gospodărirea apelor pe versanți se concentrează asupra influenței acestor folosințe asupra resurselor de apă.

În domeniul hidrologiei, modelarea proceselor hidrologice este necesara, în rând, din cauza lipsei tehnicilor de măsurare a tuturor informațiilor dorite. Capacitatea de monitorizare a variabilelor hidrologice în timp si spațiu este limitata.

Principalele aplicații ale modelelor hidrologice se refera la gestionarea resurselor de apa pentru asigurarea diminuării efectelor inundațiilor, cunoașterea parametrilor necesari proiectării podurilor și a rețelelor de canalizare, drenarea precipitațiilor intense, alimentarea cu apa, irigațiile, producerea de energie hidroelectrica, navigația, controlul poluării etc., prin utilizarea datelor extrapolate de modele (debite, volume, suprafețe).

Necesitatea modelarii hidrologice ține, așadar, de însăși natura complexa a proceselor hidrologice, ale căror caracteristici se schimba în timp, sub acțiunea factorilor naturali și antropici. Un model hidrologic simulează fenomenele hidrologice, utilizând ca intrări în sistem precipitațiile și temperaturile și având ca principala ieșire a sistemului debitul la închiderea bazinului hidrografic, date măsurabile sau care pot fi estimate printr-un set de variabile hidrologice care sunt relaționate printr-un set de ecuații ce reprezintă structura sistemului.

[NUME_REDACTAT], R. (1945) transformarea ploii în scurgerea de suprafață, respectiv în hidrograful scurgerii, rezultă din folosirea a două funcții

– Funcția de producție care permite determinarea hietogramei ploii brute și ploii nete.

– Funcția de transfer care permite determinarea hidrografului scurgerii, care reprezintă variația debitului în funcție de timp rezultat din ploaia netă. Forma hidrografului scurgerii este în general o curbă clopot asimetrică.

La transferul de la hietograma ploi la hidrograful scurgerii intervin toate caracteristicile meteorologice, fizice și hidrologice ale bazinului versant considerat.

Determinarea unei relații analitice riguroase între precipitații și debit este foarte dificilă. Durata scurgerii Ts diferă de durata ploii brute T , cât și durata ploii nete Te.

Scurgerea începe după un interval de timp de la declanșarea ploii torențiale și mai continuă un timp după oprirea acesteia. Suprafața cuprinsă între curba hidrografului și abscisă reprezintă volumul scurgerii respectiv volumul ploii nete. (Grudnicki, F., Ciornei, I. 2006)

În urma prelucrării statistice a debitelor maxime anuale, se stabilesc debitele corespunzătoare diferitelor probabilități de depășire foarte reduse (1%, 0,1 %, 0,01%).

Aceste debite pot fi utilizate pentru simularea tranzitării unor unde de viitură cu anumite probabilități de depășire pe sectoare de râu de interes, în vederea proiectării sau exploatării unor lucrări hidrotehnice din cadrul schemei de amenajare a bazinului hidrografic, reactualizării Planurilor de Apărare bazinale, județene, locale, întocmirii Planurilor de acțiune în caz de accident la diverse construcții hidrotehnice.

5.2. Direcții viitoare de cercetare

Scopul “Raportului de cercetare nr. 2ˮ este de a identifica un bazin hidrografic de interes, pentru care va fi realizată o caraterizare fizico – gografică și hidrologică. Vor fi stabilite elementele privitoare la localizarea bazinului hidrografic de interes cu limitele naturale, datele morfometrice generale și analiza cadrului natural care cuprinde geologia zonei, considerațiuni geomorfologice, caracterizarea hidrografică, considerațiuni hidrogeologice, tipurile de soluri și proprietățile acestora.

Se vor efectua cercetări în laborator, pentru determinarea unor parametri de caracterizare a solului, necesari pentru studiul formării scurgerilor lichide și solide: caracterizarea texturii, a structurii și determinarea curbei de sucțiune.

Se va studia baza de date hidrometrice înregistrate la stațiile hidrometrice ce monitorizează acel bazin hidrografic și se va alege o viitură de amploare, produsă de precipitații cu valori istorice pentru cantitățile zilnice sau lunare totale.

Se va realiza un studiul al proceselor de eroziune a solului pe versanți, transport și depunere în albia râului. Se va analiza comparativ scurgerile solide și lichide măsurate pe versanți și în albia râului, cu scurgerile solide și lichide simulate cu softuri de modelare hidrologice și hidrodinamice. Se va realiza calibrarea modelor pentru obținerea unor rezultate cât mai apropiate de valorile măsurate.

Se va studia posibilitatea extinderei rezultatelor cercetărilor pentru alte bazine hidrografice cu caracteristici similare.

[NUME_REDACTAT] figurilor

Lista tabelelor