Studiul geologic-geotehnic al tronsonului de autostradă km 4400- km 5200 culee dreapta pod peste Dunăre de la Brăila [310232]

UNIVERSITATEA DIN BUCUREȘTI

Facultatea de Geologie și Geofizică

Specializarea Ingineria Geologică a Mediului

LUCRARE DE LICENȚĂ

Conducător Științific:

Prof. Univ. Dr. Mihaela Stănciucu

Absolvent: [anonimizat] 2019

UNIVERSITATEA DIN BUCUREȘTI

Facultatea de Geologie și Geofizică

Specializarea Ingineria Geologică a [anonimizat] 4+400- km 5+200 culee dreapta pod peste Dunăre de la Brăila

Conducător Științific:

Prof. Univ. Dr. Mihaela Stănciucu

Absolvent: [anonimizat] 2019

Capitolul 1

[anonimizat]

,,Rocile reprezintă grupări naturale de unul sau mai multe minerale care iau parte însemnată la alcătuirea scoarței terestre și care s-au format prin variate procese endogene sau exogene”( Băncilă et. al. 1979)

După modul în care se formează rocile se împart în trei mari categorii : [anonimizat] .

Din punct de vedere genetic rocile moi, (denumite in geotehnica pământuri) sunt roci sedimentare detritice necimentate și roci argiloase.

În alcătuirea acestor roci intră toate cele 3 stări de agregare : solidă, lichidă și gazoasă.

Partea solidă a [anonimizat]. [anonimizat], iar volumul acestora poate fi ocupat de celelalte 2 faze, lichidă, respectiv gazoasă.

Rocile se împart la rândul lor în 2 subcategorii, roci coezive și roci necoezive.

Rocile necoezive sunt alcătuite din particule care se ating între ele pe o [anonimizat].

Rocile coezive sunt cele formate din particule legate între ele prin forțe de coeziune de natura hidrocoloidala. [anonimizat] a se comporta plastic atunci când sunt supuse eforturilor exterioare.

1.1 Proprietăți geomecanice determinate în laborator

Granulozitatea

Analiza de granulometrie constă în determinarea dimensiunilor medii ale granulelor din care este alcătuită proba cât și a distribuției procentuale a acestora pe suprafața probei.

Deoarece, în natură granulele componente ale rocilor pot varia dimensional de la câțiva centimetri la un micron, a [anonimizat].

In prezent clasificarea granulometrică se face conform SR.EN ISO 14688-1. Figura 1-1 prezintă sub forma unei scheme intervalele care separă fracțiile granulometrice.

Pentru rocile moi metodele de determinare a [anonimizat].

Figura 1-1 Clasificarea granulometrică a rocilor moi (schema realizata conform datelor din SR.EN ISO 14688-1)

A Metoda prin cernere

Metoda prin cernere constă în separarea particulelor pe grupe de dimensiuni cu ajutorul unor baterii de site și/sau ciururi manual sau cu ajutorul unui vibrator.

Principiul metodei

Pașii premergători analizei de granulometrie sunt uscarea și cântărirea probei și montarea bateriei de site. [anonimizat], urmată apoi de site în ordinea descrescătoare a [anonimizat].

Se usucă și cântărește proba și se montează bateria de site. Apoi se toarnă materialul în sita superioară, dupa care se cerne manual sau mecanic timp de aproximativ 10 minute. Se cântărește materialul din fiecare sită, iar dacă masa materialului rămas în cutia din bază este mai mare de 10% din masa totală a probei analizate, se realizează pe acesta analiza prin sedimentare. Valorile obținute în urma cântăririlor se transformă în procente din masa totală.

Verificarea analizei

Pentru a verifica dacă analiza a fost realizată corect se adună masele de material rămas în fiecare sită și masa de material rămas în cutie. Dacă această sumă diferă cu mai mult de 1% din masa inițială a probei, este necesară refacerea analizei.

Interpretarea rezultatelor

Rezultatele analizei se reprezintă grafic sub forma unei histograme și sub forma unei curbe cumulative. Acestea, ajută la stabilirea denumirii rocii analizate (figura1-2) În cazul histogramei denumirea rocii este dată de treapta cea mai înaltă a diagramei, cu condiția ca mai multe trepte să nu se suprapună aceleași fracțiuni granulare sau dacă se suprapun să se însumeze valorile lor.

Figura 1-2- Exemlu de histograma si curba cumulativa după STAS 1913-5/58

Pentru a pune în evidență repartiția granulelor de diferite mărimi pe suprafața probei se utilizează Coeficientul de neuniformitate denumit și coeficientul lui Hazen, acesta reprezintă raportul dintre diametrul care corespunde pe curba granulometrică procentului de 60% și diametrul efectiv.( ecuația 1-1)

Ecuația 1-1 u=

unde: u= coeficint de neuniformitate

= diamtrul procentului de 60%

= diametrul efectiv

Clasificarea rocilor moi în funcție de mărimea coeficientului de neuniformitate se face astfel:

U < 5 roci foarte uniforme

5 < U < 15 roci uniforme

U > 15 roci neuniforme

B Metoda sedimentării

Teoria sedimetării se bazează pe faptul că într-un lichid în care se află particule în suspensie, care au forme și densități asemănătoare, particulele de dimensiuni mari se sedimentează mai rapid (figura 1-3), decât cele de dimensiuni mici” (Head- Manual of soil laboratory testings, 2006) Dacă particulele au formă aproximativ sferică, acestea se sedimentează conform legii lui Stokes (ecuația 1-2):

Ecuația1- 2

unde: = viteza de sedimantare a particulelor

= densitatea particulelor

= densitatea apei

= diametrul particulelor

= vascozitatea apei

Metoda sedimentării se poate realiza cu ajutorul areometrului sau cu ajutorul pipetei.

Metoda cu areometrul

Metoda cu areometrul constă în determinarea la anumite intervale de timp a densității soluției de particule în suspensie, în care are loc o sedimentare continuă conform legii lui Stokes.

Pentru realizarea analizei se usucă proba în etuvă , apoi se răcește până la temperatura mediului ambiant si se cântărește cu precizia de 0,01 grame. Excepție fac rocile care au un conținut mare de materie organică ( mai mult de 5%) care trebuie mai întâi oxidate chimic și apoi uscate.

Materialul folosit se pune într-o capsulă. Peste acesta se toarnă reactivii corespunzători, care se aleg în funcție de indicele de plasticitate.

Amestecul rezultat se agită manual sau mecanic timp de 15 minute. După agitare materialul rezultat se toarnă pe o sită cu dimensiunea ochiurilor de 0,063 mm. Prin pensulare și spălare cu apă potabilă se reține pe sită doar fracția de material mai mare decât ochiurile sitei.

Cantitatea de probă reținută pe sită se usucă în etuvă până la masă constantă, apoi se cântărește. Dacă masa acesteia este mai mare decât 10% din masa totală supusă probării se consideră necesar analizarea acesteia prin metoda cernerii.

Materialul ce trece prin sită de 0,063 mm se introduce într-un cilindru gradat, se completează volumul de suspensie din cilindru cu apă. Proba se lasă în repaus până la atingerea temperaturii mediului ambiant, apoi se agită manual timp de 15-30 de secunde. Se începe cronometrarea sedimentării, se introduce areometrul (figura 1-4) în suspensie și se efectuează citirea pe partea superioară a meniscului.

Metoda cu pipeta

Metoda cu pipeta ,,constă în determinarea concentrației suspensiei, la anumite intervale de timp și la anumite adâncimi. De fiecare dată se recoltează cu ajutorul pipetei același volum de suspensie și se determină prin evaporare în cristalizatoare , masa reziduului uscat.” (Mircea Florea- Mecanica rocilor, 1983). În figura 1-5 este reprezentată grafic o pipetă utilizată la realizarea testului de sedimentare.

C) Metoda analizei combinate

Metoda analizei combinate presupune realizarea pe aceeași probă atât a analizei prin cernere cât și a analizei prin sedimentare.

Interpretarea grafică a analizelor de granulometrie

Standardul SR EN ISO 14688-2-2005 indică folosirea unei diagrame ternare, alcătuită dintr-un triunghi echilateral, pe ale cărui vârfuri sunt situate procentele de 100% pietriș, 100% nisip și 100% părți fine (argilă + praf), căruia i se adaugă la partea inferioară un grafic pe care sunt reprezentate procentul de părți fine și procentul de argilă. Pe laturile diagramei sunt reprezentate doar fracțiile de la extremități, iar în orice punct din interior sunt reprezentate toate cele 4 fracții granulare.(figura 1-6)

Plasticitatea

Plasticitatea este o proprietate a rocilor moi, în special a argilelor, de a se deforma ireversibil sub acțiunea unei forțe exterioare. ,, Deformația plastică se produce fără modificarea volumului și fără apariția de fisuri în masa rocii” (Florea- Mecanica rocilor, 1983). Această modificare de formă, prin modelare , fără producerea de fisuri se datorează, învelișului de apă adsorbită de particule, care face mai ușoară alunecarea acestora între ele.

Cauze ale plasticității rocilor

Plasticitatea rocilor este determinată în general de proprietățile scheletului mineral. Astfel, plasticitatea este influențată de natura mineralogică a rocii, de mediul de sedimentare, de forma mineralelor componente, cât și de dimensiunea granulelor minerale.

Mineralele cu formă lamelară au o plasticitate mai mare, în timp ce mineralele cristalizate nelamelar ( cuarț, feldspați) nu sunt plastice.

Dimensiunea particuleleor influențează plasticitatea, astfel încât rocile care au în componență particule de dimensiuni mici, au plasticitate mai mare. De asemenea prezența coloizilor în special a celor de natură organică, în argile duce la o creștere a plasticității.

În urma experiențelor de laborator s-a constatat că mediul de sedimentare influențează plasticitatea rocilor moi, argilele formate într-un mediu cu apă sărată având o plasticitate mai mare decât cele care s-au format într-un mediu de apă dulce.

Limitele de plasticitate

Atunci când umiditatea lor naturală se află într-un anumit într-un anumit domeniu, rocile moi se comportă plastic. ,,Umiditățile care delimitează inferior și superior, domeniul de comportare plastică a pământurilor coezive poartă denumirea de limite de plasticitate.”(Haida et al. , 2004) Aceste limite mai sunt denumite și limite Atterberg și se determină pentru argile dar și pentru unele nisipuri cu conținut ridicat de praf sau de argilă.

Pe măsură ce umiditatea unei argile crește, ea trece succesiv de la starea tare (semi-solida), la starea plastică și apoi la starea de curgere.

Limita inferioară de plasticitate ()

Limita inferioară de plasticitate mai este denumită și limita de frământare, ea face trecerea de la starea semi-solida a argilei la starea plastică.

Metode de determinare a limitei inferioare de plasticitate

Limita inferioară de plasticitate se poate determină prin 2 metode:

Metoda cilindrilor de pământ,

Metoda mediilor absorbante;

Metoda cilindrilor de pământ

Metoda cilindrilor de pământ constă în determinarea unei umidități minime la care argila poate fi modelată sub forma unor cilindri. Se modelează prin rulare cu palma, pe o placă de marmură sau sticlă, cilindri cu diametrul de 3-4 milimetri și lungimea de 30-50 milimetri.

Dacă cilindrii nu prezintă fisuri, operația se repetă până când cilindrii de pământ se fisurează (datorită pierderii de apă). Apoi se determină umiditatea lor.

,, Dacă cilindrul de pământ, începe să se sfărâme înainte de a atinge diametrul de 4 mm, se fac încă 6 asemenea cilindrii și dacă toți se sfărâma se consideră că pământul respectiv nu are limita inferioară de plasticitate.” (STAS 1913/4-86)

Determinarea umidității

Determinarea umidității este reglementată de STAS 1913/1-82 și se face prin uscarea probelor în etuvă, până la atingerea unei mase constante.

Se cântăresc masele probelor înainte de uscare și după uscare și se calculează umiditatea cu ajutorul ecuației 1-3.

Ecuația1- 3

unde: w=umiditate

=masa materialului umed + tara recipientului exprimate în grame

= masa materialului uscat + tara recipientului exprimate în grame –

= tara recipientului exprimată în grame

Metoda mediilor absorbante

Se modelează proba cu ajutorul unui inel cu diametru de 50 mm și înălțime 2 mm sub forma unui disc. Se modelează trei astfel de discuri și fiecare dintre ele se așază între straturi de hârtii de filtru, apoi se așază pe o presă specială pentru determinarea plasticității și se supun unei presiuni de 6240 kPa, timp de 30 de minute.

După ce a fost supus presiunii, discul se așază pe o sticlă de ceas și se presează cu mâna. Dacă apar crăpături pe suprafața discului , înseamnă că timpul de eliminare a apei a fost suficient și se determină umiditatea. Dacă nu apar crăpături se presează din nou, până când se ajunge la timpul optim, apoi se determina umiditatea.

Limita superioară de plasticitate ()

Limita superioară de plasticitate sau limita de curgere, este umiditatea maximă, pentru care argila are un comportament plastic și face trecerea de la starea plastică la starea de curgere. Atunci când valorile umidității depășesc limita de curgere, argila curge sub greutate proprie.

Metode de determinare a limitei superioare de plasticitate

Limita superioară de plasticitate se poate determina prin 3 metode:

Metoda cu cupa

Metoda într-un singur punct

Metoda cu conul

Metoda cu cupa

Metoda cu cupa, constă în determinarea unei umidități pentru care o tăietură făcută în pasta de rocă argiloasă din cupa aparatului, se închide pe distanta de 12 mm, în urma a 25 de căderi realizate de la înălțimea de 10 mm. Se realizează cu ajutorul Cupei Cassagrande.(figura 1-7)

Metoda int-un singur punct

Principiul metodei este asemănător cu cel prezentat la metoda cu cupa. Diferența constă in faptul că încercările se realizează pe o pastă de argilă cu umiditate constantă ,, La repetarea încercării, numărul de căderi al cupei poate diferi de cel obținut anterior cu cel mult o cădere, iar umiditatea poate diferi cu cel mult un procent. În cazul in care nu se îndeplinesc aceste condiții se repetă încercările.” (STAS 1913/4-86)

Pentru analiza într-un singur punct, limita superioară de plasticitate se calculează cu ajutorul ecuației 1-4.

Ecuația 1-4

= Limita superioară de plasticitate

= umiditatea determinată pe probă

K= coeficient standardizat, determinat în funcție de N- numărul de căderi al cupei

Metoda cu conul

Metoda cu conul constă în determinarea unei umidități pentru care un con cu greutate standard de 76 de grame si cu unghiul la varf de 30⁰ (figura 1-8) pătrunde (sub acțiunea propriei greutăți) în pasta de argilă supusă probării pe o distanță de 10 mm.

În STAS 1913-4/86 se specifică faptul că pot fi utilizate și alte dispozitive pentru realizarea analizei, dacă acestea respectă condițiile de lucru. Aparatul cel mai des utilizat pentru înlocuirea dispozitivului descris mai sus este penetrometrul cu con.

Indicele de plasticitate

,,Starea de plasticitate se exprimă prin indicele de plasticitate care reprezintă intervalul de umiditate cuprins între limita de curgere și cea de frământare.”( Florea,1983). Determinarea valorii indicelui de plasticitate se face cu ajutorul ecuației 1-5.

Ecuația 1-5

Clasificarea rocilor argiloase în funcție de indicele de plasticitate

= 0 – roci neplastice ( nisip curat)

<10 roci cu plasticitate redusă (nisip argilos, praf nisipos, praf, praf argilos-nisipos)

10-20 roci cu plasticitate mijlocie ( praf argilos, argilă nisipoasă, argilă prăfos-nisipoasă, argilă prăfoasă)

20-35 roci cu plasticitate mare (argilă)

>35 roci cu plasticitate foarte mare (argilă grasă)

Consistența

Consistența unei roci cu conținut ridicat de argilă ,, reflectă ușurința modelării sale, depinde de cantitatea de apă pe care o conține și este exprimată prin indicele de consistență” (Păunescu, Pop si Silion, 1982)

Ecuația 1-6 este utilizata pentru calculul indicelui de consistență.

Ecuația1- 6

Clasificarea rocilor argiloase în funcție de indicele de consistență

Compresibilitatea

Prin compresibilitate se înțelege capacitatea rocilor moi de a se deforma sub acțiunea unui efort exterior, inclusiv a propriei greutăți, proces ce are loc pe seama reducerii porozității și micșorării volumului. Această deformație se numește consolidare și se realizează într-un interval de timp variabil care depinde de permeabilitatea rocilor.

Comportarea fazelor componente ale rocilor sub acțiunea solicitărilor de compresiune

Aplicarea unei încărcări exterioare duce la creșterea presiunii la contactul dintre particule și la comprimarea acestora. Legăturile dintre particule sunt mult mai slabe decât forțele de rezistență ale particulelor la încărcările exterioare, ceea ce conduce la o rearanjare a particulelor și la micșorarea volumului de pori .

Particulele solide suferă o deformație elastică prin comprimare, dar aceasta este neînsemnată în raport cu celelalte modificări de la nivelul rocii. Tasarea nu se poate realiza decât dacă apa este drenată din pori. Dacă roca este impermeabilă, se deformează foarte puțin, deoarece apa este aproape incompresibilă. Dacă apa din pori se poate drena, atunci presiunea preluată de apă ( presiune neutrală) va conduce la apariția unui gradient hidraulic, care va face ca aceasta să se deplaseze dinspre zona interioară a stratului spre zona exterioară (zona drenantă).

Procesul de consolidare este condiționat de viteza de drenare a apei și de permeabilitate, deci, în practică compresibilitatea este considerată a fi specifica rocilor moi argiloase cu permeabilitate foarte scăzută.

Determinarea compresibilității rocilor

Determinarea compresibilității se poate realiza prin teste în situ sau în laborator. În laborator, determinarea compresibilității și a consolidării rocilor se realizează cu ajutorul aparatului denumit Edometru .

Descrierea aparaturii

Edometrul este compus dintr-o celulă și un dispozitiv de încărcare. Elementele constituente ale casetei se pot observa în figura 1-9 , și sunt enumerate mai jos:

1 microcomparator

2 tijă cu piston

3 cilindru clopot

4 garnitură de cauciuc

5 orificiu cu robinet

6 placă suport

7 placă inferioară a aparatului

8 piatră poroasă

9 ștanță

10 pâlnie pentru inundare cu apă

Principiul metodei

Metoda constă în urmărirea tasării probelor de rocă , și a evoluției tasării de-a lungul unei perioade de timp, sub acțiunea unor încărcări axiale verticale, pe epruvete de formă cilindrică, a căror deformație laterală este împiedicată și care sunt drenate atât la partea superioară, cât și la partea inferioară.

Pregătirea probelor și modul de lucru

Analizele se realizează pe probe netulburate sau compacte. Epruvetele pe care se realizează probarea se extrag din monoliți, din carote sau din probe preparate în laborator cu ajutorul unei ștanțe cilindrice. Epruveta se cântărește împreună cu ștanța , iar aceasta se consideră a fi masa inițială a probei ce urmează a fi încercată.

Se introduce epruveta împreună cu ștanța cilindrică în aparat și se aplică o încărcare inițială, care poate varia între 5 și 25 de kPa, în funcție de consistență rocii, care se menține timp de 30 de minute. Se aplică apoi prima treaptă de încărcare. Se citesc datele de pe comparator după 1 minut , 30 minute, 1 oră și apoi din oră în oră până când proba se stabilizează. O probă se consideră stabilizată dacă, trei citiri pe comparator la intervale de o oră nu diferă mai mult de 0,01 mm. După stabilizarea încărcării se trece la următoarea treaptă de încărcare și se citesc datele de pe comparator respectând aceleași intervale. După ce a fost aplicată ultima treaptă de încărcare și s-a ajuns la stabilizarea probei se descarcă proba până la încărcarea inițială și se așteaptă stabilizarea acesteia. În unele cazuri descărcarea probei se poate face și în trepte. După descărcare, se scoate proba din aparat, se usucă, apoi se cântărește.

Curba de compresiune tasare

Pe baza deformațiilor stabilizate, se calculează pentru fiecare treaptă tasarea specifică (), cu ajutorul ecuației 1-7.

Ecuația 1-7

unde: tasarea specifică exprimată în procente,

h = înălțimea inițială a probei (mm)

= deformația probei la o anumită presiune (mm)

Cu perechile de valori p (presiune) și (tasare specifică obținute) obținute în urma încărcării probei se realizează ramură de încărcare a curbei de compresiune tasare.

Cu perechile obținute în urma descărcării probei se realizează ramură de descărcare a curbei.

,, Rocile argiloase nisipoase, îndeosebi argilele, au deformații plastice importante. Ele sunt de fapt roci elasto-plastice cu predominarea deformațiilor plastice’’ ( Florea, 1983) În figura 1-10 se poate observa după pozițiile celor 2 ramuri de încărcare, respectiv descărcare că deformația plastică (remanentă) este mult mai mare decât cea elastică.

În funcție de tasarea specifică corespunzătoare încărcării de 200 kPa, rocile moi se pot grupa astfel:

Puțin compresibile < 2%

Compresibile 2 << 6%

Foarte compresibile >6%

Modulul de deformație edometric

Modulul de deformație edometric ajută la estimarea compresibilității roilor. Acest modul nu reprezintă starea reală a compresibilității.

Deoarece încercarea se realizează în laborator, iar probele suferă anumite modificări în timpul prelevării transportului, și preparării, ceea ce conduce la o creștere a compresibilității. În studiile geotehnice nu se utilizează modulul edometric ci coeficientul de deformație liniară, care poate fi determinat în teren, prin încercări cu placa, sau prin înmulțirea modulului edometric cu un coeficient supraunitar.

Modulul de deformație edometric (M) se calculează cu ajutorul curbei de compresiune – tasare, conform ecuației 1-8:

Ecuația 1- 8 M=

Curba de compresiune porozitate

Curba de compresiune porozitate se obține din curba de compresiune tasare, astfel: pentru fiecare treaptă de încărcare se calculează indicele porilor. Cu ajutorul perechilor presiune, indicele porilor obținute se realizează curba de compresiune porozitate. (fig.1-11)

Terenuri sensibile la umezire colapsbile și terenuri cu umflări și contracții mari
Terenurile sensibile la umezire, colapsibile se caracterizează prin faptul că în condiții de umiditate ridicată, sub acțiunea unor încărcări exterioare sau uneori a propriei greutăți suferă deformații mari și neuniforme. Aceste deformații au valorile cele mai mari în zonele unde unde umiditatea este cea mai crescută și se produc brusc de cele mai multe ori având caracter de prăbușire.

Terenurile sensibile la umezire sunt reprezentate în general de loessuri și pământuri leossoide, acestea se caracterizează prin culoarea predominant gălbuie, porozitatea mare, alcătuirea predominant din fracții granulometrice fine (praf în proporție de peste 50 %). În laborator recunoașterea acestui tip de terenuri se face prin determinarea (tasare specifică la presiunea de 300 kPa).

Determinarea acestei tasări se realizează în laborator cu ajutorul edometrului. După stabilizarea probei la încărcarea de 300 de kPa se inundă proba, fără a se mări încărcarea și se observă o deformație bruscă. se consideră a fi diferența dintre valoarea obținută înainte de inundarea probei și cea obținută după inundarea probei.

Terenurile cu umflări și contracții mari sunt caracterizare prin creșterea sau scăderea bruscă a volumului lor în urma variațiilor de umiditate. Cele mai multe terenuri contractile sunt de natură argiloasă și au ca mineral constituent montmorillonitul.

Atunci când se suspectează că terenul analizat este unul contractil se determină în edometru presiunea de umflare . Se introduce proba în aparat , se aplică presiunea de 10 kPa apoi se blochează umflarea, se inundă proba și se aplică următoarele trepte de încărcare. După o anumită presiune încep să se înregistreze tasări. Presiunea de umflare se consideră a fi presiunea corespunzătoare ultimei citiri pentru care nu s-a înregistrat tasare.

Rezistența la forfecare

Într-un masiv de roci , datorită acțiunii forțelor exterioare și datorită propriei greutăți, se dezvoltă tensiuni normale și tangențiale. Tensiunile normale ( sunt cele care conduc la apropierea particulelor, iar cele tangențiale sunt cele care conduc la deplasarea în lateral a particulelor, unele față de celelalte. Deplasărilor laterale li se opune rezistența la forfecare. Aceasta este rezultatul forțelor de legătura dintre particule.

,,Prin rezistența la forfecare a unui pământ se înțelege rezistența pe care acesta o opune la ruperea prin forfecare a legăturilor dintre particulele componente, fiind egală ca valoare cu mărimea tensiunii tangențiale care produce ruperea” (Haida et. al 2004).

Legea lui Coulomb pentru terenuri necoezive

Forfecarea rocilor moi nu se produce pe o suprafață continuă, ci numai pe suprafețele de contact dintre granule. (figura 1-12). În cazul rocilor necoezive, rezistența la forfecare este influențată de forțele de frecare dintre particule și se poate calcula cu ajutorul ecuației 1-9

Ecuația 1- 9

unde: = rezistenta la forfecare

= efortul normal tangential

=unghiul de frecare interna

Pentru rocile coezive, rezistența la forfecare se calculează conform ecuației 1-10

Ecuația 1-10 +c

unde: c = coeziunea specifică a rocii respective

Dreapta corespunzătoare fiecăreia dintre ecuațiile de mai sus este denumită dreapta intrinsecă și este determinată de 2 parametri : înclinarea față de orizontală, care este dată de , și coordonată la origine care este reprezentată de coeziune.

Figura 1-13 Dreapta intrinsecă pentru terenuri coezive și pentru terenuri necoezive- Haida et. al 2004

Într-un masiv de roci, starea de eforturi dintr-un punct, este definită de cele 3 eforturi principale . Cu ajutorul acestora se pot exprima valorile eforturilor normale și tangențiale pentru elementele de suprafață care trec prin punctul respectiv.

Reprezentarea grafică a stării de eforturi se poate face cu ajutorul cercurilor lui Mohr. Cercul lui Mohr este definit ca un cerc cu diametrul egal cu , centrul situat la distanța față de origine și care intersectează axa O in punctele.

Dacă se reprezintă într-un sistem de axe , tensiunile a caror componente tangențiale ating valorile limita ale rezistenței la forfecare, locul geometric al punctelor … corespund curbei intrinsece. reprezinta valori ale tensiunilor rezultante care mărite cu o valoare foarte mică provoacă cedarea sau ruperea masivului de roci.

Figura 1-14 Curba intrinsecă- Păunescu, Haida și Gruia 1973

Încerările de forfecare

Forfecarea directă

Aparatul de forfecare directă (figura 1-15) este alcătuit din 2 casete, un fixă si una mobilă. Planul de forfecare este unul impus și reprezintă planul median al casetei. Asupra probei introduse în casetă se aplică două forțe, una normala N si una tangențială T.

Eforturile unitare se vor exprima cu ajutorul ecuațiilor 1-11 și 1-12:

Ecuația 1-11 si Ecuația 1-12

unde A= sectiunea probei.

Se vor realiza 3 probări in urma cărora vor rezulta perechi de forma . Aceste perechi se vor reprezenta într-un sistem , iar punctele rezultate aparțin dreptei Coulomb.

Măsurând înclinarea dreptei față de orizontală si ordonata dreptei la origine se vor obține coeziunea si unghiul de frecare internă.

Dezavantajele folosirii metodei forfecării directe sunt: frecarea dintre probă si pereții verticali ai casetei, planul de forfecare impus si imposibilitatea urmăririi presiunii interstițiale.

Încercarea de compresiune triaxială

Se realizează in aparatul triaxial și constă în determinarea rezistenței la rupere a probei atunci când este supusă atât unei presiuni laterale cât și unei presiuni verticale.

Modul de lucru

Se taie o probă cu ajutorul unei ștanțe cilindrice si se introduce într-un manșon de cauciuc pentru a nu pătrunde apa in probă. La capetele probei se aplica pietre poroase. Se umple camera aparatului cu apă si se creează cu ajutorul pompei presiune hidrostatică constantă. Cu ajutorul pistonului se aplică progresiv asupra probei o presiune variabilă, până la ruperea probei. Încercarea se repetă de 3 ori.

Eforturile principale sunt considerate a fi presiunea verticală si presiunea hidrostatică , exprimate cu ajutorul ecuațiilor 1-13 și 1-14.

Ecuația 1-13 si Ecuația 1- 14

Cu perechile de valori obținute in urma probării se determină grafic cercurile lui Mohr si curba intrinsecă, apoi se calculează coeziunea si unghiul de frecare internă.

1.2 Proprietăți geomecanice rezultate prin încercări in situ

Penetrarea dinamică standard (SPT)

Penetrarea dinamică standard constă în ,, lovirea repetată a tubulaturii cu un ciocan de 63,5 kg de la o înălțime de 760 mm, astfel încât să se asigure o pătrundere a acestuia fără întreruperi pe o adâncime totală de 450 mm” (Stănciucu -2010), figura 1-16. Pătrunderea se realizează in 3 etape de 150 mm fiecare denumite marșuri. Primul marș se realizează pentru fixarea tubulaturii in rocă, de aceea numărul de bătăi realizate în această etapă nu se ia în considerare. Suma bătăilor efectuate pentru marșurile 2 si 3 reprezintă rezistența SPT si se notează .

Penetrarea dinamică standard este influențată de mai multe categorii de factori cum ar fi: factori care țin de natura terenului, prezența apei subterane, întreținerea aparaturii, factori care țin de condițiile umane, factori ce țin de procesul de execuție etc.

În tabelul 1.1 sunt prezentați mai mulți factori și modul în care aceștia influențează rezultatele penetrării.

Parametrii măsurați corect

Valoarea reprezintă numărul de lovituri realizate pentru pătrunderea conului pe distanța de 300 mm si este întotdeauna un număr întreg.

În practica internațională se utilizează . Aceasta este o valoare a corectată la un nivel de energie de 60 . Trecerea de la NSPT la se face aplicând mai multe corecții ale valorilor înregistrate pe teren, conform ecuației 1-14.

Ecuația 1-14:

unde: = Corecția de energie, = corecția de diametru a găurii de foraj,= corecția de tub carotier, = corecția de lungime.

Tabelul 1-2, prezintă intervalele de variație ale factorilor de corecție.

După ce au fost corectate, valorile sunt normalizate la 100Kpa, raportat la sarcina geologică de la adâncimea de măsurare. Aceste valori se notează , și se obțin cu ajutorul ecuației 1-15.

Ecuația 1-15: =,

unde: 2, este denumit parametrul de normalizare al efortului efectiv și poate fi calculat cu ajutorul ecuației 1-16.

Ecuația 1-16: ,

unde Pa= presiunea atmosferică, exprimată in KPa, este efortul unitar efectiv la adâncimea studiată, exprimat în KPa, n este un coeficient exponențial, care are valoarea 1 pentru argile

(Olsen 1997, Mayne și Kemper,1988) și valori cuprinse între 0,5 și 0,6 pentru nispuri (Seed et. al. 1983,;Liao Whitman,1986 , Olsen 1997)

Conform legislației Europene, valorile înregistrate și exprimate ca număr de lovituri/ 300mm, trebuie normalizate la presiunea de 100 KPa, la un raport energetic de 60%. Pentru adâncimi 3m valorile trebuie reduse cu 25%. Normalizarea se realizează cu ajutorul ecuației 1-17.

Ecuația 1-17:

unde: este efortul vertical efectiv ce acționează la adâncimea de efectuare a măsurătorii, iar valorile lui sunt cuprinse între 0,5 și 2.

Aplicații ale SPT

Rezultatele SPT pot fi utilizate pentru determinarea parametrilor mecanici. Prima aplicație a SPT a fost determinarea stării de consistență pentru rocile coezive și determinarea stării de îndesare pentru rocile necoezive.(Tabelul 1-3), alți parametri ce pot fi estimați cu ajutorul SPT sunt: modulul de deformație liniară, și unghiul de frecare interioară.

În problemele inginerești, datele obținute în urma penetrării dinamice standard, pot fi utilizate pentru estimarea capacității portante a terenului și pentru estimarea tasărilor terenului de fundare a construcțiilor.

Penetrarea statică pe con

CPT este o investigație utilizată în construcții civile, drumuri și poduri. Penetrarea statică pe con permite delimitarea stratelor subțiri de rocă, uneori fiind mai util chiar si decât metoda clasică de foraj geotehnic. În tabelul 1-4 sunt prezentate avantajele și dezavantajele acestei testări.

Principiul testării, apartura și parametrii măsurați corect

Penetrarea statică pe con se realizează cu ajutorul unei instalații hidraulice care prin presarea tubulaturii standardizate asigură pătrunderea acesteia, continuu, cu o viteză constantă de 20 mm/s. Tubulatura este alcătuită dintr-un sistem de tije care susțin conul și o serie de tuburi acoperitoare denumite mantale.

Parametrii măsurați cu ajutorul CPT sunt:

Rezistența la vârf ( )

Rezistența pe manta (

Presiunea apei din pori ()

Înclinarea (i)

Rezistența la vârf se calculează cu ajutorul ecuației 1-15 și reflectă capacitatea portantă a terenului.

Ecuația 1-15

unde: rezistența la vârf, ,

În cazul încercărilor CPT realizate în roci coezive, rezistența la vârf se corectează, ținând cont de presiunea pe care apa din pori o exercită pe vârful conului. Ecuația 1-16 reprezintă formula de corecție a rezistenței pe con, conform Lunne et. al.

Ecuația 1-16: ,

unde: = raportul net al ariilor dispozitivului iar este presiunea apei din pori măsurată pe umerii conului;

Rezistența pe manta este un efort tangențial și se calculează cu ajutorul ecuației 1-17.

Ecuația 1-17 unde = forța exercitată pe suprafața laterală a cilindrului

Presiunea pe manta se corectează și ea în funcție de presiunea apei din pori, cu ajutorul ecuației 1-18.

Ecuația 1-18: ,

unde: este raportul net al ariilor pe manta

Frecvent rezistența pe manta este exprimată în raport cu rezistența pe con corectată (Lunne et. al., 1997 sub forma unui raport de fricțiune, ce poate fi corelat cu granulozitatea rocii (Ecuația 1-19)

Ecuația 1-19: 100%

Valorile mari ale FR sunt specifice rocilor argiloase, iar cele mici sunt specifice rocilor nisipoase sau argilelor uscate.

Presiunea apei din pori reprezintă presiunea dezvoltată de apă, între granulele rocii, pe toată perioada penetrării și este măsurată cu ajutorul unor traducători specifici prin intermediul pietrelor poroase.

Pentru normalizarea valorilor și pentru estimarea rezistenței la forfecare nedrenate se calculează parametrul , cu ajutorul ecuației 1-20.

Ecuația 1-20 : ,

unde: = presiune pe umerii conului, = presiunea hidrostatică, = efortul litostatic vertical total

Interpretarea rezultatelor

Valorile obținute sunt prezentate grafic sub forma unor diagrame, care pot fi interpretate vizual, Figura 1-17 reprezintă un exemlu de diagramă.

Figura 1-17 Prezentarea dioagramelor CPT și interpretarea lor vizuală – după P.W. Mayne 2007

În prezent există mai multe diagrame de clasificare a rocilor în funcție de CPT, printre care diagrama după Robertson și Campanella 1983 (figura 1-18), diagrama după Douglas și Olsen 1981(figura1-19), diagrama după Douglas și Olsen 1988(figura 1-20), diagrama după Robertson 1990 (figura 1-21).etc

Datele obținute în urma realizării testului de penetrare statică pe con pot fi utilizate pentru calculul prin metode teoretice, numerice, analitice și empirice a unor parametrii, cum ar fi: porozitate, greutate volumică, densitate relativă, coeziune efectivă, unghi de frecare internă, modul de deformație liniară, modul de deformație edometrică, coeficientul lui Poisson, permeabilitate etc.

Capitolul 2

Geologia zonei Brăila

Din punct de vedere al unităților geologice majore, județul Brăila se află situat în zona platformei Moesice. Limitele acestei platforme sunt:

în nord-est, falia Peceneaga-Camena, care o separă de Orogenul Nord-Dobrogean, în partea nordică,

în nord, Catena Carpatică, începând din zona de curbură a Carpaților Orientali, până în zona de curbură a Carpaților Meridionali, zonă unde platforma se scufundă sub Carpați,

în sud, limita se află pe teritoriul Bulgariei și este reprezentată de încălecarea peste platforma Balcanilor Externi

Falia Intra-Moesică, separa platforma în 2 sectoare: sectorul Valah, situat la vest de falie, și sectorul Dobrogean, situat la est și nord-est de falie. La rândul său sectorul Dobrogean este împărțit în 2 compartimente, de către falia Capidava-Ovidiu, rezultând compartimentul central-Dobrogean, situat între Falia Peceneaga-Camena și falia Capidava-Ovidiu și compartimentul sud-Dobrogean, situat între falia Capidava-Ovidiu și falia Intra-Moesică.

Aceste compartimente, au atât elemente în comun, cât și elemente care le disting unul de celălalt de aceea , au fost studiate ca unități distincte.

2.1Soclul platformei Moesice

În sectorul Valah, soclul platformei, este cunoscut doar din foraje și din investigații geofizice, sau pe cale deductivă, prin analogii cu unitățile învecinate. ( Mutihac, 1990).

Rocile care alcătuiesc fundamentul au fost interceptate de foraje în 2 zone mai ridicate, una în nord-vest și una în nord-est. În zona nord-vestică, mai multe foraje au interceptat fundamentul pe ridicarea Balș-Optași, la adâncimi cuprinse între 1900 și 3000 de metri și l-au deschis pe grosimi cuprinse între 40 și 160 de metri. Tot pe această ridicare forajele au întâlnit și o intruziune de roci magmatice de vârstă devoniană, care străpunge soclul platformei.

În partea nord-estică, mai multe foraje, cum ar fi cele de la Bordei Verde și Țăndărei, au interceptat o formațiune de șisturi verzi. Această formațiune este de fapt, o prelungire a șisturilor verzi, care formează Masivul Central-Dobrogean (Mutihac-1990).

În partea sud-estică nu se cunosc în mod direct date despre rocile care constituie soclul platformei, dar corelând datele geofizice cu cele ale forajelor de adâncime și cu situațiile din zona Dobrogei de Sud și Centrale, se presupune că acestea ar fi de tipul șisturilor verzi de la Palazu.

În compartimentul sud Dobrogean, soclul a fost întâlnit în mai multe foraje din zona localităților Cocoșu și Palazu Mare . Din aceste foraje se cunosc trei serii de roci metamorfice: seria de Cocoșu, seria de Palazu și seria gnaiselor arhaice.

Seria de Palazu este dispusă discordant peste seria gnaiselor arhaice. În cadrul acestei serii s-au separat 2 formațiuni, una inferioară amfibolitică, alcătuită din cuarțite, micașisturi amfibolice și piroxenice cu zăcăminte de fier, și una superioară alcătuită din almandin, andaluzit și silimanit (Ionesi 1988).

Seria de Cocoșu este o serie ankimetamorfică vulcano-sedimentară, alcătuită la partea inferioară din spilite și piroclastite, iar la partea superioară din gresii, microconglomerate și silttite cenușii-violacee.

Seria gnaiselor arhaice este alcătuită din gnaise granitice cu microclin, străbătute de filoane pegmatitice, și este considerată a fi cea mai veche formațiune de pe teritoriul României.

În compartimentul Dobrogei Centrale, soclul aflorează sub forma a două serii: seria Altân Tepe și seria șisturilor verzi. Seria Altân Tepe, aflorează în anticlinalul Ceamurlia Bașpunar și este alcătuită din micașisturi și paragnaise și conține zăcăminte polimetalice de cupru, plumb și zinc.

Peste această serie aflorează seria șisturilor verzi, care are o grosime de aproximativ 3000 de metri. Acesta a rezultat în urma metamorfozării slabe a unor roci sedimentare în facies de fliș, și cuprinde filite verzi, gresii și uneori microconglomerate.

2.2Cuvertura platformei Moesice

Cuvertura platformei Moesice este bine dezvoltată și acoperă intervalul Paleogen-Neogen. Cuprinde 5 cicluri de sedimentare: Paleozoic, Permo-Triasic, Jurasic mediu- Cretacic, Eocen și Neogen.

2.2.1Cuvertura Platformei Moesice în sectorul Valah

,, În evoluția ulterioară consolidării, soclul Valah a fost fragmentat în blocuri care s-au mișcat diferențiat pe verticală, determinând zone depresionare și zone ridicate.”(Mutihac, Stratulat și Fechet, 2004). Aceste deformații au determinat transgresiuni și regresiuni, care au condus la existența mai multor cicluri de sedimentare și la variații ale grosimii depozitelor de cuvertură.

Ciclul de sedimentare Cambrian-Westpalian

În acest ciclu s-au acumulat variate depozite de litofacies a căror vârste au fost stabilite paleontologic.

Cambrian

Forajele din partea nord-vestică a platformei au descoperit argile negricioase, micacee, și gresii calcaroase bogate în trilobiți, pe baza cărora s-a stabilit vârsta Cambrian mediu. Aceste gresii alcătuiesc formațiunea de Mangalia.

Ordovincian

Primele depozite de vârstă ordovinciană, sunt reprezentate de un pachet de gresii cuarțitice cu intercalații de argile.În aceste intercalații se găsesc asociații de acritarhe, care le indică vârsta.

Următoarea formațiune este una pelitică, alcătuită din marne și șisturi argiloase cu glauconit. În forajul de la Bordei Verde s-au identificat din aceste depozite, graptoliți Dydymograptus extensus, indicatori ai ordovincianului.

Silurian

Silurianul este dispus transgresiv fie direct pe fundament, fie pe cambrian. Începutul Silurianului corespunde unei exondări sau unei regresiuni mari, continuitatea cu ordovincianul păstrându-se foarte rar.

Depozitele siluriene sunt asemănătoare cu cele ordovinciene fiind reprezentate de argile cu graptoliți. Aceste argile au fost întâlnite în numeroase foraje la Călărași, Bordei Verde, Țăndărei dar și în vestul platformei la Slatina și Optași. În partea inferioară a depozitelor a fost descoperită o asociație palinologică care indică llandoverianul, tot în partea inferioară s-a mai descoperit o serie de graptoliți care indică wenlockianul, iar în partea superioară asociațiile de graptoliți studiate indică ludlovianul. Pe baza analizelor paleontologice se poate spune că în compartimentul Valah este prezent întreg silurianul.

,,În partea vestică a platformei Valahe se constată o îngroșarea a ludlovianului până la 1200 m, fapt ce demonstrează, că diverse compartimente ale soclului au suferit o subsidență foarte activă, afundându-se sub formă de grabene, în timp ce altele se ridicau ca horsturi.”(Mutihac,1990)

În zonele de afundare, depozitele devoniene urmează în continuitate de sedimentare cu cele siluriene și nu diferă ca litofacies. În prima parte a devonianului apar argile negre, care pot atinge grosimi de 900 m, acestea au fost studiate în forajul de la Călărași unde s-a constatat prezența unei asociații palino-protistologică alături de o specie de conodote, acestea atestă

vârsta eodevoniană a argilelelor. Deasupra acestor argile negre se regăsește un complex grezos, alcătuit din gresii silicioase, și depozite de microconglomerate, pietrișuri și argile. Acesta se întinde pe toată suprafața platformei și atinge grosimi de 200-300 m. Acest complex este denumit formațiunea de Smirna. Din analizele paleontologice realizate în forajul de la Călărași reiese că vârsta acestui complex este Eifelian. În partea de est a platformei s-au identificat și resturi de plante și de pești care indică mediul de sedimentare dulcicol.Cu acest complex se încheie seria depozitelor detritice, în timpul mezodevonianului având loc o schimbare a mediului de sedimentare, următoarele depozite fiind de natură carbonatică. Peste formațiunea de Smirna în devonianul mediu s-a depus formațiunea de Călărași alcătuită din dolomite și calcare la care se adaugă anhidrite și gipsuri care însumează până la 2500 m grosime.Peste pachetul dolomitic-evaporitic urmează un pachet de calcare cripto-cristaline, calcare organogene și calcarenite care încheie ciclul devonian.

Carbonifer

În prima parte a carboniferului a continuat sedimentarea carbonatică. Apoi, în a doua parte a carboniferului a intervenit o schimbare în mediul de sedimentare, revenind la condițiile din ordovincian. Se disting astfel două formațiuni de vârsta Carbonifer, cea inferioară care este carbonatică și cea superioară care este detritică. Formațiunea carbonatică este formată din calcare bogate în conodote și foraminifere. Formațiunea detritică este larg răspândită fiind întâlnită în zonele depresionare, cum ar fi la vest de Călărași , sau în zona Roșiori- Alexandria. În zonele mai ridicate de la Strehaia, Balș-Optași aceasta lipsește, fie datorită eroziunii, fie datorită faptului că nu s-a depus. Această formațiune încheie ciclul carbonifer.

După carbonifer a urmat o fază de exondare care a durat până la sfârșitul permianului.

Ciclul Permian-Triasic

Spre sfârșitul permianului s-a reluat faza de sedimentare. Depozitele acestui ciclu sunt cel mai dezvoltate în depresiunea Roșiori-Alexandria alcătuită dint trei suite: suita roșie inferioară, suita roșie superioară și suita mixtă. Cele 2 suite roșii sunt alcătuite din depozite continentale și sunt separate de suita mixtă alcătuită din depozite marine și lagunar continentale de tipul evaporitelor și depozitelor carbonatice.

Ciclul de sedimentare dogger-cretacic

În timpul fazei de exondare care a avut loc la sfârșitul triasicului și în prima parte a jurasicului, perioadă corespunzătoare diatrofismului paleo-kimeric platforma a devenit mai stabilă, au avut loc procese de eroziune care au dus la nivelarea reliefului. Nu au mai avut loc mișcări laterale ale diverselor compartimente, ci doar mișcări de basculare. În următoarele cicluri de depunere nu mai au loc schimbări bruște de facies.

Triasic

Triasicul este alcătuit preponderent din roci carbonatice cu excepția unei serii detritice care aparține doggerului. Malmul corepunde expansiunii apelor marine care au ajuns la sfârșitul acestei perioade să acopere aproape toată suprafața compartimentului Valah. Începând de la sfârșitul kimmeridgianului, are loc o ridicare a compartimentului Valah, care este mai accentuată în partea de est, care conduce la formarea unor faciesuri caracteristice: astfel de la faciesul pelagic în zona estică și vestică se trece la faciesuri recifale care amintesc de calcarele de Stramberg. În zona estică, se trece apoi de la calcare recifale la un facies lagunar-continental reprezentat prin dolomite, anhidrite și calcare vărgate.

Cretacic

Condițiile de sedimentare din triasic se mențin și în prima parte a cretacicului. În partea centrală a sectorului Valah s-au depus roci pelagice cu trecere la faciesuri neritice recifale, în estul platformei se dezvolta faciesul wealdan.

Neocomianul este cel mai bine dezvoltat în partea centrală a platformei, sub forma unui facies pelagic cu tintinide, lateral de acesta se dezvolta un facies calcaros neritic cu trohline și miliolide, mai departe spre est și vest se dezvolta alt facies calcaros interclastic.

Forajele au intersectat o suită de marno-calcare și calcare miolitice .Prin analize paleontologice au fost identificate: în partea inferioară pe lângă titntinide și o asociație care indică beriassianul , în nivelurile următoare fosile valaginiene, iar la partea superioară fosile care indica vârsta hautriviană.

Apțianul corespunde retragerii maxime a apelor, sedimentele depuse fiind de natură continentală, cu excpeția gresiilor calcaroase cu orbitoline de la Roșiori.

Albianul, corespunde unei transgresiuni. Din faptul că suita cea mai complexă de roci albiene se afla în partea estică se poate deduce că migrarea apelor a avut loc pe direcția EV.

Deasupra stratelor albiane urmează marne compacte negricioase de vârsta cenomaniana. În continuitate de sedimentare urmează turonianul și senonianul care încheie suita cretacicului și este reprezentat de un facies marnos în partea vestică și un facies calcaros-grezos cu silex în partea estică. O mare parte din depozitele senoniene din zonele mai ridicate a fost erodată.

Paroxismul laramic care s-a manifestat în ariile învecinate, a condus la o ridicare a domeniului Valah. Unele zone restrânse au rămas însă acoperite de ape și în paleocen-eocen, dovada fiind depozitele cu numuliți și cu foraminifere de tipul Globigerina din regiunea Craiova și din regiunea dintre Urziceni și Slobozia.

,, În continuare în oligocen și eomiocen, platforma Valahă a evoluat ca arie de denudație împreună cu celelalte unități ale Vorlandului, în timp ce marea era limitată la avanfosa carpatică”(Mutihac,1990).

Ciclul Badenian-Pleistocen

Badenian

Procesul de sedimentare s-a reluat în Badenian, atunci când apele au înaintat dinspre avanfosă și au acoperit partea nordică și partea sudică a sectorului Valah, partea estică fiind acoperită de apele ce au înaintat din Bazinul Vama. În Neogen a evoluat ca arie de sedimentare a Bazinului Dacic, având ca principală sursă Orogenul Carpatic. Sedimentele depuse au caracter de molasă.

Depozitele badeniene se regăsesc în jumătatea nordică a sectorului, debutează prin conglomerate, continuând apoi cu depozite marnoase cu intercalații de argile, nisipuri, gresii, evaporite, bogate în moluște de tip Turritella titrris și foraminifere cum ar fi: Globigerina bulloides sau Bulimina antiqua. Aceste strate pot fi corelate cu cele de radiolari și cu formațiunea marnelor cu Spirialis care reprezintă badenianul superior.

Sarmațian

Expansiunea mării începută în Badenian a continuat și în Sarmațian. În Eosarmațian aria sectorului Valah era delimitată de falia funcțională a Dunării și de unitățile Dobrogene mai ridicate. Sarmațianul este alcătuit în mare parte din depozite psamitice și începe cu o secvență grezoasă-nisipoasă care în zonele de margine trece la faciesuri recifale cu Șerpuia. Secvențele care se depun peste acestea sunt de natură pelitică.

În partea centrală a platformei s-au identificat toate subdiviziunile sarmațianului. Sarmațianul inferior este atestat în zona Dunăreană Islaz și Celaru de depozitele grezoase-argiloase cu Ervilia dissita, peste acestea s-au sedimentat depozite marnoase nisipoase cu intercalații de calcare lumașelice și oolitice care conțin o faună de Cryptomactra pensanseris care indică basarabianul inferior, următoarele serii depuse sunt de vârste Basarabian superior și kersonian, alcătuite din depozite nisipoase și argilose cu intercalații de cărbuni, datate paleontologic cu ajutorul fosileleor de Mactra Bulgarica și orbiculata. În sarmațianul superior se remarcă caracterul regresiv al mării.

Pliocen

În Pliocen începe o nouă transgresiune, apele înaintând dinspre Avanfosa Carpatică, atingând la sfârșitul epocii expansiunea maximă și depășind actualul curs al Dunării.

În Meoțian se păstrează caracterul transgresiv. Grosimea sedimentelor depuse pe parcursul Meoțianului variază de la câțiva metri la 1000 m. Există 2 sectoare unde grosimea sedimentelor depuse este mai mare: unul în extremitatea estică, ceea ce sugerează o afundare a soclului de șisturi verzi în zona cuprinsă între faliile Palazu și Peceneaga-Camena, al doilea la vest de Craiova, unde se conturează o afundare ca un culoar.

Sedimentele meoțiene sunt reprezentate de argile, nisipuri și marne, cu Dosinia, fracția predominantă fiind cea psamitică.

În baza suitei meoțiene se disting: un orizont inferior cu congerii mici, urmat de un orizont cu Dosinia maeotica și Ervilia minuta și un orizont superior cu Congeria Novorossica. Din această suită se mai cunoaște și o asociație cu Ammonia Becarrii și asociația de ostracade cu Cypridcis.

Ponțianul are caracter transgresiv, în regiunea Dunăreană și vestică este depus peste Sarmațian. Este caracterizat printr-o uniformitate remarcabilă, alcătuit din marne și argile, predominând materiaul psamitic și nispuri subordonate. Depozitele au grosimi reduse, grosimi mai mari se întâlnesc în partea nordică , în zona de afundare spre Orogenul Carpatic. Depozite de vârstă Ponțian afloreaza pe valea Dunării între localitățile Calafat și Cetate și în malul drept al Jiului la Zăvalu. Ponțianul este reprezentat prin marne nisipoase micacee cu Phyllocardium planuni rumânum, Prosodacna orientalis. În zonele unde Ponțianul are o gosime mai mare, s-a putut realiza o stratigrafie mai detaliată și s-a dedus existența a trei unități litostratigrafice cu vârste diferite: unul inferior de vârsta Odessian alcătuit din V allenciennius annulatus, un orizont de vârsta Ponțian Mediu, alcătuit din nisipuri cu Congeria rhomboidea și un orizont superior de vârsta bosforiană reprezentat de nisipuri și marne cu Phyllocardium sp. , Prosodacna orientalis etc.

Dacianul urmează în continuitate de sedimentare cu ponțianul , are aceeași distribuție, cu excepția unor zone din sud, unde depozitele de vârsta daciană sunt dispuse discordant peste strate de vârsta cretacică. Depozitele daciane sunt alcătuite în cea mai mare parte din nisipuri, la partea superioară predominând depozitele pelitice. În jumătatea nordică a sectorului Valah în depozitele de vârstă daciana apar și intercalații de cărbuni . Depozitele daciane aflorează în zona Strehaia și pe malul drept al Jiului între localitățile Comoșteni și Zăvalu, unde este reprezentat de nisipuri gălbui-ruginii cu intercalații de gresii în plăci și concrețiuni calcaroase, cu Prosodacna haueri , P. rumana și Viviparus bifarcinatus. În restul sectoarelor Valahe, Dacianul a fost întâlnit doar în foraje, și a fost descris ca fiind bogat în fosile, mai ales în sectoarele sudice. În jumătea nordică , fosilele sunt mai rare, dar există mai multe schimbări litofaciale fiind reprezentate de fragmente de unionizi netezi din grupul Sturdzae asociate cu vivipare de tip bifarcinatus.

Suita pliocenă se încheie cu romanianul. Acesta reprezintă o revenire la litofaciesul pelitic, după episodul psamitic din Dacian, fiind reprezentat prin marne și argile nisipoase, în zona Dunăreană apar intercalații de calcare lacustre cu Helix și Planorbis, în regiunea Văii Jiului este reprezentat prin depozite marnoase și nisipoase argiloase cu unionizi sculptați printre care Unio lenticularis.

2.2.2Cuvertura platformei Moesice în compartimentul Sud-Dobrogean

Compartimentul Sud-Doebrogean a evoluat în anumite epoci, în aceeași arie cu sectorul Valah, formațiunile întâlnite în cuverturile celor două sectoare, având trăsături comune, există însă și deosebiri care le individualizează ca unități distincte. De exemlu: în compartimentul Sud-Dobrogean ciclul de sedimentare Paleozoic s-a încheiat mai devreme, urmat apoi de o fază de exondare care s-a încheiat În Triasicul mediu, astfel încât, în compartimentul Sud-Dobrogean al doilea ciclu de sedimentare se reduce la Triasicul Superior. Ciclul Jurasic-Cretacic este similar din punct de vedere litofacial cu cel din sectorul Valah, dar în Neo-Cretacic, compartimentul Sud-Dobrogean a suferit mai multe basculări reflectate sub forma unor discontinuități stratigrafice.

Silurian

Primul termen al cuverturii este silurianul, acesta a fost interceptat în forajul de la Tuzla, unde sub depozitele de vârsta cretacică de tipul șisturilor negre cu graptoliți cu intercalații de calcare, datate paleontologic cu ajutorul fosilelor de Pristiograptus dubius, Colongraptus colonus etc. ca fiind LLudloviene. În regiunea Mangalia sub aceste depozite cu graptoliți , foarejele au traversat pe o grosime de câteva sute de metri o suită cuarțitică de gresii albe și cenușii la partea inferioară și argile negre și șisturi calcaroase cu fragmente de brahiopode, graptoliți și chitinozoare la partea superioară acestea aparțin silurianului superior eventual ordovincianului.

Devonian

Tot din forajele de la Mangalia se cunoaște o suită de gresii cuarțoase, marnocalcare și argilite de vârsta devoniană, care are o grosime de aproape 700 m. În nivelele pelitice aflate în baza acestei suite s-au identificat, fosile de vârsta Devonian, cum ar fi: Tentaculites ornatus ,Chonetes Striatella, Spirifer infans etc. Din gresiile și argilele aflate în partea mediană s-au datat paleontolgic ca aparținând mezodevonianului Tentaculites ballulus, Belerophon sp. Etc la care se adauga ostracode, conodote și spori. Nivelurile superioare sunt carbonatice și au o grosime de aproape 150m, conțin o faună cu Atrypa reticularis, Tentaculites consicus, care indică mezo și neo-devonianul.

Carbonifer

Carboniferul a fost întâlnit în câteva depozite argiloase din zona localităților Comana-Independența, în sudul Dobrogei, unde s-a întâlnit o faună cu Millerella și cu Valvulinella, care indică prezența viseanului. Nu este dovedită, însă, prezența și a celorlalte două subdiviziuni ale carboniferului. Se poate spune că primul ciclu de sedimentare s-a încheiat în Eocarbonifer.

Triasic

După exondarea care a avut loc în Eocarbonifer , procesul de sedimentare s-a reluat abia în Mezotriasic, când a avut loc o transgresiune de scurtă durată. În acest interval s-au depus

gresii feldspatice, argile nisipoase, calcare și argile, toate având o tentă feruginoasa (Mutihac, 1990). În forajele din regiunea localităților Castelu, Techirghiol și Topraisar s-au identificat fosile caracteristice pentru triasicul mediu și anume: Stellatochara și Darmulla. La partea superioară a acestor depozite s-au identificat ostracode comune zonei cu Poly taxis seelandensis, specifice pentru Rheto -Lias.

Jurasic

În compartimentul Sud-Dobrogean , depozitele de vârsta jurisică nu aflorează, ele nu au fost întâlnite decât în foraje în partea nordică și sudică, în partea centrală ele lipsind în totalitate. Aceste depozite sunt asemănătoare cu cele din Dobrogea centrală, unde aflorează și sunt alcătuite din depozite carbonatice. Spre deosebire de compartimentul Central-Dobrogean unde nu se cunoaște partea superioară a malmului, în cel Sud-Dobrogean s-au interceptat în forajele de pe Valea Carașu și roci de vârtsă Jurasic Terminal , acestea îmbrăcând forma faciesului puberkian al ;Thitonicului, la partea inferioară, și forma faciesului wealdan al berriasianului la partea superioară. Acest facies lagunar-continental este dezvoltat numai în partea nord-vestica.(Mutihac,1990), în restul compartimentului Tithonic-Berriasianul este reprezentat prin calcare și dolomite.

Cretacic

După încheierea regimului lagunar care a început la sfârșitul jurasicului, În Cretacic se instalează condițiile necesare acumulării unor depozite calacroase. Spre mijlocul perioadei, sedimentarea se întrerupe și se dezvoltă faciesuri psefito-psamitice continentale. În Neo-Cretacic se dezvolta depozite preponderent cretoase.

În prima parte a Cretacicului inferior se întâlnesc faciesuri calcaroase-zoogene cu secvențe bioconstruite dezvoltate lenticular. Acestea aflorează între localitățile Medgidia și Cernavoda pe cursul inferior al răului Carașu și pe malul drept al Dunării.

Depozitele Berriasian superior și Valanginiene s-au depus peste cele lagunare, și sunt alcătuite din trei orizonturi de calcare. Primul orizont este alcătuit din calcare micritice, urmat de un orizont de calcare nodulare compacte, peste care urmează un orizont de calcare cretoase alcătuit din spongieri, hidrozoare, lameli-branhiate și gasteropode. Asociațiile de foraminifere cu Trocholina alpină, T. elongata, T. molesta, cele de alge cu Macroporela proturioni și Salpingoporella annulata indică vârsta depozitelor ca fiind Berriasian superior-Valnginian. Aceste depozite se extind înspre Sud până la Valea Vederoasa, însă pe cea mai mare partea a platformei Berriasianul și Valanginianul sunt reprezentate de dolomite care coboară uneori sin În Tithonic, înlocuind lateral depozitele lagunar-continentale (Mutihac, 1990)

Peste Valanginian urmează Hauterivianul care este alcătuit dintr-o alternanță de calcare compacte de culoare gălbuie , marne și argile roșiatice. La partea superioară predomină argilele gălbui și roșii, bogate în ostreide și brachiopode. Vârsta hauteriviană a acestor depozite a fost determinată stratigrafic, prin poziția lor între depozietele valnginiene și calcarele Apțiane.

Barremianului îi corepunde o perioadă de transgresiune. De la localitatea Aliman spre sud se întâlnesc calcare micritice cu intercalații de argile , urmate de calcare organogene care amintesc de faciesul urgonian.

În Apțian marea se retrage treptat spre sud, doar în Bedulian are loc o ingresiune. Acestui etaj îi corespund două faciesuri care au arii distincte de răspândire, unul continental cu depozite fluviolacustre și unul marin. (Mutihac,1990), cel continental se întâlnește la nord de Valea Carașu și este alcătuit din prundișuri, nisipuri și argile caolinoase, preponderent de culoare roșie, dar pe alocuri multicolore. Faciesul marin este întâlnit spre sud și est, aflorează pe malul drept al Dunării și pe afluenții acesteia între localitățile Dunăre și Ostrov.

În zona de îndințare a celor două faciesuri se întâlnește în bază un orizont de nisipuri silicioase și prundișuri, urmat de marnocalcare și conglomerate calcaroase cu Deshayesites deshayesi și orbitoline, peste care se dezvolta calcare cu echinoide, tot acest complex, având vârsta Belculian. Apțianul se continuă cu un complex de vârstă Gargasiana din nisipuri, pietrișuri și argile caolinoase. În ipoteza lui M. Chiriac, Apțianul se încheie cu microconglomerate fosfatice și nisipuri glauconitice de vârsta Clansayesiana.

În Albian, apele revin și se formează depozite de nisipuri glauconitice, gresii calcaroase și subordonat lentile de calcar. Pe baza paleontologica M. Chiriac apreciază că în compartimentul sud-dobrogean sunt dezvoltate toate subdiviziunile Albianului, inclusiv Vraconianul. Albianul se întâlnește doar în partea vestică a platformei și afloreaza sporadic

de-a lungul văilor ce se deschid spre Dunăre. (Mutihac,1990)

În Cretacicul superior au avut loc mai multe mișcări de basculare datorită cărora, pe perioade scurte sedimentarea a fost întreruptă.

În Cenomanian are loc o transgresiune. Primul orizont este subțire ( grosimi Între 0.2 și 5 m) și este alcătuit din microconglomerate cu concrețiuni fosfatice, ce conțin multe fosile din Albian, remaniate, urmate de gresii calcaroase care trec lateral la gresii cretoase iar pe verticală la marnogresii grezoase cu glauconit și concrețiuni silicioase. Aceste depozite aflorează pe Valea Carașu și Valea Peșterii precum și pe alte văi ce se dechid spre Dunăre, pe suprafețe restrânse. Prin foraje s-a dovedit că aceste depozite se întind până la graniță, iar în est până la Eforie și Techirghiol.

Turonianul are caracter transgresiv și debutează tot cu un orizont subțire de microconglomerate cu concrețiuni fosfatice, urmat de nisipuri și gresii calcaroase. Grosimea acestora nu depășește 5 metri, dar sunt foarte bogate în fosile cum ar fi : Inoccramus lamarcki , Conulus subrotundus, specifice doar Turonianului mediu. Aceste depozite afloreaza la Peștera, la Cuza-Vodă și la est de Ovidiu.

Senonianul este alcătuit din depozite dispuse transgresiv peste formațiuni mai vechi , acestea încep cu microconglomerate cu concrețiuni fosfatice, trecând lateral la gresii. Peste ele urmează gresii calcaroase glauconitice cu fosile de C. Stibconicus, Conulus conicus, specifice Santonianului. Peste acestea se dezvolta depozite grezoase cu intercalații de gresii calcaroase glauconitice de vârsta Campaniana , cu foraminifere Belemnitella mucronata. Ultimele depozite, sunt sărace în fosile și sunt alcătuite din marne cretoase și calcare parțial silicifiate. Acestea au fost datate Mastrichtian pe baza fosilelor de Spatagoides striatoradiatus. Depozitele Senoniene aflorează pe cursul superior al raiului Carașu. La sfârșitul Cretacicului a avut loc o fază de exondare. (Mutihac,1990)

Paleogen

În Paleogen, transgresiunea a cunoscut o amploare considerabilă, depozietele de vârsta paleogenă fiind dispersate la mari distanțe.

În partea Sudică a compartimentului, depozitele eocene au fost întâlnite în foraje la Costinești, Albești, Limanu, Mangalia. Ele aflorează numai pe cursul superior al râului Mârleanu, În zona localităților Văleni, Cetate și Lespezi. Aceste foraje au arătat că peste sedimentele neocretacice se dispun nisipuri glauconitice, care au o grosime de până la 70 m ce conțin o faună cu N. distabns, N. irregularis și N. pratti, care aparțin Cuisianului. Nu se cunosc depozite de vârsta Eocen mediu și superior. Pe arii foarte restrânse depozitele Eocene mai aflorează pe Valea Cișmelei lângă Cernavoda și la est de Ovidiu. Astfel de depozite de vârsta Cuisiana s-au interceptat și În forajele submarine efectuate la aproape 80 km de Constanța la adâncimi de 4000 m.

Depozitele de vârsta Oligocenă nu se cunosc din aflorimente, prin foraje la sud de Mangalia s-a atribuit unor depozite de șisturi argilose bituminoase, disodilice, pe baza unor criterii geognostice vârsta oligocenă.

La începutul Miocenului, compartimentul Sud-Dobrogean a evoluat ca uscat. Procesul de sedimentare s-a desfășurat în perioada Badenian-Sarmatian.

Badeninul este alcătuit din argile, gresii și marnocalcare cu Arca turonensis, Chlamys pertynax. O mare parte din depzitele Badeniene a fost îndepărtată în urma unei regresiuni care a avut loc la finalul perioadei. Depozite Badeniene se întâlnesc în aflorimente pe toate văile dirijate către Dunăre.

În Sarmațian apele înaintează din nou dinspre Bazinul Vama și ating o extensiune maximă în Basarabian. În Neosarmațian are loc o retragere a apelor. Depozitele de vârstă Sarmațiana formează o placă ce acoperă aproape toată suprafața Sud-Dobrogeana.

Sarmațianul debutează cu un pachet de marne, argile, nisipuri și bentonite cu grosimi de până la 15 m. Acestea conțin o faună care la plasează În Volhinian cu fosile de Mactra Eichwaldi, Cardium lithopodolicum. Aceste depozite se întâlnesc în zona localităților Băneasa și Văleni. Urmează Basarabianul reprezentat prin argile verzui, calcare lumașelice, nisipuri , argile, diatomite și calcare cu nubecularii conținând fosile de Mactra pallasi, M. vitaliana, M. fabreana, Cardium fittoni și o microfaună în care abundă elfiziii și nonionidele, Sarmațianul se încheie cu depozite Kersoniene alcătuite din marne, calcare oolitice și lumanselice cu M. bulgarica, M. baltica.

În Pliocen apele au atins numai marginea vestică a Dobrogei de Sud, din Ponțian până în Romanian. Depozite Pliocene se întâlnesc în lugul Dunării, într-o zonă îngustă, de la Ostrov spre Nord. Depozitele Ponțiane sunt reprezentate de argile și marne cu Dreissena rostriformis, cele Daciane sunt reprezentate de nisipuri cu Prosodacna sturi. Pliocenul se Încheie prin deozite de calcare lacustre bogate î, heliicide și limnenide, aparținând Romanianului.

2.2.3Cuvertura În Compartimentul central Dobrogean

În Mezo-Jurasic a avut loc prima transgresiune de pe suprafața compartimentului, formațiuni de cuvertura mai vechi, care să aibă drept soclu formațiunea șisturilor verzi se cunosc numai la V de Dunăre în compartimenul Valah.

În Dobrogea Centrală a avut loc un singur ciclu de sedimentare Dogger-Malm. Depozitele cretacice se pot întâlni ca petice protejate de eroziune, formate în timpul unor ingresiuni dinspre sud sau dinspre nord.

Jurasicul aflorează pe 2 zone întinse, una de la Hârșova spre sud-est pe malul Dunării și pe văile adiacente mai adânci și cea de-a două de-a lungul Văii Casimcea, prelungindu-se pe malul nordic al lacului Tașaul, până la Capul Midia. Depozitele Jurasice au grosimi de până la 600 m și sunt predominant carbonatice, având în bază o secvență detritică. Succesiunea s-a dezvoltat În perioada Bathonian-Kimmeridgian inferior.

Bathonianul este alcătuit din conglomerate și gresii în alternanță cu marne grezoase, este întâlnit în Hârșova pe Valea Tichilești și în Casimcea. Din intercalațiile marnoase din zona Tichilești provine o faună cu Bositra buchi, Homomya gibossa care îi indică vârsta.

În continuitate de sedimentare, urmează Callovianul care este caracterizat prin calcare spatice , calacre grezoase și spre partea superioară silicolite. În zona Tichilești se cunoaște o faună cu Macrocephalites macrocephalus, Choffatia subakeria. În zona Casimcea are aceeași dezvoltare ca în zona Hârșova, dar pe alocuri are dezvoltare incompletă, putând lipsi În totalitate.

Oxfordian-Kimmeridgianul are cea mai mare dezvoltare, comparativ cu celelalte două etaje, atât în zona Hârșova cât și în zona Casimcea. Acestui interval îi corespunde formațiunea de Casimcea care este alcătuită din calcare bioconstruite sau bioelastice, și subordonat lor calcare micritice lagunare și dolomite. Depozitele calcaroase includ faciesuri spongoalgale, stromatolitic-algale, coraliene bioconstruite și faciesuri de tranziție. Din aceste faciseuri se cunosc faune care atestă vârsta Oxfordian-Kimmeridgiană: din faciesul spongoalgal- Parawedekindia ardunense de vârsta Oxfordian inferior, din faciesul stromatolitic și cel glauconitic de la Băltăgești- Eusapidoceras perarmatum și Arisphinctes cotovui de vârsta Oxfordian Mediu, din faciesul spongoalgal s-a descris o faună amonitică cu Epipeltoceras bimammatum, Ochetoceras marantianum de vârsta Oxfordian superior. Din partea terminală a formațiunii provine o faună cu Taramelliccras throtinotum, Aspidoceras cyclotum de vârsta Eokimeridgiana.

Spre sfârșitul Jurasicului , apele s-au retras spre S. (Mutihac,1990)

Începând din Neo-Jurasic, compartimentul Central-Dobrogean a evoluat periodic exondat. Periodic au avut loc unele ingresiuni, datorită cărora apar unele iviri de depozite Cretacice. Acestea pot fi continentale, pietrișuri și nisipuri Apțiane sau Albiane, nisipuri și gresii glauconitice cu Exogyra conica și Neohibolites minimus, întâlnite la Hârșova și Topalu.

La marginea Nordică se întâlnesc depozite Cenomaniene, acestea fiind prelungiri ale depozitelor de aceeași vârstă, din culoarul Babadag.

Neogenul este alcătuit doar din iviri de depozite Sarmațiene alcătuite din pietrișuri și nisipuri de vârstă Basarabiana. Acestea sunt întâlnite în zona Năvodari.

Capitolul 3- Descrierea amplasmentului

3.1 Date geomorfologice

Amplasamentul este localizat în partea nord-estică a județului Brăila și în partea nord-vestică a județului Tulcea, în zona de îmbinare dintre Câmpia-Română și Podișul Dobrogei, aceste 2 unități geomorfologice fiind separate de lunca Dunării.

Câmpia Brăilei mai este denumită și Bărăganul de Nord și constituie terasa de vârsta Holocenă a Deltei Dunării. Aceasta se extinde între Luncile Dunării, Calmățuiului, Siretului și Buzăului ( până în zona Făurei-Ulmu). Este caracterizată de un relief relativ uniform a cărui altitudine variază între 20-30 de m în parte estică și 35-40 de m în partea vestică. Altitudinile mai mari din zona vestică se datorează, depozitelor eoliene cu relief specific de dune. În zona estică apare ca o pantă prelungă ce se termină brusc spre Dunăre și Siret, în această zonă altitudinea Câmpiei Brăilei, fiind cu 8-15 m mai mare decât cea a Dunării. Între Dunăre și Valea Ianca se formează un pod cu grosime de 10-15m, care are înclinație de la vest, ( dinspre Valea Ianca) spre est, suprafața porțiunii vestice fiind mai înaltă și cu aspect ondulat, datorat prezenței crovurilor.

Câmpia Brăila este împărțită în mai multe sub-unități geomorfologice: Câmpul Mircea Vodă, Câmpul Ianca (Movila Miresii), Câmpul Viziru și Câmpul Roman-Gemenele.

Municipiul Brăila acoperă partea nordică a Câmpului Viziru și partea Estică a Câmpului Roman-Gemenele. Câmpul Viziru are o altitudine medie de 20 de m, dar în zona Baldovinești și în zona cartierului Pisc, altitudinea crește, datorită unor acumulări eoliene. În zona de separație dintre Dunăre și Câmpul Viziru relieful este caracterizat de o pantă abruptă cu o înălțime de 10m. Pentru a înlătura fenomenele de instabilitate, fruntea terasei spre Lunca Siretului inferior, respectiv, zona extremității municipiului a fost terasată, iar zona dinspre Dunăre este străbătută de nouă vai, cu adâncime crescătoare de la sud spre nord. În rada portului temporar există izvoare, care pot atinge nivelul străzii, atunci când nivelul freatic crește. Partea estică a Câmpului Roman-Gemenele este reprezentată de un interfluviu, deasupra căruia s-au depus nisipuri fluviatile și depozite eoliene, care pot ajunge la o altitudine maximă de 25m.

Municipiul Brăila se învecinează în est cu Balta Brăilei , cunoscută și sub denumirea de Lunca Dunării în alcătuirea acesteia intră întreaga regiune inundabilă a Dunării, care este sedimentată în regim deltaic, și se întinde nord-sud de la Vadul Oii până la Brăila, lungime ei fiind de aproximativ 60km. Are o lățime mai mare de aproximativ 20km în subsectorul Bălților și se îngustează până la lățimea de 7-8 km. în zona Pinetului Hârșovei și în zona de separare a Bălții Ialomiței de Baltă Brăilei. Altitudinea variază între 2 și 12 m, în zona grindurilor sudice și aproximativ 6 m, în zona nordică. Formațiunea cu cea mai mare altitudine (45m) este movila Blasova, iar cele mai mici altitudini sunt regăsite pe fundurile lacurilor Zaton și Dunărea Veche. Arealul Bălții Brăilei este caracterizat printr-un microrelief, alcătuit din sedimente dispuse în fâșii verticale, care genereza grinduri, care sunt dispuse de-a lungul albiei minore a luncii mediane și pe lângă fostele mlaștini. Deoarece dispunerea acestor fâșii este influențată de regimul de curgere și de debitul solid al fluviului, zona Luncii Dunării, este caracterizată de un un grind înalt înspre exterior și o zonă depresionară spre centru.

Podișul Dobrogei de Nord este alcătuit din mai multe subdiviziuni:

în părțile marginale ale unității depresiuni delimitate de inelsberguri

Munții Măcinului, în partea nord-vestică, a căror înălțime se reduce treptat până în apropiere de Balta Brăilei

Glacisul Măcinului, unități de câmpie, reprezentative pentru zonele Jijila și Măcin-Greci

Balta Jijilei, care are o medie altimetrică de 4-5 m de grinduri și se extinde din zona Brăila-Măcin, pană la Buceag-Galați

În N , se afla în contact cu Lunca Siretului inferior, o câmpie cu altitudini cuprinse între 5-15m și lățime de 25-30 km. Pe această suprafață, datorită convergenței râurilor se depune o cantitate mare de aluviuni și există un grad ridicat de meandrare, iar cursul Siretului este deviat spre nord, în zona sudică existând mai multe albii de curgere părăsite. Pe partea stângă lunca Siretului are lățimea de aproximativ 11 km, în zona Orliga-Brăila și pe lângă capul Buceag se îngustează până la lățimea de 8 km . În zona Capului Buceag, lângă Galați, Dunărea își schimbă cursul înspre est, tot în această zonă are loc confluența dintre Dunăre, Prut și Siret.

3.2 Date geologice și structural-tectonice

Amplasamentul studiat are o structură complexă, fapt demonstrat prin corelarea datelor din forajele de adâncime mare executate în județul Brăila ( ex: Bordei-Verde, Balta Albă, Ianca, Viziru, Smirna) corelate cu rezultatele cercetărilor geofizice. Zona amplasamentului este împărțită în mai multe compartimente tectonice care pot fi separate prin falii majore orientate NV-SE sau N-S (figura 3-1).

Cele mai reprezentative elemente care ajută la studierea amplasamentului sunt:

Un sistem de falii cu direcție NV-SE, care sunt active încă din punct de vedere tectonic, în componența căruia intră:

Falia Peceneaga-Camena, care se află la limita dintre Platforma Moesică și Orogenul Nord-Dobrogean și care este activă pe unele segmente din vecinătatea Dunării

Falia Sfântul Gheorghe care trasează limita dintre Orogenul Nord-Dobrogean și platforma Scitică, pusă în evidență prin metode geofizice și cu activitate seismică recentă.

Un sistem de falii cu direcție NS care este mai puțin activ din punct de vedere tectonic și care este alcătuit din:

Falia Voitești, care pleacă din Tulcea spre Kaliakra, aceasta falie a fost activă în trecut fiind percepută ca o barieră pentru transgresiunile marine.

Falia Dunării, se extinde din Bulgaria, până în zona Fălciu pe Prut, este o limită profundă între compartimentul Dobrogean și fundamentul Câmpiei Române. În zonele unde Falia Dunării se intersectează cu celelalte falii majore din regiune: Capidava-Ovidiu, Peceneaga-Camena și Sfântul-Gheorghe se sesizează o creștere a activității seismice.

În afară de aceste falii majore, există mai multe falii mai mici, parțial active, dar care pot genera cutremure și deplasări. Mișcările neotectonice au contribuit la modelarea actualei forme a albiei fluviului din zona studiată prin: fomarea de depozite aluvionare între Brăila și Galați, lipsa teraselor, pierderea contactului dintre albie și Orogenul Nord-Dobrogean în zona Brațului Măcin, și adâncirea albiei, până la altitudini sub nievlul mării în zona Grindu. Aceste mișcări neotectonice de coborâre au început în Pleistocen și continuă și astăzi în Câmpia Siretului Inferior și la contactul cu Delta Dunării

Prezintă interes pentru studiu formațiunile de vârstă Cuaternară: depozitele de vârsta Holocen Inferior reprezentate prin depozitele eoliene, depozitele leossoide,deozitele terasei joase, și depozitele fluviatile de vârsta Holocen superior . Depozitele loessoide din zona Brăilei, au caracter prăfos-nisipos și sunt de culoare gălbuie cu grosimi cuprinse între 5 și 10m. Depozitele fluviatile au grosimi mai mari ce pot atinge 80-120m și sunt formate în facies lacustru și palustru.

3.3 Consideraii hidrologice și meteoclimatice generale

Date hidrologice

Cea mai importantă resursa de apă din arealul studiat este Dunărea, aceasta se ramifica în aval de Vadul Oii, în 2 brațe principale: brațul Cremenea înspre vest și Brațul Măcin înspre est.

Brațul Măcin are lungimea de aproximativ 96 km, are un coeficient de sinuozitate mare, fiind puternic meandrat, și are o pantă mică. Datorită acestor caracteristici transportă o cantitate mică de apă. La 2 km. de bifurcație din brațul Măcin se separă brațul Vâlciu, care se varsă apoi în brațul Cremenea.

Brațul Cremenea are lungimea de 70 km, este mai puțin lung decât brațul Măcin, dar este mai lat, (500m lățimea medie) și are și o pantă de surgere mai mare. Spre deosebire de brațul Măcin care este puternic meandrat, acesta se remarcă prin gradul de despletire, din brațul Cremenea desprinzându-se mai multe brațe cu lungimi mici de 3-8 km, cum ar fi Mănușoaia, Pasca, Calia, Arapu.

Brațul Cremenea este cel mai reprezentativ atât pentru navigație cât și din punct de vedere hidrologic, după confluența cu Brațul Vâlciu ,transportând aproximatov 85 % din volumul de apă al Dunării.Următorul sector al Dunării este compus dintr-o singură albie a cărei lățime variază între 350m și 1177m. Pe anumite sectoare adâncimea apei poate depăși 18-20 m.

Pentru o asigurare maximă de 1% debitul maxim a fost estimat la 15080/ sec pentru Hârșova 14620/sec pentru Brăila.

Pentru o asigurare de 99,9%, debitul minim a fost apreciat la Brăila ca 1000/sec.

Date hidrogeologice

Apele subterane pot fi freatice sau de adâncime: cele freatice sunt acvifere cu nivel liber și variabil care au drept suport un strat impermeabil în apropierea suprafeței solului, cele de adâncime sunt acvifere sub presiune cantonate între strate impermeabile la adâncimi mari.

Apele subterane în zonă sunt carcterizate de o energie de relief foarte slabă, și de valori foarte mici ale scurgerilor specifice la care se adăugă un regim climatologic deficitar.

Alimentarea acviferelor se face în principal prin infiltrații din apele de suprafață. Importanță economică și hidrogeologică au pietrișurile de Cândești și de Frătești și faciesurile fluviatile, asigurând debite foarte mari.

Acviferele cu nivel liber se găsesc în nisipurile eoline și depozitele loessoide și în aluviunile fluviatile de pe Lunca Dunării. Irigațiile intensive sau precipitațiile pot afecta stabilitatea acestor versanți de loess, prin infiltrarea apei prin fisurile verticale ale rocii sau prin macropori, până când aceasta ajunge la rocă de bază sau la un sol fosil care are continuitate spațială. Aceasta curgere, dizolvă compuși solubili și antrenează material pe care îl elimina prin izvoarele ce apar pe taluz. În urma acestor procese se pot declanșa procese de eroziune internă (sufoziune) ce pot determina formarea unei rețele de goluri subterane paralele cu suprafața terenului, și prezența pe suprafața terenului a unor pâlnii de sufozionare sau a unor depresiuni de subsidență locală. Aceste fenomene sunt foarte frecvente în zona Galați-Brăila.

Adâncime apelor freatice poate varia între 0 și 20 de m.

Zona este caracterizată și printr-o variație a cantității de precipitații în timpul anului ceea ce conduce la variații ale nivelului hidrostatic cu până la 1-2 m, datorită alimentării acviferelor în principal din precipitații. În timpul verii, în perioadele de secetă prelungită unele acvifere sunt exploatate intens și sunt epuizate complet.

Din punct de vedere hidrochimic apele freatice sunt clorocalcice și sodice, cu mineralizație puternică și în mică măsură bicarbonato-calcice. Aceste ape nu sunt o importantă sursa de alimentare cu apă și nici o sursă importantă pentru irigații și indstrie datorită variației cantitative și a gradului scăzut de potabilitate.

Principalele acvifere sub presiune sunt reprezentate de stratele de Frătești, nisispuri fine , medii și grosiere care pot atinge până la 20 m grosime.

Apa din acviferele cantonate în nisipurile fine este în mare parte nepotabilă, având mineralizații de până la 8 g/l, cea din pietrișuri având o potabilitate mai bună.

Date meteoclimatice

În zona Brăila clima este de tip temperat-continentală, cu nuanțe de ariditate. Verile sunt călduroase și secetoase cu precipitații scăzute, inegal repartizate, și cu caracter torențial. Iernile sunt reci și sunt influențate de anticiclonul siberian, fără a fi prezent un strat de zăpadă stabil și continuu.

Temperatura medie anuală este de 11,1 grade Celsius, cele mai mici temperaturi corespund lunilor de ianuarie , în care temperatura medie lunară multianuală este de 2,1 grade Celsius, iar temperaturile cele mai mari sunt corespunzătoare lunii iulie cu o medie lunară , multianuală de 23,1 grade.

În conformitate cu studiile realizate de ANMR, zona studiată are urmatoerele caracteristici

Temperatura aerului (valori medii anuale)

În rama estică a arealului studiat 10-11 grade

În Podișul Dobrogei- valori sub 10 grade

În partea vestică și pe bordura estică între -2 și -3 grade

Zona cuprinsă între partea vestică și bordura estică:-1 și -2 grade

Temperatura aerului (valoarea medie a lunii iulie)

Cea mai mare parte a arealului 22-23 grade

În zona Brațului Dunărea- Veche 21-22 grade

Temperatura suprafeței solului ( medie anuală) se încadrează între 12-13 grade

Temperatura suprafeței solului ( media lunii ianuarie)

Cea mai mare parte -2,-3 grade

În zona Brațului Dunărea-Veche și la est de acesta -1,-2grade

Tenmperatura suprafeței solului (media lunii iulie ) este de 25-27 grade

Arealul studiat se poziționează într-o zonă de deficit mare de precipitații , media anuală fiind sub 500mm.

Cantitatea de precipitații este repartizată inegal pe perioada anului, cea mai mare parte dintre ele, aproape 60% cad în semestrul cald. Balta Brăilei este zona cu cel mai mic nivel de precipitații anual din țară ( sub 400mm).În semestrul rece , cea mai mare cantitate de precipitații este reprezentată de zăpadă. Aceasta reprezintă 22-23% din totalul anual de precipitații. Față de alte regiuni ale țării stratul de zăpadă nu este continuu și nici de lungă durată. În timpul iernii zăpada este spulberată și troienită în jurul localităților, fenomen datorat uniformității reliefului și a vântului puternic.

Durata medie anuală de strălucire a soarelui este de 2200-2300 ore

Vântul : deplasarea maselor de aer se face cu ușurință datorită absenței pădurilor și a obstacolelor orografice. Direcțiile predominante ale vanturilor sunt nord, nord-est și vest. Vitezele maxime ale vântului se ating iarna, când acesta poate depășii 100km/h. Cele mai cunoscute vânturi în zona Brăilei sunt Crivațul ( care bate în timpul iernii) și Suhoveiul ( care bate în timpul verii)

Adâncimea de îngheț de referință pentru lucrare

Adâncimea maximă de îngheț pentru arealul studiat, stabilită conform STAS 6054-77 este de 90-100cm.

Zonarea seismică a amplasamentului lucrării

Arealul studiat se înscrie în zona cu intensitate I= pe scara MSK, unde indicele 1 corespunde perioadei de revenire de 50 de ani, valoare stabilită conform SR11100/1-93

Cu ajutorul normativului P100-1/2013 s-au dedus următoarele valori ale parametrilor seismici, pentru amplasamentul studiat:

Accelerația maximă a terenului pentru proiectare =0,30g

Perioada de colț a spectrului de răspuns este egală cu 1 o secundă pentru malul stâng și 0,7 secunde pentru malul drept

Zonele seismogene importante, care se învecinează cu amplasamentul studiat sunt: Zona Vrancea, Dobrogea Centrală și Shabla-Capul Caliacra

Zona Vrancea este situată la convergența a trei plăci: Placa Est Europeană, Platforma Moesică și Placa Intra-Alpină. Din punct de vedere al adâncimilor hipocentrelor, se diferențiază două subdiviziuni: o zonă care generează cutremure crustale, și o zonă ce foarte rar poate genera evenimente cu adâncimi epicentrale intermediare.

Zona seismogenă a Dobrogei Centrale este asociată faliilor Capidava-Ovidiu și Horia-Pantelimonu de Sus, în intervalul 1980-2010, în această zonă s-au generat 11 evenimente cu magnitudine maximă 5.

Zona seismogenă Shabla-Capul Caliacra, se află pe teritoriul Bulgariei și este generatoare de cutremure normale, în intervalul 1980-2010, s-au generat 15 evenimente, cu magnitudine maximă 4.

Încadrarea preliminară a lucrării în categoria geotehnică

Lucrarea se încadrează în categoria geotehnică 3- Terenuri dificile de fundare- datorită prezenței în arealul studiat a nisipurilor afânate, nisipurilor susceptibile la lichefiere sub acțiuni seismice, pământurilor loessoide, pământurilor cu umflări și contracții mari, și a pământurilor cu conținut ridicat de materie organică , determinate conform normativelor.

Incadrarea obiectivului în zona de risc, conform normativelor în vigoare.

Încadrarea obiectivului în ,,zone de risc”, conform Legii nr 575/2001 privind aprobarea planului de amenajare a teritoriului național- Secțiunea V- Zone de risc natural .

În conformitate cu normativul GT 007, arealul studiat este caracterizat printr-un potențial scăzut de producere a alunecărilor de teren, probabilitatea de producere a acestora fiin practic zero.

Conform Legii 575/2001, unitățile administrativ urbane din zona studiată, a căror intensitate seismică exprimată în grade MSK, depășește VII, trebuie să facă obiectul planelor de apărare îmoptriva efectelor seismelor. În zona amplasamentului studiat se află două astfel de unități teritoriale: Măcin și Brăila, ambele având intensitatea seismică VIII

Pe teritotiul Brăilei procesele geologice sunt reprezentate în mare parte de sufoziuni, tasări, procese eoliene, la care se adaugă procesele de subsidență din Câmpia Siretului Inferior.

Teritoriul județului Brăila este este afectat de inundații locale cu durată mare a viiturilor. Apărarea împotriva acestora este realizată prin lucrări specifice de îndiguiri și consolidări de maluri.