Dinamica Raurilor
ELEMENTE GENERALE DE HIDROLOGIE
1.1. Scopul hidrologiei
Hidrologia (provine din limba greacă hydros care însemnă apă, iar logos înseamnă știință) este știința care se ocupă cu studiul hidrosferei. Hidrosfera este învelișul de apă a Terrei, care se condiționează reciproc cu atmosfera (învelișul gazos a Terrei), litosfera (învelișul exterior solid a Terrei) și biosfera (învelișul Terrei unde se dezvoltă viața).
După cum reiese din definiția hidrologiei, hidrologia este o știință foarte vastă care se ocupă cu toate sistemele din mediu acvatic privind geneza, repartizarea și deplasarea lor, precum și însușirilor fizico-chimice care le definește și nu în ultimul rând metode de exploatare a rezervelor de apă.
Hidrologia a fost împărțită în funcție de scopul studiului în următoarele trei categorii ilustrate în fig.1.1
Oceanologia (provine din limba greacă okeanos care însemnă ocean, iar logos înseamnă știință) este știința care se ocupă cu studiul complex al mărilor și oceanelor;
Hidrogeologia (provine din limba greacă geo care însemnă pământ iar logos înseamnă știință) este știința care se ocupă cu studiu genezei, distribuției și regimul dinamicii apelor subterane;
Hidrologia uscatului cercetează apele uscatului și se împarte în:
Glaciologie (provine din limba latină glacies care însemnă gheață, iar logos înseamnă știință), este știința care studiază geneza ghețarilor și zăpezilor;
Hidrografia (provine din grecescul hydros care însemnă apă, iar graphein înseamnă a scrie), este disciplina care se ocupă cu cercetarea descrierii și redării pe hartă a apelor dintr-o anumită zonă;
Hidrometria, este o ramură a hidrologiei care se ocupă cu studiul metodelor și tehnicilor de determinare a vitezei, a debitelor, a adâncimii, a chimismul apelor;
Limnologie (provine din grecescul limne care însemnă lac, iar logos înseamnă a știință), este disciplina care studiază procesele biologice și fizice ce au loc într-o apă interioară (lac);
Potamologie (provine din grecescul potamos care însemnă râu, iar logos înseamnă a știință), este o ramură a hidrologiei care cercetează apele curgătoare;
Telmatologie (provine din grecescul telma care însemnă mlaștină, iar logos înseamnă a știință), se ocupă cu studiul mlaștinilor.
Procesele și fenomenele din natură care au loc în cadrul subdiviziunilor hidrologiei uscatului se află într-o interdependență strânsă, dând naștere la o definiție mai complexă a hidrologiei. În acest sens hidrologia este definită de Davîdov L. K. (1953) ca fiind știința care studiază proprietățile generale ale apelor din natură și ale unităților acvatice (mări, oceane, râuri, ghețari, lacuri, mlaștini), legile generale care dirijează procesele din hidrosferă, cât și influența reciprocă dintre hidrosferă, atmosferă, litosferă și biosferă.
Fig. 1.1 Subdiviziunile hidrologiei.
Interacțiunea hidrologiei cu științele înrudite
Având în vedere că obiectul de studiu a hidrologiei este apa, putem admite că hidrologia are legături foarte strânse cu alte științe. Aceste științe au obiect de studiu tot apa însă din alt punct de vedere. Din aceste științe cele mai importante sunt:
Hidrofizica studiază proprietățile fizice ale apei;
Hidrochimia studiază proprietățile chimice ale apei;
Hidraulica studiază legile generale ale mecanicii apei;
Hidroenergetica studiază energia și folosirea apelor;
Hidrotehnica studiază tehnica lucrărilor legată de ape;
Hidrobiologia studiază viața în apă.
Legături foarte apropiate, are hidrologia cu științele geografice respectiv cu cele geologice, aflându-se într-o permanentă interdependență cu următoarele domenii ca meteorologia, climatologia, geologia, geomorfologia, mineralogia, biologia, pedologia, etc. (Posea Aurora 1968 ).
Apa este un element important pentru meteorologie și climatologie, având o importanță în procesele de evaporație, de condensare, în formarea precipitațiilor și nebulozității.
Climatologia oferă hidrologiei numeroase date privind regimul de alimentare al râurilor, dezvoltarea ghețarilor etc.
Apa are un rol foarte important, în geologie la formarea rocilor sedimentare, dar și în mineralogie, în dezvoltarea mineralizărilor hidrotermale etc.
În geomorfologie, factorul principal în dezvoltarea reliefului este apa, având un rol important în procesele gravitaționale pe pante, în descompunerea chimică, în dezagregare și eroziune. În studiul unor probleme de hidrologie, este absolut necesar cunoașterea formelor de relief , respectiv dezvoltarea acestora.
Ținând cont că în apă trăiesc numeroase specii de animale și plante care formează mediu biotic, hidrologia are legături strânse și cu biologia.
În domeniul pedologiei, apa are rol în formarea și dezvoltarea solurilor, însă și la degradarea lor prin fenomenele de denudare, eroziune etc.
Procedee de cercetare în hidrologie
În hidrologie se utilizează două procedee de cercetare, prima fiind procedee generale specifice utilizate și de alte științe ale naturii, iar al doilea procedeu este caracteristic hidrologiei și se evidențiază prin observații staționare, observații expediționare și cercetări experimentare. Acestea sunt descrise de Pișota I. colab., 2010 în felul următor:
Observațiile staționare se realizează prin fixarea locurilor ce sunt cele mai reprezentative din regiunile fizico-geografice a bazinelor hidrografice acestea se numesc posturi hidrometrice și au drept scop aflarea variațiilor de nivel, a debitelor de apă, debitelor de aluviuni, temperaturii, transparenței, culorii apei, a reziduului fix etc. Aceste posturi hidrometrice sunt dotate cu aparatură care are capacitatea de a înregistra nivelul apelor, temperatura etc. Observațiile respective se realizează regulat pe perioade lungi de timp și au drept scop urmărirea unor parametri de ordin hidrologic;
Observațiile expediționare sunt utilizate în funcție de necesități, în regiunile greu accesibile unde nu este sau nu se pot instala posturi hidrologice fixe. Aceste observații se realizează după un plan itinerant și are ca scop efectuarea de măsurători pentru determinarea datelor cantitative de ordin hidrologic respectiv observații comparative cu scop aplicativ. Din aceste observații expediționare putem afla parametrii hidrologici cum ar fi: debitul, viteza apelor, indici morfometrici, temperatură, salinitate etc. pe perioade de timp determinate, în funcție de obiectivul cercetării;
Cercetări experimentare sunt folosite foarte des în zilele noastre și constă în obținerea unor fenomene hidrologice naturale la o scară redusă. Prin aceste experiențe putem cunoaște și înțelege legitățile de manifestare a acestor fenomene.
1.4. Istoricul hidrologiei
Hidrologia a fost studiată încă din antichitate, prin lucrările unor autori ca Aristotel cu titlul „Meteorologia” , Plinius în „Istoria naturală” etc. Ei au elaborat concluzii privind unele procese hidrometeorologice cum ar fi evaporația pe suprafața oceanelor, alimentarea râurilor etc.
În secolul al XVI-lea, om de știință italian Leonardo da Vinci (1452 – 1519) om de știință are o abordare exactă asupra ciclului hidrologic. Tot în același secol savantul francez Bernard Palissy (1510 – 1589) realizează o lucrare cu titlul „Discursuri admirabile despre natura apelor și a fântânilor pământului” în care autorul a analizat aprovizionarea apelor curgătoare respectiv a apelor subterane, realizând concepția infiltrație.
În secolul al XVII-lea, Pierre Perrault (1608 – 1680) și Edmé Mariotté (1620 – 1684) a determinat în urma măsurării precipitațiilor pe o durată de trei ani, care au picat în Siena și apa scursă, ajungând la concluzia că apa din precipitațiile lichide și solide, este mai mare de mai multe ori decât debitul Sienei. Iar astronomul englez Edmund Halley (1656 – 1742) a ajuns la concluzia că evaporarea apei din Marea Mediteraneană, poate alimenta cursurile de apă care se varsă în ea. Din acest motiv cei trei sunt socotiți întemeietorii hidrologiei ca știință.
În continuare în secolul al XVIII-lea, matematicianul elvețian Jean Bernoulli (1667 – 1748) împreună cu fiul lui Daniel Bernoulli (1700 – 1782) și cu matematicianul elvețian Leonhard Euler (1707 – 1783) pun bazele hidrodinamicii prin lucrarea Hydrodynamica (1738), hidrologiei cantitative și hidrometriei. În anul 1732 Henry Pitôt (1695-1771) inginer francez inventează Tubul Pitôt care este folosit pentru măsurarea vitezei apei.
Fizicianul englez John Dalton (1766 – 1844), în secolul XIX-lea realizează principiul evaporației. Tot în aceeași secol matematicienii Gotthilf Hagen (1797 – 1884) și Jean Louis Marie Poiseuille (1797 – 1869) elaborează teoria scurgerii capilare.
Henry Darcy (1803 – 1858) inginer francez, studiază apele subterane, în urma căreia elaborează Legea lui Darcy.
În secolele al XIX-lea și al XX-lea știința hidrologiei s-a dezvoltat foarte mult, când au apărut o mulțime de articole științifice a unor oameni de știință cum ar fi: A. I. Cebotarev, L. Colet, L. K. Davînov, A. A. Lucișevca, M. I. Lvovoci etc.
Istoricul hidrologiei în România
În România o dezvoltare mai accentuată a hidrologiei începe din secolul al XVII-lea, când cronicarii Constantin Cantacuzino (1639 – 1716) în anul 1700 tipărește la Padova, harta Munteniei unde apare și rețeaua hidrografică, și Dimitrie Cantemir (1673 – 1723) elaborează în lucrarea sa „Descripțio Moldavie” informații despre râurile din Moldova.
În secolul al XVII-lea, se realizează un conduct de ocolire a apei râului Dâmbovița, cu scopul de a evita Bucureștiul de inundații pe timpul stăpânirii lui Alexandru Ipsilanti (1724 – 1807). În continuare în secolul al XIX-lea apare o serie de hârți hidrologice, iar în anul 1838 sa creat prima stație hidrometrică la Orșova pe fluviul Dunărea.
În anul 1924 savantul Grigore Antipa (1867 – 1944) scrie o lucrare cu titlul Chestiunea Dunării, iar în anul 1925 ia naștere Serviciul Hidrografic al României care execută determinări a debitelor de apă.
În secolul al XX-lea, profesorul universitar Gheorghe Ionescu – Sișești (1885 – 1967) publică o lucrarea în anul 1933 cu titlul „Lunca Dunării și punerea ei în valoare”, tot în această perioadă apar o mulțime de lucrări din domeniul hidrologiei.
În anul 1957 se înființează Institutul de Studii și Cercetări Hidrotehnice (ISCH) care a reunit următoarele domeniile de cercetare: hidrologiei, hidraulicii, fundațiilor și calității apei. Iar în anul 1970 se înființează Institutul de Meteorologie și Hidrologie (IMH) la care sunt ordonate și domeniile de hidrometrie, hidrologie și ape subterane de la ISCH.
În momentul de față managementul apelor și componentelor de hidrologie este realizat de Institutul Național de Hidrologie și Gospodărire a Apelor care este subordonat Administrației Naționale Apele Române.
Hidrosfera, învelișul Terrei
Hidrosfera este formată din totalitatea apelor de suprafață, apelor din interiorul scoarței terestre, în orice stare de agregare. Apa este prezentă și pe suprafața uscatului prin apele curgătoare, prin lacuri sau pânze subterane. Grosimea hidrosferei este variabilă de la câțiva metrii pot ajunge la aproximativ 10 km (Posea Aurora 1968 ).
Din cauza varietății reliefului scoarței terestre, învelișul hidrosferic este complex și diversificat, rezultând o diferențiere pe unități acvatice care întră în compoziția hidrosferei.
Apele curgătoare (potamologia) formează o unitate acvatică foarte importantă, în hidrosferă, rezultând din unirea a mai multor elemente parțiale. Primul element în formarea unui organism fluvial este șiroirea, care are un caracter temporar depinzând de caracterul periodic al regimului precipitațiilor. În continuare șiroirea se dezvoltă în torent, urmând o adâncire, aceasta găsește nivelul freatic care o alimentează cu un debit constant și devine pârâu. O formă mai dezvoltată este râul și este caracterizat de o scurgere permanentă.
În cazul în care mai multe ape curgătoare permanente, sunt colectate unitar se numesc artere hidrografice, iar în cazul în care are un debit mai mare se numește sistem fluvial.
Lacurile (limnologia), mările și oceanele (oceanologia) formează o altă unitate acvatică. Lacurile au o răspândire restrânsă pe globul pământesc, care în funcție de mediu geografic pot fi de apă dulce, salmastre și sărate.
Mările și oceanele au o întindere foarte mare, cu un grad de salinitate diferită. Ele au caracter de ape stătătoare, iar evoluția lor este influențată de mișcările tectonice, de unde au rezultat diferite bazine de prăbușire. În funcție de regimul precipitațiilor, mările și oceanele sunt diferit alimentate, fiind condiționate și de aportul apelor continentale și a legăturilor dintre mări și oceane.
A treia unitate acvatică este reprezentată de apele subterane. Aceste ape subterane nu se pot observa liber, din lipsa unor scurgeri vizibile, iar determinarea lor se realizează prin diferite metode. În zonele carstice aceste ape subterane curg vizibil. După deplasarea lor în subteran pot fi descendente și ascendente, iar după proveniență pot fi juvenile și vadoase.
Se estimează că pe suprafața Terrei, care este de 510 mil. km2 , volumul total de apă este calculat aproximativ 1400 mil. km3. Apele oceanice (Oceanul Planetar) reprezintă 1336 mil. km3, apele continentale de suprafață circa 20 mil. km3, iar apele subterane aproximativ 400 mil. km3.
Nivelul Oceanului Planetar este instabil, variază în sens pozitiv (se ridică nivelul) sau în sens negativ (coboară nivelul), aceste mișcări pot fi cauzate de următoare factori:
schimbările apărute în volumul masei oceanice, care au loc sub influența apelor continentale respectiv extinderii sau retragerii ghețarilor;
din cauza mișcărilor tectonice ale scoarței se modifică capacitatea de înmagazinare a bazinelor oceanice;
din cauza schimbării continue a geosinclinalelor se produc schimbări a părții oceanice a hidrosferei;
volumul apelor reținute în rocile scoarței terestre, variază deoarece acestea absorb în anumite perioade un volum mare de apă, în timp ce în alte perioade eliberează o parte din apele respective.
Parametrii meteorologici care exercită o influență în circuitul apei în natură
Stratul exterior Pământul însumează un volum imens de apă. În atmosferă există o cantitate foarte mare de apă, fiind stratul exterior al Pământului (Köteles N., 2010).
În natură apa se poate găsi și în agregatele minerale naturale, dar la o adâncime mai mare, apa se transformă în vapori deoarece temperatura Terrei la adâncimi foarte mari este foarte mare. În scoarța terestră apa se găsește în stare lichidă, ori gazoasă respectiv liberă sau legate de unele structuri cristaline.
Cele trei stări de agregare în care se găsește apa din atmosferă, la fel ca și în scoarța terestre sunt enumerate mai jos:
formă lichidă, picături foarte mici în situația norilor și ceții respectiv picături mai mari în situația precipitațiilor;
formă solidă, ace mici de gheață și fulgi de zăpadă, în norii din etajul superior, în straturile reci de aer sau grindină de mărimi diferite măzăriche moale și tare;
formă gazoasă, vaporii care pot influențează umiditatea atmosferei, acestea există și în cazul în care aerul este foarte uscat.
În oceane, mări și scoarța terestră se găsesc cantități mari de apă, însă cantități mai reduse se găsesc în atmosfera de la suprafața uscatului și în freatic.
Chiar dacă se găsesc în cantități mai reduse, apele continentale au o capacitate ridicată de circulație, întorcând în circuit de foarte multe ori comparativ cu apa din atmosferă respectiv din oceane și mări, din acest motiv este mare și importanța în hidrică.
Circuitul apei este influențat, de procesele fizice și chimice din atmosferă și determină umiditatea aerului respectiv poate influența și climatul unei ținut.
Factorii de bază care constituie circuitul apei în natură sunt: evaporația, condensarea și sublimarea, nebulozitatea și precipitațiile.
Evaporația
Evaporația este procesul natural prin cadrul căreia apa din oceane, mări, lacuri, zăpezi, ghețari, ape curgătoare, ape subterane etc., apa din scoarța terestră și din biosferă întră în legătură directă cu aerul atmosferic și se modifică în vapori (stare gazoasă) și trece în învelișul gazos al Terrei. În urma acestui fenomen o cantitate mare de apă, se întoarce în atmosferă, care a fost pierdut în urma căderilor de precipitații.
În situația în care acest fenomen are loc pe suprafețele următoare se numesc:
evaporație potențială sau evaporabilitate când se realizează direct pe suprafața apei;
evapotranspirație când se realizează la suprafața solului sau a învelișului vegetal;
sublinare când se realizează la suprafața stratului de zăpadă sau gheață;
evaporație fiziologică se realizează prin transpirația plantelor și animalelor.
În anotimpurile calde evaporația potențială este mai mare, comparativ cu anotimpurile reci și scade de la tropice – ecuator spre cei doi poli. Anual din zonele tropicale, de la suprafața oceanelor se evaporă un strat aproximativ de 3 m grosime, aceasta poate atinge și 4 m în regiunile deșertice. Valorile maxime a evaporației, pentru regiunile temperate se înregistrează în lunile iunie, iulie și august. Însă la cei doi poli evaporația este foarte mică și se realizează în timpul verii polare și se realizează direct de pe suprafețele acvatice sau prin sublimarea zăpezii (Morariu T., colab., 1970).
În urma unor calcule generalizate, efectuate de Ciocîrdel R. în 1952, s-a ajuns la rezultatul că deasupra oceanelor anual se evaporă, la diferite latitudini cantități variabile de apă (tab.2.1).
tab.2.1
Grosimea medie anuală a stratului de apă evaporată în funcție de latitudine (după Ciocîrdel R., 1952)
Evaporația poate fi influențată de mai mulți factori, care sunt următoarele:
vântul are capacitatea de a înlocui aerul mai rece de la suprafața unităților acvatice cu unul mai cald, capabil să primească noi cantități de vapori de apă;
vegetația, are o influență mai complexă vara reține apele din precipitații, pe care le redă atmosferei, rapid prin evapotranspirație, dar totodată, prin umbrirea solului, reduce cantitatea apei evaporate de la suprafața și din interiorul acestuia;
solul poate influențează prin culoarea sa și prin structura sa (rezervele de apa din sol, natura solului, covorul vegetal de la suprafața lui și condițiile meteorologice locale: temperatura, umiditatea, radiația locala, precum și relieful);
relieful are o influență directă, prin expoziția versanților, putând crea condiții deosebite între un versant și altul, fapt care se observă și în zonalitatea vegetației.
Condensarea și sublimarea
Condensarea este procesul care are loc în atmosferă, unde surplusul de vapori ajunși la saturație, la o temperatură scăzută se transformă în picături de apa.
Sublimarea este procesul de trecere a apei din faza gazoasă direct în faza solidă (fără a mai trece prin faza lichidă).
Saturarea aerului cu vapori de apă și prezența nucleelor de condensare sunt condițiile principale pentru ca vaporii de apă, existenți la un moment dat în atmosferă, să poată condensa.
Când tensiunea vaporilor de apă este egală cu tensiunea de saturație, adică e = E, iar umiditatea relativă este egală cu 100%, adică R = 100% se poate considera că un volum de aer este saturat. Atunci când tensiunea vaporilor de apă este mai mare decât tensiunea de saturație, adică e > E, iar umiditatea relativă este mai mare decât 100%, adică R > 100%, se atinge starea de suprasaturație (Pereș Ana, 2012).
Prin scăderea temperaturii până la temperatura punctului de rouă (t = τ) sau prin creșterea cantității de vapori de apă, până când tensiunea reală atinge tensiunea de saturație (e = E) poate fi atinsă starea de saturație. Creșterea conținutului de vapori de apă se realizează prin mișcări turbulente, convective și advective.
Existența nucleelor de condensare în atmosferă este determinantă în procesul condensării și sublimării vaporilor de apă, alături de scăderea temperaturii aerului sub temperatura punctului de rouă.
Condensarea sau sublimarea vaporilor de apă în atmosferă este condiționată, pe lângă scăderea temperaturii aerului sub temperatura punctului de rouă, și de existența nucleelor de condensare.
Nucleele de condensare cuprind totalitatea particulelor microscopice solide și lichide, care plutesc în aer și care constituie suportul condensării. Aceste particule higroscopice pot fi: săruri marine și oceanice, suspensii minerale (particule de sol și rocă), suspensii organice (spori, microorganisme, polen), produse ale arderilor industriale, particule din erupțiile vulcanice, etc. Nucleele de condensare ajung în atmosferă datorită turbulenței atmosferice și a vântului (Pereș Ana, 2012).
În contact cu suprafața răcită a solului, scăderea temperaturii aerului până la temperatura punctului de rouă rezultă o condensare sau sublimarea a vaporilor de apă pe sol și pe obiecte răcite de pe sol. Din aceste procese rezultă hidrometeori ca roua și bruma. Produși ai condensării și sublimării se pot forma și în apropierea suprafeței solului în situația atunci când condițiile meteo sunt favorabile acestea sunt: ceața, aerului cețos și pâcla.
Roua este formată din picături fine de apă care se formează, în urma răciri radiative, pe sol sau pe obiectele răcite de pe acesta. Acest fenomen se observă numai în perioada caldă a anului, în timpul nopților senine, când radiația nocturnă este intensă și asigură o răcire a suprafețelor de depunere până sub temperatura punctului de rouă, care rămâne pozitivă.
Se produce des la sfârșitul verii și începutul toamnei când nopțile sunt mai lungi iar răcirea radiativă din cursul nopții mai mare. Masa de aer trebuie să fie destul de umedă, iar turbulența atmosferică redusă deoarece vântul îndepărtează starea de saturație a aerului.
În zonele forestiere din cauza coronamentului arborilor, care reduc răcirea prin radiație în cursul nopții, roua se formează numai în partea superioară a coronamentului (Pereș Ana, 2012).
Bruma este un produs al sublimării vaporilor pe suprafața terestră răcită la valori termice sub 0ºC, în urma răcirii radiative din cursul nopții. Particulele foarte fine de gheață, sub forma unui strat albicios catifelat, apar în cursul nopții, toamna, iarna și primăvara. Cea mai mare frecvență a brumei este observată la valori termice cuprinse între -2 și -3°C. Se depune, în special, pe suprafețele superioare, orizontale sau puțin înclinate din apropierea locurilor umede; pe suprafețele de culoare închisă sau cu asperități; pe obiectele subțiri depunerea se formează pe ambele suprafețe (I.N.M.H., 1995).
Roua și bruma în zona latitudinilor temperate, pot avea un strat de apă de 1 – 3 mm, însă în zonele cu climat temperat oceanic, stratul de apă poate fi peste 10 – 30 mm, iar în zonele tropicale umede unde o singură depunere de rouă este echivalentul a unei ploi slabe la nivelul latitudinilor mijlocii.
Ceața ia naștere în atmosfera inferioară, în vecinătatea solului și este format dintr-o suspensie foarte fină de picături de apă sau de cristale de gheață foarte fine, de dimensiuni microscopice, acestea produc o vizibilitate orizontală sub 1000 m.
Formarea ceții depind de următoarele condiții:
temperatura aerului trebuie să fie cuprinsă între – 5°C și 5°C;
vântul să aibă o viteză de maxim 3 m/s;
aerul să fie saturat în vapori de apă (R = 100%);
în anumite cazuri, impuritățile din atmosferă cum ar fi pulberile fine, fumul din industrii etc. contribuie și ele la formarea ceții.
Compoziția ceții este determinată de valorile de temperatură. În acest fel valorile termice mai scăzute de – 40°C ceața se formează numai din cristale de gheață, iar când se înregistrează temperaturi cuprinse între 0 și – 40°C vizibilitatea este redusă din cauza picăturilor suprarăcite și a cristalelor de gheață, însă în cazul în care punctul de rouă este pozitiv ceața conține numai picături de apă (Ciulache S., 2002).
Aerul cețos este suspensia în stratul troposferic inferior a unor picături foarte fine de apă respectiv a nucleelor de condensare, aceștia reduc vizibilitatea orizontală care este cuprinsă între 1000 și 100000 m. În aerul cețos umiditatea relativă este mai mare de 70%, dar este sub100%. Aceasta ia naștere înaintea ceții și imediat după ce aceasta dispare.
După intensitatea aerului cețos poate fi:
moderat în cazul în care vizibilitatea este cuprinsă între 1000 – 2000 m;
aer cețos slab în cazul în care vizibilitatea este cuprinsă între 2000 – 10000 m.
Pâcla este un litometeor care se caracterizează prin valori reduse ale umidității relative (sub 70%), și prin prezența unor impurități solide, invizibile cu ochiul liber, dând aerului un aspect opalescent reducând vizibilitatea la mai puțin de 10000 m dar mai mult de 1000 m.
Datorită difuziei totale a radiațiilor cu lungimi mari de undă, prezența pâclei dă aerului o culoare gălbui-alburie.
Nebulozitatea
Nebulozitatea reprezintă gradul de acoperire a cerului cu nori și se exprimă în zecimi de cer acoperit. Norii iau naștere dintr-o îngrămădire de produse de condensare și sublimare, care se află în suspensie în atmosfera liberă. Ele sunt formați din grămezi de picături de apă sau cristale de gheață în suspensie și prin diversele forme pe care le îmbracă, în funcție de condițiile de formare și de caracteristicile structurii lor fizice (Pereș Ana, 2012).
Clasificarea internațională a norilor precum și clasificarea acestora în funcție de înălțimea la care se formează este prezentat în tabelul următor.
tab.2.2
Clasificarea internațională a norilor
(după I.N.M.H., 1986, citat de Pereș Ana, 2012)
Genul Cirrus (Ci) aflați la înălțimi de peste 6000 m, sunt nori superiori. S-au format în urma sublimării formați din cristale de gheață, din acest motiv au o culoare alb strălucitor și au grosimi nici și nu dau precipitații. Pot avea mai multe forme: filamente, cârlige, bancuri, turnulețe, fulgi, benzi paralele, schelet de pește, etc.
Genul Cirrocumulus (Cc) se găsesc în etajul superior, sunt formați din cristale de gheață, au o culoare albă, au grosimi reduse între 200 – 400 m. Din aceste nori nu cad precipitații și pot avea formă de grămăjoare mici, de globuri, lentile, turnulețe, blăniță de miel.
Genul Cirrostratus (Cs) sunt nori superiori, formați din cristale de gheață, care nu dau precipitații. Au forma unui strat subțire, albicios și acoperă total sau parțial cerul formând fenomenul de halo.
Genul Altocumulus (Ac) se formează la înălțimi cuprinse între 2000 – 4000 m, au grosimea de 200 – 700 m, pot da precipitații slabe și de scurtă durată. Au aspect de lentile, turnuri, bancuri, benzi paralele, fagure de miere.
Genul Altostratus (As) sunt nori mijlocii și se dezvoltă la înălțimi cuprinse între 3000 – 5000 m, are aspect de strat de culoare cenușie sau albicioasă, care acoperă total sau parțial cerul.
Genul Nimbostratus (Ns) are baza la o înălțime de circa 1000 m, iar grosimea norului este cuprinsă între 2000 – 3000 m. Au forma unei pânze, de culoare cenușie închisă, care maschează complet Soarele (fig. 2.1) și cad din ele precipitații de lungă durată, sub formă de ploaie sau ninsoare.
Fig. 2.1 Nimbostratus (după Pereș Ana, 2012)
Genul Stratocumulus (Sc) cuprinde nori cu aspect de strat, de culoare cenușie sau albicioasă. Elementele componente ale norului pot fi sudate sau nu între ele, au aspect de banc, bolovani, dale (fig. 2.2). Lățimea acestora este mai mare decât a norilor Altocumulus, iar culoarea norului este mai închisă, datorită structurii microfizice, fiind alcătuiți în mare parte din picături de apă.
Fig. 2.2. Stratocumulus stratiformis (după Pereș Ana, 2012)
Genul Stratus (St) are aspect de strat, cu baza uniformă, de culoare cenușie (fig. 2.3). Se formează la înălțimi, cuprinse între 100 – 700 m, iar grosimea variază între 200 – 800 m. Apar, în special, în anotimpul rece, când dau precipitații sub formă de burniță și zăpadă grăunțoasă.
Fig. 2.3. Stratus (după http://en.wikipedia.org/wiki/File:Stratus_cloud.jpg)
Genul Cumulus (Cu) cuprinde nori sub formă de grămezi, formă precisă, cu baza orizontală și de culoare închisă, iar partea superioară înmugurită, seamănă cu o conopidă. Sunt nori cu dezvoltare pe verticală, care apar, datorită mișcărilor convective, la înălțimi de peste 600 – 1000 m.
Genul Cumulonimbus (Cb) baza norului se află la altitudini cuprinse între 400 – 1000 m, iar grosimea este de la 3000 – 4000 m până la limita superioară a troposferei (fig. 2.4.).
Fig. 2.4. Cumulonimbus (după Pereș Ana, 2012)
Cuprind nori cu dezvoltare pe verticală, masivi, cu formă de munți sau turnuri uriașe. Au o structură mixtă și generează precipitații sub formă de averse, care pot fi însoțite de grindină, oraje și vijelii.
Precipitațiile
Precipitațiile atmosferice se produc în urma condensării și sublimării vaporilor de apă, ele sunt formate din particule de apă lichidă sau solită, aceștia cad din nori și ajung la suprafața solului. Precipitațiile (solide, lichide și mixte), depunerile de pe suprafața solului (roua, bruma, chiciura, poleiul) și produșii condensării și sublimării vaporilor de apă în apropierea suprafeței terestre (ceața și aerul cețos) formează hidrometeorii.
Clasificarea precipitațiilor se pot face după criteriile următoare:
starea de agregare;
modul de formare;
durata precipitației și cantitatea de apă căzută;
intensitatea ploii.
Clasificarea după starea de agregare împarte precipitațiile în trei grupe: lichide formate din ploaie, aversa de ploaie și burnița, solide din care fac parte ninsoarea, aversa de ninsoare, ninsoarea (zăpada) grăunțoasă, măzărichea moale, măzărichea tare, grindina și mixte din această grupă face parte lapovița și aversa de lapoviță.
Ploaia este formată din picături de apă, de diametru între 0,5 – 5 mm. Diametrul și concentrația sunt determinate de intensitatea și caracterul precipitației (ploaie continuă, aversă de ploaie, ploaie cu oraj, etc.).
Aversa de ploaie este o ploaie care începe și se termină brusc, iar intensitatea se schimbă într-un timp foarte scurt și poate fi uneori violent.
Burnița este formată din picături deosebit de fine și dese de apă, de diametru ˂ 0,5 mm. Viteza mică de cădere, a picăturilor de burniță dă senzația că aproape plutesc (I.N.M.H., 1995). În deosebire de picăturile de ploaie respectiv prin faptul că sunt mai dese, la suprafața apei nu formează inele.
Ninsoarea fiind o precipitație solidă este alcătuită din cristale de gheața, care pot fi izolate sau unite între ele. Mărimea și concentrația acestora sunt influențate de temperatură și de condițiile în care se formează și cresc cristalele de gheață. Forma cristalelor și structura fulgilor de zăpadă este de obicei hexagonală.
Aversa de ninsoare sunt alcătuite din fulgi de zăpadă de dimensiuni mari. Ele sunt caracterizate prin variații bruște de intensitate respectiv printr-un început și sfârșit brusc.
Ninsoarea (zăpada) grăunțoasă este alcătuită din particule de gheață, cu un diametru mai ˂ 1 mm, se formează la temperaturi între 0°C și – 10°C. Granulele de gheață când ajung la suprafața solului nu ricoșează și sunt de culoare albă și sunt opace.
Măzărichea moale fiind o precipitație solidă, alcătuită din particule de gheață afânate și sfărâmicioase, au o culoare albă, particulele au un diametru cuprins între 1 – 5 mm și sunt casante. Ele au caracter de aversă și cad în anotimpul rece, de obicei împreună cu fulgii de zăpadă la temperaturi de aproximativ de 0°C. Aspectul granulelor de măzărichea moale este de griș și sar când ajung la suprafața solului, de obicei spărgându-se.
Măzărichea tare este alcătuită din granule de gheață care pot fi translucidă sau transparentă, au o formă sferică, iar diametrul este poate fi mai mare de 5 mm. Aceste precipitații au un caracter de aversă și de obicei se produc primăvara și toamna deodată cu ploaia. La atingerea solului granulele de gheață sar deoarece sunt dure, producând zgomot mare.
Grindina este o precipitație solidă, alcătuită din particule de gheață de mai multe forme. Ele sunt transparente sau opace, au o formă sferoidală, conică sau neregulată, diametrele fiind între 5 – 50 mm. În mod obișnuit grindina cade în perioada caldă a anului cu aversele de ploaie, ele fiind însoțite des de vânturi puternice sau descărcări electrice. Grindina are o frecvență maximă în după-amiezile de vară, fiindcă convecția termică este intensă.
Grindina în general are o perioadă scurtă de manifestare circa 2 – 15 minute, însă pe areale reduse în jur de 10 – 15 km. Aceste precipitații pot produce pagube diferitelor ramuri economice și sunt considerate cele mai periculoase precipitații (I.N.M.H., 1995).
Lapovița este formată din amestec de picături de ploaie și fulgi de zăpadă care cad pe suprafața solului și se produc la temperaturi în jurul temperaturii de 0ºC. Lapovița poate fi continuă sau intermitentă respectiv poate avea și un caracter de aversă.
Aversa de lapoviță această precipitație are un caracter de aversă care se caracterizează prin început și sfârșit brusc, însă și cu schimbări rapide de intensitate (Pereș Ana, 2012).
Circuitul hidrologic pe glob (natură)
Prezent în toate învelișurile terrei (litosferă, atmosferă, biosfera și hidrosferă) apa, este în continuă mișcare cu intensitate diferită. Între apa oceanică, apa din atmosferă și apa de pe litosferă există un schimb intens și puternic. Direcția de circulație a apei fiind de la ocean spre atmosferă, din atmosferă spre uscat și iar spre ocean (Posea Aurora 1968).
Apele curgătoare și apele subterane (prin procesul de infiltrație) sunt alimentate de precipitațiile căzute pe suprafața terestră. Aceste ape curgătoare se varsă în oceane unde se evaporă cantități mari de apă care ajunge în atmosferă.
Trecerea apei dintr-un înveliș în altul, respectiv din hidrosferă în atmosferă și litosferă, după care iar în hidrosferă se realizează circuitul hidrologic a apei pe glob, care este influențat de evaporație și de gravitație.
Circuitul hidrologic dacă se realizează pe o scară mai mică se numește circuitul hidrologic local, iar dacă realizează pe o scară mare se numește circuitul hidrologic universal.
Circuitul hidrologic local
Circuitul hidrologic local se desfășoară deasupra Oceanului Planetar și deasupra uscatului, cu ajutorul celor trei procese cum sunt: evaporația, condensarea și precipitațiile.
Cu ajutorul radiației solare o cantitate mare de apă, de pe suprafața Oceanului Planetar, se evaporă în atmosferă unde formează norii. Unde prin procesul de condensare trece în formă lichidă sau solidă. Din cauza forței gravitaționale, o cantitate mare de apă ajunge înapoi în oceane astfel se realizează circuitul hidrologic local oceanic (Morariu T., colab., 1970).
Asupra volumului de apă care se evaporă și a precipitațiilor care cad, au fost realizate mai multe determinări prin diferite măsurători și metode. Însă aceste date au fost foarte diferite. După Apollov B.A. de pe suprafața oceanului planetar se evaporă în atmosferă anual aproximativ 447900 km3 de apă, însă 411600 km3 se reîntorc în ocean sub formă de precipitații, diferența de 36300 km3 este purtată de nori pe continente. Un alt autor Pișota I., colab., 2010 consideră că deasupra oceanului planetar se evaporă anual 449000 km3 de apă, aproximativ 88%. Însă prin condensarea vaporilor revine o cantitate mai redusă de 412000 km3 circa 81% (fig. 2.5. a.).
Circuitul hidrologic local continental se realizează pe suprafața uscatului în aceeași condiții ca și în cazul circuitul hidrologic local oceanic. Apa cade pe suprafața uscatului de unde o parte se evaporă și ajunge înapoi în atmosferă, cealaltă parte circulă la suprafața uscatului ca ape de șiroire sau rețele hidrografice, ajungând până la urmă în oceanul planetar. O parte mai mică de apă ajunge în sol, prin intermediu porilor și fisurilor din roci, unde alimentează apele subterane (fig. 2.5. b.). Aceste ape se scurg în subteran dar pot să revină la suprafață prin izvoare (Posea Aurora, 1968).
Anual se evaporă, de pe suprafața uscatului circa 62000 km3 fiind aproximativ 12% din volumul total evaporat de pe suprafața Terrei. Însă volumul precipitațiilor, căzute pe suprafața uscatului este considerabil mai mare fiind de 99000 km3 circa 19%. Diferența vine din vaporii de apă, care sunt aduși de deasupra oceanelor, cu ajutorul curenților de aer.
Fig. 2.5.a.b. Circuitul hidrologic local oceanic și continental
(după Morariu T., colab., 1970)
Eo – apa evaporată de pe suprafața oceanelor;
Ec – apa evaporată de pe suprafața continentului;
Xo – precipitațiile căzute pe suprafața oceanului;
Xc – precipitațiile căzute pe suprafața continentului.
circuitul hidrologic universal
De pe oceanul planetar se evaporă pe an sub formă de vapori un volum imens de apă de circa 449000 km3. O parte apreciabilă aproximativ 36800 km3 de apă ajunge cu ajutorul curenților la suprafața uscatului, acolo prin procesul de condensare se transformă în nori și cad sub formă de precipitații (ploaie, zăpadă, grindină etc.). În spațiu de ocean revine, sub formă de precipitații un volum de 412000 km3 de apă. Pe suprafața continentelor apa provenită din precipitații este de circa 99000 km3 și realizează două căi diferite. O parte se infiltrează în suprafața uscată, unde formează apele subterane, în cazul în care apa găsește un strat impermeabil înclinat, apa curge prin porii rocilor realizându-se scurgerea subterană. O altă parte un volum de 36800 km3 de apă, se scurge pe suprafața Terrei, prin diferite forme (pâraie, râuri, fluvii) aceștia întorcându-se în ocean, însă o cantitate de 62000 km3 se evaporă ajungând în atmosferă. Prin această scurgere se realizează scurgerea superficială (fig. 2.6).
Fig. 2.6. Circuitul hidrologic universal (după Pișota I., colab., 2010)
Eo – cantitatea medie anuală de apă evaporată de pe suprafața oceanelor;
Ec – cantitatea medie anuală de apă evaporată de pe suprafața continentelor;
Xo – cantitatea medie anuală de precipitații căzută pe suprafața oceanelor;
Xc – cantitatea medie anuală de precipitații căzută pe suprafața continentelor;
Y – cantitatea medie anuală de apă scursă în ocean.
Din cauza cantității imense de apă de pe Terra, influența omului asupra circuitului hidrologic poate fi neglijat, dar în ultimii ani omul a intervenit în mod direct sau indirect în circuitul hidrologic, în principal pe plan regional unde cantitatea de apă este mai mică. Construirea unor baraje, irigațiile etc., pot crea dezechilibre prin faptul că apa este ținut un timp mai îndelungat pe uscat, decât ar fi stat în mod natural.
O altă problemă care poate influența circuitul hidrologic este scăderea suprafețelor împădurite, ritmul alert de dezvoltare a industriei și agriculturii, au ca efect accelerarea scurgerii în oceane a apelor continentale, precum și procesul de aridizare care poate influența negativ echilibrul hidric al regiunilor continentale.
În urma reducerii vegetației și din cauza poluării se realizează o încetinire a procesului de reîmprospătare a apei prin procesul de fotosinteza – respirație (Köteles N., 2010).
Bilanțul hidrologic
Diferența între aporturile de apă și pierderile de apă de pe un teren luat în calcul se numește bilanțul hidrologic.
Componentele numerice a bilanțului hidrologic pe glob sunt următoarele:
Eo – 449000 km3 (cantitatea medie anuală de apă evaporată de pe suprafața oceanelor);
Ec – 62000 km3 (cantitatea medie anuală de apă evaporată de pe suprafața continentelor);
Xo – 412000 km3 (cantitatea medie anuală de precipitații căzută pe suprafața oceanelor);
Xc – 99000 km3 (cantitatea medie anuală de precipitații căzută pe suprafața continentelor);
Y – 36800 km3 (cantitatea medie anuală de apă scursă în ocean).
După Pișota I., colab. 2010 ecuațiile bilanțului hidrologic pot fi determinate în felul următor:
în cazul oceanelor Eo = Xo + Y;
în cazul continentelor Ec = Xc – Y.
Adunând cele două ecuații rezultă expresia bilanțului hidrologic la nivelul globului care este:
Eo + Ec = Xo + Xc;
Ecuația bilanțului hidrologic elaborat de Perrault 1674 la nivel global, pentru o perioadă lungă de timp este:
X (precipitații) = Y(scurgeri) + Z (pierderi de evaporație)
Ecuația bilanțului hidrologic la nivelul unui bazin hidrografic pentru o perioadă determinată de timp, are în vedere variația anuală a rezervei de apă a bazinului respectiv, din acest motiv ecuația este următoare:
X (precipitații) = Y (scurgeri) + Z (pierderi de evaporație) ± ΔR (rezerva de apă a bazinului)
În cazul în care pentru o perioadă lungă de timp, rezerva de apă a bazinului (ΔR) este constantă, ecuația regimului hidrologic este: X = Y + Z.
33Dezvoltarea hidrologiei în România.
Descrierile
și observațiile hidrologice românești din cele mai vechi timpuri au fost premergătoare secolului al XIX
-lea care de asemenea atinge punctul culminant,acestea
aparținând lui Herodot (sec al V
–
lea î.Hr.), Strabo, Pliniu cel Bătrân, Ptolemeu (sec I d.Hr.). încele mai multe lucrări sunt menționate în special Dunărea cu gurile de vărsare, precun și alte
râuri din vestul si es
tul țării. Evul mediu este nesemnificativ in domeniul dezvoltării hidrologiei,
dar secolul al XVII-
lea și al XVIII
-lea este marcat de activitatea cronicarilor Miron Costin,
Grigore Ureche și Constantin Cantacuzino. Cei trei au realizat atât documentare informaționalecât și harți ce au ajutat la o mai bună desfășurare a cercetărilor ulterioare.
Secolul al XVIII-
lea debutează cu informații despre râurile din vestul țării. În anul 1775 subdomnia lui Al. Ipsilanti începe construirea unui canal de derivație a
apei Dâmboviței spre Argeș pentru protecția Bucureștiului de inundații. În secolul al XIX
–
lea se amenajează cursul Dunăriiîn sectorul defileului Porțile de Fier, urmându
–
se apoi canalizarea brațului Sulina. Se publicăfoarte multe hărți hidrologice în 1835, și tot din perioada asta datează și primele stații
hidrometrice.
PROPRIETĂȚILE GENERALE ALE APEI
Forma naturală a apei
Elementul fundamental al mediului apa, se găsește în trei forme de agregare așa cum am precizat în capitolul doi.
În formă lichidă apa se găsește, la suprafața Terrei (oceane, mări, fluvii, lacuri, mlaștini), în atmosferă (precipitații) și în litosferă (apele subterane).
În forma de vapori apa se găsește în atmosferă ca rezultat a proceselor de evaporație de la suprafața oceanelor, din transpirația plantelor etc.
În formă solidă, apa se găsește zăpadă și gheață. Aceștia se găsesc pe o suprafață mare în regiunile polare, în regiunile muntoase înalte, în mările polare și subpolare unde se găsesc munții plutitori de gheață.
Apa în natură nu se găsește în formă pură, deoarece apa dizolvă multe substanțe cu care se întâlnește în circuitul hidrologic (Gâștescu P., 1998).
Transformarea apei de la o fază la alta se realizează în funcție de temperatură și presiune. Apa încălzită la 100°C și la o presiune de 760 mmHG, apa trece în vapori. Forma și volumul apei rămâne aceeași, dacă apa se găsește în formă solidă. În cazul în care apa se găsește în stare lichidă, păstrează doar volumul, însă dacă apa este în formă de vapori pierde și volumul.
Structura apei
Structura apei este formată din doi atomi de hidrogen și un atom de oxigen (H2O), distanța dintre O – H este de 0,99 Å (1 Å = 10-8) dispuse într-un triunghi echilateral, unghiul fiind de 104,5°(fig.3.1).
Fig. 3.1 Structura moleculei de apă (după Gâștescu P., 1998)
În procesul de formare a moleculei de apă se elimină o cantitate de căldură
H2 + ½ O2 = H2O + 68,4 kcal.
Din cauza greutății atomice diferite, oxigenul având o greutate de 16, iar hidrogenul 1, rezultă că greutatea atomică într-o moleculă de apă este 18 (16 + 2). Compoziția procentuală în greutate fiind de 88,89% oxigen, iar 11,11% hidrogen.
Sub presiunea temperaturii, molecula de apă are tendința să se asocieze cu diferite grupări ionice și cu alte molecule de apă.
Apa când se găsește formă simplă, neasociată se numește hidrol (fig. 3.2 a), în cazul în care se asociază două molecule de apă se numește dihidrol și este specific apelor lichide (fig. 3.2 b), iar când se asociază cu trei molecule de ape se numește trihidrol (fig. 3.2 c) și este specific zăpezii și gheții.
H2O b. (H2O)2
c. (H2O)n
Fig. 3.2 a,b,c Legăturile formate în urma asocierii moleculelor de apă (după Gâștescu P., 1998)
Calitatea de apă neutră, este dat de faptul că în apa pură numărul ionilor de H+ și OH este egală. Apa pură este un conducător de electricitate foarte slabă.
3.3 Apa grea
Apa obișnuită are o greutate moleculară de 18, iar apa grea are o greutate moleculară de 20. Izotopul greu a hidrogenului cu o masă de 2,0147, având denumirea de deuteriu alcătuiesc cu hidrogenul apa grea (D2O).
În natură apa grea se găsește în cantități mult mai mici, decât apele obișnuite, ele se afla în țesuturile animale și vegetale, în apa de cristalizare, în apa de topire a zăpezii, în apa de ploaie, în apa de mare etc.
Apa grea în comparație cu apa obișnuită, are câteva proprietăți fizice și chimice diferite. Aceste diferențe sunt redate în (tabelul 3.1)
tab. 3.1
Comparația dintre apa obișnuită și apa grea (după Gâștescu P., 1998)
În anul 1933 Urey, Lewis și Donald au preparat pentru prima dată prin electrolize și distilări repetate ale apei obișnuite. Din 1 m3 de apă s-a realizat 10 cm3 de apă grea avânde o puritate de 99,99%.
Din cauza diferenței vitezei de reacție și de difuzie, a apei grele față de apa obișnuită, în organism, apa grea se aglomerează și încetinește reacțiile.
La contactul cu apa grea, organismele vii au o reacție diferită. Șoarecii rezistă în corpul lor la o concentrație de 40%, însă la o concentrație mai mare ei mor, organismele acvatice rezistă o concentrație de 32% după care mor. Alt exemplu este faptul că semințele nu încolțesc dacă apa este grea.
3.4 Proprietățile fizice ale apei
Printre proprietățile fizice principale ale apei putem aminti: temperatura, turbiditatea, transparența, culoarea, densitatea, conductivitatea electrică, radioactivitatea.
Temperatura
Oscilațiile de temperatură a apei este influențat de spațiu și timp, însă și de felul apei care poate fi apă de suprafață sau subteran. Temperatura aerului în funcție de latitudine și altitudine influențează și ea temperatura apei. Temperatura apelor de suprafață mai este influențat și de adâncime sau dinamică, din acest motiv la latitudini medii apele care sunt situate la 10 – 30 sub nivelul suprafeței terestre, temperatura este constantă cuprinsă între 8 – 10°C. Temperatura apele subterane depinde de adâncimea unde se află aceste ape. În interiorul scoarței terestre până la nivelul zonei neutre variațiile termice încă sunt active. La nivelul zonei neutre temperatura este constantă și egală temperatura medie a aerului din această zonă.
La latitudini medii, temperatura apelor curgătoare variază în funcție de anotimp între 0°C iarna și 26°C vara. Temperatura apei lacurilor oscilează în funcție de variațiile termice lunare dar și în funcție de variațiile pe verticală mai ales la lacuri cu adâncimi mari (Pișota I., colab. 2010).
Turbiditatea
Turbiditatea are ca efect diminuarea transparenței apei datorată de substanțele anorganice sau organice aflate în apă. Turbiditatea apei se poate determina în mg/l, grad de turbiditate (un grad de turbiditate = 1 mg/l SiO2 –dioxid de siliciu).
Turbiditatea la apele curgătoare de determină prin raportul dintre debitul de aluviuni în suspensie R și debitul de apă care îl transportă Q și se exprimă în g/m3.
Turbiditatea apelor se poate determina prin următoarele metode: prin comparații cu soluție etalon, turbidimetre și celulelor fotoelectrice.
Transparența
Transparența apei este influențată de turbiditate, de substanțele minerale, de substanțe organice în suspensie, de natura substratului, de vegetația acvatică etc. Determinarea transparenței apei se realizează cu ajutorul discului Secchi care este un disc alb de diametru de 30 cm, care se introduce în apă pe timp senin, iar când contorul discului nu mai este vizibil, se apreciază transparența apei care poate fi exprimată în cm sau m. În cazul apelor subterane transparența apei se determină cu firul de platină de diametru de 1 mm și o lungime de 25 mm, care este prins de capătul unui cablu de 120 cm. În cazul în care firul nu se mai poate vedea, și s-a ajuns la 120 cm apa este stabilit ca fiind tulbure. Transparența apei se poate determina și cu ajutorul fluoroscopului.
Culoarea
Culoarea apelor naturale până la 5 cm este incoloră, însă după acest prag culoarea este dată de materialele existente în apă cum sunt compușii organici, substanțe solide în suspensie și dizolvate în apă, dau apei diferite culori albastru, verde, galben, brun etc. Culoarea apelor de suprafață pot fi influențate și de apele reziduale deversate în cursul apelor.
Determinarea culorii apei de suprafață se realizează cu ajutorul unor colorimetre potrivit unei scale Forel – Uhle care este alcătuit din 21 de nuanțe colorate de la albastru la brun închis. Determinarea culorii apelor subterane se realizează prin introducerea apei într-un cilindru din sticlă de înălțime de 40 cm. Recipientul cu apă se privește de sus și se compară cu un recipient exact la fel însă cu apă distilată (Preda I., colab.1971).
Densitatea
Este raportul dintre masa și volumul corpului determinat și se poate fii exprimată în g/cm3 și kg/m3. În funcție de temperatură, presiune, starea de agregare, structura apei, variază și densitatea apei. Apa are o densitate maximă de 1 g/cm3 la o temperatură de 4°C cu o presiune de o atmosferă.
La temperaturi cuprinse între 0 – 4°C densitatea este în creștere de la 0,999868 la 1 g/cm3. Însă de aici în continuare densitatea tot scade până la 0,997071 g/cm3 la o temperatură de 25°C (fig.3.3).
Fig. 3.3 Oscilațiile densității apei în funcție de temperatură
(după Morariu T., colab., 1970)
Se constată că densitatea maximă a apei este la 4°C, această temperatură poate să susțină viața la adâncimi foarte mari.
De obicei stratificarea termică a apelor de suprafață în adâncime, care este mai mică la suprafață și crește spre adâncime, determină densitatea
apei.
Conductivitatea electrică
Este capacitatea apei de a conduce curentul electric. Acesta are o valoare inversă a rezistenței electrice, exprimându-se în mho sau μmho aceștia sunt ortografia inversă a unității de măsurare a rezistenței ohm (Pișota I., colab. 2010).
Temperatura apei și gradul de mineralizare influențează direct conductibilitatea electrică. Astfel conductibilitatea este mai mică în apele cu conținut mare de bicarbonat de calciu și sulfat de calciu. Însă o conductibilitate mare au apele cu conținut mare de clorură de sodiu.
tab.3.2
Conductibilitatea electrică în funcție de felul apei
(după Trufaș V., colab.)
Conductibilitatea electrică se măsoară cu conductivimetre. În tabelul (tabelul 3.2) este redată conductibilitatea electrică la diferite tipuri de apă.
Radioactivitatea
Este determinat de sărurile radioactive solubile cum ar fi uraniu, toriu, potasiu etc. și de existența degajărilor gazoase de radium. De obicei apele de suprafață au o radioactivitate mai scăzută decât apele subterane, deoarece ele pot intra în contact cu roci radioactive în circuitul lor subteran. Însă și apele reziduare pot avea o radioactivitate mare, acesta depinde de felul și concentrația poluanților.
Aparatele cu care se determină radioactivitatea sunt de tip Geiger – Müler.
Gradul de radioactivitate se poate exprimă în următoarele unități (Pișota I., colab. 2010):
Maché – uM, 1uM este egal cu 3,64·10-10 Ci;
Picocurie – pCi, 1 Ci este egal cu 3,7 ·1010 dezintegrări pe secundă;
Rutherford – rd, 1 rd este egal 106 dezintegrări pe secundă;
Émane – e.
O apă este radioactivă în cazul în care concentrația este mai mare de 3,5 uM/l, iar limita maximă admisă pentru apa potabilă este de 30 pCi/l.
Proprietățile chimice ale apei
Proprietățile chimice a apelor de suprafață și apelor subterane sunt influențate de o serie de factori cum ar fi:
repartiția geologică și climatologică a bazinului hidrologic;
de felul substanțelor minerale prezente în ape;
de suspensiile care provin din soluri sau din rocile suprafeței de drenaj;
acțiunea factorului antropic.
Cele mai importante proprietăți chimice a apelor sunt următoarele: conținutul de cation și anion, conținutul de gaze dizolvate, duritatea, concentrația ionilor de hidrogen, salinitatea, reziduul fix, alcalinitatea și
aciditatea.
Conținutul de cationi și anioni
Cationii sunt ioni cu sarcină pozitivă și sunt prezenți în aproape toate tipurile de apă de suprafață. Cei mai importanți cationi prezenți în apă sunt: calciu (Ca++) și magneziu (Mg++) aceștia sunt prezenți în apele care vin în contact cu rocile carbonatate, sodiu (Na+) prezent în apele din zonele aride, potasiu (K+) există în procente mici în ape.
În unele cazuri anumiți catoni ca arsenul, bariu, cadmiu, cupru, zinc, crom devin semnificativi, ele provenind din apele poluate de anumite industrii.
Anionii sunt ioni cu sarcină negativă și sunt prezenți în aproape toate tipurile de apă de suprafață. Cei mai importanți anioni prezenți în apă sunt: bicarbonați (HCO3 -) și carbonați (CO3 –) aceștia sunt prezenți în apele naturale în cantități mari și rezultă din dizolvarea calcarelor, clorurile (Cl-) se găsesc în cantități mari în zonele în care apele drenează roci sedimentare de origine marină, nitrații (NO3-) sunt prezenți în cantități mari, unde apa drenează solurile încărcate cu nitrați, sulfații (SO4–) se găsesc în concentrații mari în apele de suprafață, rezultând din dizolvarea gipsului.
Bromura, fosfatul, nitritul, cianura sunt anioni care rezultă din apele uzate din diferite industrii sau din apele menajere. În acest sens bromura, prezentă în apă este rezultatul poluării apelor din industria farmaceutică, iar nitritul în apele de suprafață este oxidat în nitrat folosit în fotosinteză (Morariu T., colab., 1970).
În anul 1983 Papadopol M., estimează că în apele oceanice și marine din totalul sărurilor dizolvate 88,8% sunt cloruri, 10,8% sunt sulfați și 0,4 % carbonați. În cazul oceanelor și mărilor, din cauza intensității evaporației și cantității de precipitații, variațiile spațiale și temporale a concentrației de ioni este de obicei redus.
În apele de suprafață din totalul sărurilor dizolvate 79,9% sunt carbonați, 13,2% sulfați și 6,9% cloruri. Concentrațiile sărurilor din apele de suprafață sunt cu oscilații mari din cauza condițiilor climatologice respectiv regimului hidrologic (Pișota I., colab. 2010).
Conținutul de gaze dizolvate
Principalele gaze dizolvate în apă sunt următoarele: oxigenul (O2), dioxidul de carbon (CO2), hidrogenul sulfurat (H2O) și metanul (CH4).
Conținutul de oxigen (O2), în apele de suprafață este mare, însă în apele subterane conținutul de oxigen este mult mai mică și dispari cu înaintarea în adâncime.
Dezvoltarea organismelor în apă este condiționată de conținutul de oxigen al apei. Conținutul de oxigen în apă rezultă din atmosferă, dar și în urma procesele de fotosinteză a plantelor acvatice sau din substanțele minerale proveniți din reducerea oxizilor.
Oxigenul dizolvat din apă se exprimă mg/l sau în procente raportat la conținutul acestuia la o temperatură și o presiune corespunzătoare. Determinarea conținutului de oxigen se face cu următoarea formulă:
în care:
C – concentrația oxigenului dizolvat în proba analizată;
Co – concentrația de saturație a oxigenului la temperatura pe care a avut proba în momentul recoltării.
Temperatura și salinitatea influențează conținutul de oxigen dizolvat în apă (tabelul 3.3).
tab.3.3
Influența temperaturii și salinității asupra conținutului de oxigen (după Papadopol M.,1983)
În aprecierea calității apei, conținutul de oxigen are un rol important. Aceiași lucru se poate spune și despre consumul chimic de oxigen (CCO) și consumul biochimic de oxigen (CBO). Cei doi indicatori ne arată cererea și consumul chimic și biochimic de oxigen, în realizarea proceselor de descompunere, cu ajutorul carbonaților, azotaților, a materiei organice (Gâștescu P., 1998).
Conținutul de dioxid de carbon (CO2) în apă poate fii în două feluri: formă liberă, în cazul în care se găsesc în formă de gaz și în formă ionică în carbonați și bicarbonați. Din atmosferă dioxidul de carbon poate să ajungă în apă prin fenomenul de absorbție sau din precipitații. În apele de suprafață oxidul de carbon poate provenii din respirația organismelor acvatice, din procesele de descompunere a substanțelor organice, din activități antropice industriale etc. În apele subterane conținutul de dioxid de carbon poate provenii din apele juvenile.
Prin procesul de fotosinteză, dioxidul de carbon este consumat și ajung în atmosferă.
În apă dizolvarea dioxidului de carbon se determină cu următoarea formulă:
în care:
C – CO2 mg/l;
K – factor de proporționalitate care are valori în funcție de temperatură (tabelul 3.4);
p – presiunea parțială în atmosferă.
tab.3.4
Relația dintre temperatură și factorul K (după Gâștescu P., 1998)
În apele oceanelor și în apele subterane se găsesc cele mai mari cantități de dioxid de carbon, însă în cazul creșterii temperaturii și a salinității apei conținutul de dioxid de carbon este redus. Când conținutul de dioxid de carbon în apă este mare, aceștia pot avea efecte negative asupra unor animale acvatice și crește gradul de agresivitate a apei față de metale, betoane etc.
În apele subterane hidrogenul sulfurat (H2O) se găsește în cantități mai mari, în comparație cu apele de suprafață unde sunt mai rari. Acesta are un grad ridicat de solubilitate și se formează în urma descompunerii substanțelor organice și reducerii sulfaților din sedimentele sapropelice de fund. În apele subterane conținutul de hidrogen sulfurat are un efect curativ.
Apele reziduale cu impurități organice în proces de descompunere conțin cantități mari de hidrogenul sulfurat.
Datorită mediului benefic de dezvoltare a bacteriilor, apele cu conținut ridicat de hidrogenul sulfurat devin agresive.
Specific apelor stătătoare metanul (CH4), se formează în urma descompunerii celulozei fitocenozelor moarte. Metanul poate să se găsească și în apele subterane, care de obicei însoțesc zăcămintele petrolifere sau gazeifere. Pentru unele organisme acvatice metanul este toxic.
Duritatea
Duritatea apei reprezintă suma concentrațiilor cationilor și a metalelor alcaline. Duritatea apelor de suprafață este cauzată de ionii de calciu și magneziu (Köteles N., 2010). Duritatea apei se poate exprima în grade germane, franceze, engleze. În țara noastră, duritatea se exprimă în grade germane. Un grad de duritate german este egal cu 10 mg/l CaO sau 1,42 mg/l MgO. În funcție de duritatea, apele, sunt prezentate în tabelul următor.
tab.3.5
Clasificarea apelor după gradul de duritate (după Köteles N., 2010)
Duritatea apei poate fi de trei feluri: totală, temporară și permanentă.
duritatea totală reprezintă suma cationilor de magneziu și calciu;
duritatea permanentă reprezintă conținutul de săruri de magneziu și calciu care rămâne în apă și în urma fierberii timp de 30 minute;
duritatea temporară reprezintă conținutul de săruri de magneziu și calciu care dispare din apă și în urma fierberii.
Gradul de duritate a apei este un factor foarte important, în utilizarea apei în diferite industrii, în agricultură la irigații etc. Ca apa să fi potabilă trebuie să aibă o duritate de până la 12° dhG.
Concentrația ionilor de hidrogen (pH)
Definește proprietățile apelor care pot fi acide sau bazice și poate fi definit ca logaritmul negativ în bază 10 a ionilor de (H+), având formula:
Apele de suprafață și apele subterane de obicei au un pH cuprins între 6 – 8,5. În cazul în care pH – ul este mai mic de 7, predomină ionii de hidrogen și reacția este acidă. Când pH – ul este mai mare de 7, predomină ionii de oxidril și reacția este bazică. Reacția este neutră când pH – ul apei este 7 (tab.3.6).
tab.3.6
Valorile pH – ului apei în funcție de concentrația de H+
(după Gâștescu P., 1998)
Determinarea pH –ului apei se realizează prin mai multe metode care sunt: colorimetrică, potențiometrică, hârtii indicatoare etc. În funcție de pH –ului apei, care este un indicator foarte important, apa poate fi utilizat în diverse domenii de activitate.
Salinitatea
Salinitatea reprezintă cantitatea de săruri dizolvate, în grame aflate într-un kilogram de apă, la 480°C. Salinitatea se exprimă în pro-mile ‰.
Apele oceanelor și mărilor au un grad ridicat de salinitate, care este variabilă în funcție de: temperaturile mari și vântul influențează evaporația, în funcție de cantitatea de apă dulce ce se varsă în oceane sau mări.
Gustul sărat este dat de cantitatea ridică de săruri dizolvate în apă. Principalele săruri prezente în apă sunt: clorură de sodiu (NaCl) 78%, clorura de magneziu (MgCl2) 10.9%, sulfatul de magneziu (MgSO4) 4,7%, sulfat de calciu (CaSO4) 3,6%, sulfat de potasiu (K2SO4) 2,4% și substanțe care reprezintă mai puțin de 1%.
În comparație între conținutul de săruri din apa de mare și apelor de suprafață (tab.3.7) putem trage concluzia că în apele oceanelor sunt prezente clorurile, iar în apele de suprafață predomină carbonații, sulfații aflându-se în cantități egale atât în apele oceanelor cât și în apele de suprafață (Posea Aurora, 1968).
(tab.3.7)
Conținutul de săruri a apelor oceanice și apelor de suprafață
(după Posea Aurora, 1968).
Salinitatea apelor oceanelor variază, însă media este situată între 34 – 36‰. În funcție de latitudine salinitatea variază, descrescând din regiunile calde spre regiunile polare, diferențele pot fi între 5 – 300‰. În anul 1982 Botnariuc N. și colab. a cercetat valorile salinității apelor oceanelor și mărilor, datele obținute sunt prezentate în (tab.3.8).
tab.3.8
Valorile salinității apelor maritime și oceanică
(după Botnariuc N., colab.)
Principala proprietate a apelor oceanelor, salinitatea este un factor foarte important în procesele termice, având un rol important și în evoluția condițiilor de viață. Prin evaporație, sarea din apele oceanice se pot extrage având o valoare economică mare.
Reziduul fix
Reziduul fix reprezintă totalitate substanțelor organice și anorganice dizolvată într-un litru de apă și se exprimă în mg/l. Determinarea reziduului fix se face prin centrifugare sau filtrare și prezintă substanțele solide rămase după evaporare și uscare în etuvă 120 minute la o temperatura de 105°C (Trufaș V., colab. citat de Pișota I., colab. 2010)
În apele de suprafață, valoarea reziduului fix este influențat de proprietățile rocilor cu care se întâlnesc. Conținutul mineral al apelor minerale, este condiționat de fenomenele meteorologice, în acest fel apele de suprafață reduc mineralizarea, în cazul precipitațiilor însemnate cantitativ (Köteles N., 2010).
De obicei apele subterane au o mineralizare mai accentuată decât apele de suprafață, iar în cazul în care reziduul fix este mai mare de 1000 mg/l acestea pot fi numiți ape minerale.
Alcalinitatea
Este proprietatea apei, prin care neutralizează acizii în urma legării acestora cu o cantitate egală ale unor componente. Prezența în apă a hidroxidului, carbonatului, bicarbonatului determină alcalinitatea apei.
Determinarea alcalinității apei se realizează prin obținerea cantității de acid tare titrat până în momentul în care se schimbă suma anionilor implicat, de fapt până când pH – ul este de 4,5.
Echivalentul cantității de CaCO3 reprezintă alclinitatea apei.
Aciditatea
Aciditatea apelor este datorită prezenței acidului carbonic și acizilor minerali proveniți din hidroliza sărurilor acizilor tari cu baze slabe.
Cantitățile de substanțe bazice tari, care sunt necesari schimbării cationilor determină aciditatea apei.
Apele de suprafață nu au aciditate, însă prezența ei indicând o poluare cu ape reziduale. De obicei pH – ul apelor acide este mai mic de 4,5. În cazul apelor de suprafață dar mai ales în cazul apelor subterane aciditatea este accentuată de cantitatea mare a dioxidului de carbon dizolvat și liber.
Echivalentul cantității de CaCO3 reprezintă aciditatea apei.
Proprietățile organoleptice ale apei
Proprietățile organoleptice ale apelor de suprafață și a apelor subterane, au un rol foarte important în determinarea stării sanitare a apei.
Printre principalele proprietăți organoleptice putem aminti: gustul și mirosul.
Gustul
Proprietățile organoleptice a apelor sunt determinate de prezența sau absența substanțelor naturale, substanțelor chimice, însă mai ales de prezența sărurilor minerale și gazelor dizolvate cum sunt oxigenul și dioxidul de carbon.
Apele potabile au un gust plăcut, iar gustul specific fiecărei ape se datorează conținutului de săruri minerale și de substanțe organice prezente în ape.
În cazul apelor subterane, care un în conținut substanțe anorganice au un gust particular, acesta se datorează din cauza fierului, magneziului, manganului, sodiului, potasiului, carbonaților.
Gustul apelor de suprafață și apelor subterane se determină organoleptic doar în cazul apelor potabile și se descrie oral.
Se deosebesc patru gustări de bază: sărat, dulce, amar, acru și câteva gusturi străine care pot fi alcalin, metalic etc. Pentru determinarea gustului unei ape potabile, probele trebuie să fie inofensive din punct de vedere bacteriologic și fără substanțe toxice. Probele de apă se pot gusta la temperatura probei când se face recoltarea, la temperatura camerei sau la temperatura de 40°C. Procedeul de descrie astfel se ia 10 – 15 ml de apă, în gură unde se ține 1 – 2 secunde după care se varsă din gură, fără a înghiți (Köteles N., 2010).
Pe baza unor scări de intensitatea a gustului, acesta se poate exprima în grade de gust cuprins între 0 și 5 (tab.3.9).
Mirosul
Prezența în exces al unor elemente naturale sau a unor substanțe poluante determină mirosul apelor de suprafață și apelor subterane. În cazul apelor care au în componență doar substanțe anorganice, mirosul poate venii de la hidrogenul sulfurat (H2S), aceasta poate fi prezent și în unele ape subterane nepoluate. Când apele potabile sunt tratate cu clor, acestea au un miros de clorfenol.
Mirosul poate fi dat și de prezența în apele de suprafață și în apele subterane a substanțelor organice.
Determinarea mirosului la apelor, de suprafață sau apele reziduale, începe cu stabilirea caracterului mirosului, urmând după aceea stabilirea intensității. Intensitatea se determină printr-o scară de cinci gradații, dar se mai poate determina și prin aflarea pragului de sensibilitate, care constă în dizolvarea probei până la eliminarea mirosului. Este important de reținut temperatura la care s-a făcut determinarea mirosului.
Anumite substanțe poluante, pot da apei un miros specific în aceste cazuri consumul nu este permis. Una din principalele cauze a mirosului particular este prezența în apă a următoarelor substanțe: substanțe chimice organice , insecte și fertilizator (din agricultură), algele, substanțe adjuvante ( care se adaugă în detergenți), etc.
Determinarea calitativă a apelor de suprafață și de subteran se face prin compararea mirosului probei de apă cu mirosul unei ape cu miros cunoscut (Köteles N., 2010).
Pe baza unor scări de intensitatea a mirosului, acesta se poate exprima în grade de miros cuprins între 0 și 5 (tab.3.9).
tab.3.9
Caracteristicile gradelor de gust și miros
(după Mănescu S., colab., citat de Köteles N., 2010)
Proprietățile biologice și microbiologice ale apei
În cunoașterea calității apelor de suprafață și apelor subterane este important aflarea însușirilor organismelor aflate în apă.
În analiza biologică, pentru determinarea calității apelor se pun în evidență prezența și densitatea respectiv frecvența bioindicatorilor depistați, pe baza sistemului saprobiilor.
tab.3.10
Aprecierea calității apei după bioindicatori (după Trofin P., 1972)
Acești bioindicatori au rolul de a ne arăta calitatea apei unde sunt prezenți (tab.3.10).
Apele de suprafață și apele subterane se alimentează, din izvoare, din precipitații, din topirea zăpezii. În urma circuitului apelor de suprafață solului, apa spală și vine în contact cu un număr mare de microorganisme care pot fi toxice pentru organismele animale și umane (Köteles N., 2010).
În privința calități apelor, un rol important au următoarele bacteriile prezentate în (tab.3.11).
tab.3.11
Tipuri de bacterii care influențează calitatea apei
( după Pișota I., colab. 2010)
De obicei majoritatea microorganismelor din apele de suprafață și apele subterane au o dezvoltate când temperatura este între 10 – 25°C, alcătuind flora psihrofilă a apei.
Poluarea apelor de suprafață și apelor subterane
Prin poluarea apei se înțelege introducerea directă sau indirectă de substanțe în ape, în urma activităților umane, care pot avea efecte negative asupra sănătății umane, precum și asupra organismelor acvatice (Gavrilescu Elena, 2008).
În anul 1976 Arrignon J. definește că poluarea apelor de suprafață și a apelor subterane este consecința unor deversări și a depozitării directe sau indirecte a materiilor susceptibile care pot cauza poluarea apelor, schimbând proprietățile fizice, chimice bacteriologice.
În ultimii ani în urma accelerării dezvoltării a societății umane, a creșterii numărului de populație precum și dezvoltării industriilor au dus inevitabil la creșterea cerințelor față de apă populației, precum și apariția fenomenelor de poluare în zonele industriale și zonelor de extracție.
Aspecte generale ale poluării apelor de suprafață
Calitatea apelor de suprafață pot fi degradate și în urma unor fenomene naturale. Aceste fenomene naturale pot produce efecte negative, cu și în cazul poluării antropice.
Fenomenele naturale pot influențează calitatea apelor, însă depind de factorii de mediu climatici, geografici și geologici. Aceste procese sunt descrise în (tab.3.11).
tab.3.11
Câteva procese naturale care influențează calitatea apei
(după Gavrilescu Elena, colab., 2013)
Calitatea apelor de suprafață poate suferii modificări care depind de timp și de așezare.
Poluarea apelor de suprafață, în funcție de sursele de poluare sunt următoarele: naturale și artificiale.
Sursele naturale de poluare au un caracter permanent și produc schimbări negative în caracteristicile calitative a apelor de suprafață. Aceste poluări se produc în cazul trecerii apelor printr-o regiune cu roci solubili (zăcămintele de sare, de sulfați etc.) și radioactivi sau prin regiunile unde au loc eroziuni a solului.
Tot o poluare naturală este și în cazul vegetației acvatice. Vegetația acvatică este caracteristic apelor cu viteză redusă sau a lacurilor, unde pot apăra fenomene de impurificare care sunt variabile în timp, în perioadele de vegetație. Dar și vegetația de pe maluri poate degrada calitatea apei prin căderea frunzelor sau a plantelor în apă urmând procesul de putrezire și descompunere (Cîrțînă Daniela, 2005).
Sursele artificiale de poluare, au un caracter permanent și este cauzată de apele uzate din diferite domenii care sunt reintroduse în emisar. În funcție de proveniență, apele uzate sunt clasificate în (tab.3.12).
tab.3.12
Categorii de ape uzate și caracteristici (după Cîrțînă Daniela, 2005)
În anul 1978, Mănescu S. elaborează după natura poluanților din apele reziduale mai multe tipuri de poluări: fizică, chimică și biologică.
Poluarea cea mai des întâlnită este poluarea fizică, acesta este specific regiunilor intens dezvoltate.
Poluarea chimică este datorată de prezența substanțelor chimice care pot fi de natură organică și anorganică.
Prezența în apă a substanțelor organice (glucide, lipide, proteine etc.) determină poluarea chimică organică și provin din apele uzate de la fabricile de hârtie, abatoare, din industria petrochimică etc. În urma proceselor de descompunere a substanțelor organice apar: hidrogen sulfurat, nitrați, nitriți, fenoli, uree, amoniac etc.
Compușii organic și tipul sărurilor determină poluarea chimică anorganică, această poluare este specific următoarelor industrii: petroliere, clorosodică, etc. Datorită prezenței în apă a acizilor și a bazelor libere, proveniți din tehnologiile utilizate în diferite industrii, apele uzate au un pH de 1 sau 14 care pot avea efecte negative asupra organismelor acvatice din apă.
Poluarea biologică a apei de suprafață, este caracteristic zonelor populate, fermelor zootehnice, etc. În aceste zone microorganismele patogene de dezvoltă foarte bine, fiind condiții favorabile ape murdare, calde și stătătoare.
Răspândirea poluanților în natură este strâns legată de circuitul apei în natură și este influențat de activitățile oamenilor, acest proces fiind prezentat în (fig.3.4).
Fig. 3.4 Influența circuitului apei asupra poluanților din apă
(după Gavrilescu Elena, colab., 2013)
Poluarea apelor de suprafață pot avea efecte negative, asupra sănătății oamenilor prin consumul de apă potabilă sau a alimentării cu apă a ștrandurilor, a zonelor de recreere. Însă tot efecte negative pot avea și asupra organismelor acvatice, a pisciculturii etc.
Aspecte generale ale poluării apelor subterane
Apele subterane sunt mai afectate de poluare decât apele de suprafață pentru că substanțele poluatoare stau în contact cu apa o perioadă lungă de timp. În general poluarea apelor subterane este cauzată de interacțiunea dintre aceste ape și apele de suprafață poluate, de infiltrațiile prin sol a apelor încărcate cu diferite substanțe cum ar fi îngrășămintele și pesticidele, în urma suspensiilor aduse de precipitații sau prin apele de scurgere.
Efectele poluării apelor subterane este greu de eliminat (poluarea acționând pe perioade lungi) și din acest motiv este mai dăunătoare decât poluarea apelor de suprafață.
Poluările apelor subterane sunt cauzate de obicei de aceeași factori ca și în cazul apelor de suprafață. În general apele poluate se infiltrează în apele subterane cu ajutorul apelor din precipitații sau direct din stațiile de exploatare a balastului, a gropilor de gunoi etc.
Straturile acvifere au capacitatea de a reține o parte din poluanți, în acest sens se poate realiza o autoepurare. Însă straturile acvifere nu pot să reține poluanții anorganici, toxici și radioactivi etc. (Cîrțînă Daniela, 2005).
În anul 1993, Fetter C.W. elaborează o clasificare a activităților care pot avea ca efect poluarea apelor subterane:
În cazul în care surselor de poluare sunt cauzate de tehnologiile de evacuarea unor substanțe din subteran, prin extragerea materialelor din rezervoarele septice, prin infiltrări din puțurile de injecție utilizate la descărcarea apelor uzate și în cazul infiltrării apelor de irigație, când s-au utilizat apă uzată;
În cazul în sursele de poluare sunt cauzate de stocarea și depozitarea substanțelor necorespunzător. Pot apăra la depozitele de deșeuri care sunt spălate de precipitații, fisurarea sau deversarea rezervoarelor de stocare, deșeurile descărcate în diferite gropi de excavație etc.
În cazul transportului unor substanțe, pot apărea surse de poluare când: conductele sunt fisurate și substanțele chimice sau apele uzate se ajung în stratul acvifer sau în cazul transportului în urma spargerii ambalajelor, vărsării pe sol a unor substanțe chimice etc.
Surse de poluare rezultate în urma activităților umane, cum sunt: irigațiile, utilizarea pesticidelor sau ierbicidelor din agricultură, deșeuri de animale depozitate necorespunzător, spălarea drumurilor cu sare și cu alte substanțe, dizolvarea poluanților din atmosferă, drenajul din regiunile miniere etc.
În cazul unor procese tehnologice, care pot determina scurgeri a poluanților în subteran.
În urma activității oamenilor pot, apărea surse de poluare naturală cum ar fi: în cazul în care cursul natural a apelor de suprafață este schimbat artificial, necorespunzător realizându-se o interacțiune între cele două sau în cazul în care apele subterane pot transportă substanțe minerale dizolvate.
Aceste surse de poluare a apelor de suprafață sau apelor subterane, vor influența calitatea apelor. În tabelul 3.13 sunt prezentate efectele surselor de poluare asupra apelor de suprafață și a apelor subterane.
tab.3.13
Efectele surselor de poluare asupra a apelor de suprafață sau a apelor subterane (după Gavrilescu Elena, colab., 2013)
ROLUL APEI ÎN NATURĂ ȘI ÎN ACTIVITĂȚILE UMANE
4.1 Principalele procesele naturale ale apei
Apa are un rol important în procesele naturale. Aceste procese pot fi geochimice, geofizice și biologice.
Procesele geochimice sunt caracterizate de capacitatea apei de a dizolva, mai ales când întâlnesc roci cu o solubilitate ridicată cum ar fi sarea, ghipsul, calcare, marne, argile calcaroase etc. În cazul în care apele meteorice sunt încărcate cu bioxid de carbon, apele au o capacitate mai mare de dizolvare. Carbonatul de calciu care este insolubil în apă, în contact cu apele meteorice cu conținut mare de bioxid de carbon, devine bicarbonat de calciu care este solubil. În urma acestor procese în zonele calcaroase rezultă forme carstice cum ar fi doline, lapiezuri, peșteri cu stalactite și stalagmite etc.
Un rol important apa are și în procesele de hidratare și oxidare. În cazul procesului de hidratare a anhydritul (CaSO4) rezultă sulfat de calciu (CaSO4 · H2O). Însă prin calcinarea (pierderea apei), sulfatului de calciu, se obține ipsosul care este utilizat cu mare succes în construcții. Pe terenurile agricole, prin procesul de hidratare rezultă silicați care fac parte din grupul zeoliților, aceștia având utilizare în agricultură.
Transformarea rocilor eruptive în roci sedimentare se realizează prin descompunerea silicaților, în contact cu bioxidul de carbon din apă.
În perioada circuitului în litosferă apa, favorizează sedimentarea mineralelor, dând naștere în aceste fel dendritelor (scurgeri solidificate ale oxizilor de fier și de mangan), filoanelor metalifere, travertinul, gresii etc.
Fluviile și râurile în parcursul lor întră în contact cu rocile solubili întâlnite în cale, urmând ca prin procesul de dizolvare să transporte cantități ridicate de săruri în mări și oceane (Morariu T., colab., 1970).
Tot în urma dizolvării apei a diverselor săruri din roci iau naștere izvoarele minerale.
Procesele geofizice ale apei au și ele o importanță însemnată, dezagregarea rocilor se realizează prin fenomenul de îngheț dezgheți. Însă cu ajutorul apei se realizează și fenomenul de șiroire, denudarea, eroziunea torențială, transportul și depunerea aluviunilor etc.
Un rol important are apa și în geomorfologie, formele de relief fiind formate cu ajutorul proceselor geofizice a apei (Morariu T., colab., 1970).
Procesele biologice a apei sunt extrem de importante știut fiind faptul că omul, animalele și plantele nu pot exista fără apă. Apa este necesar pentru dezvoltarea plantelor, însă poate fi și dăunător în cazul de exces a apei, în afara plantelor higrofile.
În funcție de gradul de umiditate și areal, unele specii de plantele se pot grupă în următoarele grupuri:
plante hidrofile aceste plante se găsesc numai în apă;
plante higrofile se trăiesc într-un mediu cu umiditate ridicată în regiunile temperate în luncile râurilor, în locurile umbroase ale pădurilor;
plante xerofile aceste plante se găsesc în medii cu ariditate ridicată.
Însemnătatea apei este dată și de prezența acesteia în alcătuirea leguminoaselor, în proporție de circa 80%.
Nivelul pânzei freatice este hotărâtor în alimentarea cu apă a pădurilor din regiunile de stepă. Dezvoltarea unei păduri este condiționată și de nivelul pânzei freatice. Atunci când se află în apropierea scoarței terestre, pădurea se dezvoltă în condiții normale chiar și în lipsa precipitațiilor, în timp ce dezvoltarea pădurii, care se află deasupra unei pânze freatice de adâncime, este deficitară în lipsa precipitațiilor.
Plantele din zonele aride s-au adaptat la condiții extreme de secetă, având rezerve de apa în tulpini și ramuri.
Animalele au și ele nevoie de apă în desfășurarea proceselor vitale, însă apa este și mediul în care își desfășoară activitățile vitale animalele acvatice. Ca și în cazul plantelor unele animale s-au adaptat la condiții de ariditate extremă și pot trăi în condiții de ariditate ridicată, cum ar fi cămila, broasca australiană etc.
Apa în natură poate conține multe substanțe anorganice, care sunt vitale vieții, și din acest motiv au o importanță însemnată pentru animale. Prin circuitul apei în natură apele pot fi încărcate cu cantități variabile de săruri de calciu, de potasiu, de magneziu, de sodiu etc. aceștia sunt importante organismelor. Asimilarea lor se realizează în cazul animalelor acvatice direct din mediul acvatic, iar în cazul animalelor terestre se asimilează prin apa pe care se alimentează.
4.2 Impactul apei în formarea climatului
Repartiția oceanelor și continentelor, determină într-o măsură ridicată regimul termic. Sa constat că continentele și oceanele reacționează diferit la insolație. Încălzirea apei este mai greoaie și în adâncime, în comparație cu uscatul însă căldura acumulată o cedează mai greu. Însă uscatul se încălzește rapid dar în aceeași timp se răcește mai repede.
S-a determinat că o temperatură de 6° a apei este echivalent, pentru aceeași perioadă de timp una de 10° a uscatului. Deci raportul de încălzire dintre uscat și apă este 10 la 6. Prezența în apă a curenților de convecție fac ca căldura acumulată să ajungă la adâncimi mari, spre deosebire de uscat unde aceste fenomen nu există.
Fenomenele și procesele meteorologice cum ar fi arii ciclonare și anticiclonare iau naștere în urmă diferențelor ridicate de presiune și temperatură între continente și oceane.
În procesul de evaporație se consumă aproximativ 6/10 din energia solară acumulată la suprafața oceanelor și mărilor.
Încălzirea aerului atmosferic pe suprafața continentelor este diferit în comparație cu încălzirea aerului atmosferic deasupra oceanelor. Din acest motiv s-au format două climate aceștia sunt climatul continental care este caracterizat ca fiind mai călduros și uscat, iar climatul maritim este caracterizat ca fiind mai răcoros și mai umed.
Mările și oceanele în anotimpurile reci, au capacitatea de a înmagazina o cantitate mare de căldură fiind considerate „calorifere”.
Din cauza diferențele de încălzire și de răcire între mare și uscat au luat naștere brizele marine. Brizele marine sunt vânturi periodice locale, direcțiile de deplasare a curenților de aer se schimbă de la zi la noapte. În tabelul 4.1 sunt prezentate caracteristicile brizelor marine.
tab. 4.1
Caracteristicile brizelor marine (după Pereș Ana, 2012)
Datorită diferențelor termice mai mari, în timpul zilei decât noaptea, dintre uscat și mare, briza de zi are intensitate mai mare decât cea de noapte. Intensitatea maximă este determinată de insolație, care este mai mare la orele 14 – 15.
În zonele temperate briza de mare pătrunde în interiorul uscatului până la aproximativ 20 – 40 km, iar briza de noapte doar până la maxim 10 km. În timpul zilei viteza vântului este de 4 – 6 m/s, iar noaptea viteza este mai redusă, de 1 – 2 m/s.
Pe verticală briza de mare își desfășoară circuitul până la aproximativ 3 km.
În zonele tropicale briza de mare pătrunde în interiorul uscatului până la circa 100 km, datorită contrastelor termice și barice accentuate dintre uscat și apă.
Fig. 4.1 Briza de mare (a) și de uscat (b)
(după Salerno R., 2005, citat de Zăpârțan Maria și colab., 2009)
Brizele de mare și de uscat sunt importante din punct de vedere balneoclimateric și terapeutic, formând climate locale de litoral maritim (fig.4.1). Sub acțiunea brizelor marine, în timpul verii, sunt atenuate căldurile excesive de pe litoral, iar umiditatea aerului crește (Pereș Ana, 2012).
Din cauza diferențelor de temperatură ale aerului de pe suprafața continentelor și temperatura aerului de pe suprafața oceanelor, iau naștere musonii care pot fi musoni de iarnă sau continentali și musonii de vară sau oceanici (tab. 4.2). Diferențele de temperatură ale aerului apar datorită încălzirii și răcirii inegale a celor două suprafețe. Sunt frecvent întâlnite în zonele tropicale și temperate, unde sunt rezultatul fragmentării circulației generale a atmosferei, deci a vânturilor permanente (Gaceu O., 2003). Musonii se dezvoltă și în zonele ecuatoriale însă aici schimbarea sezonieră a direcției de deplasare este ca urmare a deplasării zonei de minimă presiune spre nord și sud de Ecuator, urmată de trecerea alternativă, într-o emisferă și alta, a alizeului emisferei opuse (Măhăra Gh., 1979).
(tab. 4.2)
Clasificarea musonilor (după Pereș Ana, 2012)
În zonele temperate, cu toate că diferențele de temperatură dintre uscat și ocean sunt mari, activitatea musonică este redusă, din cauza activității intense a ciclonilor și anticiclonilor mobili care se formează de-a lungul fronturilor atmosferice din această zonă. Musonii se dezvoltă doar în zonele în care activitatea ciclonică este redusă.
În anotimpurile de tranziție, în timpul schimbării direcției de deplasare a musonilor apar perturbații atmosferice puternice, care durează câteva săptămâni.
Musonii pătrund în interiorul uscatului până la circa 1000 km depărtare de țărm, iar pe verticală influența lor este resimțită până la circa 3 km (Pereș Ana, 2012).
Deasupra mărilor și oceanelor, evaporația este mai accentuată în comparație cu suprafața uscatul, din acest motiv există o nebulozitate accentuată deasupra mărilor și oceanelor cu posibilitate mai însemnată de cădere a precipitațiilor.
Apa are o influență asupra climei și prin curenții marini, aceștia sunt importanți prin faptul că curenții calzi transportă apa dinspre ecuator spre poli, iar curenții reci transportă apa dinspre poli spre zonele temperate (Morariu T., colab., 1970).
4.3 Contribuția apei în modelarea reliefului
În toate formele de agregare lichidă, solidă sau gazoase apa este un factor moderator care exercită o influență, cu o intensitate mare asupra scoarței pământului. Apa întră în scoarța terestră prin fisurile existente și prin porozitatea rocilor, unde încep mai multe procese, la cărei finalitate este eroziunea. Aceste procese sunt dezagregarea mecanică și descompunerea chimică, iar rezultatul lor sunt grohotișurile, fenomenele carstice etc.
În regiunile reci, unde fenomenul de îngheți dezgheți este intens, în urma proceselor de dezintegrare rezultă diferite forme de relief denumite relief periglaciar.
Apa prin circuitul lui în natură prin procesele de eroziune transportă o cantitate mare de materie dezintegrată și substanțe chimice care alcătuiesc relieful fluviatil. Transportul pietrișurilor, nisipurilor, mâlurilor etc. sunt realizate de apele curgătoare.
Sub acțiunea apelor subterane are loc fenomenul de solifluxiune, acest fenomen afectează pătura superficială a scoarței terestre și este similar cu alunecările de teren. Formele țărmurilor ale lacurilor, mărilor, oceanelor sunt în continuă modificare, în acest fenomen hotărâtor sunt acțiunile valurilor, mareelor, curenților marini care formează plajele, falezele și platformele continentale.
În urma proceselor de eroziune, transportare, depunere și ghețarii formează relieful glaciar dând naștere la văi glaciare, morene etc.
4.4 Importanța apei pentru activitățile umane
Din cele mai vechi timpuri apa a fost folosit pentru hrană, transport dar și pentru a se apăra de animale sau de dușmani. Cu timpul au descoperit forța motrică a apei, construind primele instalații de mori, joagăre sau pive. Știut este și faptul ca în apă trăiesc o mulțime de organisme acvatice cum sunt: alge, pești, mamifere etc. s-a dezvoltat în timp și industria pescuitului care la început a fost foarte rudimentar.
În zonele unde apele de suprafață nu există, specific zonelor de stepă oamenii au făcut puțuri pentru alimentarea cu apă a populației și a animalelor aceștia fiind igienice și filtrate.
În zilele noastre apa este utilizată la alimentarea cu apă potabilă a populației, a industriei, în agricultură pentru irigații, în transport, în industria hidroenergetică, în turism sau materie primă sau hrană.
Alimentarea cu apă potabilă a populație
Din volumul de apă prelevat pentru diferite utilizări, la nivel mondial pentru alimentarea populației este folosit 8% (Pișota I., colab. 2010).
În funcție de datele obținute de World Resources 1998 – 1999 s-a determinat că un locuitor al Pământului ar putea consuma circa 43 m3/loc/an sau 118 l/loc/zi. Consumul de apă la nivelul Terrei sunt reprezentate în tabelul 4.3. Aceste cantități sunt variabile și aproximative obținute prin raportarea volumelor de apă folosite la alimentația populației.
tab. 4.3
Consumul mediu de apă pe locuitor (după World Resources 1998 – 1999)
În țara noastră volumul de apă destinat populației este de 8%, din volumul total prelevat pentru folosințe, acesta este aproximativ 20 mil. m3 de apă. Consumul pe locuitor este de circa 90 m3/loc/an respectiv 241 l/loc/zi.
Alimentarea cu apă a industriilor
În industrie consumul de apă mai accentuată, apa fiind utilizat în procesele de fabricație. Între industriile cu consum mare de apă putem amintii industria chimică, metalurgică, de prelucrare a celulozei și hârtiei etc.
După datele World Resources la nivel global din volumul total relevat, consumul de apă pentru industrie este de aproximativ 23%, acesta fiind de 754 km3/an. Statele puternic dezvoltate au un procent de circa 35%, din consumul de apă pentru industrie, însă în cazul statelor sărace acest procent este mai mic de 10%. În țara noastră din consumul total anual, consumul de apă pentru diferite industrii este de aproximativ de 33%.
Utilizarea apei în irigații
Din cele mai vechi timpuri, aproximativ cu 5500 de ani în urmă, irigarea terenurilor se făceau în Mesopotamia de-a lungul Nilului, în India și China. În urma cercetărilor din agricultură s-au determinat că în urma tehnologiilor de irigații se pot obține rezultate foarte bune privind calitatea și cantitatea culturilor agricole indiferent de specie. S-a determinat că în medie sunt utilizați aproximativ 3300 m3/ha, pe toată perioada de vegetație a plantelor.
După World Resources pentru agricultură, la nivel mondial se folosesc aproximativ 69%, volumul total anual de apă prelevat. În tabelul tab. 4.4 sunt prezentate volumele de apă utilizate în agricultură pe continente.
tab. 4.4
Volumele de apă utilizate la irigații pe continente în procente
(după World Resources 1998 – 1999)
Dintre statele cu cele mai mari suprafețe irigate putem amintii: China circa 50 mil. de ha, India 49 mil. de ha, S.U.A. 21 mil. de ha și Pakistan 16 mil. de ha (Pișota I., colab. 2010). În țara noastră sistemele de irigații acoperă mai puțin de 1mil. de ha.
Apa ca mijloc de transport
Transportul pe apele râurilor, lacurilor, mărilor, oceanelor s-a practicat încă din cele mai vechi timpuri fiind cele mai ieftine. În funcție de locul unde se realizează transportul se deosebesc două tipuri de navigații aceștia sunt navigația pe fluvii și navigația pe lacuri și oceane.
Navigația pe fluviile mari se practică aproape pe toate continentele Terrei, aceștia sunt prezentate în tabelul 4.5.
tab. 4.5
Principalele artere hidrografice navigabile (după Pișota I., colab. 2010)
În vederea realizării legăturilor dintre diferitele bazine fluviale s-au construit canale fluviale. Cele mai importante canale sunt: canalul Ludwig între Rin – Dunăre, canalul Rin – Vistula, canalul Spree – Oder, canalul Dortmund – Ems etc.
Navigația pe ocean este foarte dezvoltat, mai ales prin realizarea de rute oceanice care leagă continentele între ele. Pe oceanele lumii circulă mărfuri, care au un volum și greutate imensă. Aceste mărfuri sunt foarte diversificate, putem aminti: cărbune, petrol, cereale, lemn, sare etc.
Cea mai mare activitate de transport maritim, este în Oceanul Atlantic care este nod de legătură între Europa, Africa, America de Nord și America de Sud.
Pentru a facilita comerțul între diferite porturi s-au realizat canalele marine. Cele mai importante canele sunt următoarele:
Canalul Suez a fost construit în anul 1869, are o lungime de 161 km și face legătura între Port – Saidul din Marea Mediterană cu Suezul din Marea Roșie;
Canalul Kiel a fost construit în anul 1896, are o lungime de 98 km și face legătura între Hamburg la gura Albei cu Kiel;
Canalul Panama a fost construit în anul 1914, are o lungime de 81,6 km și face legătura între Colon port din atlantic cu Panama port din pacific;
Canalul Corint a fost construit între anii 1881 – 1893, are o lungime de 6,3 km și leagă Golful Corin din Marea Ionică de Golful Saromic din Marea Egee.
Importanța apei industria hidroenergetică
Încă din antichitate, în țările ca China, Siria, Egipt oamenii au utilizat forța apelor curgătoare pentru rotirea roților hidraulice. În Europa morile de apă, pivele, joagăre etc. s-au folosit încă din secolul al XI-lea. În Rusia în localitatea Zmeinogorsk în secolul al XVIII-lea, s-a construit un baraj de o înălțime de 18 m, ape din baraj acționau asupra patru roți hidraulice enorme.
În localitatea germană Necklar, în anul 1891 se dă în folosință prima centrală electrică însemnată. În țara noastră în anul 1896, în apropiere de Sibiu se construiește pe râul Sadu o centrală electrică, iar la Sinaia în anul 1898 este dat în folosință o altă centrală electrică.
Statele care utilizează energia apelor, în electrificare sunt: Suedia, Norvegia, Rusia, S.U.A., Italia, Elveția, Franța etc.
Pe plan mondial hidrocentrale cele mai mari sunt următoarele:
Itaipu construită între anii 1973 – 1991 este cea mai mare hidrocentrală din lume, este situată pe Fluviul Parana, la granița dintre Brazilia și Paraguay și are o putere de 13500 MW;
Grand – Coulee este situat pe Fluviul Columbia în S.U.A. și are o putere de 9770 MW;
Boudler – Damm este situat pe Fluviul Colorado în S.U.A.
Putem amintii și hidrocentralele din Rusia (Volga – Kama, Nipru, Angara, Enisei), din S.U.A. (Columbia, Tennessee, Missouri, California), din China (Huang He), din America de Sud (Rio Grande, Paranaiba, Orinoco), din Africa (Zambei) etc. (Pișota I., colab. 2010).
La noi în țară, având o rețea bogată de ape, s-au dezvoltat sisteme de hidrocentrele cum ar fi cea de la Crăinicel pe Bîrzava cu o putere de 8,7 MW, la Moroieni pe Ialomița cu o putere de 16 MW, la Sadu V pe Sadu cu o putere de 16 MW, la Porțile de Fier II pe Dunăre cu o putere de 500 MW, la Vidra pe Lotru cu o putere de 510 MW, la Porțile de Fier I pe Dunăre cu o putere de 2050 MW.
Apa ca materie primă sau hrană
Din cele mai vechi timpuri omul, a pescuit și s-a hrănit din resursele apelor. Dar cu timpul s-au dezvoltat și extragerile de sare marină (sarea gemă) din mări și oceane.
După datele de la World Resources, citat de Pișota I., colab. 2010 producția anuală mondială de produse acvatice este de 108 mil. tone. (91 mil. tone din apele marine și 17 mil. tone din apele dulci). În tabelul 4.6 sunt prezentate cantitățile de produse acvatice exploatate în diferite țări.
tab.4.6
Cantitățile de produse acvatice exploatate în diferite țări
(după Pișota I., colab. 2010)
În apele lacustre, marine și oceanice sau în izvoarele sărate se găsesc cantități imense de săruri, dintre care cea mai importantă este sarea marină (sarea gemă). Conținutul de săruri a acestor ape este de obicei constant de circa 35‰ de săruri, iar 28‰ sunt cloruri de sodiu (NaCl).
În anul 1979 Lețea I. și colab. aproximează că în Oceanul Planetar sunt dizolvate 38000000 mld. tone de cloruri de sodiu. Extragerea industrială a sării marine se realizează în țările cu regiuni aride, prin fenomenul de evaporația din iazurile special construite. Aceste extrageri au loc în Africa (în statele situate în zona Mării Mediterane), China, India, Rusia, America de Sud, Orient etc.
Sarea se poate extrage și din lacurile sărate sau din izvoarele sărate, cu sunt lacurile sărate Elton și Baskunceak din Rusia.
Din apele lacurilor, mărilor și oceanelor se extrag și hidrocarburi cu ajutorul platformelor de foraj din Mările Caspică, Caraibilor, Nordului, Neagră și din Golfurile Persic, Golful Guineea etc. și câteva elemente chimice cum ar fi: sărurile de bor, bromul, magneziu, potasiu, carbonat de sodiu etc.
5 POTAMOLOGIA
5.1. Elementele componente ale râurilor
În urma precipitării norilor, hidrometeorii ajunși pe suprafața subiacentă, o parte se infiltrează în sol unde alimentează apele subterane, o parte ajung în spațiile concave existente la suprafața scoarței terestre rezultând bălți, lacuri etc., o parte se evaporă prin procesul de evaporație, dar o altă parte se scurge la suprafața solului. Această scurgere se realizează din zonele cu altitudini mari care sub acțiunea forței gravitaționale și existența pantelor se scurge spre câmpii, numindu-se ape curgătoare.
În funcție de caracter apele curgătoare se clasifică în: ape curgătoare temporale și ape curgătoare permanente.
Apele curgătoare temporale sunt formate din apele de șiroire (au o formă neorganizată) și torenți (au o formă organizată). Iar apele curgătoare permanente sunt pârâul, râurile și fluviile.
Apele de șiroire
Aceste ape de șiroire iau naștere în urma precipitațiilor de lungă durată, în urma topirii stratului de zăpadă. Se caracterizează printr-o scurgere superficială de forma unor șuvițe neregulate, pe un teren înclinat.
Apele de șiroire se scurg prin șanțuri mici formate de apele din precipitații, cu viteze ridicate din cauza pantelor mari și nu au un curs stabilit schimbând foarte des drumul. În cazul în care aceste șanțuri se adâncesc se numesc ravene, însă în cazul în care aceste șanțuri de lungesc și se adâncesc formează ogașe (fig. 5.1).
Fig. 5.1 Ape de șiroire, a – șiroi și b – ogaș (după Posea Aurora 1968)
Cantitatea de precipitații, permeabilitate scoarței terestre, prezența vegetației sau lipsa lor, sunt factori care influențează debitul apelor de șiroire, iar viteza este și ea influențată de unghiul pantei. Aceste ape de șiroire sunt prezente în zonele accidentate și au o influență negativă asupra solurilor din pantă fără vegetație sau a terenurilor cultivate. Iar pentru înlăturarea acestor efecte negative se fac lucrări de terasări artificiale, împăduriri etc.
Torenții
Aceste cursuri de ape sunt temporale, se dezvoltă pe pante mari și neregulate, în mare parte a anului sunt seci, iar în perioada precipitațiilor torențiale și în cazul topirii bruște a straturilor de zăpadă se formează viituri de scurtă durată.
În urma concentrării apei șuvoaielor, de pe un teritoriu mare dau naștere la torenți. Acești torenți în cazul în care se unesc formează un canal colector adânc. Caracterul acestui șanț de scurgere este stabil și au o putere de eroziune imensă. Fenomenele de șiroire, ravenare și ogașe sunt etapele premergătoare formării torenților (fig. 5.2).
Fig. 5.2 Stadiile de dezvoltare a organismului de torent
(după Morariu T., colab., 1970)
Torentul este compus din trei părți: bazinul de recepție sau regiunea superioară, canalul de scurgere sau regiunea de mijloc și conul de dejecție sau regiunea inferioară.
Suprafața unde torentul se încarcă cu apă se numește bazinul de recepție. Din bazinul de recepție apa se gravitează în direcția canalului de scurgere. Acest sector se caracterizează printr-o dispunere radiară și prin multe ogașe, viroage și șănțulețe care converg spre regiunea centrală;
Canalul de scurgere este caracterizat printr-o vale adâncă cu pereți înclinați, în care apele torentului circulă cu o viteză foarte mare transportând o cantitate mare de material;
Conul de dejecție (agestru) este alcătuită din materialul transportat de apele torentului care se depun din cauza reducerii vitezei apei. Acesta are o formă conică și este îndreptat cu vârful spre amonte. Aluviunile se depun, în funcție de mărime și de greutate astfel materialul grosier se depun în la bază, iar materialul fin este depus la marginea conului (fig. 5.3). În cazul unor viituri noi, apa își face din nou drum, iar pe conul vechi în acoperă cu materiale noi.
Fig. 5.3 Elementele unui torent (după Posea Aurora 1968)
Torenții prin circuitul lor pot cauza mai multe pagube cum ar fi: eroziunea, micșorarea terenurilor productive, împotmolirea terenurilor arabile, distrugerea unor așezări omenești, a unor drumuri etc.
Pentru eliminarea acestor distrugeri se fac împăduriri în zonele afectate, se construiesc baraje care sunt situate perpendicular pe direcția de curgere etc.
Pârâul
Pârâul este cea mai mică unitate hidrologică și se formează, prin unirea mai multor torenți, în zonele muntoase, însă aceștia se pot seca în anumite perioade ale anului.
Râurile
În urma unirii mai multor pâraie se formează o unitate hidrologică a râurilor, aceștia sunt ape mai mari în comparație cu pâraie. Râurile sunt cursuri permanente și curg în albii din zonele înalte spre zonele joase. Ele pot să se verse în unități hidrografice cum sunt: fluviile, lacurile, mlaștini, mări, oceane sau în cazuri foarte rare se pierd în nisipuri.
Alimentarea râurilor, se face cu ajutorul apelor din precipitații, apele din topirea zăpezilor, dar cel mai important element este izvorul râului.
Un râu este alcătuit din trei componente: izvorul râului sau punctul de origine, cursul râului sau albia de curgere și vărsarea râurilor sau punctul de dispariție.
Izvorul râurilor de cele mai multe ori se localizează cu aproximație. Izvorul apei se stabilește a fi în locul în care unitatea hidrologică primește contur având o scurgere temporară sau permanentă. Însă în anumite cazuri izvoarele pot fi dintr-un ghețar, zăpadă permanentă, lac, mlaștină etc. Pentru o determinare mai exactă a izvoarelor râurilor se folosesc elemente matematice cum ar fi: latitudinea, longitudinea și altitudinea;
Cursul râurilor sau albia de curgere este format în mod convențional din trei tronsoane, cursul superior, cursul mijlociu și cursul inferior. Aceste tronsoane sunt diferite din punct de vedere a proprietăților fizico-geografice, hidrografică, topografice și hidrologice. Prin albia minoră cursul râului face legătura, dintre punctul de izvor și punctul de vărsare.
Cursul superior este situat în zonele montane și este format din pante mari, din acest motiv vitezele de scurgere sunt foarte ridicați și pot fi întâlnite des cascade, repezișuri, praguri, marmite etc. Din acest motiv eroziunea este foarte mare, apa transportând materialul din eroziune spre aval. Acest tronson se caracterizează printr-un profil longitudinal cuprins între 25 – 200 m/km, iar profilul transversal a văii este în forma literei „V” închis. Debitul apei râurilor din acest tronson este în creștere din amonte spre aval.
Cursul mijlociu este caracterizat zonelor colinare, cu pante mai mici din acest motiv viteza apei este în scădere. Dar debitul este în creștere datorită cantităților mari de ape aduse de afluenți. Profilul transversal al cursului mijlociu este de forma literei „V” mai deschis. Materialul grosier care este transportat de cursul superior se depune în acest tronson, transportând în continuare materialul mai fin.
Fig. 5.4 Profilul transversal a cursului mijlociu a râului, a – albia minoră,
b – albia majoră, c – terase (după Posea Aurora 1968)
În acest tronson are loc o lărgire a văii și evidențierea albiei minore, albiei majore și teraselor (fig. 5.4). Viteza de scurgere a apei râului este redus din acest motiv eroziunea este mică.
Cursul inferior a râului se găsește în regiunile colinare joase, sau de șes unde panta este foarte mică, iar viteza redusă. În acest tronson eroziunea aproape nu există, dar sedimentarea materialului aluvionar este mai pronunțată.
În cursul inferior, părțile a râului sunt aproximative deoarece în perioadele ploioase, din cauza viiturilor mari, viteza apei crește, iar eroziunea și transportul materialului grosier sunt mai accentuate, limitele celor trei zone sunt împinse spre aval, iar în cazul în care apele sunt scăzute aceste limite se deplasează spre amonte (Posea Aurora 1968).
Vărsarea râurilor sau punctul de dispariție este definit ca locul unde râul își varsă apele sale într-o altă unitate acvatică care poate fi un râu, fluviu, lac, mare, ocean. Spre deosebire de izvor, vărsarea apei este bine definit, acest lucru determină măsurarea distanțelor pe cursul râurilor de la vărsare spre izvor ( Morariu T., colab., 1970).
În funcție de modul de vărsare, râurile pot fi de mai multe feluri:
Râuri a cărei nu ajung la o unitate acvatică, se pierde prin fenomenul de evaporație sau de infiltrare. În acest caz extremitatea din aval poartă denumirea de „capăt orb” râul fiind numit „râu orb”. Aceste râuri se găsesc în regiunile deșertice, cum ar fi Râul Tarim din Podișul Tibetului;
În situația în care un râu se varsă în celălalt râu, locul unde a avut loc unirea poartă numele de confluență. Râul în care se varsă poartă numele de curs principal sau colector, iar afluent poartă denumirea râul care se varsă în cursul principal;
În anumite cazuri când râurile se varsă în lacuri, mări, oceane pot să formeze formațiuni care poartă numele de deltă de la forma lor care seamănă cu litera grecească Δ. În urma vărsării apelor râurilor în apele marine, viteza acestora se reduce dintr-odată, iar materialul adus de apele râurilor este depus, acest fenomen este influențat și de diferența de salinitate ale apelor râurilor și a mărilor. Din aceste depuneri rezultă grindurile de nisip, ostroavele, insulele etc., pe lângă aceste insule apa se ramifică formând o deltă (fig. 5.5).
Fig. 5.5 Formarea unei delte (după Morariu T., colab., 1970)
După modul de formare și structura deltelor putem deosebi două tipuri de delte, deltele lacustre care se găsesc într-un număr mai mic și deltele marine care se găsesc în număr mare.
După inclinarea zonei litorale, deltele lacustre se pot clasifica în două categorii: în situația în care înclinația este mare profilul transversal al deltei seamănă cu un con de dejecție torențial, iar în cazul în care înclinarea este mică materialul adus de râuri se depune treptat în anumite cazuri ieșind la suprafața apei (fig. 5.6) (Morariu T., colab., 1970).
Fig. 5.6 Formarea deltelor lacustre, a – formarea deltei pe o zonă litorală abruptă și stratificația depunerilor aduse de râuri, b – formarea deltei pe o zonă litorală cu o înclinație mică și stratificația depunerilor aduse de râuri (după Morariu T., colab., 1970)
Deltele marine au o importanță deosebită, prin faptul că în aceste regiunii umede adăpostesc o serie de animale și plante, care contribuie la menținerea biodiversității. În cazul formării unei delte este absolut necesar întâlnirea următoarelor situații:
existența mișcărilor de apă, a valurilor;
curenții litorali care să stopeze scurgerea aluviunii, aduse de apele fluviale, în mări;
apele marine să aibă o densitate, mai mare decât apele fluviale;
mareele să nu existe sau dacă există să aibă o intensitate mică.
Aceste delte marine au formă și dimensiune variată și este influențată de aluviunile aduse de apele fluviilor. Mai poate fi influențată și de înclinația litoralului, de adâncimea mării, de absența respectiv prezența curenților litorali.
După formă deltele pot fi de mai multe tipuri, enumerate mai jos:
deltă barată sau lobate iau naștere în urma închiderii golfurilor de coardele litorale, prin colmatarea golfurilor vechi de către fluvii. Aceste delte au forma literei Δ, fiind reprezentate de delta Dunării (fig. 5.7 a), Nilului, Padului, etc.;
deltă digitată sau labă de pasăre formate în mări închise, unde curenții litorali sunt foarte slabi, cursul principal formând grinduri laterale, care închid lagunele. Aceste delte se formează digitiform de-a lungul brațelor, aici putem amintii Delta fluviului Mississippi (fig. 5.7 b);
Fig. 5.7 a,b Tipuri de deltă,
a – Deltă barată, Delta Dunării (după www.delta-dunarii.info),
b – Deltă digitată, Delta Mississippi (după Zăvoianu I., 2006)
deltă răsfirată iau naștere de obicei în mările închise cu platforme continentale, cu multe brațe secundare, precum și canale de legătură. Din acest tip de deltă face parte delta fluviului Volga (fig. 5.8 a);
Fig. 5.8 a,b Tipuri de deltă,
a – Delta răsfirată, Delta Volga (după www.descopera.ro),
b – Deltă unghiulară, Delta râului Tibru (după Zăvoianu I., 2006)
deltă unghiulară este format dintr-un singur braț, care este înaintat în mare. În urma depunerilor de aluviuni se formează grinduri longitudinale, acest tip de deltă este delta râului Tibru (fig. 5.8 b).
Cele mai importante delte de pe Terra sunt prezentate în tabelul 5.1.
tab. 5.1
Deltele mai importante de pe Terra (după Gâștescu P., 1998)
Limanul este o formă de vărsare și este formată din o gura de râu lărgită, care este separat de mare, prin intermediul unui limbi de nisip, prin care există câteva portițe care comunică cu marea. Acest tip de vărsare se realizează în cazul râurilor cu debite mari, neîncărcate cu multe sedimente, care se varsă în mări unde nu există maree. Aici putem aminti limanurile Nistrului, Kubanului, Dvinei de Vest, Techirghiol etc.;
Estuarele se formează în cazul în care râurile se varsă în mări unde există o influență a mareelor, ele au format golfuri în formă de pâlnie în care apa mării întră și iese prin fenomenul de flux și reflux (fig. 5.7).
Fig. 5.7 Estuar în formă de pâlnie (după Fairbridge R.W., 1980)
Dintre estuarele cele mai importante putem aminti Elba (fig. 5.8), Sena, Tamisa, Amazonului, etc.
Fig. 5.8 Estuarul Elbei format în condițiile unor maree puternice (după Zăvoianu I., 2006)
5.2 Rețeaua hidrografică și sisteme fluviatile
Rețeaua hidrografică este alcătuită din rețele hidrografice dintr-o zonă geografică, aceștia pot fi: cursuri permanente, cursuri temporale, lacurile naturale, lacurile antropice, mlaștini, canale construite, etc.
Mai multe râuri care curg într-o anumită regiune, alcătuiesc sisteme de râuri sau sisteme fluviale. Sistemul fluvial este alcătuit dintr-un râu sau fluviu principal și afluenți. Ele pot fi de două feluri: independente în cazul în care râurile sau fluviile se varsă direct în lacuri, mări, oceane și dependente în cazul în care râurile se varsă în alte râuri sau fluvii de unde ajung în mare și ocean.
Râurile principale și cele afluente se împart în funcție de lungime, de debit, de lățime, de adâncime și de poziția în spațiu în funcție de colectorul principal.
În anul 1914 Gravelius H. a realizat o ierarhizare a sistemelor hidrologice în care râurile care se varsă direct în râul principal alcătuiesc afluenții de ordinul I, râurile respective primesc la rândul lor și ele afluenți care se numesc de ordinul II, în continuare ordinul III ș.a.m.d. În fig. 5.9 este prezent ierarhizarea rețelei hidrografice a Dunării.
Fig. 5.9 Afluenții Dunării în funcție de clasificare lui Gravelius H.
(după Pișota I., colab., 2010)
O altă clasificare a afluenților (fig. 5.10) a făcut Strahler A. N., în care torenții sunt considerați afluenți de clasa I, care după unirea a doi afluenți de clasa I alcătuiesc cursul de apă de clasa a II-a. Iar doi afluenți de clasa II-a alcătuiesc un curs de apă de categoria III-a ș.a.m.d. În acest sistem de clasificare râul principal are numărul cel mai mare de clasă. Cu cât numărul de clasificare a râului principal este mai mare, cu atât gradul de ramificare este mai bogată.
Fig. 5.10 Ierarhizarea afluenților după Strahler A. N., în care I – torenții, II – cursul de apă de clasa a II-a, III – cursul de apă de clasa a III-a, IV – cursul de apă de clasa a IV-a (după Posea Aurora 1968)
În decursul anilor mai mulți oameni de știință au elaborat clasificări a rețelelor hidrografice (fig. 5.11), dintre acești autori putem aminti pe: Horton R.E., Panov B., Shreve L.R., Scheidegger E.A., Bondarciuk V., Coteț P., Zăvoianu I. etc. Ei au propus numerotări ale rețelelor hidrografice, în funcție de colectorul principal care poate fii: lac, mare, ocean sau fluvii (Gâștescu P., 1998).
Fig. 5.11 Sisteme de clasificare a rețelei hidrografice după diferiți autori
(după Zăvoianu I., 2006)
5.3 Ierarhizarea rețelelor hidrografice
Rețelele hidrografice se clasifică de obicei după forma pe care o dă unghiului de confluență al afluenților respectiv direcțiile de scurgere a afluenților. Putem deosebii șase tipuri de rețele hidrografice, aceștia sunt: dendritic, rectangulară, gratii, radiară, convergentă și inelară.
Sistemul dendritic are forma unor unui arbore, fiind caracteristic pentru majoritatea râurilor, iar afluenții se varsă în râul colector, printr-un unghi ascuțit (fig. 5.12 a);
Sistemul rectangular, unde râurile curg prin văi, între două versanți muntoși, iar afluenții se varsă în râul principal, printr-un unghi cuprins între 65 – 90° (fig. 5.12 b);
Fig. 5.12 a, b Rețele hidrografice, a – sistemul dendritic,
b – sistemul rectangular (după Zăvoianu I., 2006)
Sistemul în gratii este specific zonelor cutate regulat (fig. 5.13 a);
Sistemul radiar sau divergent se găsesc în zonele în care cumpenele apelor dintre două râuri sunt mai înalte, iar râurile se dispun radiar pe toate direcțiile (fig. 5.13 b);
Fig. 5.13 a, b Rețele hidrografice, a – sistemul în gratii,
b – sistemul radiar (după Zăvoianu I., 2006)
Sistemul inelar în cazul în care râul colector curge în semicerc (fig. 5.14 a);
Sistemul convergent cei care se află în craterele vulcanice (fig. 5.14 b);
Fig. 5.14 a, b Rețele hidrografice, a – sistemul inelar,
b – sistemul convergent (după Zăvoianu I., 2006)
În anul 1951 Coteț P., face o ierarhizare a sistemelor hidrologice pentru țara noastră, în care sunt șapte tipuri de sisteme aceștia sunt: dendritică, rectangulară, în gratii, radiară, convergentă, opusă și sucită. după alți cercetători, rețelele hidrografice, pot fi unificate în sisteme complexe rezultând trei tipuri de sisteme: dendritic, fluat și radiar.
5.4 Elemente cu influență asupra rețelelor hidrografice
Elemente principale a rețelelor hidrografice sunt: lungimea râului, coeficientul de sinuozitate, coeficientul de ramificație și schema hidrologică a râului.
Lungimea râului se referă la distanța dintre izvor și vărsare, care este măsurată de-a lungul cursului de apă. Lungimea poate fi măsurată pe teren sau pe hartă. În cazul în care măsurarea se face pe teren, măsurarea începe de la vărsare la izvor și de obicei se exprimă în km. Iar când determinarea lungimii se face pe hartă, se folosesc hărți cu o scară mare și precisă.
Lungimea râului se determină cu ajutorul curbimetrului sau compasul cu deschideri egale, de-a lungul talvegului (linia în plan orizontal care unește punctele cele mai adânci a cursului de râu).
În zonele accidentate cu pante de 200 – 400‰ se folosește formula (Gâștescu P., 1998):
în care: Lr – lungimea reală a râului;
Lc – lungimea de pe hartă.
Coeficientul de sinuozitate este raportul dintre lungimea reală a râului sau lungimea sinuoasă a râului și lungimea râului în linie dreaptă, care unește cele două extremități a porțiunilor luate în calcul (fig. 5.15).
Coeficientul de sinuozitate se determină cu următoarea formulă:
în care: Ks – coeficient de sinuozitate;
Ls – lungimea sinuoasă a râului;
AB – lungimea dreptei ce unește cele două extremități ale cursului de apă.
Fig. 5.15 Lungimea în linie sinuoasă și lungimea în linie dreaptă a unui râu (după Pișota I., colab., 2010)
În anul 1983 Pișota I. a realizat în mod convențional diferite tipuri de sinuozități, coeficientul de sinuozitate pentru fiecare tip fiind trecute în tabele.
Coeficientul de ramificație. Cursul râurilor, în stadiile avansate există numeroase brațe laterale care în unele cazuri se închid între ele formând grinduri sau insule. Adâncimea și debitul cel mai mare o are brațul principal, brațele laterale fiind numite brațe secundare (fig. 5.16).
Raportul între suma lungimii brațelor și lungimea cursului de apă reprezintă coeficientul de ramificație sau despletire, acesta se exprimă prin următoarea relație:
în care: Kd – coeficient de despletire;
b1,b2,b3…bn – brațele secundare;
Bp – brațul principal.
Fig. 5.16 Despletirea unui râu (după Gâștescu P., 1998)
Prezentarea sistemelor hidrografice printr-o grafică sau schematică se numește schema hidrologică a râului (fig. 5.17). Acesta este prezentat în drepte orizontale, care ne arată lungimea brațului principal la o scară mai mică. În aceste grafice se punctează afluenții, localitățile, drumurile, căile ferate, construcții hidrotehnice, etc.
Fig. 5.17 Schema hidrografică a unui râu (după Gâștescu P., 1998)
5.5 Geneza văilor râurilor
Văile râurilor au forme negative de relief, de obicei ele sunt înguste sau alungite, iar lungimea lor este variabilă, de la câtva kilometrii care poate ajunge la mii de kilometrii.
Factorii fizico-chimici cum ar fi regimul climatic, structura geologică, învelișul vegetal, etc. influențează dezvoltarea văilor. Dar factorul principal îl are gravitația și precipitațiile.
În funcție de agentul care îl cauzează văile sunt de trei categorii:
văi fluviatile care se formează cu ajutorul apelor curgătoare;
văi glaciare se formează sub acțiunea ghețarilor;
văi glacio – fluviatile în cursul superior se formează sub acțiunea ghețarilor, iar în cursul mijlociu și inferior cu ajutorul apelor curgătoare.
5.5.1 Elementele componente a văi unui râu
Profilul transversal a văi este diferit în funcție de agentul care le-au format. Cei mai des întâlnite văi sunt cele fluviatile, iar elementele lor în profil transversal sunt: fundul sau patul văii, albia, terase și versanți.
Fundul sau patul văii este linia cea mai joasă a cursului, cu două înclinații unul longitudinal pe talveg, iar al doilea transversală de la maluri spre talveg. Porțiunea din fundul văi care este acoperit cu apă, (poate fi permanent sau temporal) formează albia râului.
Albia râului poate fi de două feluri albia minoră sau principală și albia majoră.
Albia minoră este în continuu acoperită cu apă, dimensiunile sunt foarte variate în cazul râurilor mici albia minoră are o lățime de cuprinsă între 2 – 10 m, iar adâncimea variază de la 0,2 m până la 2 m. În cazul râurilor mari și a fluviilor, albia minora are o lățime de circa un km, iar adâncimea poate atinge și 90 m.
Albia minoră văzută în plan, are o formă sinuoasă (meandrată) din cauza proceselor de eroziune respectiv a proceselor de depunere, ce are loc în albia minoră. În urma proceselor de eroziune, malurile meandrelor primesc o formă concavă, dar în cazul depunerilor de aluviuni malurile meandrelor primesc o formă convexă (fig. 5.18).
Fig. 5.18 Formarea tipurilor de meandre și profilul transversal pe aliniamentul A – B (după Pișota I., colab., 2010)
În funcție de tipul meandrelor (fig. 5.19) aceștia pot fi:
meandre divagante (rătăcitoare) sunt caracteristici pentru râurile de câmpie unde lunca este extinsă, iar albia minoră nu este adâncă, înălțimea malurilor mică;
meandre încătușate sunt alcătuite din roci dure și este meandrată toată valea;
meandre complexe se formează în cazul în care mărimea și numărul buclelor meandrelor este mare;
meandre simple se formează în cazul în care mărimea și numărul buclelor meandrelor este mică.
Fig. 5.19 Feluri de meandre, a – meandre divagante, b – meandre încătușate, c – meandre complexe, d – meandre simple
(după Pișota I., colab., 2010)
Duritatea rocilor influențează dezvoltarea meandrelor, astfel în cazul în care rocile sunt rezistente dezvoltarea meandrelor este mică. Dar când terenul este erodabil, meandrele au o dezvoltare accentuată în acest fel se apropie între ele. Iar în perioadelor cu volum de apă mare, apa are tendința să circule dintr-un cot al meandrului superior trecând direct în cotul celălalt. În acest caz vechiul meandru se va gâtui, urmând să fie izolat de cursul râului, rezultând meandru părăsit (belciug) (fig. 5.20).
Fig. 5.20 Procesul de formare a meandrelor, a – meandre simple, b – meandre cu gâtuituri, c – meandre meandru părăsit (belciug)
(după Posea Aurora 1968)
Pe suprafața albiei minore în urma proceselor de acumulare iau naștere bancuri nisipoase, grind, ostroave, insule, popina și renie (plajă) (fig. 5.21).
Fig. 5.21 Formațiunile albiei minore în plan (după Zăvoianu I., 2006)
Albia majoră sau lunca reprezintă zona acoperită cu apă doar în cazul viiturilor. În cazul râurilor de munte respectiv a râurilor care curg în văi canion, este lipsit total sau parțial de albia majoră (lunca).
În urma proceselor de dezvoltare, albia majoră (lunca) poate fi simetric sau lunca bilaterală pe ambele maluri respectiv asimetric sau luncă monolaterală pe un singur mal.
Albia majoră este împărțit în trei zone, fiecare zonă are anumite particularități fiind descrise astfel (fig. 5.22):
prima zonă este situată lângă albia minoră și poate să se ridice deasupra nivelului apei de la 2 – 3 cm până la câteva metri, acest lucru se datorează aluviunilor depuse de viituri și în cazul revărsărilor de apă. Această zonă mai poartă denumirea și de lunca internă;
cea de a doua zonă se află în partea mijlocie al albiei majore și este mai coborâtă formată din aluviuni fine care sunt depozitate în această zonă care se mai numește si lunca centrală;
zona a treia este de obicei format din brațe părăsite care în unele cazuri sunt cu apă și reprezintă forma cea mai joasă, cu multe adâncituri care sunt alungite și sunt în multe cazuri se dezvoltă vegetația higrofilă cum ar fi trestia, păpuriș etc. Această zonă se mai poate numi și lunca externă.
Fig. 5.22 Profilul transversal și elementele unei văi, A – B lățimea bazinului, A – C și B – D sunt versanții văii, C – E și D – F malurile primare, C – D lățimea văii, E – F lățimea albiei majore, H – adâncimea văii în raport cu cumpăna ape, H1 – adâncimea inițială a văii, h – adâncimea actuală a văii, t1 – terasa de luncă
(după Morariu T., colab., 1970)
Versanții sunt distribuite pe părțile laterale ale văii și se înalță deasupra albiei, aceștia pot fi după direcția de scurgere versant drept și versant stâng. Lungimea versanților variază de la 1 – 2 metrii până la 100 metrii. Versanții văilor pot fi de mai multe feluri: abrupte (în cazul în care formațiunilor calcaroase, eruptive etc. sub formă de chei), convexe, concave, simplă și în trepte (fig. 5.23).
Fig. 5.23 Diferite tipuri de versanți (după Pișota I., colab., 2010)
Dezvoltarea versanților este influențat de curgerea laminară, alunecări, eroziunea laterală, prăbușiri, etc. Cumpăna apelor este denumit zona în care versanții se leagă de un alt bazin hidrografic.
Terasele râurilor este format din albii majore vechi, care au rămas suspendate în funcție de adâncimea văilor. După natura rocilor din care sunt alcătuite aceștia pot fi: terase în rocă în cazul în care este format din roci parentali (duri) și terase de aluvionară când este format din depozite din aluviuni compuse din pietrișuri și nisipuri (fig. 5.24).
Fig. 5.24 Profilul transversal într-o vale cu terase, a – albie minoră, b – albie majoră, c – terasă aluvionară, d – terasă în rocă
(după Morariu T., colab., 1970)
Terasele pot fi de două feluri monolaterale pe un singur versant și bilaterale pe ambele versante.
5.6 Profilul longitudinal al râurilor
Pe parcursul circuitul unui râu, de la izvor până la vărsare râurile străbat toate formele de relief de la munte, deal, podiș, câmpie etc. precum și prin diferite structuri geologice, tectonice etc.
Prezentarea în plan a liniei talvegului, a oglinzii apei, malurilor etc. poartă denumirea de profil longitudinal al unui râu. Aceste profile longitudinale suferă modificări pe parcursul timpului, datorită componentelor de bază cum sunt fluxul de materie și energie, schimbări geologice cum ar fi coborâri sau ridicări ale nivelului de bază, a zonei de vărsare sau confluență, mișcări epirogenetice pozitive în cursul superior etc. (Gâștescu P., 1998).
Râurile în urma dezvoltării, au tendința să realizeze un profil de echilibru, acest fenomen este legat de baza de eroziune.
În cazul râurilor de munte, aceștia au un profil longitudinal cu o pantă accentuată între 20 – 500 m/km și este influențat de energia reliefului respectiv de condițiile regionale tectonice. În acest profil sunt specifice cascade mici, praguri, repezișuri etc., sunt mai puține sau lipsesc meandrele în comparație cu râurile din zonele de podiș sau câmpie.
Profilul longitudinal pentru râurile de câmpie au o pantă redusă, în acest caz panta este între 0,3 – 0,15 m/km. Aceste râuri au o scurgere lină din cauza meandrelor, având un curs întortocheat.
Pantele râurilor pot fi analizate în funcție de două aspecte aceștia sunt: panta albiei și panta apei râurilor.
Prin raportul diferenței de nivel între izvoare și vărsare și lungimea râului se determină panta unui râu, de aici rezultă că cu cât diferența de nivel între izvor și vărsare este mai ridicat, panta este mai accentuată. Din acest raport reiese că profilul longitudinal este invers proporțional cu lungimea râului. Valorile pantelor pot fi determinate în m/m, m/km, % și ‰.
Determinarea pantei se realizează cu următoarea formulă:
în care: P – panta albiei râului;
H1 – cota altitudinală a punctului superior la izvor în m;
H2 – cota altitudinală a punctului inferior la vărsare în m;
D – lungimea cursului sau a segmentului în km.
După cum am amintit mai sus râurile tind către un profil de echilibru, aceasta este o fază de compensare a proceselor de eroziune cu cel de acumulare. De aici rezultă că pe tot profilul longitudinal a râului, nu există erodare nici acumulare, dar această fază de maturitate este atinsă în cazul în care forțele geologice și forțele climatice sunt stabile (fig. 5.25).
Fig. 5.25 Tipuri de profile longitudinale ale albiei râului, a – profil de echilibru, b – profil rectiliniu, c – profil în trepte, d – profil în contrapantă
(Gâștescu P., 1998)
Însă acest profil de echilibru este greu de atins deoarece, factorii fizico-geografici, influențează în continuu stabilitatea proceselor de eroziune. În funcție de stabilitatea nivelului de bază, profilul unui râu poate să ajungă la echilibru.
Nivelurile de bază sunt de două feluri: nivelul de bază local (gura de vărsare a unui fluviu) și nivelul de bază general (nivelul mărilor și oceanelor). În modificarea acestor niveluri, au o influență majoră a factorilor tectonici și factorilor climatici.
În cazul în care în zona nivelului de baza au loc modificări tectonice care au un caracter pozitiv, care se manifestă prin ridicarea scoarței terestre și implicit duce la micșorarea proceselor de eroziune, iar procesul de acumulare se amplifică (fig. 5.26).
Fig. 5.26 Procesul de acumulare în cadrul profilului de echilibru cauzată de ridicarea nivelului de bază local (după Pișota I., colab., 2010)
Însă dacă în zona nivelului de baza au loc modificări tectonice care au un caracter negativ, care se manifestă prin coborârea scoarței terestre și implicit duce la accentuarea proceselor de eroziune (fig. 5.27).
Fig. 5.27 Procesul de eroziune în cadrul profilului de echilibru cauzată de coborârea nivelului de bază local (după Pișota I., colab., 2010)
Panta apei râurilor este curba profilului longitudinal al suprafeței apei (fig. 5.28). În urma studierii a profilului albiilor râurilor se concluzionează că în profilul albiilor există o succesiune de concavități (adâncitură) și convexități (ridicătură).
În situația în care râurile au un nivel de apă scăzut, în acest caz profilul longitudinal al apei are un aspect de trepte care se scurge la gura de vărsare.
În cazul în care debitul apelor crește, nivelul apelor se revarsă peste praguri în acest fel se acoperă întreaga albie. Viteza apei este redusă în zonele cu concavități, însă deasupra pragurilor viteza apei este mare.
În continuare în cazul unor creșteri mai pronunțate a debitelor de apă pantele apei cresc la praguri, însă la adâncituri scad.
Creșterea mai accentuată a debitelor de apă, conduce la o nivelare a pantei de apă pe deasupra pragului precum și deasupra adânciturilor. (Morariu T., colab., 1970).
Fig. 5.28 Panta apei unui râu, a – forma profilului longitudinal în cazul unui debit foarte mic, b și c – formele profilelor în cazul unui debit mediu, d – forma profilului longitudinal în cazul unui debit foarte mare
(Morariu T., colab., 1970)
În (fig. 5.29) este prezentat profilul longitudinal al Dunării de la izvor până la vărsarea în Marea Neagră.
Fig. 5.29 Profilul longitudinal al Dunării (după Gâștescu P., 1998)
În profilul longitudinal a râului, în zonele accidentate a reliefului, în prezența sistemelor de falii respectiv a constituție geologică variată, pot apăra rupturi de pantă și în acest mod se formează cascadele și repezișurile (Pișota I., colab., 2010).
Cascadele i-au naștere în special în zonele faliate sau în regiunile cu o structură geologică diferită. Fenomenul de eroziune, la cascade se realizează prin procesul de evorsiune. În urma căderii apei de la diferite niveluri, se formează vârtejuri. În aceste vârtejuri sunt amestecate pietrișuri și nisipuri, și erodează albia râului în locul unde cad. Aceste erodări seamănă cu niște excavații, care cu timpul se lărgesc subminând albia și rezultând prăbușirea pachetelor de straturi care nu au suport (fig. 5.30) (Morariu T., colab., 1970).
Fig. 5.30 Profilul unei cascade, a – calcare, b – gresii, c – șisturi
(după Morariu T., colab., 1970)
În funcție de debitul de apă și de înălțimea de cădere a apelor cascadele cel mai reprezentative de pe Terra sunt prezentate în tabelul 5.2
tab. 5.2
Principalele cascade de pa Terra (după www.planetoddity.com)
În țara noastră cele mai reprezentative cascade sunt: Cascada Cailor cu căderea apei de 160 m din Munții Rodnei, cascada Bâlea de 62 m din Munții Făgăraș, cascada Duruitoarea din Munții Ceahlăului, cascada Vânturișul – Bucegi, etc.
Repezișurile sunt sectoare unde apa nu cade vertical, pentru că curg în pante mari, deoarece pragurile sunt nesemnificative (fig. 5.31). Repezișurile în urma fenomenelor de eroziune regresive, se dezvoltă iar în urma netezirii asperităților din albia râului, profilul râului tinde să se normalizeze. Repezișurile pot lua naștere și în urma evoluției cascadelor.
Fig. 5.31 Profilul unui repeziș format în urma evoluției unei cascade
(după Pișota I., colab., 2010)
5.7 Bazinul hidrografic
Denumirea de bazinul hidrografic se referă la suprafața de teren unde își adună apele și se alimentează un râu sau un fluviu. Pe suprafața Terra există o sumedenie de bazine hidrografice care sunt despărțită între ele de o linie denumită cumpăna apelor. Linia de despărțire în mod obișnuit este punctul cel mai înalt care este întâlnit între două bazine învecinate, dar pot exista și excepții în cazul în care cumpăna apelor a unui bazin nu este aceiași cu linia cu cele mai mari înălțimi.
Fiecare afluent este despărțit în interiorul bazinului de recepție de afluenții care se află în vecinătate aceștia purtând denumirea de cumpene secundare (fig. 5.32).
Fig. 5.32 Bazinul hidrografic, C – cumpăna principală, c – cumpăna secundară (după Posea Aurora 1968)
Teritoriul de unde se alimentează un curs de râu, lac, mare, etc., de obicei este format din două cumpene de apă (fig. 5.33). Aceștia sunt următoarele:
cumpăna superficială, are ca scop delimitarea bazinul hidrografic de suprafață;
cumpăna subterană, corespunde bazinului hidrografic subteran.
Există multe situații în care cele două cumpene (cumpăna superficială și cumpăna subterană) nu coincid. Deoarece delimitarea cumpenelor apelor subterane este greu de realizat din acest motiv, aceste delimitări nu sunt luate în calcul.
Apele curgătoare datorită proceselor de eroziune, pot să modifice cumpăna apei, acest lucru duce la fenomenul denumit captare. Acest fenomen de captare poate duce la mărirea sau la micșorarea bazinului.
După caracteristicile bazinului hidrografic, aceștia pot fi grupate în două mari categorii: caracteristici fizico-geografici și caracteristici geometrice.
Fig. 5.33 Cumpenele apelor a unui bazin, a – râul, b – cumpăna superficială, c – cumpăna subterană (după Morariu T., colab., 1970)
Caracteristicile fizico-geografice
După Posea Aurora cele mai importante caracteristici ale bazinului hidrografic ar fi: poziționarea geografică, structura geologică, topografia, parametrii climatici, învelișul vegetal, suprafețe ocupate de apă pe suprafața bazinului.
Poziționarea geografică a bazinului hidrografic se află prin determinarea coordonatelor (latitudinea și longitudinea) între care se situează bazinul hidrografic. Se mai determină și locul bazinului hidrografic, față de râurile din jur respectiv față de formele de relief cu care se învecinează.
Structura geologică, se determină în urma cercetărilor geologice efectuate pe teren și prin studierea hărților geologice. Cunoașterea structurii geologice a bazinului este vital în determinarea condițiilor de scurgere a apelor pe suprafața de alimentare subterană, de formarea mlaștinilor în unele zone, etc.
Relieful se determină cu ajutorul hărților topografice în curbe de nivel. În cazul în care nu sunt hărți se fac câteva ridicări speciale cu ajutorul metodei nivelmentului topografic.
Parametrii climatici sunt elementele care influențează regimul hidrografic a râurilor. Cele mai însemnate sunt: precipitațiile și repartizarea lor sezoniere sau anuale, temperatura aerului, deficitul de umiditate.
Învelișul vegetal poate fi considerat ca factor regularizator al regimului râului, fiind factorul principal în scurgerea precipitațiilor pe sol. Acoperirea cu vegetație a suprafeței unui bazin hidrografic se exprimă în procente în comparație cu suprafața bazinului colector. În funcție de hărțile topografice se determină aceste suprafețe fiind exprimate prin coeficientul de acoperire.
Suprafețele ocupate de apele lacustre precum și a mlaștinilor, iazurilor au rol în regularizarea cursurilor râurilor, precum și micșorarea impactului scurgerii apelor mari rezultate din precipitațiile abundente și în urma topirii zăpezii.
Caracteristicile geometrice a bazinului
Aceste caracteristici se referă la: suprafața bazinului și configurația suprafeței.
Suprafața bazinului (F) se determină în urma stabilirii cumpenei apelor, după care se măsoară suprafața cu metoda graficelor sau cu metoda mecanică și se exprimă în km2. Metoda grafică se referă la metoda caroiajelor, compensărilor, figurilor geometrice corespunzătoare, iar prin metoda mecanică se utilizează: paleta cadrilată și planimetru. Metoda mecanică este mai eficientă și mai sigură.
Configurație suprafeței bazinului hidrografic are o forma de obicei de pară, iar capătul îngust reprezintă vărsarea râului (fig. 5.34 și 5.35). Prin folosirea metodei descriptive se poate determina configurația bazinului.
Dezvoltarea proceselor de scurgere a apelor din bazin și lungimea drumului râului este influențat de configurația bazinului. După forma lor bazinele hidrografice sunt împărțite în cinci grupe principale. Aceștia fiind prezentate în tabelul 5.4.
tab. 5.4
Grupurile principalelor tipuri de bazine hidrografice
(după Morariu T., colab., 1970)
Din stadiile de dezvoltare a bazinelor, se pot trage concluzii în cea ce privește geneza viiturilor. Aceștia sunt: în cazul în care bazinele sunt dezvoltate mai mult în cursul superior, pot produce viituri a căror intensitate se va micșora la cursul inferior, când bazinele hidrologice sunt dezvoltate uniform, viiturile bruște sunt foarte rare mai frecvent sunt creșterile progresive și atenuări treptate, iar când bazinele sunt dezvoltate mai mult în cursul inferior, este favorabil scurgerii bruște.
Fig. 5.34 Bazine hidrografice, a – Bazinul hidrografic Trotușul,
b – Bazinul hidrografic Jiu, c – Bazinul hidrografic Argeșul, d – Bazinul hidrografic Arieșul (după Morariu T., colab., 1970)
Fig. 5.35 Bazinul hidrografic Crișul Repede
Însă pentru o analiză mai exactă se mai calculează și unele elemente cum ar fi: lungimea bazinului, lățimea medie a bazinului, lățimea maximă a bazinului, coeficientul de dezvoltare al bazinului, coeficientul de asimetrie a bazinului, altitudinea medie a bazinului, panta medie a bazinului, graficul circular de repartizare a suprafeței bazinului, coeficientul de acoperire a bazinului hidrografic cu lacuri, bălți, mlaștini, coeficientul de acoperire cu păduri, gradul de creștere a bazinului cu lungimea râului și gradul de repartizare a suprafețelor bazinului pe zone de altitudine și curba hipsografică
Lungimea bazinului (L), este distanța de la vărsare până în zonele de izvoare și se exprimă în km. În situația în care bazinele sunt asimetrice sau au aspect curbat, lungimea este stabilită de o linie frântă, rezultând în urma unirii punctelor mediane a bazinului cu discul de celuloid.
Cunoașterea lățimii medie a bazinului (B), este importantă în cazul volumului și amplitudinii viiturilor care de obicei este invers proporțional cu acesta. În cazul în care valoarea lățimii medii a bazinului este mai redusă, amplitudinea viiturilor este mai mică. Calcularea lățimii medii a bazinului se face ca fiind raportul dintre suprafața și lungimea bazinului în km.
în care: F – suprafața bazinului;
L – lungimea bazinului.
Lățimea maximă a bazinului (Lmax) este în cele mai multe cazuri perpendiculara maximă față de linia de lungime a bazinului. În cazul în care valoarea acesteia este ridicată, atunci bazinul hidrografic are o formă rotundă și amplitudinea viiturilor vor fi ridicate.
Coeficientul de dezvoltare a bazinului (φ) este o proprietatea prin care se reflectă influența formei bazinului în amplitudinea și evoluția viiturilor. De aici rezultă că în cazul în care coeficientul de dezvoltare a bazinului este ridicat, atunci viiturile au amplitudini accentuate. Determinarea coeficientului de dezvoltare a bazinului se face prin raportul între suprafața bazinului și suprafața pătratului care are o latură egală cu lungimea bazinului.
în care: F – suprafața bazinului;
l2 – suprafața pătratului cu latura egală cu lungimea bazinului.
Coeficientul de asimetrie a bazinului (ɑ). Bazinul hidrografic este separat în două părți de râul principal. Râul având un amplasament asimetric față de cele două versante. Acesta se exprimă prin următorul raport
în care: fst – suprafața versantului stâng;
fdr – suprafața versantului drept;
F – suprafața totală a bazinului (fst + fdr).
Altitudinea medie a bazinului (Hm), se referă la forma de relief unde se află bazinul, mai fiind utilizată și în calcularea coeficientului de scurgere, indicelui de ariditate etc. În cazul unui bazin hidrografic care se află la altitudini ridicate, volumul de precipitații este mai ridicată decât în cazul bazinelor aflate în zonele de șes, de aici rezultă o evaporație mai mică, dar și o scurgere mai bogată.
Bazinele hidrografice în funcție de altitudinea medie se clasifică astfel tab. 5.3
tab. 5.3
Tipuri de bazine hidrografice după altitudinea medie
La un bazinul hidrografic altitudinea medie este deasupra nivelului mării, iar pentru aflarea altitudinii se utilizează următoarea formula
în care: f1…fn – suprafața dintre două curbe de nivel vecine;
h1…hn – semisuma altitudinilor celor două curbe de nivel învecinat;
F – suprafața bazinului.
Panta medie a bazinului hidrografic (Im) această însușire se folosește la determinarea elementelor de scurgere cum ar viteza de scurgere a apei în sectoarele cu altitudini înalte, de unde rezultă dacă crește sau se reduce eroziune, precum transportarea și depunerea particulelor prezente în apă. Panta medie a bazinului hidrologic se exprima cu formula
în care: h – diferența între cotele curbelor de nivel învecinate;
l1, l2,…ln – lungimea curbelor de nivel;
Δh – echidistanța curbelor de nivel;
Ʃl – suma lungimilor curbelor de nivel;
F – suprafața bazinului.
Graficul circular de repartizare a suprafeței bazinului redă repartiția suprafețelor bazinelor și suprafețele interbazinale. Pentru realizarea graficului circular, suprafețele reprezentate în km2 sunt transformate în grade și se exprimă prin următoarea formulă
în care: F° – suprafața subbazinului exprimat în grade;
fs – suprafața subbazinului, km2;
F – suprafața bazinului, km2.
Graficul circular se întocmește prin prelucrarea datelor obținută din formula amintită, se ia un cerc cu o rază pusă arbitrar, față de care în partea dreaptă sunt puse suprafețele versantului drept, respectiv în partea stângă sunt puse suprafețele versantului stâng (fig. 5.36).
Fig. 5.36 Diagrama repartiției principalelor suprafețe bazinale și interbazinale în Bazinul hidrografic Jiul
(după http://www.scrigroup.com/geografie/hidrologie/bazinul-hidrografic91467.php)
Coeficientul de acoperire a bazinului hidrologic cu lacuri, bălți și mlaștini. Aceste lacuri, bălți și mlaștini au un rol important în regularizarea râurilor, prin acumularea apelor din precipitații și din topirea zăpezii care sunt înapoiate succesiv râului.
Determinarea gradului de acoperire cu lacuri și mlaștini (Ka) se realizează prin raportul dintre suprafețele lacustre sau mlăștinoase și suprafața totală a bazinului hidrografic și se exprimă în %.
în care: Ʃf – suprafața totală a lacurilor sau mlaștinilor;
F – suprafața bazinului.
Coeficientul de acoperire cu păduri (Kp) este raportul dintre suprafața cu păduri și suprafața bazinului hidrografic și se exprimă în %.
în care: Ʃf – suprafața totală a lacurilor sau mlaștinilor;
F – suprafața bazinului.
Gradul de creștere a bazinului o dată cu lungimea râului se referă la mărirea treptată a suprafețelor bazinelor. Acesta se referă la creșterea suprafețelor de la izvor la vărare, această creștere fiind condiționată ți de lungimea râului. Pentru realizarea unui grafic de creștere a bazinului, pe ordonată se trece lungimea râului principal în km, iar pe abscisă se trece suprafața în km2 pe cei doi versanți (fig. 5.37).
Cu ajutorul graficului de creștere se poate afla suprafața bazinului de recepție, de-a lungul râului.
Graficul de repartizare a suprafețelor bazinului pe zone de altitudine și curba hipsografică. În general bazinele hidrologice sunt situate în regiuni cu altitudini variate, acest lucru influențează regimul hidraulic a râurilor. După determinarea suprafețelor treptelor de altitudine, care poate fi exprimat în km2 sau în %, se redă pe un sistem de axe rectangulare, unde suprafața care se reprezintă în km2 sau în % se trece pe abscisă, iar altitudinile în m se trece pe ordonată (fig. 5.38).
Fig. 5.38 Graficul de repartizare a suprafețelor pe trepte de altitudine și curba hipsografică a bazinului (după Pișota I., colab., 2010)
Fig. 5.37 Graficul de creștere a suprafeței bazinului Dunării odată cu lungimea cursului (după Gâștescu P., 1998)
Densitatea rețelei hidrografice
Densitatea rețelei hidrografice (D) se exprimă prin raportul dintre lungimea totală a râurilor care formează o rețea cu suprafața bazinului respectiv (fig. 5.39). Acest parametru morfometric ne arată volumul resurselor de apă și se determină cu ajutorului următoarei formule:
în care: ƩL – lungimea totală a râului în km;
F – suprafața bazinului în km2.
Factorii care influențează densitatea rețelei hidrografice sunt următoarele:
de structura și petrografia terenului bazinului, în cazul în care terenul este mai permeabil, infiltrarea este mai accentuată din acest motiv bazinul este mai redus în cursuri de apă;
de relieful și topografia bazinului, în cazul în care panta este mare, densitatea hidrometrică este mai bogată;
de volumul de precipitații care cad;
de gradul de acoperire a bazinului cu vegetație.
Neumann (1900) apreciază că pentru calcularea densității, în urma măsurării lungimii rețelei hidrografice, este utilizabilă pentru bazine mai mici și este folosit și în prezent.
Fig. 5.39 Densitatea rețelei hidrografice a bazinului Olt
(după Direcția Apelor Olt)
Determinarea densității rețelei hidrografice se mai pot afla și prin alte metode, aceștia sunt:
metoda suprapunerii pe suprafața bazinului hidrografic a unei rețele de pătrate de 1 sau 2 km2, după care se măsoară lungimea totală a rețelei hidrografice, din interiorul fiecărei pătrat iar rezultatul se împarte în la suprafața pătratului respectiv 1 sau 4 km2;
metoda prin care se determină valoarea medie a sectoarelor aceștia sunt limitate de râu pe o latură, de afluenții învecinați pe două laturi și linia cumpenelor de apă în latura a patra. Cu ajutorul acestei metode se determină divizarea bazinului, de cursurile de apă din subsectoare.
După aflarea indiciilor desimii prin metodele amintite mai sus, se transpun pe harți realizându-se hăți ale densității rețelei. Aceste hărți a densității rețelelor pot fi executate prin hașuri sau prin culori izodense aceștia sunt linii care unesc punctele cu au aceeași densitate, rezultate din interpolări (fig. 5.40).
Fig. 5.39 Densitatea rețelei hidrografice, a – densitatea rețelei hidrografice prin metoda pătratelor, b – densitatea rețelei hidrografice prin metoda izodenselor (după Posea Aurora 1968)
DINAMICA RÂURILOR
Acțiunea forțelor asupra apei râurilor
S-a determinat că principalii factori care influențează mișcarea masei de apă a râurilor sunt: forța gravitațională, forța lui Coriolis și forța centrifugă.
Forța gravitațională este considerat cel mai important factor în deplasarea apei. Acest proces se realizează astfel: picătura de apă care o anumită greutate, pe un plan înclinat cu un anumit unghi, are tendința de a se mișca în direcția de înclinare. Forța de mișcare este alcătuită din două componente P1 este perpendicular pe direcția planului înclinat P1 = G · cos α și P2 care este paralelă cu planul înclinat în se deplasează picătura de apă P2 = G · sin α (fig. 6.1). De aici rezultă o mișcare uniformă, produs de lucrul mecanic generat de forța gravitației asupra masei de apă, care se mișcă dintr-un punct cu o cotă superioară spre o cotă inferioară (Gâștescu P., 1998).
Fig. 6.1 Mișcarea unei molecule de apă pe un plan înclinat, A – picătura de apă, G – greutatea picăturii de apă, P1 și P2 – componentele forței de deplasare (după Morariu T., colab., 1970)
Forța lui Coriolis este determinată de mișcarea maselor de apă sub influența mișcări de rotație a Terrei. Aceste forțe au o acțiune perpendiculară pe direcția de scurgere a apei, din acest motiv râurile care se deplasează în emisfera nordică erodează mai accentuat pe malul drept, iar dacă se deplasează în emisfera sudică erodează mai accentuat pe malul stâng (fig. 6.2).
Fig. 6.2 Sensul de acțiune al forței Coriolis
(după Morariu T., colab., 1970)
Determinarea forței lui Coriolis (C) se realizează prin relația
în care: Vu – viteza unghiulară;
V – viteza medie a apei, m/s;
φ – lățimea albiei.
Forța centrifugă se realizează în urma scurgerii apei în zonele concave ala meandrelor se realizează o forță centrifugă (C), care se exprimă cu ajutorul următoarei formule
în care: m – masa apei;
V – viteza;
R – raza de curbură a concavității (meandrului).
Din cauza forței centrifuge, spre malul concav oglinda apei se ridică în secțiune transversală și poate să aibă un unghi de diferite înălțimi (fig. 6.3). Aceștia se pot calcula, folosind valorile vitezei curentului, razei de curbură a râului, a accelerației gravitaționale și lățimii râului.
în care: R – raza de curbură a râului;
g – accelerația gravitațională;
B – lățimea râului.
Fig. 6.3 Eroziunea apei spre malul concav datorită forței centrifuge, R – raza de curbură a concavității râului, H – înălțimea apei la malul concav
(după Gâștescu P., 1998)
Se constată faptul că cele trei forțe acționează în aceeași timp într-un sector rezultă o eroziune accentuată la coturile râurilor care se dezvoltă pe stânga. Însă eroziunea mai este influențată și de adâncimea apei, variația vitezelor, dimensionarea razelor de curbură etc.
Mișcarea laminară și mișcarea turbulentă a apei râurilor
Mișcarea apelor râurilor este influențat de forța gravitațională, iar viteza apei este dată de corelația existentă între forțele gravitaționale și forțele de rezistență care rezultă în urma frecării apei cu albia. În cazul în care forța de rezistență este mai mic decât forța gravitațională, viteza curentului de apă este în creștere, iar în cazul în care forța de rezistență este mai mare decât forța gravitațională, viteza curentului de apă este în scădere.
Se deosebesc două tipuri de mișcări: mișcare laminară și mișcare turbulentă.
Mișcarea laminară se realizează prin deplasarea în direcții paralele, unde viteza maximă este la suprafață, iar o viteză mai redusă la fund. Această mișcare laminară este specific apelor subterane, care curg cu viteze reduse, pe soluri alcătuite din granule fine, precum și în cazul canalelor artificiale care au o pantă mică și un strat subțire de apă.
Mișcarea turbulentă (dezordonate) rezultă din creșterea debitelor și vitezelor râurilor, mișcarea laminară devenind instabilă. Viteza de trecere de la mișcarea laminară la cea turbulentă, se numește viteză critică. Velikanov M. A. apreciază că viteza critică este de 0,33 cm/s la o adâncime de 10 cm, de 0,033 cm/s la o adâncime de 100 cm și de 0,017 cm/s la o adâncime de 200 cm. În cazul mișcării turbulente a apei viteza din jurul fundului și malurilor albiei au valori scăzute, însă vectorul vitezei are o direcție variabilă și în puncte diferite, în general cu orientare spre direcția cursului.
Din mișcarea turbulentă a apei rezultă amestecul masei de apă care este proporțională cu creșterea vitezei, iar schimbarea direcției și vitezei apei duce la formarea vârtejurilor.
6.3 Formarea curenților din apa râurilor
Deoarece albiile râurilor nu sunt uniforme atât pe profil longitudinal cât și pe profil transversal, pe parcursul deplasării apei, se formează curenți de mai multe feluri. Aceștia sunt: curentul superficial convergent, care are o formă de pană care coboară spre talveg și un curent de fund divergent având forma de evantai, care abate succesiv de la direcția convergentă a curentului de la talveg spre cele două maluri.
Din cauza vitezelor ridicate a maselor de apă din mijlocul râurilor, aceștia angrenează apa de la marginile râurilor, luând naștere o coamă care este mai înaltă decât nivelul râului (fig. 6.4).
Fig. 6.4 Formarea curentului superficial convergent
(după Morariu T., colab., 1970)
Curenții circulari se formează în urma curentului superficial convergent, aceștia în zonele rectilinii ale râului se disting două circuite, unde cel convergent este la suprafață, iar cel divergent este în adâncime (fig. 6.5).
Curenții circulari sunt prezenți pe toată lungimea râului și se numesc curenți elicoidali longitudinali, aceștia sunt divergenți în profunzime, iar în zonele rectilinii al albiilor sunt observabile (fig. 6.6).
Fig. 6.5 Schema curenților circulari provocați de curentul superficial
(după Morariu T., colab., 1970)
Fig. 6.6 Dezvoltarea curenților elicoidali longitudinali
(după Gâștescu P., 1998)
În situația în care la curburile râurilor, (când talvegul se apropie de malul concav) se formează o afluență unilaterală, din acest motiv cele două inele circulare rezultate în sectorul rectiliniu se schimbă în mișcare circulară unilaterală. Particulele de apă situate în jurul malului din zona de cuburi a unui râu, își schimbă sensul din cauza rezistenței materialelor din care este format malul, urmând să curgă în lungul curburii a malului concav. Iar curentul de apă lângă, are o mișcare rectilinie și obligă curentul care se află lângă mal, se lovește de mal fiind direcționat spre malul celălalt. Deoarece vitezele curenților respinși sunt mici, aceștia sunt obligați să ajungă la fund și se realizează circulația în profunzime (de la mal spre profunzime și malul celălalt) (fig. 6.7).
Fig. 6.7 Reprezentarea curenților din zonele de curbură a râurilor
(după Morariu T., colab., 1970)
Losievski A. I. citat de Morariu T., colab., 1970 apreciază că curenții interiori pot fi de patru tipuri, aceștia sunt:
curenți interiori de tip I, iau naștere din curenții care se risipesc pe fundul râului, de la mijlocul râului spre cele două maluri și se constituie o două circuite închise. Acest tip de curent este specific râurilor late, unde apa nu este adâncă, iar acțiunea exercitată de mal asupra râului este neimportantă și se numesc curenți divergenți (fig. 6.8);
Fig. 6.8 Formarea curenților divergenți
(după Morariu T., colab., 1970)
curenți interiori de tip II, iau naștere din curenții care converg (îndreaptă spre aceiași punct) de la adâncime spre suprafață, circulând de la cele două maluri la mijlocul râului și se constituie o două circuite închise dar în sens opus curenților divergenți. Acest tip de curent este specific râurilor cu adâncime mare, iar curentul având o viteză ridicată și se numesc curenți convergenți (fig. 6.9);
Fig. 6.9 Formarea curenților convergenți
(după Morariu T., colab., 1970)
curenți interiori de tip III sunt curenți circulari cu o direcție și se formează în adâncimea râului, îndreptându-se în cazul apelor mari la malul concav, iar în cazul apelor mici spre malul convex (fig. 6.10);
curenți interiori de tip IV sunt o trecere de la curentul divergent spre curentul convergent și în sens invers. Acesta depinde de reciprocitatea dintre lățimea și profunzimea râului.
Fig. 6.10 Curenți cu o singură direcție
(după Morariu T., colab., 1970)
În cazul în care apa din albia minoră inundă albia majoră, curenții de apă de obicei au o direcție longitudinală a văii trecând peste neregularitățile albiei minore. În cazul acestui fenomen, putem deosebi două tipuri de cursuri. Cursul inferior care urmează neregularitățile albiei minore și cursul superior care este lat și urmează direcția văii (fig. 6.11).
În urma cercetărilor efectuate asupra celor două cursuri (cursul inferior și cursul superior) se admite că în arealul de contact, care se află între cele două cursuri pot rezulta vârtejuri, curenți oblici, etc., care pot modifica forma albiei minore.
Fig. 6.11 Curenții din albia majoră cu viituri și ape mari, a – albia minoră, b – albie majoră, c – versant (după Gâștescu P., 1998)
Distribuția vitezelor în secțiunea râurilor
Într-un curs de apă, deplasarea apei constituie un proces complex, pentru că din cauza schimbării direcției și intensității, viteza curentului de apă pulsează distinct la diferite puncte pe aceiași secțiune.
Determinarea variațiilor vitezei se face cu ajutorul moriștii hidrometrice și a cronografului, care consemnează pulsațiile respective.
După efectuarea mai multor cercetări pe numeroase cursuri naturale, s-a determinat că cele mai ridicate pulsații există la maluri, la fund și sub stratul de zăpadă. Iar cele mai reduse pulsații se determină la suprafața curentului.
Pe o secțiune a unui râu se pot determina două tipuri de viteze: viteza instantanee (care diferă în timp ca mărime și mișcare) și viteza medie (care are o valoare mai stabilă). Curba de repartiție a vitezelor pe verticală, se poate realiza sub forma unor vectori, cu vitezele obținute pe verticală, în secțiunea unui râu și unirea extremităților vectorilor (fig. 6.12).
Fig. 6.12 Repartiția vitezelor pe verticală, a – în albie liberă, b – în albie cu fenomene (după Morariu T., colab., 1970)
Epura vitezelor (hodograful vitezelor) este redarea repartiției vitezelor. De obicei pentru o albie naturală, viteza maximă de înregistrează în apropierea de suprafață, însă aceste valori scad odată cu adâncimea spre fund unde se înregistrează cea mai mică valoare. Neregularitățile și înfățișarea albiei pot modifica forma epurei vitezelor, din acest motiv un banc de nisip crește viteza dintr-odată din fund spre suprafață (fig. 6.13).
Fig. 6.13 Influența unei bancuri de nisip asupra vitezelor pe verticală
(după Morariu T., colab., 1970)
Epura vitezei suferă deformări datorate unor obstacole întâlnite în albie. În acest caz epura vitezei suferă modificări în general până la înălțimea obstaculului, iar peste acesta se formează o presiune enormă spre direcția de mișcare a curentului (fig. 6.14).
Fig. 6.14 Variația epurei vitezelor pe verticală în prezența unui obstacol (după Morariu T., colab., 1970)
Determinarea vitezei, pentru o secțiune de râu se realizează în mai multe verticale, aceștia au numeroase puncte la diferite adâncimi, după un standard hidrometric. Aceste puncte standard sunt: la suprafața apei, la 0,2 din adâncime, la 0,6 din adâncime, la 0,8 din adâncime și la fund (fig. 6.15).
Fig. 6.15 Punctele standard de determinare a vitezelor pe verticală, Vsupr – viteza la suprafața apei, V0,2h – viteza la 0,2 din adâncimea apei, V0,6h – viteza la 0,6 din adâncimea apei, V0,8h – viteza la 0,8 din adâncimea apei, Vf – viteza la fundul apei (după Morariu T., colab., 1970)
Pentru apele curgătoare care au adâncimi sub 0,80 m, punctele de măsurare a vitezelor sunt prezentate în tabelul 6.1.
Tab. 6.1.
Numărul punctelor de măsurare a vitezelor
(după Morariu T., colab., 1970)
În funcție de lățimea râului și a variațiilor de curent se fixează numărul și numărul verticalelor tabelul 6.2.
Tab. 6.2.
Numărul de verticale pentru măsurarea vitezei în funcție de lățime
(după Savin C., 2007)
Graficul repartizării vitezelor sau izotahelelor se poate realiza, cu ajutorul valorilor vitezelor determinate pe diferite verticale ale secțiunii râului. În vederea realizării izotahelelor, se redă linia fundului, lățimea râului și verticalele de viteză măsurate.
Fig. 6.16 Izotahele secțiunii transversale în cazul albiei libere
(după Morariu T., colab., 1970)
În continuare pe vitezele de pe verticale se trec vitezele mijlocii, care au fost măsurate la diferite adâncimi. Se leagă punctele cu valori identice, rezultând izotahelele unei secțiuni de râu potrivit zilei când au fost efectuate aceste măsurători.
În studiul izotahelele unei secțiuni de râu, se remarcă unghiul axei dinamice a curentului, care sub influența neregularității albiei are tendința de a se mișca spre suprafață, de aici rezultă că liniile izitahelor sunt deschise la suprafață (fig. 6.16).
HIDROGEOLOGIE (APELE SUBTERANE)
7.1. Generalități privind apele subterane
Știința care studiază apelor subterane se numește hidrogeologia sau studiul apelor subterane. Hidrogeologia cercetează următoarele elemente: originea apelor subterane, modul de alimentare, rocile cu rol acvifer existente în scoarța terestră, structurile geologice, tipul de zăcământ, condițiile de stocare, modalitățile de scurgere ale apei prin acestea, răspândire, gradul de poluare, conservarea și exploatarea apei subterane, etc. (Köteles N., 2010).
Hidrogeologia este considerată o știință pluridisciplinară, având conexiuni și în alte domenii cum ar fi: geologie, hidrologie, geomorfologie, hidrodinamică, pedologie, meteorologie, geochimie, geofizică, exploatarea zăcămintelor, agronomie, chimie, fizică etc.
Aceste studii hidrogeologice urmăresc realizarea unui management teritorial, o evaluare a resurselor de ape subterane care pot fi potabile, minerale și geotermale, alegerea și aplicarea unor tehnologii de exploatare a acestora, eliminarea acțiunilor negative a exploatărilor miniere, a construcțiilor etc. (Zamfirescu F., 1997).
Originea apelor subterane
În literatura de specialitate, studii asupra originii apelor subterane mai intense s-au făcut la începutul secolului al XVI.
Francezul Palissy B. (1510 – 1590) în anul 1580 admite teoria infiltrării, el consideră că apelor proveniți din precipitații și a apelor proveniți din topirea zăpezilor se infiltrează în sol după care se adună la suprafața straturilor impermeabile de unde revin la suprafața terestră sub formă de izvoare.
În secolul al XVII –lea savantul și filozoful francez Descartes R. (1596 – 1650) elaborează teoria condensării și consideră că apele subterane iau naștere în urma condensării vaporilor de apă din cauza căldurii interne din interiorul scoarței terestre.
Hidrologul german Volger O. (1822 – 1897) în secolul al XIX –lea este de părere că apele subterane iau naștere în urma condensării vaporilor rezultați din aerul atmosferic. El consideră că aerul atmosferic format dintr-un anumit conținut de vapori de apă, întră în porii sau fisurile solului și statele subsolului, întrând în conexiune cu suprafețele reci ale granulelor. După acest proces o parte din vapori sunt reținuți. Vaporii de apă pe suprafața granulelor se condensează în așa fel ca și roua.
Însă această teorie a fost atacată de numeroși oameni de știință care au avut diferite obiecții. Aceste obiecții sunt:
în cazul în care apele subterane, au lua naștere numai din procesul de condensare ar fi nevoie în pământ un schimb puternic între vaporii atmosferici și scoarța terestră. În acest fel în fiecare m2 pe o perioadă de 24 h ar trebui să acționeze aproximativ 2000 m3 volum de aer acest lucru fiind irealizabil;
cantitatea de vapori existent în atmosferă nu poate fi atât de mare și nu au capacitatea de a alimenta continuu apele freatice;
din cauza lipsei stratului de sol în zonele tropicale unde sunt temperaturi scăzute nu este posibil condensarea deci crearea apelor freatice nu este posibil.
Lebedev A. F. în secolul al XX-lea, studiind teoriile existente, precum și prin experimentele sale a ajuns la concluzia că apele subterane iau naștere din fenomenul de infiltrare a precipitațiile atmosferice, precum și prin urma condensării vaporilor de apă care provin din porii și fisurile rocilor. El elaborând teoria originii mixte a apelor subterane.
Pe suprafața terestră sau în scoarța terestră apele provin din precipitațiile atmosferice aceștia sunt ape exogene, iar apele rezultate în urma degazeificării magmelor topite sunt endogene. Aceste ape se deplasează sau stau pe loc în crăpăturile rocilor, având proprietăți fizice, chimice, biologice, radioactive, etc., diferite decât apele de suprafață. în funcție de originea lor pot fi: vadoase, juvenile (magmatice), cosmică și fosilă.
Apele vadoase iau naștere în urma infiltrației apelor din precipitații și din apele provenite din topirea zăpezii, precum și din apele de suprafață. Aceste ape se infiltrează în scoarța terestră prin porii sau fisurile rocilor, iar când ajung la un strat impermeabil, alcătuiesc straturile acvifere freatice. Apele vadoase au un rol însemnat, în formarea rezervelor de apă subterană.
Apele juvenile (magmatice) rezultă din condensarea în subteran a vaporilor proveniți din degazeificarea magmelor. Aceste ape au temperaturi mari și sunt bogate în săruri și gaze, ajungând la suprafață ca izvoare minerale. Apele juvenile sunt de două feluri:
plutonică în cazul în care se separă dintr-o magmă în curs de consolidare, aflat la adâncime;
vulcanică în cazul în care iau naștere dintr-o lavă care se află în curs de solidificare care pot fi la suprafața solului sau la o adâncime redusă.
Apele cosmice sunt rezulte din spațiul cosmic și se află în meteoriți. Aceste ape ajung la scoarța terestră în formă nedezintegrată și se găsesc în cantități foarte mici.
Apele fosile (zăcământ, sedimentație) sau format în regiunile petrolifere având origine marină. Au un conținut ridicat de clorură de sodiu (NaCl), iod (I), brom (Br), etc. și se găsesc în general în straturile acvifere sub presiune.
Proprietățile hidrogeologice a agregatelor
Acumularea și mișcarea apelor subterane sunt influențate de proprietățile hidrogeologice a agregatelor, dintre aceste proprietăți cele mai importante sunt: porozitatea, permeabilitatea, capacitatea de absorbție și gradul de îndesare.
Porozitatea (conductibilitatea acviferă) este capacitatea rocilor de a lăsa să pătrundă și să deplaseze apa prin fisurile lor (fig. 7.1). Porozitatea se poate stabilii, după volumul golurilor din agregate sub formă de porozitate totală și de porozitate utilă.
Porozitatea totală reprezintă raportul dintre volumul total a acestor pori și volumul total al rocii.
în care: p – porozitatea totală;
Vp – volumul porilor;
Vt – volumul total al rocii.
Porozitatea utilă este reprezentată de zonele interstițiale și fisurile agregatelor. În aceste goluri apa se poate circula gravitațional. Porozitatea utilă reprezintă circa 10% din porozitatea totală a agregatului și se calculează raportând volumul de apă gravitațional dintr-un agregat la volumul total rocii respective (Pișota I., colab., 2010)
în care: Pu – porozitatea utilă;
Vg – volumul de apă gravitațională dintr-o rocă;
Vt – volumul total al rocii respective.
Fig. 7.1 Dependența porozității rocilor de forma granulelor (A), de felul de așezare a acestora (B), de gradul de sortare (C) și de gradul de cimentare (D) (după Gâștescu P., 1998)
În funcție de alcătuirea și mărimea granulelor de rocă, de modul de așezare, de nivelul de îngrămădire și cimentare a rocilor, porozitatea este influențată. În cazul agregatelor cimentate porozitatea este foarte redusă sau chiar lipsește, iar în cazul agregatelor necimentate porozitatea diferă în limite largi (5 – 50%) (tab.7.1).
tab. 7.1
Valoarea porozității rocilor (după Pișota I., colab., 2010)
În mediul înconjurător se deosebesc două feluri de agregate acestea sunt: roci poroase și roci compacte cu fisuri.
Rocile poroase sunt alcătuite din rocile sedimentare detritice, cum ar fi: pietrișurile și conglomeratele, nisipurile și gresiile, mâlurile, argilele, etc. Aceste roci sunt alcătuite din particule de diferite mărimi care pot fi cimentate sau necimentate. Spațiile libere lăsate între ele sunt de dimensiuni diferite și se numesc pori.
În funcție de dimensiunile porii rocilor, aceștia sunt grupați în:
porii supracapilari au o porozitate mare, diametrul fiind cuprins între 0,5 – 1,2 mm. Apa la o temperatură și presiune normală se deplasează prin pori potrivit legii hidrodinamicii. În cazul în care porii supracapilari au dimensiuni mai mari de 1,2 mm, aceștia se numesc macroporozitate sau cavernozitate;
porii capilari se caracterizează prin diametrul cuprins între 0,5 – 0,0002 mm. Trecerea apei în roci nu mai are loc conform legii hidrostatice, pentru că forța capilară care acționează asupra particulelor rocilor, are tendința de a schimba viteza de mișcare a apei;
porii subcapilari se caracterizează prin diametru mai mic de 0,0002 mm. Trecerea apei prin porii subcapilari este datorat fenomenului de absorbție, menținându-se în preajma granulelor, fiind imposibil să circule.
Roci compacte cu fisuri sunt alcătuite din rocile eruptive, șisturile cristaline și câteva roci sedimentabili cum ar fi: calcarele, gipsul, sarea, gresiile compacte, etc., având o porozitate foarte mică.
Porozitatea acestor roci, în funcție de formare sunt de două feluri: porozitatea primară și porozitatea secundară.
porozitatea primară se caracterizează prin golurile între granulele de rocă, prin spațiile între fețele de stratificare, precum și prin fisurile depozitelor de roci sedimentare cimentate și a rocilor metamorfice ( Morariu T., colab., 1970);
porozitatea secundară se caracterizează prin spațiile formate în urma procesului de dizolvare a apei, precum și prin fisurile obținute ca urmare a contractării rocilor.
Prin fisurile rocilor compacte, mișcarea apelor este conform legii hidrodinamice la fel ca și în cazul porilor, doar că „spațiile limite” la diferitele tipuri de fisuri. Aceste fisuri sunt:
fisuri supracapilare au deschiderea mai mare de 0,254 mm, apa circulând prin el cu forte mare ușurință;
fisuri capilare au deschiderea între 0,254 – 0,0001 mm, unde circulația apei este redusă;
fisuri subcapilare au deschiderea sub 0,0001 mm, unde circulația apei este aproape neglijabilă.
Din punct de vedere hidrogeologic, în funcție de porozitate și fisură în mediu înconjurător se găsesc două grupe de roci: roci permeabile prin porozitate cum sunt bolovănișurile, nisipurile, pietrișurile, etc. și roci permeabile prin fisură cum sunt calcarele compacte, rocile eruptive, etc., în această grupă mișcarea apei se realizează pe suprafața planului de fisură precum și în interiorul fisurii.
Permeabilitatea este însușirea rocilor de a lăsa să pătrundă și să circule apei în golurile lor. Această permeabilitate este influențată de aranjarea granulelor, de vâscozitatea apei și de mărimea porilor.
În funcție de permeabilitatea rocii se deosebesc trei tipuri de roci, aceștia sunt: roci permeabile, semipermeabile și impermeabile.
Roci permeabile. În această categorie fac parte nisipurile, pietrișurile, bolovănișurile, gresiile friabile, etc. În aceste roci apa circulă cu ușurință, conform dinamicii apelor subterane.
Roci semipermeabile. Aceștia sunt caracterizate în general de argile și marnele. În aceste roci circulația apei este parțială sau cu mare greutate.
Roci impermeabile. Este specific rocilor metamorfice, rocilor eruptive și rocilor sedimentare compacte. În aceste roci circulația apei nu este posibilă, deoarece lipsesc porii.
În funcție de repartizarea granulelor, a volumului golurilor, a dimensiunii porilor, a viscozității, a temperaturii, etc., permeabilitatea rocilor este variabilă. Exprimarea permeabilității se realizează cu un coeficient (k) care poate fi calculată în laborator (cu permeametrul) sau pe teren. Această relație este:
în care: Q – cantitatea de apă ce trece printr-o unitate de suprafață a
mediului poros într-o unitate de timp;
i – gradientul hidraulic;
h – diferența de înălțime piezometrică a lichidului;
l – lungimea parcursă de curent prin probă.
Capacitatea de absorbție (puterea de îmbibare) a rocilor se referă la calitatea lor de a primi și de a reține o cantitate de apă. Această capacitate este variabilă în funcție de compoziția granulometrică și de gradul de tasare. Capacitatea de absorbție este redată de coeficientul de absorbție (Ca), care este raportul dintre masa de apă reținută de probă de rocă și masa aceleiași roci care este uscată în etuvă la 105°C.
în care: m1 – masa rocii umede în g;
m – masa rocii uscate la 105°C în g.
Gradul de îndesare (D) se referă la starea naturală a unei roci, care poate să varieze între 0 și 1(tab.7.2).
tab.7.2
Gradul de îndesare a rocilor păroase
Tipul apelor din porii rocilor
Apa se găsește în porii și în fisurile rocilor, sub diferite stări. Aceste stări sunt: apa când este un element chimic compoziția mineralelor, în formă de vapori (în cazul în care porii nu sunt complet saturați cu apă), la suprafața granulelor (alcătuind pelicule subțiri de apă), ca apă liberă (umple porii dintre granule) și în stare solidă (pe terenuri cu temperaturi mai mici de 0°).
Forțele gravitaționale și moleculare acționează asupra apei, în asemenea măsură la suprafața rocilor respectiv în interiorul rocilor. În urma acțiunii forțelor gravitaționale, apa circulă pe verticală (de la punctele cele mai ridicate la punctele cele mai joase), iar în urma acțiunii forțelor de atracție moleculară, apa circulă pe verticală precum și reținerea particulelor de apă care se găsește într-un gol sau o fisură.
În urma studiilor efectuate de mai mulți cercetători, au ajuns la concluzia că apa din scoarța terestră este împărțită în mai multe forme (tab.7.3).
tab 7.3
Formele de apă din roci (după Köteles N., 2010)
Apa în funcție de raportul pe care au particulele de rocă sunt de două feluri legate și libere.
În funcție de umiditatea naturală a rocilor apa legată este chimic și fizic.
Apa legată chimic se găsește în mineralele rocilor sub formă de apă de hidratare acesta este de două feluri apă de constituție, apă de cristalizare și apa zeolitică.
Apa de constituție este în compoziția mineralelor sub formă de ioni de H și OH. Aceștia se pot elibera, la descompunerea mineralelor în cazul temperaturilor foarte mari.
Apa de cristalizare se găsesc în compoziția cristalină a mineralelor și sunt slab legate chimic. În cazul unor încălziri progresive a rocilor, apa de cristalizare pot fi puse în libertate, fără a zdrobi structura acestora.
Apa zeolitică se găsesc în spațiile rețelei cristaline fiind legată puternic de minerale și pot fi îndepărtate la temperaturi mai ridicate de 100°C.
Apa legată fizic (adsorbită) încercuiește particulele mineralelor, din cauza forțelor moleculare și electrochimice. În cadrul apelor legate fizic se deosebesc două tipuri de ape, cea higroscopică și cea peliculară.
Apa higroscopică se menține la suprafață datorită acțiunii reciproce dintre forțele moleculare ale apei și granulele solide, ea înconjoară granulele rocilor sub forma unei pelicule (fig. 7.2). Deplasarea acestei apei se realizează numai în stare de vapor, deoarece nu transmite o presiune hidrostatică. Temperatura de îngheți a apei higroscopice este de -78°C, iar evaporarea se realizează la o temperatură de 105°C. Acesta nefiind supusă forței gravitaționale. Higroscopicitatea roci este o caracteristică, prin care rocile pot să rețină la suprafața particulelor la un volum de apă higroscopică. Nisipurile și pietrișurile cu suprafața particulelor reduse, au o higroscopicitate cuprinse între 0,5 – 1,2%, în schimb argila care are suprafața particulelor dintr-o unitate de volum este mare, au o higroscopicitate cuprinse între 15 – 18%.
Fig. 7.2 Pelicula de apă higroscopică (după Savin C., 2007)
Apa peliculară este al doua înveliș care este în jurul granulelor de roci și are o peliculă mai groasă (fig. 7.3).
Fig. 7.3 Apă higroscopică și peliculară
(după Morariu T., colab., 1970)
Cu ajutorul forțelor de atracție moleculară care există între particulele de rocă și moleculele de apă, apa peliculară se găsește la suprafața granulelor, însă forța este mai redusă decât în cazul apelor higroscopică. Circulația apelor peliculare, se realizează fără a se transforma în starea de vapori, îngheță la o temperatură mai mică de 0°, iar în vapori se transformă la 100°C.
Mișcarea apelor peliculare se realizează de la granula de peliculă mai groasă la granula care are o peliculă mai subțire (fig. 7.3).
Fig. 7.3 Deplasarea apei peliculare (după Posea Aurora 1968)
Apa gravitațională se găsește în porii și în fusurile rocilor, iar circulația acestor ape este influențată de forța gravitațională, care împinge în jos (fig. 7.4). Apa gravitațională îngheță la o temperatură mai mică de 0°, în vapori se transformă la 100°C, iar în stare solidă se găsesc la temperaturi sub 0°C.
Fig. 7.4 Apa gravitațională (după Morariu T., colab., 1970)
Repartizarea apelor subterane pe verticală
În urma infiltrării neîntrerupte a apelor din precipitații, în porii și în fisurile rocilor, apa ajunge la un strat impermeabil, unde se concentrează determinând o stare de saturație unde apa se află permanent în porii rocilor, unde ajung la un nivel, care se numește nivelul piezometric (fig. 7.5).
Fig. 7.5 Repartiția apei pe verticală (după Morariu T., colab., 1970)
Suprafața piezometrică reprezintă suprafața stratului permeabil care este săturat de apă și desparte cele două zone care au o umiditate diferită. Aceste zone sunt: zona de aerație și zona de saturație.
Zona de aerație se separă în trei subzona, care sunt influențate de condițiile unde este situată apa. Aceste subzone sunt formate din subzona de evaporație, subzona intermediară și subzona capilară.
Subzona de evaporare reprezintă limita superioară care este în contact cu atmosfera. Evaporația se poate realiza direct de pe suprafața terenului, precum și prin porii care se află până la o adâncime de aproximativ 200 cm. Din cauza forțelor capilare, ridicarea apei la suprafață se realizează progresiv.
Capilaritatea terenurilor precum și existența sau lipsa rădăcinii vegetațiilor, influențează fenomenul de evaporație, care are loc între 100 – 200 cm.
Subzona intermediară se află localizat între subzona de evaporație și subzona capilară. Se caracterizează printr-un nivel de umiditate fluctuant, grosimea este influențată de oscilațiile a nivelului piezometric. În cazul în care nivelul piezometric este situat mai adânc, grosimea subzonei intermediare este cuprins între 10 – 20 m, iar în cazul în care nivelul piezometric este situat mai la suprafață, grosimea subzonei intermediare este cuprins între 1 – 2 m.
Subzona capilară se găsește între subzona capilară și zona de saturație. Grosimea subzonei capilare este influențată de granulometria rocilor permeabile precum și oscilațiile nivelului piezometric. În cazul nisipurilor grosimea subzonei capilare este cuprins între 0,3 – 0,4 m, însă în cazul argilelor poate fi între 2 – 3 m.
Zona de saturație se găsește între zona de aerație și stratul impermeabil și se caracterizează prin faptul că porii rocilor sunt saturați cu apă. Această zonă este considerată stratul acvifer, care alimentează puțurile și izvoarele. În porii rocilor se sedimentează mai multe tipuri de săruri cum ar fi Ca, Mg, etc., acest proces ducând la formarea zonei de cementație.
Zona de saturație și subzona capilară formează zona de fluctuație. Această zonă se caracterizează prin variațiile de temperatură, de tensiune superficială, și de ascensiune capilară.
În funcție de aspectul proceselor chimice se evidențiază două zone:
zona de oxidație (alterație) caracteristic zonei de aerație;
zona de cementație se găsește între zona de oxidație și adâncimea limită de pătrundere a apelor subterane 9 – 12 km, conform treptei geotermice de 365° unde are loc disocierea elementelor componente.
Deplasarea apelor subterane
Factorii care influențează deplasarea apelor subterane
Circulația apelor subterane este influențat și de diferitele tipuri de roci. În funcție după cum se deplasează apa subterană prin roci, în mediu putem deosebii mai multe tipuri de roci:
Roci acvifere în aceste roci apa se înmagazinează și circulă cu ușurință. Ele sunt alcătuite din roci poroase, care au pori supracapilari cum sunt: pietrișurile, nisipuri, conglomerate, gresii, etc.
Roci acvilude unde apa circulă foarte greoi pentru că porii rocilor sunt mici ca mărime. Din rocile acvilude fac parte argilele și marnele.
Roci acvifuge unde apa aproape nu circulă deoarece au o porozitate mică. Din această categorii fac parte: rocile eruptive, rocile metamorfice și roci sedimentare cimentate.
În funcție de gradul de saturație în apă a terenurilor se pot împărții în două categorii:
terenuri nesaturate sunt alcătuite din roci granulare și roci compacte fisurate;
terenuri saturate care pot fi numite și straturi acvifere, formate din roci permeabile unde se realizează deplasarea apei, dar la baza lor situând terenuri impermeabile.
Principalii factori care influențează circulația apelor subterane sunt: forța gravitațională, forța capilară, gradientul hidraulic și permeabilitatea rocilor.
Forța gravitațională cauzează o deplasare a apei descendentă în sol, până când ajunge la nivelul suprafeței hidrostatice. Forța gravitațională mai are acțiune și asupra circulației apei subterane pe orizontală, în funcție de înclinația straturilor acvifere precum și a suprafețelor piezometrice.
Forța capilară produce o deplasare ascendentă a apei din nivelul hidrostatic la suprafața solului. În funcție de porozitatea rocilor, viteza de ascensiune a apelor subterane sunt ridicate sau scăzute.
Gradientul hidraulic reprezintă diferența de presiune între două puncte pe unitate de lungime pe un nivel piezometric în pantă. Determinarea gradientului hidraulic (I) se face cu următoarea formulă:
în care: H1, H2 – altitudini ale nivelului piezometric la cele două
puncte;
L – distanța dintre cele două puncte.
Gradientului hidraulic pe teren se determină cu formula de mai sus, și constă în măsurarea altitudinii piezometric la două foraje precum și lungimea dintre ele (fig. 7.6).
Fig. 7.6 Determinarea gradientului hidraulic (după Gâștescu P., 1998)
Permeabilitatea rocilor are o acțiune importantă în ce a ce primește deplasarea și infiltrația apelor subterane, fiind tratat anterior.
În funcție de influența acestor factori, deplasarea apelor subterane se face prin două feluri de mișcări: mișcări laminare și mișcări turbulente.
Mișcarea laminară se caracterizează prin circulația particulelor de apă în rocile granulare compacte în drumuri paralele și nu se amestecă. Mișcarea laminară este caracteristic rocilor cu o porozitate omogenă, cu pori de dimensiuni reduse.
Mișcarea turbulentă are loc în rocile granulare neomogene precum și în rocile compacte cu fisuri, unde apa circulă cu viteze ridicate având trasee haotice și se amestecă între ele.
Schimbarea mișcării laminare în cea turbulentă, se realizează în cazul în care se depășește viteza critică. Această viteza critică (VC) este determinat de un parametru, care se numește numărul lui Rejnolds.
Caracteristicile parametrici a deplasării apelor subterane
Cei mai importanți parametrii, care se folosesc la deplasarea apelor subterane sunt: viteza de deplasare, debitul straturilor acvifere și debitul unitar.
Viteza de deplasare a apelor subterane, se determină prin calcul când se cunosc gradientul hidraulic (I) și valoarea coeficientului de filtrație (Kf). Viteza reală (Vr) se exprimă cu relația următoare
în care: Vf – viteza de filtrație;
n – porozitatea cu valori subunitare;
rezultă că Vr > Vf.
În funcție de regimul mișcării apelor subterane, aceștia pot fi scurgeri laminare sau turbulente.
În situația în care scurgerea este laminară, deci rocile au o porozitate omogenă, viteza de filtrație se determină prin folosirea legii lui Darcy H.
în care: Qf – debitul de filtrare;
S – suprafața de filtrare;
I – gradientul hidraulic.
Iar în cazul în care scurgerea este turbulentă, deci rocile au o porozitate neomogenă, viteza de filtrație se determină prin folosirea legii lui Chézy – Krasnopolski
în care: C – coeficientul de rugozitate în regimul turbulent;
R – raza hidraulică;
I – gradientul hidraulic.
În cazul în care coeficientul de filtrație turbulent se scrie = Kf reiese că
Debitul straturilor acvifere este redată de volumul de apă ce străbate o secțiune a stratului acvifer perpendiculară pe direcția de scurgere într-o unitate de timp (Pișota I., colab., 2010). Determinarea debitului acestor straturi acvifere se realizează cu folosirea coeficientului de filtrație.
Viteza de filtrație este dat de relația (Vf)
în care: Kf – coeficient de filtrație;
I – gradientul hidraulic.
Debitul straturilor acvifere (Q) se determină cu formula
Suprafața secțiunii (S) se determină cu ecuația
în care: L – lățimea stratului acvifer;
H – grosimea stratului acvifer.
Pentru determinarea debitelor straturilor acvifere, se fac trei sondaje unde două sondaje să realizeze un plan perpendicular care să fie pe direcția de cădere a straturilor (fig. 7.7) (Morariu T., colab., 1970).
Fig. 7.7 Secțiunea unui strat acvifer și elementele pentru determinarea debitului de apă, H – grosimea stratului acvifer, I – gradientul hidraulic, L – lățimea stratului acvifer, S1, S2, S3 – sondaje (după Pișota I., colab., 2010)
Debitul unitar de scurgere (q) este cantitatea de apă, care trece într-o unitate de timp o unitate de dimensiune a secțiunii stratului acvifer (Pișota I., colab., 2010).
în care: Q – debitul straturilor acvifere;
S – suprafața;
H – grosimea;
L – lungimea.
De obicei în hidrogeologie se folosește ecuația q = Q/S, iar debitul unitar calculat poartă denumirea și de debitul specific al lui Darcy, care este identic cu viteza de filtrație în regim laminar.
Direcția de deplasare a apelor subterane
Procedeele de determinare a direcției de deplasare a apelor subterane, sunt: metoda indicatorilor și metoda grafică (geometrică).
Metoda indicatorilor. Această metodă se descrie astfel: în stratul acvifer se introduce o soluție. Soluția respectivă poate fi fluoresceină, albastru de metil, clorură de sodiu, clorură de magneziu, etc. Lansarea indicatorilor se realizează într-un puț, după care se urmărește până când ajunge la celelalte puțuri. Indicatorul care ajunge, în cel mai scurt timp la un puț ne indică direcție curentului.
Viteza de deplasare a apelor subterane (V) este raportul dintre distanța celor două puțuri de lansare și timpul de parcurgere a distanței și se determină cu următoarea formulă
în care: l – distanța dintre cele două puțuri;
T – timpul în care străbate distanța l, în m, h sau zi.
Metoda grafică (geometrică). Se constituie o rețea de puțuri, și se calculează adâncimea față de nivelul mării. În continuare se unesc cele trei puncte în formă de triunghi, iar prin coborârea perpendicularei din vârful triunghiului (valoare maximă pe o dreaptă care unește punctele cu aceeași cotă) se află direcția de scurgere a apelor subterane (fig. 7.8) (Gâștescu P., 1998).
Fig. 7.8 Determinarea direcției de curgere prin metoda grafică
(după Gâștescu P., 1998)
Straturile acvifere
Apele care ajung în scoarța terestră, se deplasează prin porii rocilor permeabili, pe verticală din cauzate de forțele gravitaționale, ajungând până la un strat impermeabil. Agregatele care se găsesc în partea de sus a straturilor impermeabile și sunt saturate cu apă rezultate din infiltrații poartă denumirea de roci acvifere. Apele care se găsesc în aceste roci alcătuiesc stratul acvifer.
Straturile acvifere în funcție de natura golurilor sunt de două feluri: omogene care sunt permeabile din porozitate și eterogene care sunt permeabile din fisuri.
Părțile componente care formează un strat acvifer (fig. 7.9) sunt:
partea activă (A) se găsește peste nivelul hidrostatic și influențează deplasarea apei;
partea pasivă (P) se găsește sub nivelul activ, iar deplasarea apei se realizează cu ajutorul presiunii hidrostatice;
partea stagnantă (S) se presupune că se găsește în poziție orizontală, unde apa nu se deplasează.
În funcție de formele orografice, apele din zonele active și pasive circulă spre zone mai joase. În funcție de modul de așezare în teren, aceste straturi acvifere sunt de două feluri: strat acvifer liber și strat acvifer captiv.
Fig. 7.9 Părțile unui strat acvifer, A – partea activă, P – partea pasivă,
S – partea stagnantă (după Posea Aurora 1968)
Stratul acvifer liber se constituie în terenuri permeabile care sunt aprovizionate de apele din precipitații, precum și din infiltrațiile din râuri. Aceste straturi acvifere libere care sunt situate în vecinătatea suprafeței solului, poartă denumirea de straturi freatice. Topografia terenului, influențează nivelul hidrostatic al freatice (fig. 7.10).
Fig. 7.10 Stratul acvifer liber alimentat din precipitații și apa râurilor
(după Posea Aurora 1968)
În funcție de natura terenului, straturile acvifere libere se clasifică în mai multe categorii:
Straturile acvifere libere în depunerile aluvionare, sunt cel mai des întâlnite luând naștere în materialul detritic cum ar fi pietrișurile și nisipurile, care sunt aduse de apele râurilor (fig. 7.11). Aceste șesuri aluviale au lățimi până la câțiva, care sunt situate pe o parte sau pe alta a râului.
Straturile impermeabile ce se găsesc la baza șesurilor aluviale, ajută la înmagazinarea rezervelor mari de apă. Râurile se află în contact cu straturile acvifere din depunerile aluvionare, fiind principala sursă de alimentare a râurilor.
Fig. 7.11 Stratul acvifer în șes aluvial (după Morariu T., colab., 1970)
Straturile acvifere de la baza teraselor râurilor, în cele mai multe cazuri râurile au mai multe niveluri de terase, la baza căreia se formează straturile de apă (fig. 7.12).
Terasele aluvionare cu dezvoltare mare au depozite mari de ape subterane, aceste ape pot fi folosite la alimentarea cu apă a localităților.
Fig. 7.12 Straturile acvifere de la baza teraselor râurilor
(după Posea Aurora 1968)
Straturile acvifere din conurile de dejecție, sunt rezulte în urma infiltraților de apă prin partea de sus a conului precum și din precipitații. În conurile de dejecție apa poate fi de două feluri: liberă și captivă. Apa captivă se datorează neomogenității depunerilor impermeabile care învelesc materialul grosier (fig. 7.13).
În cazul conurilor de dejecție, cu mărimi mari formate din nisip, pietriș și bolovăniș înmagazinează volume imense de ape. Aceste ape pot fi folosite în alimentarea unor localități.
Putem aminti conul de dejecție al Nemțișorului din Timișești de unde se alimentează câteva cartiere din localitatea Iași.
Fig. 7.13 Straturile acvifere într-un con de dejecție, a – stratul impermeabil, b – stratul acvifer liber, c – stratul acvifer captiv (după Posea Aurora 1968)
Straturile acvifere de la baza loessului. Stratul acvifer continuu se găsește la baza depozitelor de loess (lut argilos) și pe stratul impermeabil de lehm. Nivelul stratului acvifer diferă în funcție de morfologia terestră (fig. 7.14).
Rocă sedimentară neconsolidată, loessul este omogen, având culoarea gălbuie cu o porozitate și crăpătură specifică. Stratul acvifer se situează la o adâncime mare depășind 20 m, iar calitatea acestor ape este redus, având o duritate ridicată.
Fig. 7.14 Strat acvifer liber la baza loessului (după Morariu T., colab., 1970)
Straturile acvifere din rocile compacte cu fisuri reduse. Din această categorie fac parte rocile eruptive și metamorfice care au fisuri mici și strâmte, care sunt cauzate de procesele de formare a acestora. În aceste roci nu se găsesc nivele acvifere propriu-zise, pentru că aceste crăpături sunt de dimensiuni reduse, iar legătura dintre ele nu există. Din acest motiv apa are o deplasare discontinuu.
Straturile acvifere din rocile cu fisuri largi. Este reprezentat de rocile sedimentare cu au crăpături mari și adânci cu ar fi calcarele, dolomitele, gipsurile etc., în care apa poate să se deplaseze, precum și să stagneze. În rocile calcaroase apa dizolvă carbonatul de calciu (CaCO3), formând: grotele, peșterile, cavernele etc. (fig. 7.15).
În cazul în care sub influența apelor fisurile perpendiculare se lărgesc pe direcția de stratificare rezultă grote cu culoare înalte, strimte care sunt ascuțite în sus. Iar în cazul în care sunt lărgite pe direcția straturilor, rezultă peșteri având o formă largă și nu prea înaltă. Deoarece peștele prezintă multe fisuri, în unele cazuri peșterile au anexe care sunt separate cu ajutorul gâtuiturilor formând galerii care pot fi cu pante accentuate, descendente și combinate.
Deplasarea apei prin peșteri se poate realiza și prin formarea de cursuri de apă cu cascade, precum și formarea de lacuri.
Fig. 7.15 Circulația liberă a apei în formațiuni calcaroase, a – doline, b – lapiezuri, c – aven, d – galerii, e – peșteră, f – lac subteran
(după Pișota I., colab., 2010)
Straturile acvifere din zonele litorale marine. Lângă zonele litorale, pot fi întâlnite straturi acvifere freatice cu apă sărată, precum și straturi acvifere cu apă dulce. Aceste ape sărate în unele cazuri se găsesc deasupra apelor sărate (fig. 7.16).
În unele cazuri în grindurile marine se poate găsi apă dulce, aceștia stau deasupra apei sărate. Aceste ape dulci care se găsesc în nisipurile grindurilor, sunt rezultatul infiltrației precipitațiilor.
Fig. 7.16 Straturile acvifere cu ape dulci și sărate în zonele litorală marină (după Pișota I., colab., 2010)
Straturile acvifere captive sunt situate între două orizonturi impermeabile. Aceste straturi acvifere captive se alimentează din apele superficiale printr-o suprafață redusă, din acest motiv zona de alimentare nu se potrivește cu zona de dezvoltare a stratului (Morariu T., colab., 1970).
Cu ajutorul suprafețelor straturilor permeabile se realizează alimentarea straturilor acvifere captive, prin precipitații, precum și din apele superficiale (fig. 7.17).
După cum am amintit mau sus, stratul acvifer captiv este situat între stratul impermeabil de bază care poartă denumirea de patul stratului acoperitor (tavanul) precum și stratul impermeabil acoperitor denumit tavanul, unde apa se găsește sub presiune.
Fig. 7.17 Părțile unui strat acvifer captiv (după Ciocîrdel R., 1952)
În cazul în care straturile captive sunt orizontale, precum și roca este saturată atunci presiunea este redusă, iar în cazul în care stratul nu este saturat complet, apa nu are presiune cu toate că este captivă.
În situația în care stratul captiv este inclinat fiind sub presiune și se încrucișează cu un puț sau sondă apa se ridică, ajungând până la zona nivelului de alimentare.
După nivelul de ridicare a apei, apele pot fi de două feluri: arteziene în cazul în care apa țâșnește deasupra terenului și ascensionale în cazul în care, apa ridicată nu depășește nivelul terenului.
Nivelul piezometric este dat de nivelul până unde se ridică apa straturilor captive în puțuri. În cazul în care suprafața piezometrică se găsește mai sus comparativ cu suprafața terenului (în cazul unul puț artezian) atunci nivelul piezometric este pozitiv, însă în situația în care nu se depășește suprafața terenului (când puțurile sunt ascendente) nivelul piezometric este negativ (fig. 7.18).
Fig. 7.18 Apa arteziană și ascensională, precum și nivelurile piezometrice pozitive și negative (după Ciocîrdel R., 1952)
Când straturile acvifere captive cu flancuri, așezate la diferite niveluri atunci apele din puțuri urcă la un nivel, formând nivelul piezometric trasând o curbă parabolică. Calcularea acestui nivel piezometric se realizează cu ajutorul unui manometru care se instalează la gura forajului (fig. 7.19).
Determinarea înălțimii piezometrice (Ip) se face cu ajutorul ecuației:
în care: P – presiunea citită pe manometru, în atm;
h – adâncimea puțului, în m;
10,33 – reprezintă unitatea de presiune 1atm.
Fig. 7.19 Nivelul piezometric al unui strat acvifer captiv cu flancurile la niveluri diferite, 1,2,3,4,5 – foraje cu nivelul lor piezometric
(după Ciocîrdel R., 1952)
Modificările nivelurilor apelor subterane
În funcție de orografia terenului, apele subterane de obicei au o suprafață orizontală sau înclinată. Cu ajutorul unor foraje se pot observa variațiile nivelului apei subterane, dintr-o regiune după cantitatea și distribuția precipitațiilor în decursul unui an (fig. 7.20).
Fig. 7.20 Variația nivelului apelor subterane în comparație cu media lunară a precipitațiilor atmosferice (după Morariu T., colab., 1970)
Din graficul de mai sus putem trage concluzia că cele două curbe, au aspecte simulare însă cu o decalare între ele. Variațiile nivelurilor din foraje, se realizează mai târziu, deoarece există o decalare între momentul când apa din precipitații ajung pe sol și momentul când aceste ape ajung în stratul acvifer.
Aceste decalaje de obicei durează aproximativ 1 – 6 luni, în funcție de adâncimea nivelului freatic și permeabilitatea straturilor. În funcție de cantitatea precipitațiilor, valorile creșterilor nivelurilor stratului acvifer sunt proporționale.
Acțiunea reciprocă dintre apele freatice și apa râurilor
În funcție de infiltrația apelor din precipitații
Copyright Notice
© Licențiada.org respectă drepturile de proprietate intelectuală și așteaptă ca toți utilizatorii să facă același lucru. Dacă consideri că un conținut de pe site încalcă drepturile tale de autor, te rugăm să trimiți o notificare DMCA.
Acest articol: Dinamica Raurilor (ID: 120872)
Dacă considerați că acest conținut vă încalcă drepturile de autor, vă rugăm să depuneți o cerere pe pagina noastră Copyright Takedown.