Studiu Geotehnic Dn 67c Tronsonul Bengesti – Novaci

STUDIU GEOTEHNIC DN 67C

– TRONSONUL BENGEȘTI – NOVACI

CUPRINS

LISTA FIGURILOR

LISTA TABELELOR

CAPITOLUL I

INTRODUCERE

CAPITOLUL II

CADRUL GEOLOGIC, GEOMORFOLOGIC ȘI HIDROGRAFIC REGIONAL

CADRUL GEOLOGIC

ELEMENTE STRUCTURALE

SUCCESIUNEA LITOLOGICĂ A UNITĂȚILOR GEOLOGICE

PÂNZA GETICĂ

DOMENIUL DANUBIAN

CADRUL GEOMORFOLOGIC

STRUCTURA GEOMORFOLOGICĂ A JUDEȚULUI GORJ

RELIEFUL

CONDIȚII CLIMATICE

CADRUL HIDROGRAFIC

DATE GENERALE

LIMITELE BAZINULUI HIDROGRAFIC

CARACTERISTICILE LITOLOGICE ALE BAZINULUI GILORT ÎN MUNȚII PARÂNG

Fundamentul cristalin al Autohtonului Danubian din Bazinul Gilort

Învelișul sedimentar al Autohtonului Danubian din Bazinul Gilort

CARACTERISTICILE LITOLOGICE ALE BAZINULUI GILORT ÎN PODIȘUL GETIC

BILANȚ HIDROLOGIC ȘI SCURGERE MEDIE

REPARTIȚIA SCURGERII

TEMPERATURA APEI

FENOMENE DE ÎNGHEȚ

SCURGERE SOLIDĂ

PARTICULARITĂȚI HIDROCHIMICE

CAPITOLUL III

CARACTERIZAREA GEOMECANICĂ A ROCILOR ȘI A PROCESELOR ANALIZATE

ASPECTE ANALIZATE DE INVESTIGAREA TERENULUI

ADÂMCIMEA DE INVESTIGARE

ÎNCERCĂRI DE LABORATOR

GRANULOZITATE

LIMITE DE PLASTICITATE

LIMITELE ATTERBERG

Limita de plasticitate inferioară ()

Limita de plasticitate superioară )

UMIDITATEA NATURALĂ

INDICELE DE PLASTICITATE ()

INDICELE DE CONSISTENȚĂ

CARACTERISTICI DE STARE

POROZITATEA

INDICELE PORILOR

INDICII REZISTENȚEI LA FORFECARE

COEZIUNEA

UNGHIUL DE FRECARE INTERNĂ

UMFLARE LIBERĂ

CALCULUL TERENULUI DE FUNDARE

REZISTENȚA LA FORFECARE

CAPACITATEA PORTANTĂ

STABILITATEA VERSANȚILOR

TASAREA

CAPITOLUL IV STUDIU DE CAZ: STUDIU GEOTEHNIC DN 67C

– TRONSONUL KM 0+000-15+100- BENGEȘTI – NOVACI

CARACTERIZAREA AMPLASAMENTULUI

GEOMORFOLOGIE

DESCRIEREA TRASEULUI

GEOLOGIE

CLIMĂ

HIDROGRAFIE

HIDROGEOLOGIE

ÎNCADRARE SEISMICĂ

INVESTIGAȚII REALIZATE

CARACTERIZAREA GEOMECANICĂ A AMPLASAMENTULUI ȘI DETERMINAREA PRESIUNII CONVENȚIONALE

PRESIUNEA CONVENȚIONALĂ

CORECȚIILE APLICATE PRESIUNII CONVENȚIONALE ȘI MODUL DE CALCUL

CORECȚIA DE LĂȚIME

CORECȚIA DE ADÂNCIME

DESCRIEREA FORAJELOR ȘI CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

FORAJUL F1

FORAJUL F2

FORAJUL F3

FORAJUL F4

FORAJUL F5

FORAJUL F6

FORAJUL F7

FORAJUL F8

FORAJUL F9

CAPITOLUL V

CONCLUZII ȘI RECOMANDĂRI

CONCLUZII

RECOMANDĂRI

ÎNCADRAREA ÎNTR – O CATEGORIE GEOTEHNICĂ CONFORM NP 074/2014

CONDIȚIILE DE TEREN

APA SUBTERANĂ

CLASIFICAREA CONSTRUCȚIILOR DUPĂ IMPORTANȚĂ

VECINĂTĂȚILE

BIBLIOGRAFIE

ANEXE

LISTA FIGURILOR

Figura 2.1 Harta DN 67 C Transalpina;

Figura 2.2 Harta geotectonică a Carpaților Meridionali și a Depresiunii Getice;

Figura 2.3 Paleozonele de rift alpine central si est-europene;

Figura 2.4 Formarea Pânzei Getice;

Figura 2.5 Domeniul Danubian și formațiunile înconjurătoare;

Figura 2.6 Harta cu relieful Județului Gorj;

Figura 2.7 Harta cu izoterme a județului Gorj;

Figura 2.8 Bazinul hidrografic Gilort;

Figura 2.9 Harta unităților de relief din Bazinul Gilort;

Figura 2.10 Secțiuni geologice pe Valea Gilortului;

Figura 2.11 Hidrograf caracteristic bazinului Gilortului;

Figura 3.1 Etapele investigațiilor terenului în proiectarea geotehnică și în execuția lucrărilor;

Figura 3.2 Secțiune transversală printr-o structură rutieră;

Figura 3.3 Scheme de umplutură (stânga) și de excavație (dreapta);

Figura 3.4 Schemă excavații cu nivel hidrostatic (1);

Figura 3.5 Model de curbă granulometrică;

Figura 3.6 Diagrame cu nomenclatura pentru nisip, argilă, praf (dreapta) și pentru nisip, pietriș și mâl (stânga);

Figura 3.7 Coeziunea în Legea lui Coulomb (a – pamânt necoeziv, b – pământ coeziv);

Figura 3.8 Reprezentarea grafică a criteriului de cedare Mohr-Coulomb: a – definirea parametrilor; b – dependența parametrilor de nivelul eforturilor;

Figura 3.9 Comportamentul pământurilor în procesul de forfecare după natura și starea lor fizică (a – rezistența la forfecare – deformare specifică, b – tasare specifică – deformație specifică, c – porozitate – deformație specifică;

Figura 3.10 Dreapta intrinsecă Mohr- Coulomb;

Figura 3.11 Tipuri de cedare a rocilor: a- cedare completă, b- cedare locală, c- cedare prin poansonare;

Figura 3.12 Tipuri de taluzuri;

Figura 3.13 Starea unui taluz artificial;

Figura 3.14 Etapele unei alunecări de teren;

Figura 3.15 Forțele care acționează asupra unui taluz (stânga – taluzul întreg, dreapta – detaliu);

Figura 3.16 Reprezentarea grafică a elementelor relației (3.49);

Figura 3.17 Tasarea pământurilor în timp (1- structură grăunțoasă, 2 și 3- structuri disperse sau floculare);

Figura 4.1 Localizare DN 67C pe harta României ( Google Maps);

Figura 4.2 DN 67C Depresiunea Subcarpatică Olteană: Stânga – Km 1 – zonă de depresiune cu relief cvasiorizontal; Dreapta – Km 7 +500 – zonă deluroasă;

Figura 4.3 DN 67C Km 7 Șanțuri nepereate și podețe colmatate;

Figura 4.4 Coloană stratigrafică din zona Novaci – Polovragi ( după Ilie, 1972);

Figura 4.5 Profile geologice în sectorul submontan al Bazinului Gilortului (Marinescu E., 2007);

Figura 4.6 Harta cu repartiția indicelui de umiditate a tipurilor climatice pe teritoriul României ( Studiu geotehnic realizat de S.C. GEOSTUD în 2007);

Figura 4.7 DN 67C Km 58 + 200 (Zona submontană);

Alunecare de teren (octombrie 2014);

Figura 4.8 DN 67C Km 74 +320 (Zona montană) Acumulări de grohotiș și modalități utilizate de stabilizare a versanților;

Figura 4.9 DN 67C Km 79 Stabilitatea versanților ( Lacul Oașa – stânga sus; apariția ravenelor în versantul acoperit de grohotiș – dreapta sus; versanți din rocă tare exploatați – stânga jos; metode utilizate pentru stabilizarea versanților instabili – dreapta jos) – octombrie 2014;

Figura 4.10 DN 67C Km 7 +500 Alunecare de teren: Stânga sus – Deformarea drumului produsă de alunecare; Dreapta sus – zone vălurite produse de alunecare; Jos – ”Pădure beată – fenomen specific alunecărilor de teren – Octombrie 2014;

Figura 4.11 România – Zonarea valorilor de vârf ale accelerației terenului pentru proiectare cu IMR = 225 ani și 20% șansă de depășire în 50 de ani ( P 100-1/ 2006);

Figura 4.12 Zonarea teritoriului României în termeni de perioadă de colț a spectrului de răspuns;

Figura 4.13 Secțiune geologică transversală între forajele F6 și F7;

Figura 4.14 Secțiune geologică longitudinală paralelă cu drumul, pe partea stângă pe sensul de mers spre Novaci între forajele F8 și F9;

Figura 5.1 DN 67C Km 7 +200 + Km 7+800 Fenomene de degradare a sistemului rutier;

Figura 5.2 DN 67C Km 7+000 – Km 7+600 Zonă cu instabilitate.

LISTA TABELELOR DIN LUCRARE

Tabelul 2.1 Procentul scurgerii medii lunare și sezoniere în bazinul Gilort;

Tabelul 2.2 Date hidrochimice privitoare la bazinul Gilort;

Tabelul 3.1 Clasificare în funcție de fracția granulometrică;

Tabelul 3.2 W pentru diferite tipuri de roci;

Tabelul 3.3 Porozitatea pentru diferite tipuri de roci;

Tabelul 3.4 Porozitatea n pentru roci stâncoase;

Tabelul 3.5 Înălțimile limită ale rambleelor pentru drumuri;

Tabelul 3.6 Tipuri de parametrii ai rezistenței la forfecare (Φ, c) folosite uzual în proiectare pentru estimarea stabilității taluzurilor și versanților din pământuri argiloase;

Tabelul 4.1 Intervale de valori ale presiunii convenționale în funcție de tipul de rocă;

Tabelul 4.2 Valori ale presiunii convenționale pentru pământuri necoezive ( NP 112 – 04);

Tabelul 4.3 Valori ale Presiunii convenționale pentru pământuri coezive ( NP 112 – 04);

Tabelul 4.4 Valori ale Presiunii convenționale pentru umpluturi (NP 112 – 04)

Tabelul 4.5 Valorile coeficientul K2 ( NP 112 – 04);

Tabelul 4.6 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F1;

Tabelul 4.7 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F2;

Tabelul 4.8 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F3;

Tabelul 4.9 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F4;

Tabelul 4.10 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F5;

Tabelul 4.11 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F6;

Tabelul 4.12 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F7;

Tabelul 4.13 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F8;

Tabelul 4.14 Calculul Presiunii convenționale pentru forajul F9;

Tabelul 5.1 Zonarea structurii drumului;

Tabelul 5.2 Tipul de teren încadrat în categoria terenuri bune (NP 074/2014);

Tabelul 5.3 Tipul de teren încadrat în categoria terenuri medii (NP 074/2014);

Tabelul 5.4 Exemple de punctaje atribuite factorilor care determină încadrarea seismică (NP 074/2014);

Tabelul 5.5 Încadrarea în categoria geotehnică ( NP 074/2014 );

Tabelul 5.6 Punctajul pentru încadrarea în categoria geotehnică pentru DN 67C Sectorul Bengești – Novaci.

LISTA ANEXE

Anexa 1 – Aerofotograma Sectorului Bengești – Novaci, DN 67C;

Anexa 2 – Fișele forajelor efectuate pe DN 67C – Tronsonul Bengești – Novaci;

Anexa 3 – Planul cu amplasarea lucrărilor de investigare realizate pe Tronsonul Bengești – Novaci ( km 0 + 000 – 15 + 100);

Anexa 4 – Centralizatoarele investigațiilor de laborator.

CAPITOLUL I

INTRODUCERE

În această lucrare se vor prezenta aspecte geotehnice cu privire la zona de amplasare a unei construcții cu mari exigențe inginerești, o cale rutieră ce străbate Carpații pentru a face legătura între două regiuni despărțite de culmi montane impunătoare – Oltenia și Transilvania.

”Drumul regelui”, așa cum mai este numit DN67C, face legătura între comuna gorjeană Bengești și orașul Sebeș din județul Alba, cu o lungime totală de 148 km. Istoria acestui draseu montan ne întoarce în timp 2000 de ani, fiind construit prima dată de romani în perioada confruntărilor cu dacii, fiind astfel trecut în cărțile de istorie sub denumirea de ”coridorul IV strategic roman”.

Se va studia litologia structurilor peste care trece Transalpina, se determină în laboratorul geotehnic propietățile fizico-mecanice ale rocilor preluate din teren prin foraje geotehnice sub formă de carote. Prin observații directe în teren se determină prezența faliilor, a fisurilor și șistuozității rocilor, a pantelor versanților, a structurilor specifice alunecărilor de teren.

Un alt factor important este prezența structurilor conforme, care măresc susceptibilitatea la alunecări de teren, dar care sunt identificate prin studierea contactului dintre formațiunile acoperitoare și roca de bază pe carote, dar și prin corelarea datelor oferite de harta geologică și cea topografică.

Se vor analiza și hărțile de încadrare seismică a zonei, precum și alte hărți de hazard, hazarde care modifică proprietățile fizico-mecanice ale rocilor de fundare, făcându-le nefavorabile amplasării sistemului rutier.

O atenție deosebită o vom acorda prezenței apei, pe de o parte pentru că ne situăm în albia majoră a râului Gilort (sectorul studiat în această lucrare), iar pe de altă parte pentru că aceasta este o zonă cu susceptibilitate mare la inundații.

Toate aceste analize și studii sunt necesare și urmăresc încadrarea terenului de fundare într-o categorie geotehnică în conformitate cu NP 074/2014.

CAPITOLUL II

CADRUL GEOLOGIC, GEOMORFOLOGIC ȘI HIDROGRAFIC REGIONAL

Scurt istoric…

Transalpina (DN 67 C) este cel mai înalt drum rutier din întregul lanț al Munților Carpați, atingând altitudinea maximă (2145 m) în Pasul Urdele.

Transalpina traversează Munții Parâng de la N la S, fiind paralelă cu Valea Oltului și cu Valea Jiului, între care se află și leagă localitatea Sebeș din Județul Alba de localitatea Novaci din Județul Gorj.

Drumul a fost construit de romani, luându-și numele de la latinescul "Transalpina" (țara de dincolo de munți), cum era numită în vechile texte și hărți latinești Țara Românească și e supranumit “Drumul Regelui”, pentru că Regele Carol al II-lea, după ce l-a reconstruit, pavându-l cu piatră, l-a inaugurat în anul 1938, parcurgându-l el însuși, împreună cu familia regală. A fost reabilitată de nemți în al II-lea război mondial, după care a fost dată uitării de autoritățile române.

CADRUL GEOLOGIC

Eperioada confruntărilor cu dacii, fiind astfel trecut în cărțile de istorie sub denumirea de ”coridorul IV strategic roman”.

Se va studia litologia structurilor peste care trece Transalpina, se determină în laboratorul geotehnic propietățile fizico-mecanice ale rocilor preluate din teren prin foraje geotehnice sub formă de carote. Prin observații directe în teren se determină prezența faliilor, a fisurilor și șistuozității rocilor, a pantelor versanților, a structurilor specifice alunecărilor de teren.

Un alt factor important este prezența structurilor conforme, care măresc susceptibilitatea la alunecări de teren, dar care sunt identificate prin studierea contactului dintre formațiunile acoperitoare și roca de bază pe carote, dar și prin corelarea datelor oferite de harta geologică și cea topografică.

Se vor analiza și hărțile de încadrare seismică a zonei, precum și alte hărți de hazard, hazarde care modifică proprietățile fizico-mecanice ale rocilor de fundare, făcându-le nefavorabile amplasării sistemului rutier.

O atenție deosebită o vom acorda prezenței apei, pe de o parte pentru că ne situăm în albia majoră a râului Gilort (sectorul studiat în această lucrare), iar pe de altă parte pentru că aceasta este o zonă cu susceptibilitate mare la inundații.

Toate aceste analize și studii sunt necesare și urmăresc încadrarea terenului de fundare într-o categorie geotehnică în conformitate cu NP 074/2014.

CAPITOLUL II

CADRUL GEOLOGIC, GEOMORFOLOGIC ȘI HIDROGRAFIC REGIONAL

Scurt istoric…

Transalpina (DN 67 C) este cel mai înalt drum rutier din întregul lanț al Munților Carpați, atingând altitudinea maximă (2145 m) în Pasul Urdele.

Transalpina traversează Munții Parâng de la N la S, fiind paralelă cu Valea Oltului și cu Valea Jiului, între care se află și leagă localitatea Sebeș din Județul Alba de localitatea Novaci din Județul Gorj.

Drumul a fost construit de romani, luându-și numele de la latinescul "Transalpina" (țara de dincolo de munți), cum era numită în vechile texte și hărți latinești Țara Românească și e supranumit “Drumul Regelui”, pentru că Regele Carol al II-lea, după ce l-a reconstruit, pavându-l cu piatră, l-a inaugurat în anul 1938, parcurgându-l el însuși, împreună cu familia regală. A fost reabilitată de nemți în al II-lea război mondial, după care a fost dată uitării de autoritățile române.

CADRUL GEOLOGIC

ELEMENTE STRUCTURALE

Zona de sud-vest a țării este complexă din punct de vedere structural, existând numeroase elemente structurale, pânze, falii, cute, care au suferit deformări, deplasări și decroșări sub acțiunea stressului, a presiunii litostatice și a altor forțe care apar la contactul dintre plăcile tectonice.

Conform hărții din figura 2.2 se poate observa că pe teritoriul județului Gorj sunt două mari unități structurale:

Pânza Getică;

Autohtonul Danubian.

Această tectonică complicată este rezultatul orogenezelor hercinică și alpină (figura 2.3).

În orogeneza hercinică a fost afectat fundamentul cristalino-granitic danubian. Poziția discordant-transgresivă a conglomeratelor permiene siuate peste fundamentul cutat sugerează că aceste cutări s-au produs la sfârșitul Carboniferului superior și probabil începutul Permianului (Săndulescu, 1984).

În orogeneza alpină , ca urmare a șariajului getic, a fost solicitată cuvertura sedimentară a autohtonului danubian. Înaintarea pânzei getice și a șisturilor cristaline danubiene s-a realizat în două etape: prima etapă a fost în Cretacicul mediu, iar cea de-a doua etapă în Cretacicul superior, când s-a format în linii mari structura geologică actuală.

Structura cristalinului danubian din această regiune este reprezentată prin două compartimente majore:

În nord – Seria de Drăgșan;

În sud – Seria de Lainici-Păiuș.

Fiecare dintre aceste compartimente reprezintă un anticlinal separat de o puternică dislocație direcțională, ce poate fi urmărită din Munții Cernei până în partea de est a Munților Parâng. Seria de Drăgșan este ridicată și împinsă peste Seria de Lainici-Păiuș. Planul dislocației înclină spre nord și este marcat de prezența rocilor intens metamorfozate dinamic, care formează zona cunoscută sub denumirea ”Pasul Vulcan-Jiu- Vârful Reci”.

Șisturile cristaline ale Seriei de Sebeș-Lotru, încălecate peste autohtonul danubian, au înclinări variabile spre SE și prezintă direcții generale NE-SV, până la N-V.

Ca o consecință a presiunii exercitate de pânza de șariaj, cuvertura sedimentară a autohtonului danubian a suferit încrețiri, uneori intense, cu vergență sudică. În alte cazuri, depozitele sedimentare au fost dislocate și antrenate în baza Pânzei Getice sub forma unei lame de rabotaj.

Formațiunile neogene din bazinul dacic situate pe teritoriul Județului Gorj reprezintă umplutura unui sector al Depresiunii Getice.

Principalele elemente structurale:

Depresiunea Sinclinală Novaci;

Anticlinalul Săcel- Ciocadia- Ciuperceni;

Anticlinalul Stroiești;

Sinclinalul Niloștea- Slătioara etc.

La est de Gilort se găsesc numeroase anticlinale și sinclinale, orientate E-V.

Depozitele neogene sunt afectate de numeroase falii, în general verticale și orientate N-E, împărțind cutele pe care le întretaie în mai multe compartimente. Există și o serie de falii în număr mai redus, dar de dimensiuni mai mari, orientate E-V.

SUCCESIUNEA LITOLOGICĂ A UNITĂȚILOR GEOLOGICE

Sectorul studiat încadrează unități geologice aparținând Dacidelor mediane și Dacidelor marginale.

Dacidele mediane reprezintă un grup de pânze de soclu ce s-au format prin forfecare. Fiecare pânză este alcătuită din formațiuni metamorfice, prealpine, străbătute uneori de granitoide și din formațiuni sedimentare mezozoice sau neopaleozoic-mezozoice (Săndulescu, 1984). În Carpații Meridionali, Dacidele mediane sunt reprezentate de Pânza Getică și Pânzele Supragetice.

Dacidele marginale sunt reprezentate de Domeniul Danubian, constituind cele mai externe elemente care au fost deformate în timpul orogenezelor din Cretacic.

PÂNZA GETICĂ

Pânza Getică are cea mai mare arie de aflorare dintre toate unitățile șariate ale Dacidelor mediane. Adăugând și suprafețele care au fost erodate- între peticele de acoperire și conturul de eroziune al pânzei-, Pânza Getică se conturează ca o mare carapace ( figura 2.4), constituită din formațiuni cristaline acoperite de formațiuni sedimentare, șariată deasupra unității danubiene și antrenând în baza și în fruntea ei Pânza de Severin ( Săndulescu, 1984).

Partea principală a cristalinului getic este constituită din formațiunile mezometamorfice precambriene superioare aparținând seriei Sebeș- Lotru, cu o litostratigrafie și o istorie metamorfică complexe (Săndulescu, 1984).

Depozitele sedimentare din Pânza Getică sunt de vârstă Carbonifer superior- Cretacic Superior, uneori cu discordanțe simple sau unghiulare.

Paleozoicul superior este reprezentat de depozite de molasă hercinică Carbonifer superior-Permian inferior, grezo-conglomeratică, cu cărbuni. Ele sunt găzduite de zona de sedimentare cea mai internă a pânzei. Molasa hercinică este urmată de o lacună de sedimentare ce corespunde cel puțin unei discordanțe simple (Săndulescu, 1984).

Triasicul este puțin cunoscut, cuprinde depozite eotriasice și mediotriasice, urmate de prima discordanță unghiulară cunoscută în domeniul getic situată la baza Jurasicului inferior ( dezvoltat în facies de Gresten).

După sedimentarea terigen-paralică din Jurasicul inferior și terigen-calcaroasă, încheiată cu nivele silicioase (jaspuri, calcare cu silex) din Jurasicul mediu, în Jurasicul superior și Cretacicul inferior se instalează condiții de sedimentare de tip pelagic.

După o discordanță (”prima fază getică”) sedimentarea este reluată în Albian sau Vraconian și este de natură detritică și glauconitică. În linii generale, Cretacicul superior este terigen sau pelagic, cu episoade de tip fliș (Săndulescu, 1984).

”Faza a doua getică” sau șariajul principal laramic reprezintă acoperirea tectonică a unităților danubiene de către Pânza Getică, purtând la baza ei Pânza de Severin și care s-a petrecut în Senonianul inferior.

Conturul de eroziune al pânzei este acoperit discordant de depozite noi neogene, dar există și locuri în care depozitele grezo-conglomeratice paleogen-eocene-, sunt situate în contact atât cu Pânza Getică, cât și cu unitățile danubiene și conțin galeți.

DOMENIUL DANUBIAN

Dacidele marginale sunt reprezentate de Domeniul Danubian și se situează între Pânza de Severin, aparținând Dacidelor externe, și Platforma Moesică.

Această unitate complexă este constituită din formațiuni metamorfice și granitoide prealpine și dintr-o cuvertură de formațiuni mai ales sedimentare carbonifere superioare, permiene și mezozoice (Săndulescu, 1984).

Cele mai vechi serii metamorfice (figura 2.5) din Domeniul Danubian pot fi grupate în două categorii principale:

serii metamorfice , în care predomină formațiunile metaclastice (Lainici-Păiuș, Poiana Mraconia, Zeicani);

serii metamorfice, în care predomină formațiunile metaeruptive bazice (Drăgșan, Ielova, Poiana Mărului, Neamțu), (Săndulescu, 1984).

Formațiunile geologice de vârstă Proterozoic superior-Paleozoic superior sunt

constituite din șisturi cristaline și masive de granite asociate. Are o dezvoltare reprezentativă în alcătuirea geologică a Munților Vâlcan și Parâng. Șisturile cristaline sunt constituite din serii mai vechi, Seria de Lainici-Păiuș și Seria de Drăgșan, unde se situează și o serie transgresivă, ușor metamorfozată- Seria de Tulișa.

Paleozoicul de pe teritoriul județului Gorj se găsește doar în Domeniul Danubian și este

datat paleontologic.

Carboniferul este constituit dintr-o alternanță de gresii cuarțitice albe, în strate de până la 50 cm, și șisturi argiloase negre. Aceasta este Formațiunea de Schela. Se prezintă metamorfozată dinamic și foarte intens cutată, iar la baza ei se găsesc șisturi verzui sericitoase. Se mai pot întâlni conglomerate și microconglomerate, lentile de argilă refractară și cărbune.

Permianul se găsește pe suprafețe restrânse și conține conglomerate foarte laminate, cuarțitice, granite de Șușița și șisturi cristaline din Seria Lainici-Păiuș. Această vârstă a fost determinată doar pe baza aspectului litologic.

Încă de la sfârșitul Permianului a început o exondare ce a continuat și în Triasic.

Sedimentarea a reînceput în Jurasicul inferior, reprezentat de roci detritice, conglomerate poligene, în general, gresii cuarțitice, arcoziene, argiloase și argile grezoase, cu grosimi de până la 300 m. Se pot întâlni și cuiburi de cărbune.

Jurasicul mediu are grosimi de 30-50 m în facies grezos sau calcaros. Tot Doggerului îi sunt alocate și calcarele detritice stratificate ce se situează deasupra Liasicului.

Jurasicul superior debutează cu o masă compactă de calcare masive și dolomite. Separarea subdiviziunilor stratigrafice a fost foarte dificilă din cauza caracterului slab fosilifer al formațiunilor. În această stivă de calcare s-a putut separa o serie de calcare stratificate din bancuri grezoase cu silexuri la partea inferioară, iar la partea superioară se găsesc calcare masive, aparținând Apțianului. Tot aici se găsesc calcare în parte recristalizate cu frecvente zone de brecifiere și suprafețe de alunecare. Aceste depozite jurasic-apțiene au grosimi până la 300 m.

În Tithonic-Neocomian s-au acumulat gresii și marnocalcare cu intercalații de argile, cunoscute sub denumirea de Stratele de Sinaia.

Albian-Cenomanianul a fost determinat fosilifer. Acesta are 70-80 m și este format din: un nivel inferior format din calcare fine stratificate și care uneori este efilat tectonic, iar altul superior, format din marnocalcare.

Formațiunile mezozoice se încheie cu depozite de wildfliș de vârstă Turonian- Senonian, determinată pe considerente stratigrafice. Aceste depozite sunt alcătuite din șisturi calcaroase și gresii într-o masă argiloasă, cu grosimi de până la 400 m și cu un grad avansat de tectonizare.

Cretacicul este constituit din curgeri de lave bazice, porfirite, pe fracturile care s-au format la începutul perioadei de umplere a geosinclinalului.

Neozoicul se crede că debutează cu formațiuni de vârstă Eocen constituite din conglomerate într-o matrice argilo-nisipoasă cu o grosime de aproximativ 300 m.

Vârstei Oligocen-Aquitanian îi corespund depozite întâlnite doar în foraje, formate din marne cu intercalații de nisip și din marnocalcare. Aceste formațiuni sunt foarte asemănătoare din punct de vedere litologic cu Stratele de Pucioasa.

Burdigalianul a fost găsit tot în foraje, constituit din conglomerate.

Helvețianul are grosimi foarte mari, până la 1000-1500 m, fiind format din trei orizonturi:

orizontul inferior- foarte divers din punct de vedere litologic. Pe o grosime de 1000 m se găsesc conglomerate, acoperite de pietrișuri și nisipuri cu intercalații de marne și argile. S-au descoperit și tufuri bentonizate, dar și fragmente de cărbune;

orizontul mediu este constituit din strate de 5-25 cm de marne cu intercalații de nisipuri și gresii pe o grosime totală de 200 m;

orizontul superior este asemănător cu cel superior și are o grosime de 250-300 m.

Tortonianul este format din depozite cu o grosime foarte variabilă, între 200 și 500 m.

La baza lanțurilor montane se găsesc depozite de pietrișuri și calcare recifale, iar în axul anticlinalelor se găsesc argile.

Pe cuprinsul județului Gorj, dintre depozitele miocene, cele mai extinse sunt cele de vârstă Sarmațian, pietrișuri slab cimentate cu intercalații de nisipuri și marne, pe grosimi între 200 și 600 m.

La sud de Depresiunea Novaci se găsesc formațiuni Volhinian-Bassarabian inferior în continuarea marnelor tortoniene. Vârsta acestor depozite a fost stabilită pe considerente paleontologice. Formațiunile sunt reprezentate de marne cu intercalații de nisipuri în bază și nisipuri grosiere și pietrișuri în top. Grosimea depozitelor se estimează la 100 m.

Depresiunea Novaci și sudul anticlinalelor Ciocadia și Săcel sunt acoperite de depozite din marne fine cu intercalații de nisipuri, marne nisipoase și marne situate în continuarea celor volhiniene-bassarabiene inferioare, pe grosimi de 600-700 m. Vârsta acestora este Bassarabian superior- Meoțian. Meoțianul diferă în partea de vest a țării, față de zona estică. În partea vestică această vârstă începe cu un orizont de marne cenușii cu intercalații de nisipuri grosiere cu o grosime de 10 m. Peste acest orizont s-au depus 15-25 m de marne și nisipuri.

Depozitele ponțiene scad în grosime spre est, având în medie 300-500 m. Ele au în bază marne, peste care s-au depus marne fin nisipoase și marno-argile nisipoase și nisipuri.

În această zonă se găsesc doar depozite de vârstă Dacian inferior, iar limita Dacian superior-Romanian este o limită de transgresiune. Formațiunile daciene inferioare sunt reprezentate de marne și nisipuri cu pietrișuri mărunte cu grosimi între 150 și 400 m. Dacianul inferior este important prin prezența numeroaselor strate de lignit. În bazinul Motrului se găsesc șapte strate de lignit, în Valea Gilortului se găsesc trei, iar la nord nu mai este niciun strat de cărbune în depozitele daciene.

Prezența stratelor de cărbune se continuă și în Romanian. Pe o grosime de 100-200 m s-au depus marne și argile cu intercalații de nisipuri fine.

Partea de sud a județului Gorj este acoperită de depozite de 150-200 m de vârstă Pleistocen inferior. Acestea sunt alcătuite dintr-o alternanță de nisipuri și argile în partea estică, iar în interfluviul Jiu-Motru se găsesc la partea inferioară nisipuri cu pietrișuri și bolovănișuri cu lentile din argile nisipoase și nisipuri argiloase cu strate de lignit. Partea superioară e reprezentată de argile nisipoase, nisipuri și nisipuri argiloase cu strate de lignit.

Depozite loessoide cu grosimi de 15-30 m, de origine deluvial-proluvială formate din prafuri nisipoase cu conținut ridicat de argilă se găsesc peste Pleistocenul inferior și reprezintă Pleistocenul mediu.

Ultima diviziune a Pleistocenului, Pleistocenul superior, este reprezentat de depozitele aluviale de terasă inferioară și superioară. Aceste depozite se pot observa ușor pe văile râurilor Jiu și Gilort și sunt formate din bolovănișuri, pietrișuri si nisipuri de 1-5 m grosime, rar 6-8 m. Peste acestea s-au depus depozite proluviale pe grosimi de 2-3 m de argile cu pietrișuri mărunte.

Cele mai tinere depozite sunt cele holocene. În Holocenul inferior sunt acumulări de nisipuri și pietrișuri cu rare elemente de bolovănișuri. Această vârstă se găsește în terasa joasă a Jiului și a Gilortului. Depozitele de luncă reprezentate de aluviuni și acumulări ecluviale, asemenea conurilor de dejecție, sunt atribuite Holocenului superior.

CADRUL GEOMORFOLOGIC

Județul Gorj este situat în partea de sud-vest a țării, paralela de 45° latitudine nordică traversează partea sudică a județului.

Suprafața totală a județului este de 5601,74 km² (2,4% din teritoriul României).

Județe vecine: N- Hunedoara, NV-Caraș-Severin, SV-Mehedinți, SE – Dolj, E-Vâlcea (figura 2.10).

STRUCTURA GEOMORFOLOGICĂ A JUDEȚULUI GORJ

Sunt diferențieri structurale în concordanță cu unitățile mari de relief ce se poziționează

de la N spre S: munți, dealuri și depresiuni subcarpatice, dealuri piemontane.

Partea de nord a județului aparține zonei cristalino-mezozoice a orogenului carpatic, alcătuit din șisturi cristaline epimetamorfice străpunse de numeroase corpuri granitice, acoperite de o cuvertură sedimentară mezozoică, cu caracter predominant calcaros (Munții Parâng, Vîlcan și Mehedinți). În NV se situează Munții Godeanu formați din șisturi cristaline mezo- și katametamorfice (paragnaise, cuarțite, amfibolite, calcare cristaline).

Unitatea subcarpatică este alcătuită din depozite sedimentare cutate de diferite vârste: Eocenul este format din conglomerate și gresii, Tortonianul este format din marne și gresii, Sarmațianul- din conglomerate, argile, nisipuri, Pliocenul are depozite de nisipuri și marne cu strate de cărbuni, iar Cuaternarul este reprezentat prin nisipuri și pietrișuri ce alcătuiesc terase fluviale în lungul râurilor. Această unitate subcarpatică aparține structural zonei de molasă neogenă a Depresiunii Getice.

Dealurile piemontane getice sunt formate din depozite levatine -nisipuri, argile,marne- și cuaternare inferioare –pietrișuri, nisipuri, în structură monoclinală.

Morfologic, teritoriul județului Gorj este dispus în trepte ce coboară de la N spre S.

Desfășurarea altitudinală a reliefului pe direcția N-S, de la 2500 m în nord până la înălțimi de doar câteva sute de m în sud, determină dispunerea în trepte a factorilor ce condiționează tipul, extinderea și intensitatea proceselor de modelare actuală a reliefului. Trecerea de la rocile mai dure ale munților, cu un relief accidentat, pante și fragmentare mare, împădurite, către rocile sedimentare puțin rezistente la eroziune din Subcarpați și din Piemontului Getic, care au pante moderate și sunt aproape lipsite de păduri, poate fi surprinsă sub raportul dinamicii actuale a reliefului, prin existența a două etaje morfodinamice: etajul montan și cel colinar.

Astfel, în nordul județului se află un segment al Carpaților Meridionali. În zona montană sunt masive importante:

Munții Parâng, cu altitudine de 1900 – 2200 m, fiind dominați de vârfurile Mândra- 2519 m, Mohoru- 2337 m, Păpușa- 2136 m. Ca urmare a altitudinii mari, urme ale modelării glaciare sunt prezente prin circuri și lacuri glaciare, custuri și morene (bazinele superioare ale Jiețului,Lotrului, Latoriței, Gilortului).

Munții Vîlcan, cuprinsi între Jiu, Cerna și Motru, mai joși, cu plaiuri domoale, ușor de străbătut, culmea lor cea mai mare este constituită din vârfurile Oslea 1946 m, Arcanu 1815 m, Straja 1868 m, iar in partea de S-V aceștia au măguri calcaroase, precum Piatra Broștenilor- 1629 m și Piatra Cloșanilor- 1421 m. Relieful carstic domină marginea sudică și sud-vestică a munților: Cheile Runcului, Sohodolului, Motrului, peșterile Cioaca cu Brebenei, Cloșani, Fușteica, Izvarna.

Culmile Munților Godeanu coboară lent în NV-ul județului către Valea Cernei (Cheile Cernișoarei, Cheile Corcoaei, abrupturi și măguri calcaroase).

Următoarea treaptă a reliefului are o înălțime dominantă de 800-1000 m și este reprezentată de Subcarpați. Aceștia sunt formați din aliniamente de dealuri și depresiuni, ce sunt strâns legate genetic de cutele anticlinale și sinclinale din nordul Bazinului Getic.

La poalele centurilor montane menționate, de la Olteț până la Motru, se află Depresiunea Subcarpatică olteană alcătuită dintr-o succesiune de compartimente extinse la nivelul teraselor și luncilor din lungul văilor principale: Polovragi, Novaci, Stâncești-Alunișu, Bumbești, Stânești, Runcu, Peștișani, Tismana- Celei și Padeș. Calcarele de pe bordura lor sudică au impus un frumos relief carstic: Cheile Oltețului și Galbenului, Peștera Polovragi și Peștera Muierilor (Raport de mediu PATJ Gj 12.2011).

RELIEFUL

Zona montană ocupă 30% din suprafața județului. Versanții sudici ai acestor munți se desfășoară în trepte corespunzătoare celor trei platforme existente: Platforma Borăscu, Platforma Râu – Șes și Platforma Gornovița ( Geografia Romaniei, vol. III, 1987).

Munții Parâng, situați în nord-estul județului, între râurile Jiu și Olteț, au orientarea culmii de la vest la est și o altitudine maximă în Vârful Parângul Mare de 2518 m. În acești munți se găsește cel bine dezvoltat relief glaciar din țară: vai, morene, creste stâncoase, grohotișuri etc. Tocmai aici s-a putut demonstra, cu ajutorul formelor acestui tip de relief, existenta ultimelor două faze glaciare: Riss și Wurm. Cele mai dezvoltate reliefuri glaciare relicte se păstrează în bazinele superioare ale Jiețului, Lotrului, Latoriței, Gilortului. Structura geologică este dominată de roci cristaline, care cuprinde atât roci eruptive, cât și roci șistoase. Granitul și dioritul sunt cele mai întâlnite roci eruptive, dar se găsesc și gnaisuri și amfibolite. Pe bordura meridională se observă șisturi filitoase și grafitoase, cu apariții lenticulare de grafit curat, situate între izvoarele Oltețului și Galbenului. Sub culmile muntelui își au obârșia ape ca Sadu, Galbenul, Oltețul. Pe spinările înalte ale Parângului, după cutările hercinice, o puternică eroziune a dus la subțierea șisturilor, iar în unele zone chiar la dispariția lor, astfel depozitele mării mezozoice s-au depus direct pe granite postperminene (Geografia Romaniei, vol. III, 1987). Plaiurile din acești munți sunt puțin fragmentate de ape și coboară până la altitudinea de 600-700 m de-a lungul liniei situate la nord de localitățile Mușetești, Crasna, Cărpiniș, Novaci, Polovragi. Pe văile Galbenului și Oltețului relieful carstic este bine dezvoltat, aici localizându-se Peștera Muierilor și Peștera Polovragi. Pe aceste roci dure s-au păstrat platformele de eroziune:

între 1800-2200 m- Platforma Borăscu;

între 1400-1600 m- Platforma Râu – Șes;

între 800-1000 m- Platforma Gornovița.

Între văile râurilor Jiu și Motru, cu înălțimi ce variază între 400-500 m și 1945 m, în Vârful Orlea, se află Munții Vâlcan. Acești munți au un aspect asimetric, terminându-se brusc spre Depresiunea Petroșani și în trepte spre Depresiunea Subcarpatică Olteană. Structura geologică a Munților Vâlcan este aproape identică cu cea a Munților Parâng, fiind alcătuiți din șisturi cristaline în care intrud granite. Platforma Gornovița are mare extindere deasupra umerilor calcaroși și este fragmentată de afluenții Jiului, Tismana, Bistrița, Sohodol și Șușița care își au obârșia în platforma înaltă. Masivul are pe bordura sudică o sumedenie de formațiuni endo- și exocarstice, unde pădurea lipsește. Spre deosebire de bordura carstică, restul masivului este bine împădurit. Carstul este format în calcare de vârstă jurasică.

Un alt masiv impunător de pe teritoriul județului este reprezentat de Munții Godeanu ce se desfășoară pe o arie îngustă, în nord-vestul județului. Culmile muntoase au altitudini medii între 1.800-2.000 m, culmi cu pante abrupte, cu văi puternic adâncite, cu platforme netede de eroziune, fără bazinete depresionare și relief glaciar la tot pasul. Nici aici nu lipsesc rocile calcaroase și, deci, nici relieful carstic: Cheile Cernei, Cheile Cernișoarei, Peștera cu Corali.

Traversarea acestor masive, legatura dintre provinciile istorice, Transilvania și Țara Românească se face prin următoarele trecători:

Trecătoarea Lainici urmărește defileul îngust al Jiului și desparte Munții Vâlcan de Munții Parâng;

Trecătoarea Novaci-Sebeș urmărește în cea mai mare parte traseul râul Sebeș și desparte Munții Căpățânii, Lotrului și Udinului de Munții Parâng și Sebeș. Are o lungime de 117 km si este străbătută de DN67C.

Subcarpații Gorjului sunt localizați între Motru și Olteț. Ei sunt formați din două șiruri de dealuri paralele cu structurile muntoase, dublate de două șiruri de ulucuri depresionare.

La poalele munților se află Depresiunea Subcarpatică Olteană, primul uluc depresionar, care are în componența sa numeroase depresiuni formate prin eroziune diferențială într-o arie sinclinală fracturată intens, o structură asemănătoare unui graben. Cele mai însemnate subdiviziuni ale Depresiunii Subcarpatice Oltene:

Depresiunea Polovragi pe Olteț;

Depresiunea Cernădiei și Depresiunea Novaci pe Gilort;

Depresiunea Bumbești pe Jiu;

Depresiunea Stănești pe Șușița Verde;

Depresiunea Runcu pe Jaleș;

Depresiunea Brădiceni pe Bistrița;

Depresiunea Celei pe Tismana;

Depresiunea Padeș pe Motru.

Depresiunea Polovragi are aspectul unui pod de terasă, ce s-a format în perioada când Oltețul și Taraia divagau la ieșirea din munte.

Depresiunea Cernadiei o continuă spre vest pe precedenta și are aspect de interfluviu, cu ușoare lăsări axiale.

Depresiunea Novaci s-a format datorită existenței pieței de adunare a apelor, în care Gilortul primește ca afluenți pe Scărița, Gilortețul și Lometea. În cea mai mare parte această depresiune are aspectul de câmp neted, puține zone având formă de interfluvii.

Depresiunea Stâncești – Aninișu are un aspect diferit față de precedentele, fiind o depresiune deluroasă, vălurită, cu mici lărgiri de văi în zona sedimentelor nisipoase miocene. În cuprinsul acesteia s-au format mici bazinete depresionare secundare, a căror apariție a fost determinată de accelerarea eroziunii laterale la trecerea din rocile cristaline în cele sedimentare, mult mai moi.

Al doilea uluc depresionar, denumit Depresiunea Intracolinară, are două subdiviziuni:

Depresiunea Târgu Jiu – Câmpu Mare;

Depr. Intracolinară dintre Jiu și Motru.

Depresiunea Târgu Jiu – Câmpu Mare este o zonă de subsidență, caracterizată prin prezența unei largi piețe de adunare a apelor, grosimea mare a aluviunilor, existența unui accentuat proces de meandrare a tuturor cursurilor de apă care converg aici și existența a numeroase albii părăsite, toate acestea sunt menite să explice marea extensiune a teraselor (Baranovsky si Neamu, 1971, Velecea si Savu, 1982, Tufescu, 1966).

Subcarpații Getici cuprind grupurile piemontane ce racordează Platforma Gornovița cu zona deluroasă. Distribuția pe două șiruri se păstrează și în cadrul lor, asemenea formelor de relief mai nordice, primul șir cutat fiind localizat la contactul cu al doilea șir de depresiuni, iar al doilea șir, deși este greu de stabilit limitele sale, se consideră că se află între Depresiunea Intracolinară și Piemontul Getic. Limita sudică are un aspect în zigzag, cu vârful spre sud în dreptul văilor principale și spre nord în dreptul interfluviilor. Această complicație este cauzată de evoluția comună a reliefului subcarpatic și piemontan de la formare până în cuaternar. (Geografia Romaniei, vol. IV, pag. 232). Dealul Bran este reprezentativ pentru această unitate, cu aspectul său neted, acoperit de depozite de terasă și cu o înălțime de 333 m, se impune semeț peste unitățile înconjurătoare și prin cuesta sa cu 70-80 m mai înaltă.

Structurile cutate din partea sudică a Subcarpaților Gorjului, în special între Jiu și Olteț conțin petrol,iar formațiunile pliocene zăcăminte de lignit.

Podișului Getic aparțin dealurile colinare din sudul judetului, care sunt depozite sedimentare monoclinale cu structuri orizontale mio-pliocene. Aceste formațiuni au o mare importanță economică, având acumulări de lignit, petrol și gaze de sondă. Motru, Jiul și Gilortul împart Podișul Getic în următoarele subdiviziuni:

Dealurile Motrului sunt localizate între Motru și Jiu și au importante zăcăminte de lignit. Sunt dealuri prelungi, fragmentate pe direcția NV – SE, cu înclinare conformă cu piemontul.

Dealurile Jiului, dintre Jiu și Gilort, au formă triunghiulară, culmi prelungi și mari suprafețe cu urme vizibile de eroziune și degradare.

Dealurile Oltețului, poziționate între Gilort și Olteț, prezintă diferențieri litologice și altimetrice de la nord la sud și de la vest la est. Astfel, de la depozitele argiloase din nord se trece spre sud la nisipuri și pietrișuri (Geografia Romaniei, vol. IV, 1992, pag. 400). Luncile Jiului și Gilortului sunt bine dezvoltate cu lățimi de 3-4 km.

În Piemontul Getic, rocile de solificare sunt formate din marne, argile marnoase, pietrișuri și nisipuri. Procesele pedogenetice principale sunt procesele de alterare puternică a silicaților și de migrare a produselor secundare de alterare. Solurile Piemontului Getic se caracterizează prin procese de alterare cu formare de argilă ce se acumulează în orizontul B și silice, acumulată rezidual în orizonturile A2 si A1 și în orizontul de humus (Raport de mediu PATJ Gj 12.2011 citează din PAAR Gorj 2009).

Pe teritoriul Județului Gorj, datorită diversității condițiilor de relief, climei, hidrografiei și vegetației, se găsește o mare varietate de soluri, atât soluri de pădure, cât și soluri în diferite grade de podzolire, iar în lunci se găsesc soluri aluvionare. Astfel întâlnim următoarele clase și tipuri de soluri:

Clasa Protisoluri – sunt soluri în curs de formare, ca: regosolurile (eutrice, calcarice, molice, reprezintă stadiul inițial al pedogenezei, se dezvoltă pe versanții puternic înclinați), psamosolurile (eutrice, molice, conductivitate hidraulică mare si drenaj bun) și aluviosolurile (eutrice, molice, foarte sensibile la degradare).

Clasa Cernisoluri – sunt solurile profund humifere de culoare închisă, bine structurate, cu un orizont A molic, continuat cu orizont intermediar. Tipurile de sol mai frecvente care aparțin Cernisolurilor sunt cernoziomurile (asociate depozitelor recente, bogate în carbonați) și faeoziomurile ( asemănătoare cernoziomurilor, predominant lutoase și nisipoase).

Clasa Cambisoluri – cuprinde soluri cu orizont B cambic, format pe materiale parentale texturale de la mediu la fin. Cambisolurile sunt soluri moderat dezvoltate, caracterizate prin alterarea (slabă sau moderată) a materialului parental și prin absența unor cantitati apreciabile de argilă, materie organică, compuși cu Al sau Fe. Această clasă este reprezentată prin eutricambosol.

Clasa Luvisolurilor – soluri cu acumulare de argilă în profunzime. Este reprezentată de preluvosoluri și luvisoluri, ale căror proprietăți fizico-mecanice sunt bune la suprafață, dar devin nefavorabile în adâncime ( tasare accentuată, permeabilitate scăzută).

Clasa Pelisolurilor – cuprinde soluri ce au orizont pelic sau vertic începând din primii 20 cm, fiind reprezentate prin vertosoluri – soluri cu un conținut ridicat de argilă până la adâncimi de 1 m.

Clasa Hidrisolurilor cuprinde soluri ce s-au format și evoluează în condițiile unui exces de apă de lungă durată care a cauzat formarea unui orizont de glei. Solurile hidromorfe sunt reprezentate prin gleiosoluri – soluri cu propietăți fizico-mecanice rele pentru construcții și care devin și mai rele în cazul prezenței argilei ( aderență și plasticitate mare)

Clasa Salsodisoluri -sunt soluri cu orizont salic sau natric în partea superioară și includ soloneturile și solonceacurile.

Clasa Antrisoluri – cuprinde soluri puternic erodate sau soluri puternic transformate prin acțiunea antropică care duce la apariția unui orizont atropedogenetic de cel puțin 50 cm grosime la suprafață. Această clasă cuprinde erodosolul și antrosol.

Erodosolurile sunt soluri decopertate prin eroziune, atât de puternic încât nu se mai poate stabili apartenența lor la un anumit tip genetic de sol. Apariția acestui tip de sol este strâns legată de terenurile arabile cu pantă mare. Antrosolurile (hortice, molice) sunt soluri cu orizont superior antropedogenetic de cel puțin 50 cm grosime format prin transformarea unui orizont sau strat al solului prin lucrare adâncă (Raport de mediu PATJ Gj 12.2011).

CONDIȚII CLIMATICE

Clima acestui județ prezintă o varietate de nuanțe date de complexitatea reliefului și poziția geografică față de principalele componente ale circulației generale a atmosferei.

Clima este temperat continentală cu influențe submediteraneene în nord-vest și nord-est. Temperaturile moderate și precipitațiile abundente se datorează și circuitului maselor de aer sudice, sud-vestice și vestice. Pe suprafața județului bate Foehnul, vânt cald și uscat, ce determină primăvara topirea rapidă a zăpezilor pe versanții cu expunere estică și sud-estică. Se resimt și influențe ale unor mase de aer din anticiclonul siberian, dar mult diminuate. (Atlasul Romaniei, Rey, Groza, Ianos, Patroescu, 2008, pag. 34).

În funcție de altitudine se deosebesc mai multe topoclimate: zona montană are un climat caracteristic zonei înalte cu o mare neuniformitate în repartiția elementelor climaterice datorită neomogenității reliefului și a orientării culmilor muntoase, pe când zona depresionară și de dealuri are o climă mai călduroasă, aici instalându-se un topoclimat sub-mediteranean (Geografia Romaniei, vol. I, 1982), dar și inversiuni de temperatura, aerul rece și umed acumulându-se la suprafața depresiunii, apărând fenomele meteorologice precum: ceața, poleiul și brumele, frecvente în noiembrie-ianuarie.

Temperatura medie anuală în întreaga zonă depresionară și de dealuri a județului descrește cu creșterea altitudinii (figura 2.7), cu o medie de +11°C în depresiune și +10°C în zona dealurilor subcarpatice. La poalele munților temperatura medie anuală nu depășește 6°C. În zona muntoasă temperaturile medii anuale descresc de la poale spre vârf, ajungând la valori de -2°C la peste 2.400 m altitudine, în Munții Godeanu și Parâng și valori mai ridicate în Munții Vâlcan, care au altitudini mai mici si culmi domoale. Sunt și excepții și anume: zonele cu calcar, unde din cauza albedoului, temperaturile sunt mai ridicate cu 0,5-1°C față de medie, iar depresiunile resimt cele mai scăzute temperaturi din cauza puternicelor inversiuni de temperatură ce apar. Vara temperaturile medii depășesc 20°C.

În ceea ce privește cantitatea de precipitații acestea au medii anuale de circa 750 mm/an în zona depresionară și de circa 1.200 mm/an în zona muntoasă înaltă. În decursul unui an calendaristic cea mai mare cantitate de precipitații se produce în iunie, în jur de 100 mm, iar cea mai scazută, pentru depresiuni și dealuri, în ianuarie – aproximativ 60 mm. Tot în zona depresionară și subcarpatică numărul de zile cu ploaie este de 100 pe an, iar a celor cu ninsoare de 20 pe an.

Ca și în cazul temperaturi, există și o repartiție în funcție de altitudine a cantității de precipitații. Cele mai mari cantități anuale se înregistrează la stația Parâng (la altitudinea de 1.200 m – 951 mm/an). Deși vârfurile Masivul Valcan suntmai joase, rar depășind 1800 m, valorile precipitațiilor aici depășesc 1000-1100 de mm/an, întrucât aici se situează maximul de condensare. Apoi cu cât coborâm altitudinal și cantitatea de precipitații scade.

Conform Geografiei României, vol. IV, pag. 236 se sesizează o scădere a volumului de precipitații de la vest către est, pusă pe seama diminuării influențelor maselor de aer vestice.

Direcția predominantă a vânturilor este dinspre nord pe culmile înalte, în timp ce în zonele

depresionare predomină vânturile dinspre sud și sud-vest, frecvența și intensitatea lor crescând spre nord.

CADRUL HIDROGRAFIC

DATE GENERALE

Sectorul studiat din Transalpina este situat în bazinul hidrografic al Gilortului, mai precis, în zona superioară a acestuia.

Gilortul are un bazin hidrografic (figura 2.8) cu o suprafață de 1358 km² și curge pe direcția generală nord-sud pe o distanță de 116 km și pe o diferență de nivel de 2412 m, între cota maximă de 2518 m (Vârful Parângu Mare) și cea minimă de 106 m (la confluența cu Jiul).

După ce își adună izvoarele de la altitudinea de 2000 m, Gilortul își formează o vale prăpăstioasă, adâncă, cu căderi mari până la Novaci, în medie 64 m/ km ( Ujivari, Geografia apelor României) în șisturi cristaline, granite și granodiorite. În aval de Novaci, râul pătrunde

în ulucul depresionar subcarpatic intern.

LIMITELE BAZINULUI HIDROGRAFIC

N: limita este reprezentată de creasta principală a masivului Parâng, care îl separă de bazinele hidrografice ale Latoriței și Jiețului.

V: Gilortul este limitat de cumpăna de ape cel îl separă de afluenții Jiului de pe partea stângă din sectorul carpatic și subcarpatic și de culoarul Jiului în sectorul piemontan. În zona montană limita este definită de culmea secundară a masivul Parâng (Parângul Mare – Tărtărău – Voișanu – Molidviș – Muncel -Stăncești). Cumpăna de ape are în general direcția nord-sud marcată de inflexiuni acolo unde bazinul se învecinează cu Amaradia Pietroasă și Cioiana (sectorul subcarpatic).

E: Bazinul Oltețului și cel al Amaradiei reprezintă limita ce coboară în Dealul Oltețului, Dealul Muierii, Dealul Bechenilor, Dealul Seciurile, Dealul Scurtu, Dealul Măgura, Dealul Vladimir și Dealul Mare la confluența cu Jiul.

S: Aliniamentul Capu Dealului – Țânțăreni – Braniște – Dealul Mare, acolo unde terminațiile Gruiurilor Jiului și cele ale Dealurilor Amaradiei coboară la confluența din aria de convergență de la Filiași constituie limita.

Formațiunile geologice străbătute de Gilort pe această suprafață sunt foarte variate ( figura 2.9), întrucât zona este intens tectonizată și a suferit intense procese de eroziune perioade de timp îndelungate.

CARACTERISTICILE LITOLOGICE ALE BAZINULUI GILORT ÎN MUNȚII PARÂNG

Această arie aparține Dacidelor marginale, deci Domeniului Danubian.

Fundamentul cristalin al Autohtonului Danubian din Bazinul Gilort

Gilortul și o parte dintre afluenții săi (Romanu, Pleșcoaia, Setea Mică), izvorăsc din magmatitele paleozoice în facies gnaisic, denumite roci granitice de tip Parâng, ce străbat seria de Drăgșan și care sunt acoperite arareori de depozite glaciare.

Aceste roci sunt în general zdrobite, deformate mecanic, cu textură gnaisică, reprezentând granite milonitice recristalizate.

Gilortul traversează apoi o zonă cu lățime de doar 600 – 800 m, formată din amfibolitele din partea inferioară a seriei de Drăgșan, de vârstă proterozoică.

Urmând traseul spre sud, traversează o zonă de 1 – 2 km lățime formată din partea superioară, cambrian-ordoviciană, a seriei de Drăgșan, cu șisturi clorito-sericitoase cuarțitice în vest și intercalații de șisturi verzi tufogene la izvoarele Galbenului (Marinescu E., 2007).

Urmează seria de Lainici – Păiuș, unde apar din nou rocile granitice în facies gnaisic (Granitul de Șușița) care formează o bandă continuă orientată vest – est, de aproape 5,5 km lățime, pe aliniamentul Vârful Muncel – Vârful Zănoaga. Șisturile cristaline din seria de Lainici – Păiuș situate pe aliniamentul Stăncești Larga – Vârful Cerbu sunt străbătute în sud de granitoide de Tismana. Întregul complex de roci cristaline din seria de Lainici – Păiuș, migmatitele și granitele, are o lățime de 8 – 11 km.

Corpurile granitoide se găsesc așezate pe următoarele aliniamente:

Vârful Parângul Mare –Vârful Ieșu – Vârful Setea – Vârful Mohoru – Vârful Dengheru. Pe acest aliniament apar granitoide în facies gnaisic și granitoide masive, care străbat seria cristalină de Drăgșan (Figura 2.10);

Valea Șușița – Sadu – Vârful Nedeiu- Aici se găsește corpul plutonic Șușița ce este intrus concordant în seria cristalină de Lainci –Păiuș și format în cea mai mare parte din granodiorite, adamelite și granite.

Stăncești Larga –Cărpiniș -Novaci – Valea Oltețului- acest aliniament este caracterizat prin prezența a numeroase corpuri magmatice: Granitul de Novaci și granite de tip Tismana. Pe aceste granite de tip Tismana, pe interfluviu Gilort –Galbenu, apar cele mai extinse suprafețe cu gruss (arenă granitică) din bazinul Gilort (figura 2.10), ca o consecință directă a dezagregării rocilor sub acțiunea insolației, gelivației și a forțelor de cristalizare a soluțiilor care circulă prin fisuri.

Învelișul sedimentar al Autohtonului Danubian din Bazinul Gilort

Se găsește doar pe suprafețe restrânse, sub formă de petice, la nord de localitatea Cernădia între Valea Gilorțel și Valea Cernăzioara și pe Valea Galbenu la nord de localitatea Baia de Fier (Marinescu E., 2007). Acesta a fost puternic erodat, rămânând doar formațiuni jurasice și cretacice:

Cea mai veche formațiune este cea de la Cernădia, de vârstă liasică, alcătuită din gresii cuarțitice, arcoze, șisturi argiloase așezate monoclinal și transgresiv pe fundament. Tot de vârstă Jurasic inferior sunt două petice între Crasna și Stăncești, care se pare că ar aparține Formațiunii de Schela, prinsă în cutarea kimmerică nouă. Ele sunt constituite din microconglomerate, gresii și șisturi argiloase cu mineralizații și cărbuni, dovedind astfel un caracter transgresiv.

Jurasicului mediu (Dogger) îi sunt atribuite calcarele inferioare de la Baia de Fier care au în bază gresii calcaroase cenușii-gălbui dure.

Peste Dogger s-au depozitat calcare albe, masive, uneori cu numeroase zone brecifiate și suprafețe de alunecare, de vârstă Jurasicul superior (Malm) – Cretacicul inferior. Grosimea stratelor atinge 350 m.

Din Cretacicul superior au rămas în urma eroziunii doar depozite de vârtă Turonian – Senonian, depozite de tip wildfliș,formate dintr-o masă predominant argiloasă, în care șisturile calcarose și gresiile sunt nesemnificative. Le întâlnim între valea Gilorțelului și valea Oltețului. Depozitele de wildfliș cuprind argile cu blocuri exotice de calcare, cu un grad avansat de tectonizare ca urmare a presiunii la care au fost supuse de Pânza Getică ce

le-a acoperit înainte de a fi erodată.

Sarmațianul superior are caracter transgresiv. Transgresiunea sarmațiană depune pe bordura Parângului depozite formate din pietrișuri, nisipuri grosiere, depozite conglomeratice întâlnite deasupra Depresiunii Novaci, pe văile Scărița, Gilorțel, Hirișești, Aniniș și pe valea Crasna. În prezent depozitele sarmațiene le întâlnim în sudul Parângului până la altitudinea de 970 m, pe interfluviul dintre văile Hirișești și Aniniș ( Marinescu E., 2007). La sfârșitul Sarmațianului Masivul Parâng intră în regim de modelare subaeriană, depozitele cuaternare fiind de tip continental (fluviatile, glaciare, lacustre).

CARACTERISTICILE LITOLOGICE ALE BAZINULUI GILORT ÎN PODIȘUL GETIC

Depozitele din zona subcarpatică încep cu Eocenul format din conglomerate cenușii cu matrice argilo-nisipoasă, cu elemente din cristalin, gresii,argilite negre și roci eruptive.

Depozitele badeniene sunt în general acoperite de depozitele sarmațiene transgresive care ajung să stea direct peste cele cristalino-mezozoice cu excepția unei mici enclave de la est de Novaci.

Badenianul este foarte variat din punct de vedere litologic. În vestul localității Cernădia, această vârstă este contituită din brecii care reprezintă cele mai vechi depozite terțiare din sudul Parângului. Badenianul inferior este reprezentat de conglomerate brecioase pe Văile Cernădia și Cernăzioara și se găsesc depuse în excavațiile calcarelor jurasice, urmate de conglomerate de mici dimensiuni și marne cu globigerine. Badenianul superior este format pe Dealul Pleșa și Valea Cernăzioara din calcare, pe valea Rudi și Gilorțelul Mare din marne compacte, iar pe valea Scărița din nisipuri, calcare friabile și marne compacte care se dispun transgresiv peste cristalinul autohton (Marinescu E., 2007). Pe pârâul Scărița, afluent pe stânga al Gilortului (cu care se unește la Novaci) și pe valea Gilorțelului, la est de Novaci, apar tot formațiuni badeniene, dar care sunt formate din marne nisipoase cu intercalații foarte subțiri de pietrișuri și calcare fosilifere. În axul anticlinalului Ciocadia – Pițicu, Badenianul este reprezentat prin argile șistoase bituminose, cu concrețiuni și lentile de marnocalcare grezoase cu Lithothamnium, continuate cu marne vineții.

Sarmațianul inferior și mediu este reprezentat în nordul ulucului depresionar subcarpatic prin depozite de marne și pietrișuri mărunte pe văile Cernăzioara, Aniniș și în perimetrul satului Novacii Ungureni. Sunt zone în care Sarmațianul stă transgresiv peste șisturile cristaline, iar la marginea estică a bazinului hidrografic al Gilortului stă peste roci granitoide.

Pentru Sarmațian reprezentative sunt depozitele de pietrișuri slab cimentate în care se intercalează nisipuri și marne. La sud de depresiunea Novaci se găsesc depozitele sarmațianului mediu, alcătuite din marne nisipoase, urmate de nisipuri și pietrișuri. Sarmațianul superior e format din marne fin stratificate, cu intercalații de nisipuri și marne nisipoase, ocupă depresiunea Novaci și sudul anticlinalului Ciocadia – Săcel.

Meoțianul are o mare importantă paleontologică, având fosile de faună atât salmastră, cât și dulcicolă, dovedind astfel existența mișcărilor tectonice, ce au dat naștere la transgresiuni și regresiuni. În bază s-au depus nisipuri și marne nisipoase în care se intercalează pietrișuri cu faună salmastră tipică, precum Dosinia maeotica. Peste acestea urmează marne slab nisipoase cu intercalații de nisipuri peste care stau nisipuri cu faună dulcicolă cu Unio, Viviparus și Radix, iar în top este nivel grezos oolitic și nisipuri din nou cu faună salmastră cu congerii.

În bazinul Gilortului, Ponțianul ocupă o mare suprafață , fiind alcătuit din marne cenușii-albăstrui caracteristice, care trec treptat la marne nisipoase în care se intercalează nisipuri argiloase ce formează depozite necimentate formate în zona litorală a mărilor din cochiliile de moluște- falune. Urmează marne și argile uneori nisipoase și nisipuri fosilifere. Nisipurile părții superioare a Ponțianului au grosimi de 25 – 30 m și se găsesc pe văi împreună cu nisipurile daciene, care le acoperă, și se întâlnesc multe procese de alunecare pe argilele vinete inferioare.

Dacianul este prezent în continuarea depozitelor ponțiene între Scoarța – Bobu – Bengești. Dacianul apare la zi în regiune, de la limita cu Ponțianul până la limita cu Romanianul. Depozitele daciene prezintă un potențial ridicat pentru declanșarea deplasărilor în masă, din cauza alcătuirii lor din nisipuri neconsolidate cu grosimi mari, dar și din pricina prezenței lor peste alte nisipuri, cele de vârstă ponțiană.

La sud de limita depozitelor ponțiene se găsesc depozitele romaniene, alcătuite din nisipuri cu câteva intercalații de lignit în sectorul nordic și argile verzui sau gălbui, și care ocupă întregul teritoriu al bazinului Gilortului de la limita menționată mai sus până la vărsare.

Toate aceste depozite au fost acoperite, sau, mai bine zis, se afundă sub depozite mai noi, din cauza structurilor geologice ce s-au format ca rezultat al împingerii de către Autohtonul Danubian și, mai ales, de către Pânza Getică.

Depozitele acoperitoare paleogene, cutate și faliate, sunt devansate spre nord de cele neogene. Depozitele neogene s-au depus astfel peste o structură cutată formată din depozitele paleogene, dar și ele au fost cutate la sfârșitul pliocenului odată cu o nouă ridicare a Carpaților în faza valahă. S-au format astfel începând de la nord spre sud structuri paralele cu axa carpatică:

sinclinalul Novaci – Huluba;

anticlinalul faliat Bengești – Ciocadia -Săcelu;

sinclinalul Bolovanul;

anticlinalul faliat Negoiești (Marinescu E., 2007).

Cele mai tinere depozite sunt cele cuaternare și sunt reprezentate de către depunerile aluvionare de terase și lunci. Pe rama de nord a Depresiunii Getice, pleistocenul inferior este alcătuit din pietrișuri cu stratificație torențială, depozite rămase sub formă de petice mai mult sau mai puțin extinse pe culmi, cu grosimi de 2 – 5 m.

Pleistocenul mediu este reprezentat de prafuri argiloase, loessoide, care trec uneori la argile nisipoase de culoare roșcată. Ele pot avea grosimi de 5 – 10 m.

S-au mai separat ca aparținând pleistocenului mediu, depozite prăfoase nisipoase loessoide, uneori cu un conținut mai ridicat de argilă. În aceste depozite se întâlnesc lentile de nisipuri grosiere și pietrișuri mărunte.

Pleistocenul superior este reprezentat prin depozitele terasei medii în special ale râurilor Jiu și Gilort.

BILANȚ HIDROLOGIC ȘI SCURGERE MEDIE

Distribuția neuniformă a debitului râului Gilort în decursul unui an calendaristic (figura 2.11) este rezultatul a numeroși factori, precum: diversitatea unităților de relief din bazinul hidrografic, fragmentarea reliefului, panta reliefului, volumul precipitațiilor în funcție de anotimp, volumul de precipitații în funcție de altitudine, barierele naturale, clima etc.

Astfel, la stația meteorologică Parâng, poziționată la altitudinea de 1548 m, valoarea multianuală a precipitațiilor este 925 mm, față de nivelul mediu al zonei depresionare, cu o altitudine medie de 650 m, unde precipitațiile sunt în jur de 800 mm. Însă apare o diferență semnificativă între partea vestică și cea estică a depresiunii, cea din urmă înregistrând valori mai mici atât ale precipitațiilor, cât și ale scurgerii. Această situație este explicată de prezența Masivului Parâng în sud și a Masivului Retezat în vest, care reprezintă o barieră naturală în calea maselor de aer. În bazinul superior precipitațiile sunt cele mai abundente, cuprinse între 1300 mm la nivelul circurilor glaciare și 600 mm în Podișul Getic, iar scurgerea are aceeași tendință.

Evapo-transpirația are un rol foarte important în bilanțul hidrografic. Aceasta are valori maxime în Podișul Getic și în zona subcarpatică, unde înregistrează 550-600 mm, iar valorile ei scad spre zona montană și spre câmpiile joase. Debitul mediu al Gilortului la vărsare este de 11,5 m³/s, iar valoarea debitului mediu este de 3,64 m³/s la Novaci, 9,04 m³/s la Cărbunești și 11,7 m³/s la Turburea (Ujvari I., 1972).

REPARTIȚIA SCURGERII

Scurgerea în timpul anului este de tipul carpatic meridional în cursul superior și la izvoarele Gilortului, unde din cauza topirii târzii a zăpezilor din zonele alpine inferioare volumul maxim al scurgerii se formează în luna mai ( tabelul 2.1).

Tabelul 2.1 Procentul scurgerii medii lunare și sezoniere în bazinul Gilort ( prelucrat după Ujvari I., 1972)

TEMPERATURA APEI

Aceasta are variații sezoniere foarte mari care se datorează condițiilor climatice, mai ales temperaturii aerului și altitudinii. Aceasta are o amplitudine moderată în ciclul zi-noapte, care nu influențează temperatura apei, dar amplitudinea mare, sezonieră, a temperaturii este cea care influențează temperatura apei din bazin. Astfel, se înregistrează temperaturi ale apei în jurul valorii de 0°C, în lunile de iarnă, și se ajunge la temperaturi de 17-23°C, în lunile de vară.

FENOMENE DE ÎNGHEȚ

Acest tip de fenomene este influențat de regimul climatic, de alimentarea subterană, de pantele longitudinale, de altitudine și de viteza de curgere a apei. Aceste fenomene apar încă din luna noiembrie, la altitudine mare, unde dispar abia la sfârșitul lunii februarie, iar în zonele depresionare, înghețul apare în decembrie și dispare la sfârșitul lui ianuarie. Cel mai important fenomen de îngheț este apariția podului de gheață, înregistrat și pe Gilort, la Turburea și Bărbătești.

SCURGERE SOLIDĂ

Acest fenomen este influențat de rezistența rocilor supuse spălării apei, gradul de fragmentare a reliefului, caracterul torențial al scurgerii, gradul de împădurire al terenului, panta terenului etc. Dacă apa trece prin regiuni constituite din roci cristaline, granite, calcare, bine acoperite în munți cu păduri, turbiditatea apei are valori de 100 g/l, iar dacă rocile sunt friabile, turbiditatea poate depăși valori de 2500-5000 g/l. În bazinul Gilortului zona cu cea mai mare eroziune specifică și turbiditate este partea centrală, unde acestea depășesc 10 t/ha/an, respectiv 5000 g/m³ (Ujvari I., 1972).

PARTICULARITĂȚI HIDROCHIMICE

Tabelul 2.2 Date hidrochimice privitoare la bazinul Gilort ( prelucrat după Ujvari I., 1972)

După cum se poate observa în tabelul 2.2, apele Gilortului au un pH neutru, o duritate mică, de doar 2,8 gg, predomină apele carbonatate din grupa sodiului și potasiului. De asemenea se observă o creștere a gradului de sulfatare. Lângă Novaci, la Pociovaliștea se găsește un izvor cloro-sodic, sulfuros, rezultat în urma descompunerii piritei din marnele sarmațiene. În comparație cu alți afluenți ai Jiului și chiar cu Jiul, Gilortul este foarte puțin poluat.

CAPITOLUL III

CARACTERIZAREA GEOMECANICĂ A ROCILOR ȘI A PROCESELOR ANALIZATE

ASPECTE ANALIZATE DE INVESTIGAREA TERENULUI

Investigarea terenului este menită să furnizeze descrierea condițiilor de teren pentru lucrările necesare și să stabiliească o bază pentru evaluarea parametrilor geotehnici necesari pentru toate etapele de realizare a lucrării.

Este indicat ca informațiile obținute să permită o evaluare a următoarelor aspecte:

în ce măsură amplasamentul este corespunzător pentru lucrarea propusă și care este nivelul riscurilor acceptabile;

deformația terenului produsă de construcție, distribuția acesteia în spațiu și evoluția ei în timp;

siguranța în raport cu stările limită (subsidență, umflarea terenului, ridicarea prin sub-presiune, alunecarea masivelor de pământ și de rocă etc.);

încărcările transmise lucrării de teren;

metodele de fundare (îmbunătățirea terenului, condițiile de realizare a excavațiilor, de drenare etc.);

succesiunea lucrărilor de fundații;

efectele lucrării și ale exploatării acesteia asupra vecinătăților (EN 1997-2 2007 Ground Investigation and tasting) etc.

În ceea ce privește apa subterană, trebuie obținute informații referitoare la:

adâncimea, grosimea, extinderea și permeabilitatea stratelor acvifere;

elevația suprafeței piezometrice a acviferelor și a variației lor în timp și nivelurile existente ale apei subterane, inclusiv posibilele niveluri extreme și perioadele lor de revenire;

distribuția presiunii apei din pori;

compoziția chimică și temperatura apei subterane etc., toate acestea fiind necesare pentru:

natura lucrărilor de coborâre a nivelul apei subterane, dacă se impune acest lucru;

posibilele efecte dăunătoare ale apei subterane asupra excavațiilor sau asupra taluzelor;

măsuri de impermeabilizare, de drenare;

efectele coborârii nivelului apei subterane, a desecării, a inundării asupra vecinităților etc.

Investigarea terenului se realizează în mai multe etape:

investigarea preliminară pentru pozitionarea și proiectarea preliminară a structurii;

investigarea pentru proiectare;

controlul și monitorizarea (figura 3.1).

Investigațiile de teren se pot realiza prin foraje și/sau excavații, măsurători privind apa subterană și încercări în teren. Aceste investigații trebuie să urmeze un plan cu privire la tipul de investigație și amplasarea acesteia, adâncimea de prelevare a eșantioanelor, tipuri de echipamente utilizate și standardele aplicate. Numărul probelor prelevate este foarte important, în funcție de gradul de omogenitate al terenului sau de gradul de degradare al acestuia se prelevă un număr mai mare sau mai mic de probe.

Încercările de laborator pentru clasificarea tipul terenului și descrierea rocilor sunt foarte numeroase: descrierea geologică și clasificarea pământului, umiditatea, greutatea volumică, densitățile minime și maxime, limitele Atterberg, porozitate, modulul de elasticitate Young, coeficientul Poisson, granulozitate, rezistența la forfecare, permeabilitate, senzitivitate etc.

ADÂNCIMEA DE INVESTIGARE

O atenție deosebită trebuie acordată și adâncimii de investigare, dar și interspațiilor dintre investigații.

Astfel, EN 1997-2 2007 recomandă pentru construcțiile liniare ( drumuri, căi ferate, canale, conducte, diguri, tuneluri, ziduri de sprijin) distanțe între investigații între 20 și 200 m.

Adâncimea de investigare, , este în funcție de caracteristicile fizico-mecanice ale structurilor geologice, de tipul de lucrări necesare, de tipul fundației, de înalțimea și suprafața lucrării inginerești. Astfel, atunci când se anticipează prezența unor condiții geologice nefavorabile ( strate slabe sau compresibile sub un strat cu portanță ridicată) se recomandă o adâncime de investigare mai mare. Nivelul de referință pentru se consideră a fi cel mai coborât punct al fundației structurii sau elementului structural sau baza excavației. Pentru strate de rocă rezistente, adâncimea de investigare poate avea o valoare =2 m, iar dacă geologia nu este foarte bine cunoscută este recomandat ca măcar unul dintre foraje să fie executat la = 5 m sau până în primul strat stâncos. Întotdeauna se raportează la formațiuni stâncoase. Dacă există mai multe opțiuni în ceea ce privește se va efectua întotdeauna cea cu valoarea cea mai mare.

La structurile liniare (figura 3.2), EN 1997-2 2007, indică să se ia valoarea cea mai mare din următoarele condiții:

≥ 2 m sub nivelul formației propuse

Pentru zonele structurilor liniare unde sunt necesare ramblee sau deblee (figura 3.3), adâncimea de investigare respectă următoarele condiții:

Pentru umpluturi:

0.8h < < 1.2h

≥ 6 m,

unde h este înălțimea umpluturii;

Pentru excavații:

≥ 2 m

≥ 0.4h,

unde h este adâncimea excavației.

În cazul excavațiilor apare și problema apelor subterane. Se pot întâlni următoarele situații:

când nivelul suprafeței piezometrice este sub baza excavației este recomandat să se aleagă cea mai mare valoare dintre:

≥ 0.4h

≥ (t+2.0)m,

unde t este fișa susținerii și h este adâncimea excavației;

când nivelul suprafeței piezometrice este este deasupra bazei excavației se recomandă valoarea cea mai mare dintre:

≥ (1.0H+2.0)m

≥ (t+2.0)m,

unde H este înălțimea nivelului apei subterane deasupra bazei excavației și t este fișa susținerii (figura 3.4).

În situația în care nu întâlnim în foraj strate permeabile se aplică următoarea formulă de calcul:

≥ t+5.0 m

INCERCĂRI DE LABORATOR

Încercările de laborator sunt foarte numeroase. Într-un amplasament nu se aplică toate, ci doar acelea care oferă datele necesare proiectării și construirii unui anumit tip de lucrare inginerească. În continuare le vom prezenta teoretic succint pe cele realizate pe acest sector al DN 67C.

GRANULOZITATE

Analiza granulometrică face posibilă clasificarea rocilor în funcție de repartiția procentuală a fracțiunilor granulometrice din componența lor. Metodele de realizare a analizelor granulometrice sunt în funcție de tipul de rocă și de fracția granulometrică predominantă procentual. Există diferențe în ceea ce privește diametrul diferitelor fracțiuni granulometrice între Stasurile folosite în diferite țări (tabelul 3.1).

Pentru rocile stâncoase diametrul granulelor se determină la microscop, iar la rocile moi, prin sedimentare pentru fracțiunea fină ( argilă), prin cernere cu site pentru nisipuri și prin cernere cu ciururi pentru pietrișuri.

Analiza granulometrică este utilă în identificarea și clasificarea rocilor, precum și pentru determinarea altor caracteristici: permeabilitatea, susceptibilitatea la degradare prin îngheț (Stroia, 2000).

Analiza prin cernere, pentru nisipuri, constă în trecerea probei printr-un set de site cu diametre diferite și se cântărește materialul rămas pe fiecare sită, precum și cel ce ajunge în tava de sub, acesta reprezentând fracție fină. Raportul dintre dimensiunea ochiurilor a două site consecutive este:

(3.1)

unde:

– diametrul sitei superioare

– diametrul sitei inferioare

Cunoscându-se masa inițială de material (minim 100 g) se face procentajul fiecărui interval granulometric. Rezultatul acestei analize se reprezintă pe o diagramă, numită curbă granulometrică sau curbă cumulativă (figura 3.5). Curba granulometrică se obține prin corelarea în diagrama semilogaritmică a procentului fiecărei fracții granulometrice cu diametrul său.

Această curbă are reprezentat pe axa y procentul, de greutate, al particulelor cu un diametru mai mic decât cel ce se citește pe axa x. Denumirea materialul analizat este dată de fracția cu procentul cel mai mare, urmată, secundar, de următoarea fracție, ca procentaj. Determinarea denumirii rocii se poate face și cu ajutorul histogramei, respectând același principiu de mai sus.

Analiza granulometrică pentru particulele cu diametrul mai mic de 0,05mm se face prin sedimentare. Această metodă se realizează fie cu ajutorul unei pipete, fie cu ajutorul areometrului. Principiul metodelor folosite se referă determinarea mărimii granulelor în funcție de timpul necesar lor pentru o anumită înălțime de sedimentare. Viteza de deplasare a particulelor în suspensia de apă se determină conform legii lui Stokes:

(3.2)

unde:

v- viteza de sedimentare (cm/s)

– greutatea specifică a probei ( N/cm³)

– greutatea specifică pentru lichid (N/cm³)

η – coeficientul de vâscozitate pentru lichid (poise)

d- diametru particulei (cm)

C- coeficient

Dar (3.3)

unde:

v- viteza

h- distanța pe care cade granula

t- timpul necesar parcurgerii distanței h

Din (3.2) și (3.3) rezultă (3.4)

Valoarea coeficientului C este în funcție de greutatea specifică a granulelor și de vâscozitatea lichidului (Stroia, 2000). Analiza se reprezintă, ca și la nisipuri, pe o curbă cumulativă, de pe care putem deduce diametrul maxim, panta generală a graficului și gradientul acesteia. Din panta graficului determinăm coeficientul de neuniformitate (Un), folosind următoarea relație:

(3.5)

unde:

– diametrul corespunzător procentului de 60%

– diametrul corespunzător procentului de 10%

În funcție de valoarea Un, rocile se clasifică în:

roci foarte uniforme, cu Un < 5;

roci uniforme, cu Un cuprins între 5 și 15;

roci neuniforme, cu Un >15.

Nomenclatura rocilor analizate granulometric prin sedimentare se face prin extracția de pe curba granulației a procentului fracțiilor componente și înscrierea lor în diagrame ternare (figura 3.6) (Florea, 1983).

Tot din analiza granulometrică se poate determina coeficientul de sortare (). Acesta este un indice fizic al rocilor nisipoase, care arată gradul de apropiere relativă a dimensiunilor granulelor.

(3.6)

unde:

– coeficientul de sortare

– diametrul corespunzător procentului de 75%

– diametrul corespunzător procentului de 25%

Valoarea coeficientului de neuniformitate ne oferă informații importante. Rocile cu Un mare au în componență multe fracții granulometrice, au un grad mare de îndesare și o capacitate portantă mare, ceea ce le face ușor de compactat, putând forma taluze stabile.

Cu cât diametrul granulelor scade, crește suprafața specifică a acestora, factor foarte important în comportarea rocilor, deoarece forța electrostatică care este cauza atracției intergranulare este proporțională cu suprafața specifică (Stroia, 2000). Pentru rocile stâncoase, cu cât dimensiunea granulelor este mai mică, cu atât proprietățile fizico-mecanice ale rocilor cu aceeași compoziție mineralogică sunt mai bune. Pentru condiții de sedimentare obișnuite, sub o fundație se tasează mult mai puțin nisipurile decât argilele. Și porozitatea este în funcție de dimensiunea granulelor. Curba granulometrică se poate folosi la calculul coeficientului de filtrare.

LIMITE DE PLASTICITATE

Plasticitatea este proprietatea rocilor de a se deforma plastic sub acțiunea unor forțe exterioare, fără a-și modifica volumul. Pentru a exista acest fenomen trebuie ca proba studiată să aibă umiditate. Fracțiunea ușoară reduce plasticitatea depozitelor. Intervalul de umiditate între care un sediment/depozit se comportă plastic este cuprins între limita inferioară de plasticitate (corespunde valorii umidității în momentul trecerii depozitului din stare solidă în stare plastică) și limita superioară de plasticitate ( valoarea umidității la care depozitul trece din starea plastică în starea curgătoare). Acestea sunt denumite Limitele Atterberg.

LIMITELE ATTERBERG

Limita de plasticitate inferioară ()

Pentru a se ajunge la această limită o rocă coezivă trebuie amestecată cu cantități din ce în ce mai mari de apă până când forțele care țin legate particulele sunt anulate, iar roca se transformă într-un lichid vâscos. Aceasta mai este numită și limită de curgere. Această limită se determină cu Cupa Casagrande. Limita de curgere depinde de ionii absorbiți la suprafața particulelor de argilă. Acest test se repetă de trei ori, iar rezultatul este reprezentat pe un grafic unde se corelează umiditatea cu numărul de căderi. Graficul rezultat se numește curbă de fluaj. Valoarea umidității citită pe grafic la 25 de căderi este considerată limita de curgere.

Pentru a nu mai fi necesară repetarea testului de trei, Lambre a obținut o formulă pentru curba de fluaj, atunci când aceasta este reprezentată într-un sistem logaritmic dublu (log w, log n). În această situație, curbele de fluaj sunt linii drepte de formă:

(3.7)

unde:

– limita de curgere

w – umiditatea corespunzătoare

n – numărul de căderi

Din ecuația (3.7) putem deduce următoarea relație:

(3.8)

Fiecare tip de rocă argiloasă-nisipoasă are o anumită umiditate specifică limitei de curgere. Astfel, pentru nisipuri, = 15-20%, pentru argile valoarea minimă a este 40%, dar în mod obișnuit se înregistrează valori de 60-80%.

După limita de curgere, rocile se clasifică în:

roci cu plasticitate mică, < 35%;

roci cu plasticitate medie, între 35 și 50%;

roci cu plasticitate mare, > 50%.

Rocile cu plasticitate mare au rezistență la forfecare foarte mică, iar rocile cu plasticitate mică sunt susceptibile la micșorarea rezistenței prin umezire. De asemenea, pericolul de lichefiere poate fi estimat, făcându-se o comparație între limita de curgere și conținutul de apă în stare naturală, dar trebuie luat în considerare gradul de degradare al rocii. Alunecările de teren sunt cauzate cel mai adesea de roci cu palsticitate mare.

Limita de plasticitate superioară )

Umiditatea la care o probă trece din stare plastică în stare solidă, fărâmițându-se, este limita superioară de plasticitate sau limita de frământare. Această limită este importantă în geotehnică, compactarea rocilor se face optim la aceste valori de umiditate, precum și excavațiile se fac mai economic. Umiditatea la limita de frământare are valori mai mici decât cea de la limita de curgere.

În funcție de , rocile se clasifică în:

= 17-20% pentru nisipuri foarte fine;

= 20-25% pentru prafuri;

= 25-35% pentru argile.

UMIDITATEA NATURALĂ

Notată w, acest parametru reprezintă raportul dintre greutatea apei existentă în rocă și greutatea rocii în stare uscată. Conform SR EN 1997-2, probele pe care se realizează determinarea w să fie cel puțin de calitate 3 (aceasta presupune o prelevare de categorie B, din care se obțin eșantioane cu toți constituenții pământurilor in situ în proporțiile lor originale și care păstrează umiditatea naturală), iar dacă proba prelevată conține mai multe tipuri de pământ, determinarea se va face pe fiecare tip în parte. În determinarea acestui parametru trebuie ținut cont de mulți factori: conținutul în materie organică, condițiile de laborator, corelarea cu valorile ”in situ”, poziția nivelului hidrostatic și oscilațiile lui sezoniere, conținutul în fracție granulometrică mică ce are proprietatea de a absorbi o cantitate mare de apă datorită suprafeței specifice mari etc.

(3.9)

unde:

w – umiditatea naturală (%)

– masa apei (g)

– masa scheletului mineral (g)

Trebuie acordată o atenție deosebită în laborator la această determinare la temperatura la care este supusă proba (≤ 105°C în etuvă). De aceea o metodă mai sigură este determinarea w direct în teren. Valorile umidității naturale ale diferitelor tipuri de roci sunt în funcție de contactul cu nivelul hidrostatic și de cantitatea de materie organică conținută. Există și situații în care valoarea greutății apei din pori depășește greutatea scheletului solid, acesta fiind un indiciu clar a prezenței unei cantități foarte mari de materie organică.

INDICELE DE PLASTICITATE ()

Reprezintă diferența dintre limita de curgere și limita de frământare.

(3.10)

Nu toate rocile au un indice de plasticitate. El face referire în principal la argile, dar și nisipurilor cu un conținut mare de argilă și de praf le pot fi determinate -ul. oferă informații despre coeziunea rocii, iar cu cât valoarea acestuia este mai mare, cu atât forța de atracție dintre particulele componente este mai mare. Cu cât valoarea indicelui de plasticitate pentru același tip de rocă este mai mare, cu atât deformația rocii este mai mare și capacitatea portantă este mai mică.

INDICELE DE CONSISTENȚĂ

Acest indice se folosește la argile și exprimă relația dintre umiditatea naturală a unei roci și mărimea valorii acesteia în comparație cu valorile limitelor de plasticitate:

(3.11)

unde:

– – indicele de consistență (adimensional)

– – limita de curgere

– W – umiditatea naturală

– – indicele de plasticitate

Determinarea se poate face în laborator, prin încercare monoaxială și chiar cu mâna în teren. Rocile argiloase vechi au un indice de consistență foarte mare, ca o consecință, ele sunt practic impermeabile.

După valoarea -lui, starea de consistență a argilelor este clasificată astfel:

– argile în stare plastic curgătoare pentru < 0,25;

– argile în stare plastic moale pentru cuprins între 0,25 și 0,50;

– argile în stare plastic consistentă pentru cuprins între 0,50 și 0,75;

– argile în stare plastic vârtoasă pentru cuprins între 0,75 și 1;

– argile în stare tare pentru > 1.

Valoarea acestui indice ajută la determinarea capacității portante a terenului de fundare.

CARACTERISTICI DE STARE

POROZITATEA

Acest paramentru are următoarea relație de definiție:

(3.12)

unde:

n – porozitatea (%)

– volumul porilor

V – volumul total al rocii

Trebuie menționat că relația (3.12) ne oferă valoarea absolută a porozității, situație în care toți porii ar fi deschiși și ar comunica între ei, ceea ce nu se întâmplă în realitate, așa cum unii pori sunt atât de mici încât lichidele din ei sunt ținute în stare de repaus de forțele de atracție moleculară exercitate de scheletul mineral. În funcție de acestea se mai pot defini următoarele porozități:

porozitatea efectivă:

(3.13)

unde:

– – porozitate efectivă (%)

– – volumul porilor comunicanți

– V – volumul total al rocii

porozitatea dinamică:

(3.14)

unde:

– – porozitate dinamică (%)

– – volumul porilor care permit circulația fluidului

– V – volumul total al rocii

Relația dintre cele trei tipuri de porozități este următoarea: n > > .

Determinarea n se poate face atât în laborator, cât și direct în teren. În laborator se ia o probă de volum cunoscut și se usucă în etuvă până la o greutate constantă , iar în teren se sapă o cavitate în teren al cărei volum se află prin umplerea ei cu apă sau cu nisip de densitate cunoscută, iar proba obținută se usucă și se cântărește. Calculul n în această din urmă situație se face după următoarea relație:

(3.15)

unde:

– n – porozitate (%)

– V – volumul total al rocii

– – greutate constantă

– – greutatea specifică a rocii

Porozitatea n este un factor important pentru determinarea tasării rocilor sub construcții. Cu cât valoarea porozității este mai mare, cu atât sunt așteptate tasări mari și de durată sub construcții. Numeroși factori influențează porozitatea unei roci: forma și mărimea granulelor, starea de încărcare actuală sau trecută în cazul argilelor, presiunea la rocile coezive, vârsta rocii etc.

Pentru rocile stâncoase, porozitatea are aceeași formulă, dar determinarea se face în funcție de compactitate:

(3.16)

unde:

– n – porozitate (%)

– – densitatea aparentă în stare uscată (g/cm³)

– – densitatea rocii (g/cm³)

Porozitatea efectivă este dată de relația:

(3.17)

unde:

– – porozitatea efectivă la rocile stâncoase

– – densitatea aparentă în stare uscată

– – densitatea apei

– – absorbția de apă în funcție de condițiile în care se face umezirea (absorbția de apă la fierbere, absorbția de apă la presiunea de 150 daN/cm², absorbția de apă la presiunea normală)

INDICELE PORILOR

Indicele porilor, notat e, este definit de următorul raport:

(3.18)

unde:

– e – indicele porilor (adimensional)

– – volumul porilor

– – volumul scheletului mineral

La determinarea în teren, e se află din relația:

(3.19)

unde:

– e – indicele porilor

– V – volumul total al rocii

– – greutate constantă

– – greutatea specifică a rocii

Relația dintre porozitate și indicele porilor este următoarea:

(3.20)

(3.21)

GRADUL DE SATURAȚIE

este raportul dintre volumul apei și volumul porilor:

(%) (3.22)

unde:

– – gradul de saturație

– – volumul apei

– – volumul porilor

Pentru a se realiza o legatură între parametrii, se poate exprima și astfel:

(%) (3.23)

unde:

– – gradul de saturație (%)

– w – umiditatea naturală (număr zecimal)

– – greutatea volumică a scheletului mineral (kN/m³)

– – greutatea volumică a apei (kN/m³)

– e – indicele porilor (adimensional)

Clasificarea rocilor în funcție de valoarea :

– roci uscate, cu <0,4;

– roci umede, cu între 0,4 și 0,8;

– roci foarte umede, cu între 0,8 și 0,9;

– roci saturate, cu între 0,9 și 1.

Cunoașterea gradului de saturație este util în determinarea capacității portante la nisipuri (Florea, 1983).

Coeficientul de saturație la rocile stâncoase este diferit și se determină diferit față de rocile argiloase-nisipoase:

(3.24)

unde:

– S – coeficient de saturație

– – absorbția de apă la presiunea de 20 mm coloană de mercur

– – absorbția de apă în funcție de condițiile în care se face umezirea (absorbția de apă la fierbere, absorbția de apă la presiunea de 150 daN/cm², absorbția de apă la presiunea normală)

PARAMETRII REZISTENȚEI LA FORFECARE

COEZIUNEA

Coeziunea rocilor este unul dintre unul dintre indicii care dau rezistența la forfecare a rocilor, alături de unghiul de frecare internă. Ea este notată cu c și are două componente: coeziunea reversibilă și coeziunea structurală.

(3.24)

Coeziunea reversibilă este de natură electrică , forțele de legătură ce apar între particulele minerale și apă, reprezintă forțele de legătură între particulele minerale ale rocii, de unde și dependența coeziunii de umiditate, cu cât umiditatea este mai mare, cu atât coeziunea este mai mică. Acest tip de coeziune este specifică rocilor argiloase (Florea, 1983).

Coeziunea structurală este dată de rezistența cimenturilor naturale care leagă particulele minerale încă de la geneza rocilor. Acest tip de coeziune este specific rocilor stâncoase, dar se întâlnește și la argile și la nisipuri. În momentul determinării în laborator a coeziunii trebuie să fim foarte atenți la probe să nu fie tulburate, deoarece la probele tulburate coeziunea structurală dispare și astfel nu vom mai putea obține în laborator același grad de îndesare ca cel din natură.

UNGHIUL DE FRECARE INTERNĂ

Unghiul de frecare internă sau unghiul rezistenței la forfecare Φ este un alt parametru al rezistenței la forfecare. Acesta este unghiul corespunzător coeficientului de frecare. Valorile lui Φ sunt mai mari la nisipuri decât la argile.

UMFLARE LIBERĂ

Se calculează după relația:

(3.25)

unde:

– – umflare liberă

– – volum final al rocii

– – volum inițial al rocii

CALCULUL TERENULUI DE FUNDARE

REZISTENȚA LA FORFECARE

Reprezintă limita până la care terenul de fundare sau construcțiile nu cedează. În funcție de rezistența la forfecare se realizează dimensionarea optimă a lucrărilor din pământ, analiza stabilității taluzurilor, a versanților, stabilirea împingerilor de către pământ asupra construcțiilor, alegerea terenului de fundare și proiectarea fundațiilor ( Stancu, A., Lungu, I., 2006). Rezistența la forfecare este legată de vârsta rocilor, cu cât rocile sunt mai vechi, cu atât sunt mai rezistente, pentru că terenurile mai vechi sunt mai la adâncime, iar formațiunile care le acoperă exercită o presiune atât de mare încât se realizează natural o compactare mai mare a rocilor argiloase și un grad de îndesare mai mare la nisipuri. Alți factori care influențează rezistența la forfecare sunt: umiditatea, forma și marimea granulelor etc.

Criteriul de cedare definește starea de efort de la care o anumită zonă din rocă nu mai poate prelua încărcări suplimentare. În cazul masivelor de rocă la care discontinuitățile majore sau sistemele de discontinuități bine conturate decupează blocuri de rocă, capacitatea masei de rocă de a prelua noua stare de efort creată de interacțiunea cu structura este direct dependentă

de menținerea echilibrului acestor blocuri. Stabilitatea blocurilor de rocă este controlată de rezistența la forfecare mobilizată pe suprafețele de contact.

Planul de cedare după criteriul de plasticitate Mohr-Coulomb, va face întotdeauna unghiul 45°- cu direcția principală și are forma:

(3.26)

unde și este coeficientul împingerii pasive.

Conform teoriei lui Coulomb, cedarea unei roci se face atunci când forțele de forfecare aplicate la suprafață depășesc rezistența la forfecare și coeziunea, ce există între particulele rocilor. La cedare, între eforturile normale σ și cele tangențiale τ, există următoarea relație liniară:

(3.27)

Conform Legii lui Coulomb rezistența la forfecare a pământurilor necoezive afânate este direct proporțională tensiunea (presiunea) normală (Stancu, A., Lungu, I., 2006).

(3.28)

Coulomb consideră că rezistența la forfecare este formată din două componente:

– frecarea internă:

– coeziunea:

Tangenta dusă la cercurile Mohr (figura 3.8) corespunzătoare eforturilor reduse conduce la coeziuni mai mici și la unghiuri de frecare mari, în timp ce tangenta dusă la cercurile Mohr corespunzătoarea eforturilor mari conduce la coeziuni mari și unghiuri de frecare mai reduse. Ca urmare, utilizarea criteriului Mohr-Coulomb trebuie făcută cu atenție, selectând parametrii cși φ pentru fiecare situație în parte, pornind de la rezultatele încercărilor de tip triaxial, dar ținând seama de nivelul eforturilor în zona de rocă pentru care se aplică criteriul.

Atunci când apare și apă folosim relația Coulomb- Tertzaghi:

(3.29)

Un alt criteriu de cedare poate fi considerat și magnitudinea eforturilor și în funcție de care deosebim rezistența ”la vârf” și rezistența ”reziduală”.

Efortul vertical care acționează pe planul de rupere duce la creșterea rezistenței la forfecare.

Ecuația efortului principal maxim este:

(3.30)

Efortul normal pe planul de rupere se exprimă astfel:

(3.31)

În laborator cele mai importante teste ce se pot realiza sunt forfecare directă și forfecarea triaxială. Forfecarea directă permite aflarea unghiului de forfecare internă și coeziunea prin folosirea unei casete metalice ce este constituită din două părți egale ce se pot deplasa una față de alta. Se folosește o probă netulburată de calitate 1 ce este supusă mai întâi unei încărcări verticale, din care obținem efortul normal , după care supunem aceeași probă la o forță orizontală T, de unde determinăm efortul tangențial . Pentru obținerea unor rezultate cât mai bune se fac trei testări, iar valorile lui și c se citesc grafic, după ce se reprezintă cele trei perechi de valori (figura 3.10).

Forfecarea în aparatul triaxial obține valori ale și c mai apropiate de realitate, mai bune decât cele obținute prin forfecarea directă, pentru că el permite formarea liberă a planului de forfecare în interiorul probei. În funcție de modul în care se realizează consolidarea probelor înainte de test și de condițiile de drenare a apelor din pori din timpul testului, se deosebesc următoarele tipuri de încercări ale rezistenței la forfecare:

– încercarea UU (unconsolidated-undrained);

– încercarea CU (consolidated-undrained);

– încercarea CD ( consolidated-drained).

Încercarea UU se aplică pentru argilele cu permeabilitate foarte mică și cu grosime mare, depozite precuaternare, dar și pentru terenurile de fundare saturate la care presiunea apei din pori nu are timp să se disipeze în perioada de transmitere a încărcării din construcție, ce durează câteva luni. Din această încercare aflăm limita inferioară a rezistenței la forfecare (Florea, 1983).

CAPACITATEA PORTANTĂ

Capacitatea portantă este valoarea presiunii pe care o poate prelua terenul de fundare și careia îi corespunde o tasare cel mult egală cu valoarea tasării admisibile pentru construcție.

Pentru domeniul elastic, calculul capacității portante se face cu formula:

(3.32)

unde:

– – capacitatea portantă a terenului de fundare (daN/cm²)

– – coeficient adimensional, funcție de

– – greutatea volumică a rocilor de la suprafața terenului până la talpa fundației(kN/m³)

– – adâncimea de fundare (m)

– c – coeziunea terenului de fundare (daN/cm²)

– – unghiul de frecare internă (°)

– – factor de transformare a unităților de măsură

Dacă talpa fundației se află la o adâncime constituită din mai multe strate, fiecare strat având grosimea și greutatea volumică , ecuația (3.32) devine:

(3.33)

Ecuațiile Tertzaghi pentru calculul capacității portante sunt în funcție de forma fundației:

– pentru fundații tip talpă continuă:

(3.34)

– pentru fundații pătrate:

(3.35)

– pentru fundații circulare:

(3.36)

unde:

– – capacitatea portantă totală a terenului de fundare (daN/cm²)

– – greutatea volumică (kN/m³)

– B – lățimea fundației (m)

– L – latura fundației (m)

– D – diametrul fundației (m)

– c – coeziunea terenului de fundare (daN/cm²)

– – adâncimea de fundare (m)

– – factor de transformare a unităților de măsură

– – factori de capacitate portantă, adimensionali, ce pot fi determinați în funcție de unghiul de frecare internă, pe cale analitică sau grafică:

(3.37)

(3.38)

(3.39)

(3.40)

(3.41)

În standardul românesc se calculează capacitatea portantă în două situații:

– capacitatea portantă la starea limită de deformații:

(3.42)

– capacitatea portantă la starea limită de rupere:

(3.43)

unde:

– – capacitatea portantă la starea limită de deformații (kPa)

– – capacitatea portantă la starea limită de rupere (kPa)

– m – coeficient adimensional în funcție de calitățile terenului de fundare

– – greutatea volumică (kN/m³)

– B – lățimea fundației (m)

– – coeficienți adimensionali asemănători factorilor de capacitate portantă

– c – coeziunea terenului de fundare (kN/m²)

– q – supraîncărcarea de calcul la nivelul tălpii fundației, lateral față de fundație (kPa)

– – lățimea redusă a fundației (m)

– – factori de capacitate portantă, adimensionali, ce pot fi determinați în funcție de unghiul de frecare internă

– – coeficienți adimensionali ce depind de forma și de dimensiunile fundației

În funcție de caracteristicile fizico-mecanice, rocile se comportă diferit la cedare (figura 3.11).

STABILITATEA VERSANȚILOR

Taluzul se definește ca o suprafață plană, înclinată cu un anumit unghi în raport cu orizontala și care face legătura între două plane de cote diferite ( figura 3.12).

Pentru estimarea stabilității unui taluz, acesta se poate considera imaginar în starea de echilibru limită, pentru care se definește factorul de siguranță (stabilitate) ca raportul între parametrii disponibili în taluz și valoarea lor critică. Se au în vedere două categorii de forțe: cele care se opun alunecării și cele care provoacă alunecarea.

În situația unui taluz artificial, acesta ar putea fi în stare stabilă, în stare limită sau în stare plastic în funcție de poziția cercului lui Mohr descries în raport cu dreapta intrinsecă (Stanciu, 2006).

Calculul stabilității taluzurilor se face prin diferite metode în funcție de natura rocii: roci moi sau roci tari. În momentul cedării versantului apar alunecările de teren, ce sunt foarte diferite în funcție de: natura rocii, cinematica mișcării, viteza mișcării, morfologia și tipul de suprafață de cedare etc.

În momentul în care se depășește rezistența la forfecare, apare instabilitatea taluzului și, deci, alunecarea acestuia pentru a ajunge într-o stare nouă de echilibru.

O acțiune foarte importantă asupra stabilității taluzurilor o are apa prin:

– modificarea greutății volumice a pământului;

– scăderea rezistenței la forfecare a pământurilor;

– efectul hidrodinamic al apei în mișcarea etc.

Metodele de determinare a factorului de siguranță, , se clasifică în două mari categorii: metode de echilibru limită și metode de estimare a deformațiilor. Pentru ca un taluz să fie stabil, ≥1, iar pentru drumuri, = 1,3-1,5 (Stanciu, 2006).

Conform STAS 2914-84, în situația realizării rambleelor pentru drumuri pe terenuri cu o capacitate portantă corespunzătoare și o pantă de 45°, înălțimea acestora este în funcție de natura rocii (tabelul 3.5). Pentru ramblee cu înălțimi mai mari de 12 m se calculează factorul de siguranță.

Pentru orice tip de lucrare trebuie să se respecte următoarea relație:

unde este factorul de siguranță efectiv al unei lucrări sau al versantului, pe când este coeficientul de siguranță admis prin norme pentru tipuri de lucrări sau versanți. Acest factor se determină fie pentru verificarea taluzurilor deja existente, fie pentru dimensionarea taluzurilor unor lucrări de pământ.

O problemă foarte importantă este reprezentată de tehnicile de determinare și tipul de încercări pentru aflarea parametrilor rezistenței la forfecare, precum și selectarea valorilor acestora pentru calculele de stabilitate.

Există numeroase metode de calcul a factorului de rezistență în funcție de forțele care sunt luate în considerare. Forțele care acționează asupra taluzului sunt prezentate în figura 3.15.

Astfel, expresia factorului de siguranță este:

(3.44)

Iar pentru presiuni efective expresia (3.44) devine:

(3.45)

unde:

– – factorul de siguranță

– – presiunea apei din pori (presiunea neutrală)

– – parametrii rezistenței la forfecare efectivi

– – tensiunea tangențială

Casagrande definește un factor de siguranță mediu astfel:

(3.46)

Iar pentru presiuni efective, relația (3.46) devine:

(3.47)

unde Δ este lungimea segmentului (i) al liniei directoare a suprafeței potențiale de cedare.

Fellenius consideră că pentru o potențială suprafață de cedare cu directoarea un arc de cerc, factorul de siguranță se exprimă astfel:

(3.48)

unde:

– – suma momentelor forțelor rezistente

– – suma momentelor forțelor active

De unde rezultă următoare formulă de calcul a prin metoda fâșiilor verticale propusă de Fellenius:

(3.49)

TASAREA

Tasările reprezintă deplasări pe verticală a masivului de pământ sub acțiunea sarcinilor transmise de construcții. Ele pot fi rotiri, rotiri relative, înclinări, deformații relative unghiulare, deflexiuni relative, tasări diferențiale etc.

În funcție de factorii care le provoacă, tasările pot fi elastice sau plastice.

S-a stabilit o dependență între mărimea suprafeței de încărcare și tasare:

(3.50)

unde:

– p – presiunea de încărcare ( aici 0,5 < p < 7)

– A – suprafața de încărcare

– K – coeficient de proporționalitate

Tasarea este rezultatul scăderii porozității rocilor, dar și al alunecării dintre particule. Structura pământului, rigidă sau flexibilă, determină mărimea tasărilor și desfășurarea lor în timp, în strânsă legătură cu umiditatea lor (figura 3.17).

Tasarea totală este constituită din: tasarea instantanee, tasarea din consolidarea primară și tasarea din consolidarea secundară. Astfel, la nisipuri tasarea totală este aproximativ egală cu tasarea inițială, iar la argile tasarea totală este formată din tasarea inițială și tasarea din consolidarea primară.

Una dintre metodele cele mai răspândite de calcul a tasării este metoda însumării pe strate. Aceasta se bazează pe caracteristicile de deformație liniară E și coeficientul lui Poisson ν.

(3.51)

unde:

– E – modulul de deformația liniară

– – efort

– – deformație

Dacă notăm cu , atunci (3.51) devine:

(3.52)

Dar Δh este tasarea unui strat de grosime , o vom nota cu s și o exprimăm prin relația:

(3.53)

Când introducem în ecuație și coeficientul lui Poisson, sub forma , tasarea într-un punct oarecarea din zona activă devine:

(3.54)

În calcul , astfel că tasarea pentru zona activă prin metoda însumării pe strate devine:

(3.55)

unde:

– S – tasarea totală (cm)

– – presiunea repartizată, calculată la mijlocul fiecărui strat deformabil din cuprinsul zonei active ( fiecare strat de calcul are maxim 2 m grosime, iar împărțirea pe strate se face ținând cont de limitele stratigrafice și de cele dintre roca de bază și formațiunile acoperitoare, precum și de adâncimea la care se află nivelul piezometric) (daN/cm²)

– – grosimea stratelor considerate în calcul (cm)

– – modulul de deformație liniară calculat la mijlocul fiecărui strat (daN/cm²)

se calculează folosind modulul de deformație edometric pe baza relației:

(3.56)

unde este un coeficient cu valori între 1,25 și 2.

Modulul de deformație edometric (daN/cm²) se calculează cu relația:

(3.57)

unde:

– – sarcina geologică la mijlocul unui strat (daN/cm²)

– – presiunea repartizată la mijlocul unui strat (daN/cm²)

– – tasarea specifică calculată pentru presiunile și (fracțiuni de unitate)

Valoarea medie a tasării terenului de fundare se va calcula luând în considerare o fundație dreptunghiulară și tasarea din centrul său (), tasarea de la mijlocul laturii lungi (), de la mijlocul laturii scurte () și din colț (), cu următoarea formulă:

(3.58)

CAPITOLUL IV

STUDIU DE CAZ: STUDIU GEOTEHNIC DN 67C

– TRONSONUL KM 0+000-15+100- BENGEȘTI – NOVACI

CARACTERIZAREA AMPLASAMENTULUI

O vedere mai detaliată este dată de aerofotograma, prezentată ca anexa 1.

GEOMORFOLOGIE

DN 67C traversează numeroase unități geomorfologice, de la Bengești până la Sebeș, pe cei 148 km lungime, dar aici vom descrie doar unitățile care se întâlnesc în sectorul studiat, între km 0 +000 și km 15 +100.

Astfel, acest sector se încadrează în Depresiunea Subcarpatică Olteană, unitate formată din aliniamente de dealuri și depresiuni cu orientare sud – nord (figura 4.2). Drumul se înscrie în culoarul Gilortului sau al afluenților acestuia, pe care îi urmează spre nord.

DESCRIEREA TRASEULUI

Tronson km 0+000 – 2+450

Orientarea generală a drumului este sud-nord. Drumul este din asfalt cu lățimea de 6 m, cu dublu fir de circulație. Acostamentul este delimitat de borduri joase cu lațime variabilă 0.70/1.20 m parțial deteriorate, din material permeabil. Șanțurile sunt nepereate, parțial funcționale (colmatate, înierbate). Profilul transversal tip este rambleu la nivelul terenului.

Tronsonul se înscrie în albia majoră a pârâului Ciocadia, albie meandrată. Cursul activ fiind la o diferență de cotă de circa , iar nivelul hidrostatic al acviferului subteran este la circa 4 m.

Tronson km 2+450 – 5+960

Se desfășoară în zona locuită a localității Ciocadia, case situându-se ambele sensuri de circulație, situate în apropierea drumului, dincolo de șanțul sau rigola de colectare a apelor pluviale. Orientarea generală a drumului este sud-nord, drum aproape în aliniament din covor asfaltic cu lățimea de 6 m, între cotele 327-343 m. Partea carosabilă a drumului este parțial delimitată de borduri joase, cu acostament semipermeabil de lațime variabilă (0.70/1.00 m) și șanțuri nepereate. Drumul este în profil de rambleu cu h=0.80/1.00 m, asfaltul prezentându-se deteriorat, parțial cu plombe. Drumul se înscrie pe malul drept al pârâului Ciocadia, ce are un curs meandrat, albie majoră îngustă (~150 m), cu versanți simetrici, înalți si cu rețea de cursuri torențiale slab exprimată (1-2 torenți/km drum), cu bazine de recepție mici, dar cu pante mari, ce produc eroziuni și depuneri la confluență. Pârâul Ciocadia, afluent de dreapta al râului Gilort, în zona localității Ciocadia produce eroziuni ale terasamentului în special la viituri. Lucrări de artă: poduri și podețe, ziduri de spijin (rambleu, debleu), moloane nerostuite pe zona km 5+050 – km 5+085 și lucrari de drenaj. Sunt necesare lucrări de protecție a malului în zona km 3+000-5+960.

Tronson km 5+960 – 7+450

Reprezintă extravilanul dintre localitățile Ciocadia la sud și Pociovaliștea la nord. Drumul este în aliniament cu orientarea generală sud-vest – nord-est, parcurgând o diferență de cotă de la 343 – 462m, cu pantă relativ uniformă. Partea carosabilă este din covor asfaltic, cu lățimea de 6 m, cu acostament delimitat de bordură joasă, iar lățimea acestuia variază de la 0.75 -1.00 m. Drumul, ca și acostamentul realizat din material permeabil, se află în stare parțial degradată. Profilul drumului este în rambleu având hr~1.00 m și 1.5 m pe zona km 6+200-6+720. Apele pluviale de pe partea dreaptă sunt colectate printr-un șanț nepereat și transferate spre aval în vest pe partea stângă printr-o suită de podețe (în general colmatate) ( figura 4.3).

Versantul de pe partea dreaptă este un versant lin cu exceptia zonei din apropierea varfului Prescuricea (498m), care nu prezintă văi torențiale cu bazine de recepție însemnate.

Tronson km 7+450 – 15+100

Drumul traversează localitățile Pociovaliștea și Novaci, având o schimbare de direcție vest-est, iar în localitatea Pociovaliștea la km 9+700 direcția se menține în aliniament sud vest – nord est. De la km 9+700 drumul se situează pe malul drept al râului Gilort, la circa 150-200 m de albia minoră a acestuia, pe care o urmarește până la km 12+943, trecând apoi pe malul stâng. Cota absolută din capătul din aval al tronsonului este de 462 m și crește la capătul din amonte la 615 m. Drumul se înscrie la limita albiei majore cu versantul drept. Acostamentul este delimitat de bordură joasă în localitatea Pociovaliștea, ce are lățime variabilă și în lateralul acesteia există șanțuri parțial pereate. În localitatea Novaci DN este delimitat de bordură înaltă cu sistem pietonal amenajat, la limita acestora existând sistem de rigole (colectare și evacuare ape pluviale). Profilul transversal este de tip rambleu la nivelul terenului cu excepția unor zone mici de debleu km 9+080 – 9+150. La km 9+150 se găsește zid de sprijin din moloane rostuite. La km 14+400 se află zid de sprijin de rambleu, piatra rostuită prezintă fisuri și degradări ale moloanelor, zona prezintă instabilitate pe o porțiune de circa 200 m în partea de rambleu. După traversarea râului Gilort, la km 12+943, drumul se înscrie pe limita de culme dintre 2 afluenți ai Gilortului, cu bazine hidrografice importante, urcând lin pe acest interfluviu, cei doi afluenți fiind pârâul Scărița, în vest, și pârâul Gilortul mic în est. Spre deosebire de versantul ce delimitează spre vest zona drumului și care este un vesant foarte abrupt, cel estic este mult mai lin, albia minoră a celor doi afluenți fiind situată la mică distanță în vest (circa 150-180 m) și la peste 350 m în est. Rețeaua hidrografică permanentă pe cele două zone este slab reprezentată, dar panta mare și regimul produc eroziuni puternice, atât de-a lungul drumului, cât și transversal acestuia, necesitând impermeabilizarea acostamentului și rigolă betonată monolitic cu trepte de rupere a energiei. O parte din datele din această descriere a tronsonului studiat sunt din Studiul Geotehnic privind modernizarea drumului DN 67C pe sectorul Bengești – Sebeș în faza de fezabilitate realizat de Geostud SRL în anul 2007.

GEOLOGIE

În bazinul hidrografic al Gilortului, depozitele din zona subcarpatică se aștern peste depozitele cristalino-mezozoice din fundament, începând cu cele eocene.

Depozitele badeniene sunt în general acoperite de depozitele sarmațiene transgresive care ajung să stea direct peste cele cristalinomezozoice cu excepția unei mici enclave de la est de Novaci, unde apar depozitele badeniene. Badenianul este semnalat și în vestul localității Cernădia, unde se găsesc brecii care reprezintă cele mai vechi depozite terțiare din sudul Parângului. Badenianul inferior este reprezentat de conglomerate brecioase pe văile Cernădia și Cernăzioara care se găsesc depuse în excavațiile calcarelor jurasice, urmate de conglomerate de mici dimensiuni și marne cu globigerine. Depozite badeniene formate din marne nisipoase cu intercalații subțiri de pietrișuri și calcare fosilifere mai sunt semnalate pe pârâul Scărița afluent pe stânga al Gilortului (cu care se unește la Novaci) și pe valea Gilorțelului la est de Novaci. Badenianul mai apare în axul anticlinalului Ciocadia – Pițicu, unde este reprezentat prin argile șistoase bituminose, cu concrețiuni și lentile de marnocalcare grezoase cu Lithothamnium, continuate cu marne vineții.Badenianul superior este depus, dar nu în acest perimetru.

Depozitele sarmațiene sunt reprezentate de pietrișuri slab cimentate în care se intercalează nisipuri și marne, întâlnite la est de Novaci și la Polovragi.

La sud de depresiunea Novaci, se conturează anticlinalul Ciuperceni – Ciocadia – Săcelu, în axul căruia la Săcelu apar conglomerate eocene urmate de depozitele badeniene descrise mai sus care apar în două aflorimente, peste care stau pe ambele flancuri depozitele sarmațianului mediu, alcătuite din marne nisipoase, urmate de nisipuri și pietrișuri.

Depozitele care sunt atribuite sarmațianului superior reprezentate de marne fin stratificate, cu intercalații de nisipuri și marne nisipoase, ocupă depresiunea Novaci și sudul anticlinalului Ciocadia – Săcel.

Sarmațianul inferior și mediu este reprezentat în nordul ulucului depresionar subcarpatic prin depozite de marne și pietrișuri mărunte pe văile Cernăzioara, Aniniș și în perimetrul satului Novacii Ungureni (Marinescu E., 2007).

Meoțianul este reprezentat de nisipuri și marne nisipoase în care se intercalează pietrișuri cu faună salmastră tipică între care Dosinia maeotica, peste care urmează marne slab nisipoase cu intercalații de nisipuri peste care stau nisipuri cu faună dulcicolă cu Unio, Viviparus și Radix, apoi un nivel grezos oolitic și nisipuri din nou cu faună salmastră cu congerii.

Depozitele ponțiene ocupă o mare suprafață în Subcarpații Getici inclusiv în bazinul Gilortului, fiind alcătuite din marne cenuși-albăstrui caracteristice, care trec treptat la marne nisipoase în care se intercalează nisipuri argiloase ce formează adevărate falune. Urmează marne și argile uneori nisipoase și nisipuri fosilifere. Nisipurile părții superioare a ponțianului cu grosimi de 25 – 30 m prezintă în aceste văi împreună cu nisipurile daciene care le acoperă multe procese de alunecare pe argilele vinete inferioare.

Dacianul este prezent în continuarea depozitelor ponțiene între Scoarța – Bobu – Bengești. Dacianul apare la zi în regiune, de la limita cu ponțianul până la limita cu romanianul.

Depozitele romaniene, alcătuite din nisipuri cu câteva intercalații de lignit în sectorul nordic și argile verzui sau gălbui, ocupa întregul teritoriu al bazinului Gilortului de la limita menționată mai sus până la vărsare.

Structura geologică a Subcarpaților Getici este rezultatul împingerii de către autohtonul danubian și mai ales de către pânza getică. Aceste depozite paleozoice și mezozoice, se afundă sub depozitele mai noi constituind fundamentul acestora. Depozitele acoperitoare paleogene, cutate și faliate sunt devansate spre nord de cele neogene. Acestea din urmă s-au așternut deci peste o structură cutată formată din depozitele paleogene, fiind la rândul lor cutate la sfârșitul pliocenului odată cu o nouă ridicare a Carpaților în faza valahă.

S-au format astfel începând de la nord spre sud structuri paralele cu axa carpatică: sinclinalul Novaci – Huluba; anticlinalul faliat Bengești – Ciocadia – Săcelu; sinclinalul Bolovanul; anticlinalul faliat Negoiești.

Cele mai importante depozite cuaternare sunt depunerile aluvionare de terase și lunci. Peste pietrișuri, în culmile dealurilor urmează depozite prăfoase argiloasgălbui, de tip loessoid, atribuite Pleistocenului mediu. Pe rama de nord a Depresiunii Getice, pleistocenul inferior este alcătuit din pietrișuri cu stratificație torențială, depozite rămase sub formă de petice mai mult sau mai puțin extinse pe culmi, cu grosimi de 2 – 5 m. Astfel de depozite se întâlnesc pe dealul Bălanilor la NV de Tg. Jiu, pe dealul Bălănești, pe dealul Voitești, între Glodeni și Mușetești.

Depozitele pleistocenului mediu sunt reprezentate prin prafuri argiloase, loessoide, care trec uneori la argile nisipoase. Culoarea acestor depozite cu grosimi de 5 – 10 m este în general roșcată. S-au mai separat ca aparținând pleistocenului mediu, depozite prăfoase nisipoase loessoide, uneori cu un conținut mai ridicat de argilă. În aceste depozite se întâlnesc lentile de nisipuri grosiere și pietrișuri mărunte. Pleistocenul superior este reprezentat prin depozitele terasei medii în special ale râurilor Jiu și Gilort.

La alcătuirea geologică a diverselor sectoare, ce au fost separate ca altitudine, iau parte următoarele tipuri de depozite:

– depozitele piemontane getice (de vârstă levantină și cuaternar inferior) formate din nisipuri, argile și marne, dar și din pietrișuri și nisipuri cu fracțiune argilos-prafos-nisipoasă;

– depozitele unității submontane aparțin zonei de molasă neogenă a Depresiunii Getice. Această zonă este alcătuită din formațiuni sedimentare cutate de mai multe vârste, după cum urmează:

Paleogen, mai exact formațiuni eocen-oligocene constituite din conglomerate și gresii;

Miocen, mai exact formațiuni tortono-sarmațiene cu marne, gresii, conglomerate, argile și nisipuri;

Pliocen, care este format din nisipuri și marne.

Peste toate formațiunile prezentate anterior se așează parțial sau total depozitele fluviatile tipice recente – depozite aluviale formate din nisipuri și pietrișuri.

– depozitele unității montane se întâlnesc doar la altitudini de peste 900 m. Aceste unități aparțin zonei cristalino-mezozoice a orogenului carpatic sunt alcătuite din șisturi cristaline epi și mezometamorfice (sericito-cloritoase, cuarțite, paragnaise, micașisturi, amfibolite) și care sunt străpunse de corpuri granitice eruptive (granitoide, granitoide gnaisice) și acoperite uneori de o cuvertura sedimentară mezozoică.

Cuvertura sedimentară (cuaternar nedivizată și holocenă) ce acoperă zonele adiacente drumului sub forma depozitelor deluviale sau aluviale, având grosime variabilă, este în majoritate alcătuită din materiale detritice cu granuloclasare pe verticală și cu totul subordonat argilă-prăfoasă.

În ceea ce privește existența faliilor, în zona investigată nu s-au observat, fiind cunoscute însă în literatură falii în sudul Parângului de direcția E – V, direcție pe care se realizează denivelări mai mari de 100 m și pe care se înscriu contactul dintre pietrișurile și nisipurile sarmațiene și depozitele meoțiene din axul depresiunii sinclinale Novaci (aliniamentul Cărpiniș – Aniniș; nordul localităților Novaci, Cernădia și Baia de Fier) (Marinescu E., 2007). În sudul Parângului există și falii transversale, orientate N – S, care au produs fragmentare în blocuri în timpul mișcărilor tectonice terțiare.

Forajele efectuate în 2007 de către Geostud SRL, pe adâncimi de la 1 m la 6 m au interceptat atât păturile asfaltice ale vechiului drum, cât și formațiuni naturale, formate din argile, nisipuri, pietrișuri. În cadrul sectorului studiat au fost efectuate 14 foraje ale căror fișe sunt atașate în anexa 2.

CLIMĂ

Sub aspect climatic se disting două sectoare importante:

– sectorul Bengești – Obârșia Lotrului (km 0+000 – 74+207);

– sectorul Obârșia Lotrului – Sebeș (km 74+207 – 148+300).

În cadrul fiecărui sector se disting zone climatice în care factorii meteorologici si influența lor asupra regimului climatic pe care-l definesc este în functie de zona kilometrică pe care se afla sectorul de drum, dar și de cota absolută a zonei.

Astfel, în cadrul sectorului Bengești – Obârșia Lotrului se distinge un regim climatic de deal cu climă continentală ce urcă până la cota de 700-800 m și un regim climatic montan ce se manifestă la cote de peste 850/1000 m.

În sectorul montan iernile sunt friguroase, cu viscole relativ frecvente și strat de zăpadă considerabil pe o perioadă îndelungată, iar verile sunt răcoroase și cu precipitații bogate.

Spre deosebire de zonele montane, în cele de deal iernile sunt reci, întrerupte de curenți de aer cald din zona mediteranei ce provoacă dezghețul și topirea zăpezii.

În ansamblu zona drumului în sectorul analizat este ferită de vânturile din vest, fapt ce determină formarea celor de tip fohn, reci, către sfârșitul iernii și începutul primaverii, fenomen ce poate fi observat atât pe panta munților, cât și în Depresiunea Subcarpatică Olteană.

În ceea ce privește valoarea temperaturilor care se înregistrează în acest perimetru mediile anuale de temperatură variază de la 10.2 C la Târgu Jiu în depresiune, la 3.4 C la Stația Parâng.

În ceea ce privește regimul pluviometric acesta prezintă variații valorice însemnate în funcție de tipul climatic și de altitudine. Astfel, precipitațiile atmosferice reprezentate prin cantitățile medii anuale variază de la 753 mm la Târgu Jiu, 863 mm la Novaci și 951 mm la Stația Parâng.

Un alt fenomen climatic important ce se manifestă în zonă și care poate influența în timp starea drumului este înghețul. Astfel, numărul mediu anual al zilelor cu îngheț variază de la 107 zile la Târgu Jiu, la peste 250 zile în Munții Parâng și în Munții Lotru.

Cantitățile maxime de apă căzute în 24 ore au însumat 144.3 mm la Polovraci și 100 mm pe culmile montane. După indicele Thornthwaite traseul se înscrie în regimul climatic II și III cu indicele de umiditate Im = 0-20 și respectiv Im > 20.

Adâncimea maximă de îngheț conform STAS 6054/84 este de 80-90 cm pentru tronsonul Bengești – Novaci și pentru zona de depresiune (deasupra altitudinii de 850m) și montană adâncimile de îngheț se stabilesc pe baza observațiilor locale.

HIDROGRAFIE

În tronsonul Bengești – Rânca – Obârșia Lotrului se pot separa din punct de vedere hidrografic două sectoare ce se diferențiază datorită apartenenței la bazine hidrografice diferite după cum urmează:

– sectorul Bengești – Rânca aparține bazinului hidrografic al râului Gilort și afluenților acestuia. Suprafața de bazin hidrografic este de 1360 km2 și lungimea de 109 km, Gilortul izvorăște de sub Vârful Mândra și are ca afluenți principali: Galbenul (cu o suprafață a bazinului hidrografic de 120 km2 și o lungime totală de 31 km), Ciocadia ( având suprafața bazinului hidrografic de 121 km2 și o lungime de 28 km) și Blahnița (cu suprafața bazinului hidrografic de 226 km2 și o lungime de 44 km).

În acest sector DN 67C se înscrie în lunca pârâului Ciocadia și apoi pe interfluviul Ciocadia – Galbenul.

Principalele caracteristi ale râului sunt:

debit mediu multianual 13m3/sec;

debit mediu de aluviuni în suspensie sub 0.5 t/ha/an pentru zona montană și peste 10 t/ha/an pentru zona colinară.

– Sectorul Rânca – Obârșia Lotrului este reprezentat de bazinul hidrografic al râului Lotru și ale afluenților săi, ce-și au obârșia în Munții Parâng la altitudinea de 1830 m prin unirea unor cursuri permanente, mici, cu originea în lacuri glaciare din zona Călcescu.

Acesta e un curs cu panta generală de 20 ‰, ce primește numeroși afluenți cu izvoarele în zona Munților Lotru și a Munților Căpățânii. Cei mai importanți afluenți sunt: Voineșița și Păscoaia pe stânga și Latorița pe dreapta. Debitul mediu multianual al râului în secțiunea de confluență este de 20 m3/sec, iar în anii cu precipitații în exces valoarea debitului poate fi de 1.4 ori mai mare. Scurgerea cea mai ridicata se înregistrează în perioada aprilie – iulie (circa 55 % din volumul anual).

Formațiunile de gheață apar în sectorul superior al râului în fiecare an, cu o durata de 110 zile și frecvența de apariție a podului de gheață este de 80-90% din ierni pentru sectorul superior.

HIDROGEOLOGIE

De-a lungul traseului DN 67C se înscrie în condițiile naturale specificate, caracteristice pentru zona subcolinară, colinară, submontană și montană și definite prin cotele absolute de înscriere.

Se remarcă de-a lungul traseului că până la km 31+000 ne aflăm pe zona subcolinară și colinară, urcăm prin bazinul Gilort în bazinul Lotru, apoi trecem prin zona submontană-montană și submontană până la km 116+000 și coboară din zona submontană în cea colinară de pe râul Sebeș. Astfel, urcăm prin bazinul Gilort, pe cumpăna apelor în bazinul Lotru și coborâm prin cel al Sebeșului.

În aceste condiții în zonele în care DN 67C se înscrie în albia majoră a râurilor principale și care drenează acumulările locale de pe versant condițiile hidrogeologice sunt prezente și au influență asupra stabilității zonei platformei, aceste acumulări locale fiind o funcție a regimului hidric al zonei.

O problemă aparte o reprezintă existența apelor subterane ce apar ca izvoare permanente în zona golului alpin km 32 – 56+000 datorită acumulării în depozitele glaciare.

În rest drumul se înscrie în condiții de versant, unde problemele hidrogeologice și influența lor asupra stabilității sunt datorate condițiilor hidrografice și bilanțului hidric specific al zonei.

De asemenea pot fi specificate și alte fenomene determinate de desfășurarea drumului în creșterea sa ca altitudine pe direcția sud-nord, dar și în funcție de structura terenului natural.

Astfel, trecerea de la aluviunile fine și grosiere ale albiei minore și majore a cursurilor permanente din bazinele hidrografice pe care le urmarește drumul, cu roci sedimentare tinere în substrat, spre zonele colinare, cu roci dure, cu teren accidentat, pante și fragmentare mare și apoi spre zona montană cu relief foarte accidentat, fragmentare mare (exceptând zona de șea alpină), de pe roci cristaline, a condus la o etajare specifică de-a lungul traseului drumului.

Astfel, în zona montană acțiunea apelor curgătoare și a îngheț-dezghețului au condus la eroziuni puternice pe versanți în albiile minore, la formarea și acumularea unui strat gros de grohotiș de pantă, apariția unor conuri de dejectie la limita torenților cu drumul (în special acolo unde drenajul nu este corespunzător).Acest tip de fenomene le-am sesizat în vizita pe teren la km 79, km 74 + 320 și km 58 + 200 și se pot observa în figurile 4.7, 4.8 și 4.9.

Spre deosebire de primele, în zona colinară și submontană fenomenele de eroziune apar la creșteri de debit sezoniere sau accidentale. Eroziunea taluzurilor cu rocă tare la zi sau depozite deluviale produce ravenarea și are influență asupra stabilității generale (atât a versantului, cât și a zonei platformei drumului), creând condiții pentru alunecări de teren. Potențialul de producere al alunecărilor de teren este mediu spre mare, raportându-se la zona în care ne aflăm, colinară sau montană. Având în vedere faptul că sectorul studiat de această lucrare se află în zonă colinară am observat cu atenție prezența fenomenelor descrise mai sus, specifice acestor zone. Astfel de fenomene se pot observa în figura 4.10.

ÎNCADRARE SEISMICĂ

Proiectarea la cutremur urmărește îndeplinirea cu un grad adecvat de siguranță a următoarelor cerințe:

– cerința de siguranță a vieții;

– cerința de limitare a degradărilor.

Pentru proiectarea construcțiilor la acțiunea seismică, teritoriul României este împărțit în zone de hazard seismic ( figura 4.11). Hazardul seismic pentru proiectare este descris de valoarea de vârf a accelerației orizontale a terenului determinată pentru intervalul mediu de recurență de referință (IMR) corespunzător stării limită ultime.

Mișcarea seismică într-un punct pe suprafața terenului este descrisă prin spectrul de răspuns elastic pentru accelerații absolute.

Condițiile locale de teren sunt descrise prin valorile perioadei de colț a spectrului de răspuns pentru amplasamentul studiat (figura 4.12). Perioada de colț a spectrului de răspuns reprezintă granița dintre zona de valori maxime în spectrul de accelerații absolute și zona de valori maxime în spectrul de viteze relative și se măsoară în secunde.

Astfel tronsonul studiat se încadrează în zona cu valori de 0,15g cu IMR=225 ani și 20% șansă de depășire în 50 de ani.

În ceea ce privește încadrarea în zonarea teritoriului țării noastre cu privire la perioada de colț a spectrului de răspuns, sectorul studiat se încadrează în zona cu valori ale de 0,7s.

INVESTIGAȚII REALIZATE

Cercetarea geologo – tehnică s – a realizat prin mijloace specifice pentru fiecare din lucrări, astfel :

– pentru terasamentele drumului, respectând cadrul tematic conform căruia datele obținute în 2007 de S.C. GEOSTUD împreuna cu cele existente să permita corelarea și realizarea zonării geotehnice, atât a terenului natural, cât și a structurii platformei drumului.

Datele obținute prin lucrări conform celor menționate sunt redate sintetic în anexa 4, evindențiindu-se următoarele:

– lucrarile executate în anul 2003, pe tronsonul km 0 – 15+100 sunt notate Pd(1-8), executate de S.C. GEOSTUD;

– lucrările executate în anul 2007 pe tronsonul km 0 – 15+100 sunt notate PV1-14, executate de S.C. GEOSTUD. Între aceste lucrări executate în anul 2007 se găsesc și cele notate PV+F(PV1-14+F1- 9/2007) ce reprezintă asocierea cu puțul de vizitare și continuarea investigării în adâncime cu foraj manual de diametru mic până la adâncimea de 6 m;

Amplasarea lucrărilor de investigare ce au fost executate în cele două etape de către S.C. GEOSTUD este redată în pozițiile kilometrice menționate pe harta topografică scara 1 :25.000, redată de anexa 3.

Din succesiunea evidențiată prin lucrările menționate s-au prelevat probe tulburate sau netulburate în vederea determinarilor specifice de laborator.

Determinările de laborator specifice pentru caracterizarea geotehnică s-au efectuat conform STAS-urilor de metoda astfel:

– pentru pământuri coezive și necoezive, (granulare și angulare) conform STAS-uri 1913/1-13, determinările cuprinzând :

determinarea granulozității ;

determinarea plasticității ;

determinarea caracteristicilor geotehnice de stare (greutate volumică – umedă și uscată, porozitate, grad de saturare) ;

determinarea caracteristicilor de deformabilitate (modul edometric în stare naturală și inundată) ;

CARACTERIZAREA GEOMECANICĂ A AMPLASAMENTULUI ȘI DETERMINAREA PRESIUNII CONVENȚIONALE

PRESIUNEA CONVENȚIONALĂ

Presiunea convențională are rol de capacitate portantă a terenului de fundare, dar are caracter orientativ. Determinarea ei se face pe baza litologiei terenului de fundare, dar și pe baza unor proprietăți fizice ale rocilor determinate în laborator. Valorile presiunii convenționale pentru diferite tipuri de roci sunt prezentate în tabelele 4.1 – 4.4.

Presiunea convențională se ia ca și capacitate portantă atunci când nu cunoaștem coeziunea și unghiul de frecare internă ale terenului de fundare.

Pentru terenuri stâncoase, presiunea convențională se consideră a fi a șasea parte din rezistența la compresiune a rocilor în stare saturată. Pentru terenurile semistâncoase, cele formate din bolovănișuri sau din pietriș, valorile presiunii convenționale s – au stabilit din experiența obținută în timp. Pentru terenurile nisipoase sunt necesare informații cu privire la granulație, gradul de îndesare și gradul de saturație. La pământurile argiloase presiunea convențională se determină cu ajutorul indicelui porilor și a indicelui de consistență. În ceea ce privește umpluturile, se iau în considerare dacă acestea sunt compactate sau nu și gradul de saturație (Florea, M., 1983).

Trebuie ținut cont de faptul că valorile presiunii convenționale pentru rocile stâncoase, cele semistâncoase, bolovănișuri și pietrișuri sunt de încredere, pe când la argile și nisipuri situația nu se prezintă așa. Dacă argilele și nisipurile aparțin rocii de bază, atunci valorile din tabele sunt de încredere, dar dacă acestea aparțin formațiunilor acoperitoare, atunci valorile acestea pot depăși cu mult capacitatea portantă reală a terenurilor.

Presiunea convențională se determină luând în considerare valorile de bază din tabele 4.1 – 4.4, prezentate mai jos pentru fundații având lățimea tălpii B egal cu 1m și adâncimea de fundare . Pentru fundații cu alte dimensiuni se aplică două corecții: corecția de adâncime de fundare și corecția pentru lățimea tălpii fundației.

Astfel, formula de calcul a presiunii convenționale devine:

(4.1)

unde:

este presiunea convențională;

este corecția de lățime;

este corecția de adâncime.

În intervalul indicat valorile presiunii convenționale se aleg în funcție de compactitatea și starea de degradare a rocii stâncoase și semistâncoase și nu variază cu adâncimea de fundare și dimensiunile în plan ale fundației.

În cazul în care nu este posibilă prelevarea de probe netulburate, stabilirea consistenței se poate face pe baza penetrării dinamice în foraj sau a penetrării statice. La pământuri coezive având valori intermediare ale indicelui porilor e și indicelui de consistență Ic, se admite interpolarea liniară a valorii presiunii convenționale de calcul după Ic și e succesiv.

Se iau în discuție umpluturi cu conținut de materii organice mai mic de 5%. Pentru valori 0,5 < Sr < 0,8 valorile presiunii convenționale se determină prin interpolare liniară.

CORECȚIILE APLICATE PRESIUNII CONVENȚIONALE ȘI MODUL DE CALCUL

CORECȚIA DE LĂȚIME

Pentru B≤5m corecția de lățime se determină cu relația:

(4.2)

unde:

– K1 coeficient:

– pentru pământuri necoezive (cu excepția nisipurilor prăfoase), K1 = 0,10

– pentru nisipuri prăfoase și pământuri coezive, K1 = 0,05

– B lățimea fundației, în metri.

Pentru B > 5m corecția de lățime este:

– CB = 0,4 pconv pentru pământuri necoezive, cu excepția nisipurilor prăfoase;

– CB = 0,2 pconv pentru nisipuri prăfoase și pământuri coezive.

CORECȚIA DE ADÂNCIME

Pentru Df < 2m:

(4.3)

Pentru Df > 2m:

(4.4)

unde:

– este adâncimea de fundare ( m);

– este coeficient conform tabelului 4.5;

– γ este greutatea volumică de calcul a straturilor situate deasupra nivelului tălpii fundației (calculată ca medie ponderată cu grosimea straturilor), kN /m³.

DESCRIEREA FORAJELOR ȘI CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

FORAJUL F1

Forajul F1 este localizat la poziția kilometrică 1+850 m, pe partea dreaptă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 0.55 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.12 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.30 m;

Umplutură din praf argilos cu rar pietriș și bolovăniș cu îndesare medie până la 0.55 m.

De la 0.55 m până la 6.00 m, care este lungimea totală a forajului, se succed următoarele formațiuni:

Nisip argilos, plastic vârtos, de la 0.55 m până la 1.60 m;

Pietriș, de la 1.60 m până la 6.00 m.

S – a luat o probă tulburată de la adâncimea de 1 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.6 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F2

Forajul F2 este localizat la poziția kilometrică 2+600 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 1.00 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.20 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.40 m;

Bolovăniș și pietriș din drumul vechi până la 0.60 m;

Umplutură din praf argilos cu rar pietriș până la 1.00 m.

De la 1.00 m până la 6.00 m se succed următoarele formațiuni:

Praf argilos nisipos, cenușiu – cafeniu, plastic vârtos, cu oxizi de Mn și rar pietriș, cu oxizi de Fe la partea inferioară, de la 1.00 m până la 1.60 m;

Praf nisipos argilos, plastic consistent, de la 1.60 m până la 3.70;

Argilă gălbuie, pastic vârtoasă, de la 3.70 până la 4.30;

Pietriș, de la 4.30 până la 6.00 m.

S – au luat două probe tulburate de la adâncimea de 1.20 și 1.80 m. De asemenea a fost interceptată apă subterană la adâncimea de 2.70 m și al căreia nivel piezometric urcă până la 1.75 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.7 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F3

Forajul F3 este localizat la poziția kilometrică 4+300 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 1.00 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.25 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.40 m;

Bolovăniș și pietriș din drumul vechi până la 0.65 m;

Umplutură din praf argilos gălbui, plastic vârtos cu rar pietriș până la 1.00 m.

De la 1.00 m până la 6.00 m, se succed următoarele formațiuni:

Argilă prăfoasă cenușie, plastic vârtoasă, de la 1.00 m până la 1.50 m;

Argilă prăfoasă gălbuie, plastic vârtoasă cu oxizi de Mn și cu intercalații nisipoase la partea inferioară, de la 1.50 m până la 5.50 m;

Gresie degradată, de la 5.50 m până la 6.00 m.

S – au luat două probe tulburate de la adâncimile de 1.20 m și de 4.30 m. S – a interceptat și apă subterană la adâncimea de 5.50 m și urcă până la 4.00 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.8 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F4

Forajul F4 este localizat la poziția kilometrică 4+980 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 1.40 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.13 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.33 m;

Umplutură din praf argilos cafeniu până la 0.73 m;

Bolovăniș și blocuri de aproximativ 0.35 m din drumul vechi până la 1.20 m;

Umplutură din praf argilos nisipos gălbui până la 1.40 m.

De la 1.40 m până la 6.00 m, care este lungimea totală a forajului, se succed următoarele formațiuni:

Nisip cu foarte rar pietriș și ușor liant prăfos, cu granulozitate uniformă, de la 1.40 m până la 1.70 m;

Pietriș, de la 1.70 m până la 6.00 m.

S – a luat o probă netulburată de la adâncimea de 1.50 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.9 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F5

Forajul F5 este localizat la poziția kilometrică 5+750 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 1.20 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.20 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.40 m;

Umplutură din praf argilos cafeniu până la 0.60 m;

Bolovăniș și pietriș din drumul vechi până la 0.70 m;

Umplutură din praf argilos cafeniu până la 1.20 m.

De la 1.20 m până la 6.00 m, care este lungimea totală a forajului, se succed următoarele formațiuni:

Nisip prăfos, plastic consistent, de la 1.20 m până la 1.50 m;

Pietriș, de la 1.50 m până la 6.00 m.

S – a luat o probă netulburată de la adâncimea de 1.30 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.10 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F6

Forajul F6 este localizat la poziția kilometrică 6+550 m, pe partea dreaptă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 0.75 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.13 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.30 m;

Umplutură din praf argilos cafeniu până la 0.75 m.

De la 0.75 m până la 6.00 m, care este lungimea totală a forajului, se succed următoarele formațiuni:

Argilă prăfoasă, cenușie, plastic vârtoasă, de la 0.75 m până la 1.10 m;

Argilă gălbuie cu intercalații cenușii, plastic consistentă, cu oxizi de Mn și cu concrețiuni calcaroase la partea inferioară, de la 1.10 m până la 2.90 m;

Argilă cenușie cu intercalații gălbui, plastic vârtoasă, cu diseminații de Mn și cu intercalații nisipoase la partea inferioară, ce se desfășoară până la adâncimea de 4.90 m;

Argilă marnoasă, de la 4.90 m până la 6.00, iar la adâncimea de 5.00 m se găsește o lentilă de nisip.

S – au luat patru probe tulburate de la adâncimile de 0.90 m, 2.60 m, 3.70 m și 5.50 m. De asemenea s – a interceptat nivelul hidrostatic la adâncimea de 5.00 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.11 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F7

Forajul F7 este localizat la poziția kilometrică 6+980 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 1.00 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.13 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisi cafeniu până la 0.43 m;

Umplutură din praf argilos cafeniu până la 0.56 m;

Bolovăniș și piatră spartă din drumul vechi până la adâncimea de 1.00 m.

De la 1.00 m până la 6.00 m, care este lungimea totală a forajului, se succed următoarele formațiuni:

Argilă prăfoasă cafenie, plastic consistentă, cu diseminații calcaroase. Aceasta prezintă de la adâncimea de 1.80 m argilă cafenie în amestec cu nisip cafeniu – roșcat, iar de la adâncimea de 2.60 m se întâlnește argilă marnoasă.

S – a luat o probă netulburată de la adâncimea de 1.20 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.12 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

Între forajele F6 și F7 am realizat o secțiune cvasitransversală, pentru a se putea observa schimbările litologice, prezentată în figura 4.13.

FORAJUL F8

Forajul F8 este localizat la poziția kilometrică 8+120 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 0.70 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.13 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisip cafeniu până la 0.26 m;

Bolovăniș și piatră spartă din drumul vechi până la 0.36 m;

Umplutură din argilă prăfoasă cafenie până la 0.70 m.

De la 0.70 m până la 6.00 m se succed următoarele formațiuni:

Argilă prăfoasă cenușiu – cafenie, plastic vârtoasă, cu diseminații calcaroase, cu oxizi de Fe și Mn, de la 0.70 m până la 2.00 m;

Argilă nisipoasă, plastic consistentă, de la 2.00 m până la 6.00 m. Se întâlnesc două strate ca calcar, între adâncimile de 3.25 – 3.35 m și 3.70 – 3.80 m.

S – au prelevat trei probe, două tulbutate și una netulburată. Proba netulburată a fost luată de la adâncimea de 0.80 m, iar cele tulburate de la adâncimile de 2.70 m și 5.50 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.13 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

FORAJUL F9

Forajul F9 este localizat la poziția kilometrică 8+320 m, pe partea stângă a drumului, la o distanță de 3 m față de axul drumului.

DESCRIERE:

De la suprafața solului până la adâncimea de 0.85 m se întâlnește vechiul sistem rutier format din:

Asfalt de la suprafața terenului până la 0.20 m;

Împietruire din nisip, piatră spartă și nisi cafeniu până la 0.45 m;

Umplutură din praf argilos cafeniu în amestec cu pietriș și piatră spartă până la 0.85 m.

De la 0.85 m până la 6.00 m se succed următoarele formațiuni:

Praf nisipos argilos cafeniu, plastic consistent, de la 0.85 m până la 1.20 m;

Praf nisipos argilos, cenușiu – cafeniu, plastic vârtos, cu oxizi de Fe și Mn, de la 1.20 m până la 2.30 m;

Argilă nisipoasă, plastic vârtoasă, ce prezintă intercalații nisipoase și concrețiuni calcaroase între 2.30 – 2.90 m adâncime, iar la partea inferioară este predominant cafenie.

S – au luat patru probe: trei tulburate și una netulburată. Proba netulburată a fost prelevată de la adâncimea de 1 m, iar probele tulburate au fost prelevate de la adâncimile de 2.00 m, 2.80 m și 5.50 m. Nivelul apei subterane a fost interceptat la adâncimea de 4.00 m.

CALCULUL PRESIUNII CONVENȚIONALE

Presiunea convențională se va calcula pentru structuri ipotetice, tip podeț, cu următoarele caracteristici:

Lungime (L) = 2 m;

Lățime (B) = 2 m;

Adâncimile de fundare () pentru care se va calcula sunt 1.5 m, 2.5 m, 3.5 m și 5.5 m.

Calculul presiunii convenționale din tabelul 4.14 s – a efectuat utilizând relațiile (4.1), (4.2), (4.3), (4.4).

Între forajele F8 și F9 am realizat o secțiune longitudinală paralelă cu drumul și pe partea stângă, pe sensul de mers spre Novaci, pentru a se putea observa schimbările litologice, prezentată în figura 4.14.

CAPITOLUL V

CONCLUZII ȘI RECOMANDĂRI

CONCLUZII

În cadrul studiului sunt prezentate considerentele geotehnice necesare proiectării obiectivului.

Luând în considerare ansamblul observațiilor de teren efectuate, se pot enunța următoarele:

structura rutieră este foarte neuniformă. Sunt zone extinse unde aceasta este reprezentată numai prin pietruiri, și acelea degradate, sau zone în care există sistem rutier degradat. Astfel, între km 0 si 30+650 există un sistem rutier semirigid;

acostamentele nu sunt impermeabilizate, bordurile lipsesc pe lungimi mari sau acolo unde există sunt în mare masură degradate;

starea tehnică actuală a sistemului rutier semirigid, în zonele în care acesta există, este ‘‘necorespunzatoare’’ și se datorează suprafeței părții carosabile care prezintă degradări cum ar fi: faianțări, fisuri longitudinale, valuriri, burdușiri și, mai ales, tasări care generează fisuri și crăpături ce străbat stratul de asfalt (figura 5.1). Situația se datorează execuției proaste a actualului sistem rutier, neținându-se seama de natura terenului de fundare. Degradările apărute se datorează și grosimii reduse a umpluturii și a calității umpluturilor, dar și umiditatea pământurilor și circulația apelor de infiltrație prin masa materialelor care alcătuiesc terasamentele drumului joacă un rol important în apariția și accelerarea fenomenelor de degradare;

accelerarea proceselor de degradare se datorează staționării apelor de suprafață pe marginea drumului datorită lipsei șanturilor și rigolelor, iar acolo unde există sunt neîntreținute, colmatate sau nu au pantă necesară scurgerii acestor ape, permițând scurgerea apelor meteorice peste calea de rulare, ceea ce accelerează degradarea;

amenajarea drumului, atât longitudinal, cât și transversal este deficitară din cauza șanțurilor și rigolelor colmatate sau neîntreținute, podețelor necorespunzătoare, precum și lipsei unui sistem de drenaj adecvat. Toate acestea duc la accelerarea proceselor de degradare prin staționarea apelor de suprafață pe marginea drumului și infiltrarea acestora în sistemul rutier.

lipsa și/sau nefuncționarea sistemelor de drenaj de suprafață (din cauza neîntreținerii acestora) care au generat creșterea umidității terasamentului, reactivarea unor alunecări existente și producerea unor fenomene noi de instabilitate ca urmare a scăderii valorilor parametrilor rezistenței la forfecare. În această categorie se înscrie lipsa șanturilor și/sau colmatarea acestora și prin acțiunea antropică, neîntretinerea camerelor de cădere și a podețelor, lipsa totală a drenurilor aferente lucrărilor de susținere și respectiv a lucrărilor de amenajare pentru torenții activi în concordanță cu amplasarea podețelor și lucrărilor de drenare și dirijare spre emisari naturali;

majoritatea lucrărilor de artă și contra eroziunii existente sunt amplasate direct pe deluviu și ca urmare prezintă fenomene de instabilitate prin tasări, rotiri, burdușiri, etc;

zidurile de sprijin existente sunt degradate necesitând reparații sau refacere. De asemenea s-a constatat necesitatea execuției unor ziduri noi de sprijin precum și a unor noi podețe;

se remarcă corespondența dintre sistemul fisural dezvoltat pe drum și conturul zonelor cu umiditate mare ce se constituie în linia de desprindere a alunecărilor ca urmare a imposibilității drenării apelor sau datorită circulației acestora dupa trasee preferențiale pe sub lucrările continui;

în zonele în care drumul trece pe lângă pereți stâncoși s-au identificat căderi de stânci ca urmare a procesului de degradare a rocilor mai ales în zona cu textură predispusă clivajului, datorită neîntreținerii;

umezirea excesivă a terasamentelor a condus la creșterea deformabilității acestora implicit la degradarea sistemului rutier chiar în zonele fără probleme de stabilitate.

Există o zonă instabilă la km 7+000 – 7+600. În acestă zonă drumul se desfășoară într-o zonă deluroasă, pe un versant cu pantă lină, structura drumului fiind în profil mixt, în ușor debleu pe partea dreaptă și în rambleu pe partea stângă. Pe partea dreaptă în toată această zonă exista un sistem de colectare a apelor, format dintr-un șanț betonat, iar sub acesta drenuri de fund de șanț, iar la intervale regulate cămine de vizitare. Pe toată zona sunt prezente porțiuni cu vegetație hidrofilă, zone cu mustiri, toată suprafața versantului, atât în amonte, cât și în aval de drum fiind valurită cu zone de crov, cu ebulmente, toate acestea ducând la concluzia ca materialul din corpul acestui versant prezentă fenomene de curgere lentă (figura 5.2). Este prezent și fenomenul de „pădure beată”, iar drumul prezintă văluriri, tasări, burdușiri cauzate probabil de fenomenul de curgere lentă a versantului.

Din investigațiile făcute în zona se constată faptul că terenul din corpul acestui versant este alcătuit din argile glomerulare gălbui cu intercalații cenușii, plastic consistente care repauzează începând cu adâncimea de 5-6 m peste argile marnoase cenușii – vineții ce se constituie în roca de bază contactul dintre aceste două tipuri de argilă fiind și planul de alunecare.

Zona necesită refacerea sistemului de drenaj cu captarea apelor din amonte de drum și dirijarea acestora prin șanțuri, podețe la emisari naturali. De asemenea eventualele lucrări de consolidare vor fi fundate în roca de bază alcătuită din argile marnoase aflate sub adâncimea de 5-6 m.

RECOMANDĂRI

Refacerea lucrărilor de artă degradate (podețe, fundații de parapet, ziduri de sprijin);

Montarea parapeților în zonele în care lipsesc;

Pe toată lungimea drumului se recomandă măsuri de captare și dirijare a apelor de șiroire de pe versant care actualmente staționează pe carosabil, infiltrându-se în materialele din corpul drumului;

Tratarea torenților prin lucrări adecvate, îndesirea podețelor și lucrări de dirijare a apelor până la emisarii naturali;

Proiectarea lucrărilor de protecție a versanților prin înlăturarea materialului degradat până la roca nedegradată, lucrări de ancorare, plase, torcret etc;

Proiectarea lucrărilor de protecție a malurilor prin prevederea de gabioane fundate pe roca de bază sau alte tehnologii;

Având în vedere sensibilitatea pământurilor folosite și condițiile hidrologice, se recomandă impermeabilizarea acostamentelor.

Pentru a se păstra un echilibru hidric în terenul de fundare al drumului este necesară reprofilarea șanțurilor și rigolelor pentru asigurarea scurgerii apelor de suprafața și drenuri de fund de șanț care să preia apele de infiltrație în zonele cu relief negativ. Tot în zonele cu relief negativ se recomandă îngroșarea sistemului rutier în scopul protejării contra apelor staționare.

Respectarea întregului complex de măsuri pentru prevenirea și remedierea degradărilor provenite din îngheț – dezgheț, conform STAS 1709/2 – 90.

Pe baza tuturor determinărilor de laborator efectuate pe tipurile de pământ (coeziv și necoeziv) din structura platformei drumului, precum și a celei din terenul natural evidențiate s-a realizat zonarea structurii drumului redată de tabelul 5.1, zonare ce a evidențiat:

pe baza sensibilității la îngheț a pământului din stratul de fundare, pe baza criteriilor impuse de STAS 1709/2-90 s-au separate următoarele tipuri:

– P1 – insensibil – pietriș cu nisip;

– P2 – sensibil – pietriș cu nisip cu matrice argiloasă;

– P3 – sensibil – pietriș cu nisip prăfos;

– P4 și P5 – foarte sensibile pământuri definite ca argile și prafuri conform STAS 1243/88;

modulul dinamic al tipurilor de pământ din stratul de fundare;

adâncimea de îngheț in cadrul complexului rutier;

calitatea materialelor din corpul platformei conform STAS 2914/8.

ÎNCADRAREA ÎNTR – O CATEGORIE GEOTEHNICĂ CONFORM NP 074/2014

Încadrarea preliminară a unei lucrări într-una din categoriile geotehnice trebuie să se facă înainte de investigarea terenului de fundare, dar această încadrare poate fi schimbată pe parcurs.

Categoria geotehnică implică un anumit risc geotehnic:

Categoria 1 – risc geotehnic redus;

Categoria 2 – risc geotehnic moderat;

Categoria 3 – risc geotehnic mare.

Riscul geotehnic depinde de două categorii de factori: factori legați de teren (cei mai importanți sunt condițiile de teren și apa subterană) și factori legați de structură și de vecinătățile acesteia. Le voi rezuma pe rând.

CONDIȚIILE DE TEREN

Se grupează în trei categorii:

În categoria terenurilor dificile intră nisipurile afânate , nisipurile saturate susceptibile de lichefiere sub acțiuni seismice, pământurile fine cu consistență redusă (Ic<0.5), pământurile loessoide aparținând grupei B de pământuri sensibile la umezire definite conform normativului NP 125-2010, pământuri argiloase cu umflări și contracții mari, pământuri cu conținut ridicat de materii organice (peste 6 %), terenurile în pantă cu potențial de alunecare (NP 074/2011).

APA SUBTERANĂ

Din punctul de vedere al prezenței apei subterane pe amplasament, în corelare cu soluția de fundare, se disting trei situații care trebuie avute în vedere la definirea categoriei geotehnice .

Excavația nu coboară sub nivelul apei subterane, nu sunt necesare epuismente;

Excavația coboară sub nivelul apei subterane, se prevăd lucrări normale de epuismente directe sau drenare, fără riscuri de degradare a unor structuri alăturate;

Excavația coboară sub nivelul apei subterane, în condiții hidrogeologice excepționale, impunând lucrări de epuismente cu caracter excepțional.

CLASIFICAREA CONSTRUCȚIILOR DUPĂ IMPORTANȚĂ

Se utilizează clasificarea construcțiilor în conformitate cu HG 766/1997, anexa 2, în patru categorii de importanță:

Excepțională;

Deosebită;

Normală;

Redusă.

VECINĂTĂȚILE

Categoria geotehnică depinde și de modul în care realizarea excavațiilor, a epuismentelor și a lucrărilor de infrastructură aferente construcției care se proiectează poate afecta construcțiile și rețelele subterane aflate în vecinătate. Se pot distinge, din acest punct de vedere, trei situații:

risc inexistent sau neglijabil al unor degradări ale construcțiilor sau rețelelor învecinate;

risc moderat al unor degradări ale construcțiilor sau rețelelor învecinate;

risc major de degradări ale construcțiilor sau rețelelor învecinate.

Fiecăruia dintre acești factori i se atribuie punctajul ca în exemplul din tabelul 5.4 și la care se adaugă punctajul pentru zona seismică si se face suma.

În ceea ce privește zona seismică se adaugă două puncte pentru zonele cu și un punct pentru zonele cu .

Încadrarea se face în funcție de punctajul total, conform tabelului 5.5.

Această încadrare într – o categorie geotehnică se face pentru a determina tipul și numărul investigațiilor geotehnice necesare în realizarea studiului geotehnic.

Studiind datele din studiul din această lucrare s – au stabilit următoarele punctaje, prezentate în tabelul 5.6 și de unde rezultă că terenul se încadrează conform NP 074/2014 în categoria geotehnică 1 , cu un risc geotehnic redus , însumând un punctaj de 9 puncte.

BIBLIOGRAFIE

Bowles, J.E., 1996, Foundation Analysis and Design;

EN 1997-2 2007 Ground Investigation and tasting;

Florea, M. N.,1983, Mecanica rocilor, Editura Tehnică București;

Marinescu, E., 2007. Studiul reliefului din bazinul hidrografic Gilort;

Mãrunțeanu, C. 2013. Geologie inginerească ambientală, Editura Universitãții din București;

Mutihac, V., Stratulat, I.M., Fechet, R.M.,2004. Geologia Romaniei;

NP 074_10;

NP 112-04;

P 100-1/ 2006;

Program integrat de gestionare a calității aerului în Județul Gorj 2010-2013;

Raport de mediu pentru Planul de Amenajare a Teritoriului Județean Gorj;

Roban, R. D., Sedimentologie și sisteme depoziționale-Lucrări practice;

Salomia, S.-F.,2014.Potențialul turistic al subcarpaților și munților din Județul Gorj și valorificarea lui;

Săndulescu, M.,1984. Geotectonica României, pag. 188-214;

Săndulescu, M.,1984. Geotectonica României, pag. 241-251;

SR EN 1997-2;

Stanciu, A., Lungu, I., 2006, Fundații, Editura Tehnică;

Stematiu, D., 2008, Mecanica rocilor pentru constructori, Editura Conspress București;

Stroia, F., 2000, Mecanica rocilor –roci argiloase-nisipoase – propietăți fizico-mecanice, Editura Universității din București;

Studiu geotehnic privind modernizarea drumului național DN 67C pe sectorul Bengești – Sebeș ( KM 0 + 000 – KM 148 + 414 ) realizat de S.C. GEOSTUD SRL în 2003;

Studiu geotehnic privind modernizarea drumului național DN 67C pe sectorul Bengești – Sebeș ( KM 0 + 000 – KM 148 + 414 ) realizat de S.C. GEOSTUD SRL în 2007;

Ujvari, I., 1972.Geografia apelor României,Editura Științifică București, pag. 367-395;

www.ct.upt.ro;

www. echo2.epfl.ch/VICAIRE/mod_3/chapt_1/main.htm;

www.geografie.uvt.ro/old/educatie/cursuri/an2004-2005/geolgenrom/_ img/geneza-panza-getica.gif;

www.geografie.uvt.ro/old/educatie/cursuri/an2004-2005/geolgenrom/_ img/meridvest.gif;

www.transalpina.biz

BIBLIOGRAFIE

Bowles, J.E., 1996, Foundation Analysis and Design;

EN 1997-2 2007 Ground Investigation and tasting;

Florea, M. N.,1983, Mecanica rocilor, Editura Tehnică București;

Marinescu, E., 2007. Studiul reliefului din bazinul hidrografic Gilort;

Mãrunțeanu, C. 2013. Geologie inginerească ambientală, Editura Universitãții din București;

Mutihac, V., Stratulat, I.M., Fechet, R.M.,2004. Geologia Romaniei;

NP 074_10;

NP 112-04;

P 100-1/ 2006;

Program integrat de gestionare a calității aerului în Județul Gorj 2010-2013;

Raport de mediu pentru Planul de Amenajare a Teritoriului Județean Gorj;

Roban, R. D., Sedimentologie și sisteme depoziționale-Lucrări practice;

Salomia, S.-F.,2014.Potențialul turistic al subcarpaților și munților din Județul Gorj și valorificarea lui;

Săndulescu, M.,1984. Geotectonica României, pag. 188-214;

Săndulescu, M.,1984. Geotectonica României, pag. 241-251;

SR EN 1997-2;

Stanciu, A., Lungu, I., 2006, Fundații, Editura Tehnică;

Stematiu, D., 2008, Mecanica rocilor pentru constructori, Editura Conspress București;

Stroia, F., 2000, Mecanica rocilor –roci argiloase-nisipoase – propietăți fizico-mecanice, Editura Universității din București;

Studiu geotehnic privind modernizarea drumului național DN 67C pe sectorul Bengești – Sebeș ( KM 0 + 000 – KM 148 + 414 ) realizat de S.C. GEOSTUD SRL în 2003;

Studiu geotehnic privind modernizarea drumului național DN 67C pe sectorul Bengești – Sebeș ( KM 0 + 000 – KM 148 + 414 ) realizat de S.C. GEOSTUD SRL în 2007;

Ujvari, I., 1972.Geografia apelor României,Editura Științifică București, pag. 367-395;

www.ct.upt.ro;

www. echo2.epfl.ch/VICAIRE/mod_3/chapt_1/main.htm;

www.geografie.uvt.ro/old/educatie/cursuri/an2004-2005/geolgenrom/_ img/geneza-panza-getica.gif;

www.geografie.uvt.ro/old/educatie/cursuri/an2004-2005/geolgenrom/_ img/meridvest.gif;

www.transalpina.biz