Hazarde Si Riscuri naturale

UNIVERSITATEA DIN BUCUREªTI DEPARTAMENTUL DE ÎNVÃÞÃMÂNT DESCHIS LA DISTANÞÃ

Prof. univ. dr. FLORINA GRECU

HAZARDE ªI RISCURI NATURALE GEOLOGICE ªI GEOMORFOLOGICE (Preluat ºi adaptat din „Hazarde ºi riscuri naturale” 2006, ed. III – Florina Grecu)

BUCUREªTI, 2008

+

2

&

CUPRINS

TEMA I – PROBLEME FUNDAMENTALE Prefaþã ............................................................................................................................. Cuprins ................................................................................................................................

3

5

1. NOÞIUNI, TERMENI, REPREZENTARE CARTOGRAFICÃ ..............................

7

1.1. Noþiuni ºi termeni utilizaþi în studiul fenomenelor extreme ................................... 1.2. Reprezentarea cartograficã a hazardelor ºi riscului ............................................. 1.2.1. Relevanþa hãrþilor de risc ............................................................................. 1.2.2. Tipuri de hãrþi de risc ................................................................................... 1.3. Context istoric al cercetãrilor. Relaþia cu geomorfologia aplicatã ....................... Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ...........................................................

7 15 15 17 21 25

TEMA II – HAZARDE ªI RISCURI GEOLOGICE 2. HAZARDE ªI RISCURI GEOLOGICE ....................................................................

29

2.1. Fenomene magmatice. Vulcanii ............................................................................. 2.1.1. Sisteme magmatice ...................................................................................... 2.1.2. Morfologia aparatului vulcanic .................................................................... 2.1.3. Tipuri de activitate vulcanicã ....................................................................... 2.1.4. Produsele activitãþii vulcanice ..................................................................... 2.1.5. Erupþiile vulcanice ....................................................................................... 2.1.6. Impactul activitãþii vulcanice asupra populaþiei ........................................... 2.1.7. Rãspândirea vulcanilor pe glob .................................................................... 2.1.8. Prevederea erupþiilor vulcanice ................................................................... 2.2. Fenomene seismice ............................................................................................... 2.2.1. Elementele unui seism ................................................................................. 2.2.2. Litologia ºi riscul seismic ............................................................................ 2.2.3. Tipuri genetice de seisme ............................................................................ 2.2.4. Mãsurarea seismelor .................................................................................... 2.2.5. Impactul fenomenelor seismice asupra populaþiei ....................................... 2.2.6. Cutremurele din România ............................................................................ 2.2.7. Aspecte ale predicþiei cutremurelor ............................................................. 2.2.8. Mãsuri de autoprotecþie a populaþiei ........................................................... 2.3. Impactul asupra populaþiei – exemple .................................................................. Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ...........................................................

32 32 34 35 37 38 39 42 46 46 47 49 49 51 52 55 62 63 65 71

TEMA III – HAZARDE ªI RISCURI GEOMORFOLOGICE 3. HAZARDE ªI RISCURI GEOMORFICE ªI DE DEGRADARE A SOLURILOR ...

75

3.1. Fenomene de risc geomorfic .................................................................................. 3.1.1. Definiþie ºi clasificare ..................................................................................

76 76

3

+

3.1.2. Procese complexe de deplasare prin cãdere ................................................ 3.1.2.1. Rostogolirile ºi cãderile libere ........................................................ 3.1.2.2. Prãbuºirile ºi surpãrile .................................................................... 3.1.2.3. Avalanºele ....................................................................................... 3.1.2.4. Impactul asupra populaþiei ............................................................. 3.1.3. Procesele de deplasare prin sufoziune ºi tasare ........................................... 3.1.3.1. Sufoziunea ...................................................................................... 3.1.3.2. Tasarea ............................................................................................ 3.1.3.3. Impactul asupra populaþiei ............................................................. 3.1.4. Alunecãrile de teren ..................................................................................... 3.1.4.1. Definiþie ºi semnificaþie socialã ..................................................... 3.1.4.2. Stadiul de evoluþie ºi morfologia alunecãrii de teren .................... 3.1.4.3. Cauzele alunecãrilor de teren ........................................................ 3.1.4.4. Evoluþia procesului de alunecare ................................................... 3.1.4.5. Viteza de alunecare ........................................................................ 3.1.4.6. Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren ....................................... 3.1.4.7. Impactul asupra populaþiei ............................................................. Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare .............................................

78 78 79 80 85 86 86 87 88 88 88 90 91 95 96 96 102 103

TEMA IV – EROZIUNEA HIDRICà PE VERSANÞI 4. PROCESE HIDRICE DE VERSANT ....................................................................... 4.1. Eroziunea hidricã neconcentratã pe versanþi ........................................................ 4.1.1. Eroziunea prin picãtura de ploaie ................................................................ 4.1.2. Eroziunea prin curenþi peliculari ................................................................. 4.1.3. Factorii care influenþeazã eroziunea ............................................................ 4.1.4. Impactul asupra populaþiei ........................................................................... 4.2. Eroziunea prin curenþi concentraþi (eroziune torenþialã) ...................................... 4.2.1. Procese elementare ale apariþiei eroziunii torenþiale-ravinaþia .................... 4.2.2. Clasificarea formaþiunilor de eroziune în adâncime .................................... 4.2.3. Organismul (sistemul) torenþial ................................................................... 4.3. Alte procese de risc de degradare a solurilor ....................................................... 4.4. Impactul asupra populaþiei – exemple .................................................................. 4.5. Riscuri provocate de prãbuºiri ºi cãderi de stânci .......................................... 4.6. Riscuri glaciare .................................................................................................... 4.7. Riscuri datorate alunecãrilor de teren .............................................................. 4.8. Riscuri induse de cutremure ............................................................................... Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ...........................................................

4

107 107 108 109 113 117 119 119 122 122 124 127 127 131 132 132 133

& Tema I Probleme fundamentale Obiective

Tema îºi propune: ð Sã precizeze conþinutul principalelor noþiuni ºi termeni utilizaþi în studiul fenomenelor extreme; ð Sã stabileascã criteriile de clasificare a hazardelor ºi riscurilor; ð Sã prezinte semnificaþia reprezentãrilor cartografice.

5

+

6

1.

NOÞIUNI, TERMENI, REPREZENTARE CARTOGRAFICÃ

&

1.1. Noþiuni ºi termeni utilizaþi în studiul fenomenelor extreme Noþiunile de risc, hazard, dezastru au fost impuse în problematica globalã a cercetãrii ºtiinþifice de evoluþia fenomenelor cu consecinþe grave ºi de dezvoltarea civilizaþiei. Creºterea pierderilor umane ºi materiale datorate unor fenomene naturale extreme a dus la apariþia de noi iniþiative ºtiinþifice pe plan internaþional: stabilirea tendinþei de evoluþie a acestor fenomene în timp ºi spaþiu, precum ºi strategiile posibile de atenuare a lor. Iniþial, abordarea fenomenelor naturale extreme era orientatã mai mult spre analiza dezastrelor, respectiv a numãrului de victime ºi a pagubelor materiale; ulterior, analiza fenomenelor naturale extreme au fost privite ºi ca parte integrantã evoluþiei fenomenelor din naturã, fiind datorate atingerii sau depãºirii anumitor valori critice. Numãrul mare de victime ºi pagubele materiale au impus abordarea globalã a acestor fenomene ºi impunerea lor, treptatã, ca obiect de studiu în institute de învãþãmânt. Iniþiativa în sesizarea acestor fenomene globale a revenit Academiei Naþionale de ªtiinþe a S.U.A, conceptul fiind propus de preºedintele acesteia, prof. Frank Press, membru de onoare al Academiei Române. Astfel, Adunarea Generalã a Naþiunilor Unite din 11.XII.1987 a adoptat rezoluþia 42/169, care a declarat anii 1990–1999 „Deceniul Internaþional pentru Reducerea Efectelor ºi Dezastrelor Naturale” (IDNDR). Obiectivul iniþial al IDNDR de a reduce pierderile prin acþiuni internaþionale, mai ales în þãrile în curs de dezvoltare (pierderile de vieþi omeneºti, pagubele materiale, disfuncþionalitãþile sociale ºi economice) cauzate de dezastrele naturale, a fost amplificat în 1994, când în peste 120 de þãri participante la Conferinþa Mondialã pentru Reducerea Efectelor Dezastrelor de la Yokohama au adoptat o declaraþie comunã pentru o strategie viitoare de construire a unei culturi a prevenirii. Peste 150 de state au stabilit comitete naþionale IDNDR, ceea ce aratã interesul imens pentru aceste obiective. În România existã un organism de evaluare a dezastrelor (Comisia Guvernamentalã de Apãrare Împotriva Dezastrelor). La 30 iulie 1999, Consiliul Economic ºi Social al O.N.U. adoptã rezoluþia E/1999/L44 care prevede continuarea activitãþilor legate de reducerea efectelor 7

Fenomene extreme – fenomene de risc

+

dezastrelor naturale în cadrul programului internaþional ISDR (International Strategy for Disaster Reduction). Astfel, IDNDR reprezintã un punct de reper, distingându-se urmãtoarele etape de abordare: – etapa preIDNDR, când cercetãrile erau efectuate la nivel individual sau naþional; – etapa IDNDR, când se intensificã cooperarea internaþionalã ºtiinþificã ºi organizatoricã, iar la nivel naþional cercetãrile sunt îndreptate spre prognoza hazardelor; – etapa post IDNDR: cooperarea internaþionalã se orienteazã spre realizarea unor programe ºtiinþifice specifice ºi complexe. Primele cercetãri ºtiinþifice în domeniul hazardelor naturale se pare cã au fost fãcute de Gilbert White între anii 1942 ºi 1956 (Gares ºi colab., 1994). Cele mai frecvente dispute suportã utilizarea noþiunilor de hazard ºi risc (geomorfologic), din motive care þin ºi de etimologia ºi percepþia acestora în limbajul curent. În opinia noastrã, analiza hazardelor este oarecum sinonimã cu cea a fenomenelor de risc, pentru cã ele sunt potenþiale fenomene cu efecte grave negative asupra populaþiei, adicã sunt fenomene periculoase, motiv pentru care ele se utilizeazã ºi termenul de fenomene periculoase. Atunci când fenomenul sau hazardul, depãºind anumite valori critice în dinamica lor, au produs daune societãþii, ele sunt riscuri, scara de evaluare cantitativã fiind redatã în fapt prin aprecieri generale: risc mare, mediu, mic etc. La acestea se adaugã un alt înþeles al fenomenelor de risc geomorfologic, ºi anume semnificaþia negativã a acestora pentru dinamica reliefului, adicã un risc pentru (în) naturã. În acest caz, fenomenul respectiv are urmãri negative asupra populaþiei în timp îndelungat, indirect, prin efectele asupra potenþialului productiv al terenurilor, asupra stãrii de sãnãtate etc. Considerând cercetarea fundamentalã a fenomenelor predezastru ca prioritarã pentru reducerea urmãrilor negative ale dezastrelor asupra populaþiei, sub egida UNESCO ºi a secretariatului IDNDR s-a elaborat un dicþionar de termeni în limbile englezã, francezã ºi spaniolã cu scopul folosirii unui limbaj ºtiinþific unitar, în vederea elaborãrii unor sinteze la nivel planetar. În acest dicþionar (1992) hazardul este un eveniment ameninþãtor sau probabilitatea de apariþie într-o regiune ºi într-o perioadã datã, a unui fenomen natural cu potenþial distructiv. Dupã DEX, hazard este împrejurarea sau concurs de împrejurãri (favorabile sau nefavorabile) a cãror cauzã rãmâne în general necunoscutã; întâmplare neprevãzutã, neaºteptatã, soartã, destin. Pornindu-se de la noþiunea de hazard ca probabilitatea de apariþie a unui fenomen, sunt necesare studii asupra valorilor extreme ale unui fenomen, în vederea calculãrii probabilitãþii apariþiei acestora. În acest context, fenomenele extreme fac parte din procesul natural de evoluþie, semnificând trecerea peste anumite praguri sau intervale critice, în care are loc trecerea sistemului de la o stare la alta, respectiv de la starea de echilibru la cea de dezechilibru. Unii autori considerã hazardul ca fiind probabilitatea cu care orice fenomen care poate produce diferite tipuri de pagube (materiale sau umane) 8

într-un spaþiu bine definit, într-o perioadã de timp, ambele considerate ca fiind reprezentative. Clasificarea hazardelor se poate face dupã mai multe criterii; cu cât sunt luate în considerare mai multe criterii, cu atât este mai dificil de fãcut o clasificare: Cele mai utilizate criterii sunt: – dupã caracteristici ºi impact (Frampton ºi colab., 1996); caracteristicile ºi impactul unor fenomene considerate hazarde naturale sunt notate gradat.(Dupã autorii citaþi, indicele 1 reprezintã valoarea maximã, iar 5, valoarea minimã; dupã alþi autorii, valorile sunt inversate.) Rangul fiecãrui hazard rezultã din media tuturor variabilelor luate în calcul, ºi anume: intensitate, duratã, extinderea arealului, pierderi de vieþi omeneºti, efecte sociale, impact pe termen lung, viteza de declanºare, manifestarea de hazarde asociate; – dupã originea hazardului – aceastã clasificare þine cont de evenimentul natural care stã la baza hazardului ºi care este în esenþã relativ similarã cu clasificarea de mai sus. Astfel, se deosebesc: hazarde naturale determinate de fenomene naturale extreme împãrþite la rândul lor în mai multe categorii (meteorologice, hidrologice, geofizice, geomorfologice); hazarde naturale determinate de fenomene naturale obiºnuite (meteorologice, geofizice, alte tipuri); hazarde naturale determinate de agenþi biologici (epidemii, invazii de dãunãtori etc.); – hazardele naturale pot fi clasificate dupã fenomenul natural caracterizat drept fenomen extrem: hazarde geofizice (meteorologice, climatice, geomorfologice, geologice, hidrologice, complexe); hazarde biologice (florale, faunistice). Dupã mediul în care se produc se deosebesc: marine, costiere ºi insulare, continentale, complexe (care se desfãºoarã în cel puþin douã medii) (Burton, Kates ºi White, 1978); – dupã mãrimea suprafeþei afectate se deosebesc: hazarde naturale globale, hazarde naturale regionale ºi hazarde naturale locale; – dupã posibilitatea, viteza, precizia prognozei în timp util se pot deosebi: hazarde naturale care pot fi prognozate (cu precizie mare, cu precizie medie, cu precizie micã) ºi hazarde naturale care nu pot fi prognozate sau sunt prognozate cu puþin timp înainte de declanºare; – dupã frecvenþa într-un areal dat se deosebesc urmãtoarele categorii: foarte frecvente, frecvente, relativ frecvente, frecvenþã medie, rare ºi foarte rare. Dezastrul (din englezã) natural, sinonim cu catastrofã (lb. francezã) este definit în dicþionarul IDNDR (1992) ca o gravã întrerupere a funcþionãrii unei societãþi, care cauzeazã pierderi umane, materiale ºi de mediu, pe care societatea afectatã nu le poate depãºi cu resursele proprii. Dezastrele sunt adesea clasificate în funcþie de modul lor de apariþie (brusc sau progresiv) sau de originea lor (naturalã sau antropicã). Cele douã definiþii sunt în esenþã sinonime, atât catastrofa cât ºi dezastrul fiind clasate dupã pierderile umane, materiale ºi de mediu pe care le produc într-o anumitã arie (tabelul 1.1). 9

&

Clasificarea hazardelor

+

Tabelul 1.1. Dezastrele naturale cu cele mai mari pierderi economice în anul 2002 (Cornford, 2003, citat de Bãlteanu ºi colab., 2004) Victime

Pierderi economice (mil. USD)

Inundaþii

230

18.500

Coreea de N ºi de S

Taifunul Rusa

50

4.500

iulie - august

SUA, special de cãldurã

Secetã, valuri

iunie

Nebraska

Inundaþii

iulie -decembrie

China

Secetã

26 - 28 august

Australia

Furtuna Jeanette

33

2.300

23 septembrie 3 noiembrie

Europa Centralã Occidentalã

Uraganul Lili

8

2.000

Data

Þara/regiunea

Fenomenul

4 - 20 august

Europa

31 august 6 septembrie

3.300 500

3100 3000

Una dintre problemele care stau în atenþia specialiºtilor este stabilirea limitelor de la care un hazard este un dezastru. Criteriile sunt în funcþie de scara la care se analizeazã fenomenele. De exemplu, un fenomen extrem este un dezastru pentru un anumit grup de indivizi, în timp ce pentru alþii el este înregistrat ca un fenomen ce poate fi depãºit prin resurse proprii. Situaþia este similarã la nivelul statelor. Posibilitatea de a diminua efectele negative ale fenomenelor extreme face ca dezastrul sã aibã valori mai reduse în statele puternic dezvoltate, decât în statele slab dezvoltate. Particularitãþile psihologice de percepere a riscului ºi rãspunsului la acesta pot fi diferite de la un popor la altul sau de la populaþia ruralã la cea urbanã, mãsurile de apãrare împotriva pericolelor transmiþându-se de la generaþie la generaþie. Astfel, instruirea populaþiei trebuie sã þinã cont de particularitãþile psihologice, etnice ºi de grup în perceperea pericolelor. Analiza frecvenþei dezastrelor impune o perioadã îndelungatã de observaþii, mai mare de 100 de ani. Tehnica de înregistrare a fenomenelor extreme, precum ºi comunicarea rapidã a datelor prin mass-media, corelate cu explozia demograficã constituie factori ce contribuie la considerarea dezastrelor ca fenomene cu frecvenþã crescânde în perioada actualã. Cele mai discutate sunt cele legate de schimbãrile climatice globale, deºi dezastrele geomorfologice, hidrologice sunt destul de frecvente ºi cu efecte mari. Vulnerabilitatea dupã dicþionarul IDNDR (1992) este gradul de pierderi (de la 0 % la 100 %) rezultate din potenþialitatea unui fenomen de a produce victime ºi pagube materiale. Prin dinamica lor, fenomenele naturale extreme au un anumit potenþial de a produce victime sau pagube materiale. Rezultã de aici necesitatea studierii nu numai a hazardelor, dezastrelor, dar ºi a vulnerabilitãþii, a potenþialitãþii fenomenelor naturale de a produce victime ºi pagube materiale. Vulnerabilitatea este dependentã de dezvoltarea socialã ºi economicã. Un rol important în lucrãrile de prevenire a declanºãrii fenomenelor extreme ce induc dezastre îl au activitãþile de conºtientizare a riscului ºi gestionarea acestuia. De aceea se impune utilizarea corectã a unor noþiuni ce indicã gradual efectul negativ al hazardelor asupra populaþiei (tabelul 1.2). 10

Tabelul 1.2. Principii ale teoriei analizei riscului Noþiuni de: siguranþ㠖 rata de stricãciune – pericol – risc (dupã Alberto Mariano Caivano, 2003) Nivelul de siguranþã S(t): 0 < S(t) < 1 S(t) = n(t) / N unde t - timpul de expunere la risc n(t) evenimente pe care structura le poate suporta raportate la timpul de întoarcere N numãrul total de evenimente

Nivel de siguranþã hidraulicã a unei construcþii sau a unei porþiuni de teritoriu este probabilitatea pe care o manifestã pentru o anumitã tipologie de evenimente (debite defluente în albie cu timp de întoarcere prestabilit), farã sã survinã o stricãciune sau un eveniment capabil sã provoace daune persoanelor sau lucrurilor Nivelul de siguranþã în acest caz este raportat la timpul t de expunere (timp de întoarcere) ºi poate fi reprezentat de raportul dintre numerele de evenimente care pot fi reþinute în siguranþã n ºi numarul total de evenimente N ale caror subiect poate fi structura De aici se deduce cã fiind n(t) = N, => 0 = = S(t) = 1

Rata de stricãciune ë Ë = d (N-n(t)) / dt = - (d/dt) (N/n t) Integrând între 0 (faza iniþialã) ºi t se obþine: I ë dt = - I N / n(t) dt - ë t = In (n(t)/ N) => e^ ( - ë t) = n(t)/ N ºi deci S(t) = e^ ( - ë t) Daca dezvoltãm în serie exponenþiala Se obþine: e^ ( - ë t) = * – ë t/ * ! + ë² t² !-ë³t³ /3! + …. Neglijând termenii superiori se obþine: S(t) = * – ë t

Rata de stricãciune este tendinþa, pe unitatea de timp de referinþã, de a nu avea eficienþa structurii din cauza factorilor externi structurii (spre exemplu, lipsa unei întreþineri a cursului de apã, modificãri în amonte sau în avale ce se repercuteazã asupra regimului hidraulic etc.); este dat de raportul dintre numãrul de evenimente nongarantate (N-n(t)) ºi numãrul de evenimente garantate n(t) în unitatea de timp t Dezvoltând, se obþine S(t) = e^ (- ë t) iar siguranþa S(t) => 0 pentru t => infinit Siguranþa S(t) => 1, pentru ë => 0 (deci trebuie scazutã pe cât posibil rata de stricãciune pentru fiecare eveniment aºteptat) S(t) . * – ët Acest algoritm ne confirmã printre altele cum nivelul de siguranþã scade o data cu creºterea timpului de expunere t ºi a ratei de stricãciune ë

Factorul de contact k

Este definit k factorul de contact (oameni si bunuri in contact cu riscul)

Factorul de daunã d

Este definit d factorul de daunã, adicã nivelul de daunã asociat ratei de stricãciune

Magnitudinea daunei D= k × d

Se obþine D magnitudinea daunei probabile (cuantrificarea probabilitãþii daunei)

Pericolul P: P = (* – S(t))

Fiind P expresia nivelului pericolului precum ºi factor complementar nivelului de siguranþã, se obþine nivelul de risc R, asociat secvenþei de evenimente aºteptate

Riscul R Nivelul de risc R este dat de produsul dintre R = P × D = (* – S(t))*k*d pentru care nivelul de pericol P si magnitudinea probabilitãþii se are daunei D în condiþii de întrebuinþare ºi / sau R = (*- e - ë t ) *k*d expunere.

11

&

Metode de analizã a riscului

+

În definirea practicã a fenomenelor extreme, a raporturilor acestora cu mediul, se utilizeazã ºi alte noþiuni, cum sunt: – periculozitatea – factori de periculozitate sau periculoºi, activi (de ex., alunecãri de teren). – potenþialitatea – factori potenþiali, pasivi sau factori-rezervã (în accepþiunea lui Panizza, 1990) (de ex., o falezã, un versant abrupt etc.). – instabilitatea – dependentã de unele caracteristici geologice, climatice etc. În final, între om ºi mediu existã douã mari categorii de rapoarte: impact ambiental (asupra mediului) ºi risc ambiental (de mediu) (fig. 1.1.) Mediu Om

Raporturile om – mediu

Potenþialitatea (Resurse)

Intervenþii Antropice

Vulnerabilitatea

Impact asupra mediului

Periculozitatea

Riscul de mediu (ambiental)

Fig. 1.1. Raporturile dintre om ºi mediu (dupã Panizza, 1990)

Riscul, dupã DEX este posibilitatea de a ajunge într-o primejdie de a avea de înfruntat un necaz sau de suportat o pagubã; pericol posibil (din limba francezã risque). Dupã dicþionarul IDNDR riscul este definit numãrul posibil de pierderi umane, persoane rãnite, pagube asupra proprietãþilor ºi întreruperii activitãþii economice în timpul unei perioade de referinþã într-o regiune datã, pentru un fenomen natural particular. Prin urmare, este produsul dintre riscul specific ºi elementele de risc. Arealele cu diferite grade de vulnerabilitate includ elementele de risc, ºi anume: populaþia, clãdirile ºi construcþiile de inginerie civilã, activitãþile economice, serviciile publice, utilitãþile, infrastructura etc. supuse riscului într-o arie datã. Pe scurt, riscul este definit de pierderile produse ca urmare a unui fenomen natural extrem (inclusiv numãrul de persoane decedate) pe un anumit spaþiu ºi într-un anumit timp. Fenomenele naturale extreme susceptibile de dezastre sau calamitãþi au diferite grade de vulnerabilitate (micã, medie, mare). În consecinþã, majoritatea studiilor au în vedere cartarea vulnerabilitãþii sau a expunerii terenurilor la risc. O caracteristicã a fenomenelor extreme este caracterul aleatoriu. Din aceastã cauzã este dificil de stabilit cu precizie momentul declanºãrii ºi dimensiunea acestora, precum ºi urmãrile asupra mediului ºi populaþiei. Între fenomenele naturale extreme ºi populaþie existã douã tipuri de relaþii: – evoluþia fenomenelor spre valori extreme când populaþia prezintã doar un anumit grad de vulnerabilitate, este susceptibilã deci la pierderi umane ºi economice; 12

– producerea fenomenelor extreme afecteazã direct populaþia, numãrul de morþi ºi daunele economice fiind apreciabile (fig. 1.2). Hazard (F.E.)

Potenþialitatea acþiunii V VULNERABILITATE

E.R.

X

Acþiune directã Hazard (F.E.) V RISC (sub 50% din E.R. afectate)

E.R.

ELEMENTE DE RISC (E.R.) – populaþie – aºezãri – bunuri materiale – resurse ce asigurã calitatea vieþii (aer, apã, sol, hranã etc.) – activitãþi economice – construcþii etc.

&

X

DEZASTRU (CATASTROFÃ) (peste 50% din E.R. afectate în special populaþie ºi aºezãri) Fig. 1.2. Relaþiile dintre hazard, fenomene extreme (F.E.) ºi elemente de risc (E.R.)

În concluzie, totalitatea cunoºtinþelor despre fenomenele extreme este un concept apãrut din necesitatea de a cuantifica fenomenele cu impact negativ asupra omului, în vederea prevederii, preîntâmpinãrii ºi combaterii lor. În sens larg, se acceptã trei mari categorii de riscuri: – riscuri tehnogene, antropice; – riscuri sociale; – riscuri naturale; ecologice. Sintagmele care definesc totalitatea fenomenelor extreme naturale cu impact negativ asupra populaþiei sunt destul de ambigue ºi vehiculate în literatura de specialitate sub forma: fenomenele geografice de risc; geografia riscurilor; riscurile naturale. Definirea fenomenelor de risc ca fiind geografice ar justifica includerea riscurilor din naturã în preocupãrile ºtiinþelor geografice, fiind clasificate în: riscuri geomorfologice, hidrologice, climatice, biogeografice, pedogeografice. Tot în preocupãrile geografiei intrã ºi unele riscuri sociale ºi tehnogene. Riscurile de origine geologicã, datorate modificãrilor din structura internã a scoarþei terestre sunt: seismele; erupþiile vulcanice submarine sau terestre; tsunami, produse de cutremure sau de vulcani. Ele se caracterizeazã prin dispersia unei mari energii având impact direct asupra populaþiei ºi asupra mediului, declanºând alte fenomene extreme, cum ar fi: alunecãri de teren, cãderi de blocuri, avalanºe, emisii poluante în atmosferã, perturbaþii majore în viaþa animalelor ºi a plantelor; modificãri în reþeaua hidrograficã, în pânza de apã freaticã; poluarea aerului, apei ºi solului. Riscurile de origine strict geomorfologicã vizeazã ansamblu de ameninþãri la resursele umane care vin din instabilitatea caracteristicilor de suprafaþã ale Pãmântului (Gares ºi colab., 1994). Definiþia exclude cutremurele, parþial vulcanii, dar nu ºi rãspunsul formei de relief la acestea. În sens restrâns riscurile geomorfologice sunt doar acelea induse de modificãrile formelor de relief. 13

Clasificarea riscurilor

+

Caracteristici esenþiale ale riscurilor geomorfologice sunt timpul variat de manifestare ºi dispersia mare în spaþiu. Unele riscuri geomorfologice au o intensitate maximã în timp scurt (alunecãrile masive de teren), altele se produc în timp îndelungat (eroziunea solului). Cele mai multe riscuri geomorfologice sunt cele continue, dezastrul putându-se produce dupã o evoluþie îndelungatã a proceselor. Ele au însã efecte negative indirecte asupra populaþiei în timp îndelungat. Riscurile de origine geomorfologicã sunt datorate urmãtoarelor procese: prãbuºiri, rostogoliri, cãderi de roci ºi zãpadã; alunecãri masive de teren; curgeri de pãmânt; eroziune hidricã (acestea sunt incluse ºi la riscuri hidrologice). Hazardele geomorfologice au ca efect imediat degradarea solului. De aceea, în cursul de faþã, ele sunt prezentate cu alte hazarde ºi riscuri de degradare a solului. Acestea din urmã sunt incluse în unele clasificãri ca fiind pedologice. Fenomenele catastrofale sunt grupate în mod diferit. Chardon (1990) stabileºte cinci tipuri majore dupã urmãtoarele criterii: suprafaþã, duratã activã, frecvenþã, principalele efecte (tabelul 1.3). Tabelul 1.3. Tipologia geograficã a catastrofelor naturale (dupã Chardon, 1990) Tipul de catastrofã

Suprafaþa afectatã

Durata Principalele efectelor efecte active De la 100 la Mai mulþi ani - relief distrus ºi Giga catastrofa 510mil.km2 creat (supr. Terrei) Explozii - perturbaþii climavulcanice tice, hidrologice - tsunami Între 1 ºi Mega Mai multe - formare relief 100 mil.km2 luni catastrofa - maree, tsunami Mari seisme - alunecãri teren Erupþii vulc. - modificãri în geoSecete Sahel ºi ecosisteme Mezo De la 10000 Mai multe - modificãri de recatastrofa la 1.000.000 sãpt. La mai lief Erupþii km2 multe luni - perturbaþii ale vulcanice vieþii animale ºi Seisme vegetale Valuri de frig - maree Oraje, tornade - inundaþii - alunecãri de teren Catastrofa Între 100 ºi De la sãptã- - alunecãri de teren Mici seisme 10.000 km2 mâni la 1 sau - inundaþii Tornade 2 luni - modificãri de rePloi lief ºi hidrografie excepþionale - perturbaþii ecologice ºi poluare Fenomene localizate punctual

Sub 100 km2

Frecvenþa pe planetã 1/200-300 ani la 1/secol

Explz.vulcani Tambora, Krakatoa

Alaska (1964) Mont St. Helen (1970) California (1906) Mexic (1985) Frig în Europa 1 sau mai multe pe an ºi în SUA (1956, 1985, 1987) Seisme în Guatemala (1978) 5 la 10 pe secol

1 pe lunã

De la câteva - modificãri de re- zilnic zile la câteva lief ºi hidrografie sãptãmâni - alunecãri de teren - curgeri de lave - poluare - modif. ecosisteme

14

Exemple

Valteline (1987) Frioul (1976) Dauphine (1985) Columbia (1985) Mt.Pelee (1902)

Riscurile climatice se împart la rândul lor în mai multe categorii: fenomene de risc cu declanºare rapidã (ciclonii tropicali, tornadele ºi trombele, orajele însoþite de vânturi puternice ºi grindinã, trãsnetele, aversele, grindina), fenomene atmosferice de risc cu vitezã de apariþie intermediarã (bruma, chiciura, poleiul, îngheþul, ceaþa, viscolul), fenomene atmosferice de risc cu apariþie lentã (secetele), fenomene de risc datorate combinãrii unor factori meteorologici ºi nemeteorologici (avalanºele, undele de maree). Fenomenele hidrice de risc considerãm necesar a fi prezentate cu cele atmosferice, ele fiind, de cele mai multe ori, induse de manifestãrile elementelor climatice, respectiv de precipitaþii. Prezenþa sau absenþa apei poate duce la hazarde cum sunt: inundaþiile râurilor, inundaþiile costale, salinizarea (aceasta ºi la riscuri pedologice), deºertificarea, seceta, furtuna etc. La aceste tipuri de hazarde naturale se adaugã incendiile (naturale) în pãduri, preerie, savanã etc. Diminuarea efectelor hazardelor naturale þine de capacitatea economicã a societãþii, dar ºi de gradul de educare ºi instruire în aceastã direcþie. * Cercetarea globalã a riscului este orientatã spre: sistematizarea ºi tipizarea fenomenelor de risc; cunoaºterea factorilor de risc; gãsirea unui sistem unic al mãsurãrii; stabilirea unor criterii ºi parametrii de apreciere; alegerea nivelului admisibil al riscului; elaborarea hãrþii riscului (metode ºi mijloace de cartografiere), înglobarea ºi studierea hazardelor naturale în planningul teritorial etc. Finalul IDNDR survine pe fondul realizãrii unei terminologii unitare pentru studiul hazardelor naturale, deºi existã încã discuþii în acest sens, în literatura de specialitate. În ceea ce priveºte clasificarea acestora sunt încã numeroase discuþii, fiind elaborate diferite clasificãri care au la bazã diferite criterii, utilizarea unuia sau altuia dintre criterii depinzând de scopul fiecãrui studiu dar ºi de factori subiectivi, cum ar fi specializarea cercetãtorului.

1.2. Reprezentarea cartograficã a hazardelor ºi riscului 1.2.1. Relevanþa hãrþilor de risc Rãdãcinile fenomenelor extreme, de risc, rezidã în relaþia dintre asigurarea condiþiilor de supravieþuire a populaþiei ºi protecþia mediului. Pornindu-se de la aceastã aparentã dihotomie existã nivele diferite ale riscului acceptabil în funcþie de gradul de dezvoltare economico-socialã a teritoriului respectiv. În þãrile dezvoltate, investiþiile pentru scãderea riscului pot conduce la asigurarea unui risc minim acceptabil. Strategia supravegherii riscului constã în alegerea nivelului de risc acceptabil cu efecte minime, în care un rol important revine atât hãrþii expunerii la risc, cu diferite grade calitative ale riscului, cât ºi corelaþiei acesteia cu gradul de populare sau de utilizare a terenului (imediat sau mai îndepãrtat ca timp ºi spaþiu). 15

&

+

Sistemul complex societate - mediu - tehnologie reacþioneazã împreunã, dar ºi singular la pragurile manifestãrii riscurilor. De aceea, sistemul teritorial, bine sistematizat ºi organizat, trebuie sã permitã atât funcþionarea actualã cu riscuri acceptabile, cât ºi funcþionarea în perspectiva dezvoltãrii durabile cu asemenea riscuri. Astfel de sisteme sunt dificil de identificat ºi de prognozat datoritã numeroaselor variabile care îi asigurã funcþionalitatea ºi raportãrii la scãrile de suprafaþã ºi de timp. Reprezentarea riscului geomorfologic pe hãrþi nu constituie o preocupare recentã deºi cele mai importante realizãri aparþin ultimelor douã decenii. Cartografierea riscului geomorfologic a fost legatã la început de fenomenele extreme, cu efecte catastrofale ce produceau modificãri radicale în peisaj, pierderi de vieþi omeneºti ºi pagube economice – erupþii vulcanice, cutremure, alunecãri de mare amploare, taifunuri, inundaþii catastrofale ºi altele. Conºtientizarea acestor fenomene, atât din perspectiva cauzelor cât mai ales a efectelor, a avut ca finalitate înfiinþarea unor grupuri de specialiºti la nivel guvernamental ºi în cadrul unor organizaþii ºi programe internaþionale. În România preocupãrile în domeniu, iniþial izolate, au fost axate mai ales pe unitãþi de relief restrânse ºi având metodologii variate. Necesitatea acestor hãrþi a fost semnalatã de Coteþ (1978). Treptat, hãrþile de risc au fost elaborate în special în unitãþile studiate în detaliu ca teze de doctorat, fãrã a se fi aplicat o metodologie unitarã. Contribuþii semnificative au avut: Schreiber (1980), Bãlteanu (1983, 1992), Bãlteanu ºi colab. (1989, 1994), Grecu (1994, Harta ºi reprezentarea 1996, 1997, 2001, 2002), Cioacã (2002) Sandu (1994, 1997), Florea (1998), Dinu (1999), Constantin (1999), Grecu, Comãnescu (1997, 1998), Cioacã ºi riscului geomorfologic colab., (1993), Brânduº, Grozavu (2001), Urdea (2000), Voiculescu (2002), Armaº ºi colab. (2003), Sorocovschi, editor (2002, 2003) etc. Hãrþile de risc întocmite au vizat aproape exclusiv zone de deal ºi podiº, cu un potenþial agricol ºi de habitat mare (Subcarpaþii Buzãului, Podiºul Transilvaniei, Podiºul ºi Subcarpaþii Getici, Podiºul Moldovei), precum ºi, parþial, unitãþi montane. Bogdan, Niculescu (1999) realizeazã o regionare a fenomenelor climatice de risc la nivelul þãrii. La nivel internaþional ºi mai ales în Europa, preocupãrile sunt mult mai numeroase. Ele se concretizeazã în hãrþi analitice bazate pe calculul unor indici de risc ºi mai ales pe integrarea unui volum foarte mare de informaþii în sisteme informatice geografice. Importanþa practicã a acestor materiale cartografice este tot mai mare ºi sunt vizate mai ales zonele montane din climate umede, vulnerabile la alunecãri masive, prãbuºiri catastrofale, avalanºe de mari dimensiuni ºi inundaþii frecvente. În plus mijloacele noi ca teledetecþia ºi sistemele de poziþionare globalã, au permis adevãrate performanþe în ceea ce priveºte gradul de precizie al cartografierii digitale, pe fondul interogãrii unor baze de date imense rezultate din hãrþi, mãsurãtori ºi observaþii. În anumite þãri astfel de hãrþi sunt documente absolut necesare în amenajarea teritoriului (Franþa, Germania, Elveþia, Italia, Austria, Norvegia, Spania etc.). O tendinþã relativ nouã este diversificarea hãrþilor de risc, gruparea lor pe mai multe categorii tematice, pe tipuri de scãri, în funcþie de scop etc. De altfel poate fi realizatã ºi o clasificare având la bazã asemenea criterii. 16

Datoritã complexitãþii fenomenelor pe care se sprijinã în elaborare ºi pe care le redã prin intensitate, harta expunerii la risc geomorfologic este una dintre cele mai pragmatice hãrþi, dar ºi mai importante pentru dinamica fenomenelor. Aparent o hartã simplã prin gradaþiile calitative ale fenomenului, ea se relevã ca o hartã ce poate fi comparatã cu cele geologice sau pedologice, de exemplu, atunci când sunt redate în culori. În plus, harta poate fi completatã cu semne pentru gradul de periculozitate la un anumit tip de fenomen extrem, pe fondul general al unei expunerii reduse sau medii la risc geomorfologic. Hãrþile de risc sunt hãrþi sintetice, rezultate din integrarea analiticã ºi sinteticã a unui numãr cât mai mare de variabile care sã vizeze atât elemente naturale cât ºi sociale. Discipline geografice, ca geomorfologia, hidrologia, climatologia, pedologia etc., s-au impus tot mai mult în ultimii 20 de ani în domeniul ºtiinþelor aplicate, în contextul proiectelor de amenajare ºi dezvoltare regionalã în spaþii ce cunosc o mare presiune antropicã. În aceastã direcþie, cunoaºterea cât mai precisã a vulnerabilitãþii terenurilor impune ºi localizarea, delimitarea spaþialã a arealelor cu diferite grade de expunere. Astfel se deschide o altã direcþie de cunoaºtere practicã a reliefului ºi a mediului, în general, în care hãrþile dobândesc valenþe analitice ºi aplicative iar ºtiinþele geografice îºi dovedesc latura utilitãþii sociale.

&

1.2.2. Tipuri de hãrþi de risc Complexitatea problematicii legate de reprezentarea riscului, varietatea fenomenelor cu acest caracter, a metodelor de reprezentare ºi legendelor, a Tipuri de hãrþi – scãrilor ce impun adaptarea legendei, au condiþionat alãturi de importanþa clasificare dupã diferite criterii practicã, o grupare pe mai multe tipuri ºi subtipuri. Principalele criterii de clasificare sunt aceleaºi ca pentru clasificarea tuturor hãrþilor. 1. Dupã conþinutul hãrþii: – hãrþi parþiale de risc (ale riscului generat de diferite procese ºi fenomene ca: torenþialitatea, alunecãrile de teren, avalanºele, inundaþiile, fenomenele seismice, valurile marine etc.); – hãrþi generale de risc (ale expunerii la risc a tuturor terenurilor dintr-un areal limitat, indiferent de procesul sau fenomenul care îl genereazã). 2. Metoda de reprezentare: – hãrþi în metoda arealelor ºi fondului calitativ; – hãrþi în metoda semnelor convenþionale; – hãrþi în haºuri; – hãrþi în metode combinate; – hãrþi cu bazã satelitarã ºi fotogrammetricã. 3. Scara de reprezentare: – planuri ºi hãrþi la scãri mari; – hãrþi la scãri medii; – hãrþi la scãri mici. 17

+

4. Aplicabilitatea practicã: – hãrþi informative (generale sau parþiale, pe spaþii largi, limitate la bazine morfohidrografice ºi subunitãþi de relief sau chiar la regiuni administrative ºi istorice); – hãrþi ºi planuri folosite în amenajarea teritoriului (ale expunerii la risc previzibil, ale localizãrii prealabile a avalanºelor, ale terenurilor inundabile de regulã la nivel de subdiviziune administrativã); – hãrþi ºi planuri folosite în proiectele de construcþii (drumuri, cãi ferate, baraje, clãdiri etc.). Exemple de hãrþi de risc. – Harta riscului la avalanºe – Harta riscului la inundaþii – Harta riscului la procese de versant – Harta riscului la eroziune – Harta riscului geomorfic – Harta riscului la temperaturi extreme – Harta riscului climatic Harta generalã a expunerii terenurilor la risc (Grecu,1997) se bazeazã pe parcurgerea câtorva etape: analiza potenþialului morfodimamic, analiza proceselor geomorfologice ºi reprezentarea cartograficã a acestora (fig. 1.3. A), regionarea morfodinamicii ºi factorilor de control ai acesteia ºi realizarea hãrþii expunerii la risc prin stabilirea în etapele anterioare a legendei. Regionarea factorilor de risc, a proceselor geomorfologice actuale ºi factorilor morfodinamici se realizeazã în etapa preliminarã. Majoritatea hãrþilor de risc apeleazã la aceastã etapã prin redactarea hãrþii finale. Harta are la bazã metoda arealelor ºi a haºurilor ºi presupune integrarea unui volum bogat de informaþie structuratã în hãrþi analitice cum ar fi procesele actuale, pantele, densitatea fragmentãrii, solul, vegetaþia ºi utilizarea terenurilor. În funcþie de specificul regional se poate apela mai mult la unele hãrþi decât la altele ºi se pot introduce altele noi (de exemplu eroziunea solului). În plus harta necesitã ºi cartãri la teren, inclusiv actualizarea bazei topografice sub raportul limitei pãdurilor sau a altor elemente. Legenda este structuratã dupã treptele majore ale reliefului (culmi, versanþi, albii) ºi detaliat în funcþie de intensitatea ºi specificul fenomenelor ce au caracter de risc. La acestea se adapteazã haºuri sau nuanþe de culori cât mai sugestive în funcþie de intensitatea fenomenului de risc (alb ºi haºuri distanþate în arealele cu risc slab sau absent ºi haºuri foarte dese în areale erodate cu risc excesiv, suprapuse terenurilor cu pante mari, defriºate, pe roci moi etc.). Asemenea hãrþi au fost realizate la diferite scãri ºi în diferite sisteme teritoriale (fig. 1.3, 1.4, 1.5). Harta expunerii la risc geomorfologic a teritoriului României în scara micã prezintã foarte generalizant diferitele grade calitative ale riscului (mic, mediu, mare), percepþia realã a riscului fiind mult diminuatã. Ea are în vedere potenþialitatea globalã medie de producere a fenomenelor extreme totale în scopul utilizãrii terenurilor. 18

19

Fig. 1.3 A. Harta proceselor. I, Etajul munþilor:1, Procese crionivale, eoliene ºi de ºiroire; 2, procese fluvio-torenþiale, prãbuºiri ºi rostogoliri; 3, procese fluvio-torenþiale, alunecãri, curgeri de noroi. II, Etajul dealurilor ºi podiºurilor: 4, eroziune în suprafaþã ºi ravenare, asociate cu deplasãri în masã (a, intense; b, moderate); 5, ravenare ºi eroziune în suprafaþã asociate cu deplasãri în masã (a, intense; b, moderate); 6, deplasãri în masã asociate cu ravenãri eroziune în suprafaþã (a, intense; b, moderate); 7, eroziune în suprafaþã, slabã ºi moderatã, numai în limitele vãilor. III, Etajul câmpiilor, podiºurilor joase ºi al depresiunilor nefragmentate: 8, eroziune în suprafaþã, ravenare, asociate cu sufoziune: intense (a); moderate (b); 9, Eroziune în suprafaþã, asociatã cu sufoziune: intense (a); moderate (b); 10, tasare ºi sufuziune (a), asociatã cu eroziune slabã în limitele vãilor (b); 11, acumulare coluvialã, poluvialã ºi aluvialã; 12, acumulare fluvialã (a), fluvialã, mineralã ºi biogenã (b); 13, acumulare fluvialã la viituri excepþionale, cu stagnãri locale ale apei; Procese neetajate 14, deflaþie ºi acumulare eolianã; 15, disoluþia rocilor carbonate; 16, disoluþia sãrii; 17, abraziune; 18, acumulare litoralã. (dupã Geografia României, vol. I, 1983, cu modificãri).

&

+ Fig. 1.3. B. Harta densitãþii aºezãrilor (nr. aºezãri/100 km2)

Fig. 1.3. C. Harta expunerii la risc geomorfologic a teritoriului României (Scarã micã) 1. risc mare; 2. risc moderat; 3. risc mic; 4. risc mare la inundaþii; 5. risc mare la tasare ºi sufoziune; 6. izoseisme

20

&

Fig. 1.4. Harta expunerii la risc geomorfologic a Podiºului Hârtibaciu (Scarã medie). 1. Culmi împãdurite fãrã risc (a); culmi despãdurite cu risc mic de îngustare (b). 2. Risc geomorfologic mare: datorat alunecãrilor de tip glimee ºi proceselor complexe de modelare a versanþilor (a); datorat alunecãrilor asociate cu ravenarea (b). 3. Risc geomorfologic moderat: prin reactictivarea alunecãrilor profunde ºi a obârºiilor ravenelor (a), datorat proceselor de ravenare asociate cu alunecãri (b). 4. Risc geomorfologic mic datorat reactivãrii alunecãrilor ºi spãlãrii în suprafaþã. 5. Suprafeþe fãrã risc actual. 6. Albii majore: cu risc mare la inundaþii(a); cu risc actual mic (b). 7. Poziþia hãrþii din figura 1.5.

Þinându-se cont de potenþialitatea producerii unor fenomene singulare (elementare) ºi de densitatea unor obiective sociale ºi economice, pe arealele cu risc mic (redate cromatic) sunt incluse, prin metoda semnelor, ºi riscul la procesele sau fenomenele respective. Câmpiile României, spre exemplu, percepute ca având un risc mic la procese geomorfologice, prezintã ºi areale cu risc mare ºi foarte mare la sufoziune ºi tasare, în condiþiile unei presiuni antropice mari (fig. 1.3 B ºi 1.3 C). Pentru metodologia elaborãrii hãrþii riscului geomorfologic vezi ediþia I (Fenomene naturale de risc geologice ºi geomorfologice, 1997, p. 103–135).

1.3. Context istoric al cercetãrilor. Relaþia cu geomorfologia aplicatã Studiul fenomenelor de risc din România, au fãcut obiectul mai multor studii mai ales pentru fenomene climatice, hidrologice sau geomorfologice, 21

Fig. 1.5. Harta riscului geomorfologic – bazinul Calvei (Scarã mare) 1. Culmi fãrã risc actual; 2. Culmi cu risc mare la îngustare prin retragerea regresivã a obârºiilor ravenelor; 3. Versanþi cu risc redus; 4. Albii majore cu risc moderat la inundaþii; 5. Versanþi cu risc moderat; 6. Versanþi cu risc mare; 7. Versanþi cu risc foarte mare; 8. Versanþi cu risc actual excesiv, cu areale degradate.

+

22

&

studii secvenþiale, în general asupra unui tip de hazard cu efect regional, mai puþin asupra gestiunii lor. Pe plan internaþional însã, fenomenele de risc sunt abordate ºi în cadrul unor programe interdisciplinare de evaluare ºi gestionare. Riscurile sunt integrate în studiile de impact asupra mediului cu relevanþã aplicativã .În acest context, caracterizarea riscului în vederea diminuãrii efectelor ºi a stabilirii nivelurilor de suportabilitate de cãtre societate se constituie în etapã esenþialã a evaluãrii ºi gestionãrii fenomenului ce induce riscul respectiv. Este vorba de fapt de o geomorfologie aplicatã ºi integratã cerinþelor societãþii umane De altfel, geomorfologia, geomorfologia dinamicã ºi cea aplicatã coexistã în majoritatea lucrãrilor de anvergurã pe plan mondial. Citãm în acest sens doar volumele: - Applied Geomorphology. Theory and Practice, ed. John Wiley din Marea Britanie, 2002. - Les cours d,eau , Dynamique du systeme fluvial, de Jean Bravard, Fr. Petit, Ed. Armand Colin, 2002 ºi alte ediþii. - Geomorfologia aplicatã, de M. Panizza, Ed. La Nuova Italia Scientifcata, Roma, 2000 ºi alte ediþii. - The Humain Impact on the Natural Environement de A. Goudie, Ed.Blackwel, Oxford, UK, 1999) ºi alte ediþii, 2006. Probleme ale - Sixth International Conference on Geomorphology, sept.7-11, 2005, abordãrii Zaragoza, Spania. riscului în Pe plan mondial se acordã o atenþie specialã riscului datorat apei, inun- literatura de daþiilor, variatelor metode ºi mijloace de cercetare adaptate particularitãþilor specialitate geografice ºi geologice ale unor regiuni. Sunt elaborate acte normative. (Dauphine, Risques et catastrophes, 2001; Sellan, Inondations en France: 1910-2004, 2004; Alberto Mariano Caivano, Rischio idraulico e idrogeologico, 2005, etc.) Existã Centru European de Studiu a Hazardelor Geomorfologice (CERG) care are ca preºedinte pe Costanza Bonadonna de la Universitatea din Geneva ºi care organizeazã la fiecare doi ani simpozione ºi cursuri intensive pentru tinerii geografi (Natural hazard on built-up areas, Camerino, 2000; Concepts to approach multiple hazards -Bonn, Germany, September 24-30, 2006) Au apãrut numeroase articole în reviste de specialitate care au avut chiar ºi numere consacrate hazardelor (Geomorphogy vol 10/1994, Géomorphologie relief, processus, environnment, nr. 1, 2/2002) Pe plan internaþional ºcolile de geomorfologie dezvoltã, în general, problematica riscurilor la care este supus teritoriul þãrii respective. Dintre articolele cu caracter aplicat menþionãm: Lee S., Choi J., Min K. (2002), Landslide susceptibility analyses and verification of using the Bayesian probability model, Environmental Geol., 43 Castaldini Doriano, Barbieri Massimo, Bettelli Giuseppe, Capitani Marco, Panizza Mario (2002), Geological and geomorphological studies in seismic hazard assessment for territorial planning Asch Van Theodor (2000), Integrated hazard assessment in the Turrialba Catchement, Costa Rica, Natural hazards on buit areas. 23

+

M. del Monte, P. Fredi, E.L. Palmieri, R. Marini, Contribution of Quantitative Geomorphic Analysis to the Evaluation of geomorphological Hazards: Case study in Italy, Applied Geomorphology, John Wiley, 2002. Numeroase site-uri dezvoltã tematica riscurilor ºi hazardelor naturale (www.earthobservatory.nasa.gov/ Natural Hazards; www.unisdr.org; www.actionaid.org; www.colorado.edu/hazards, www.landslides.usgs.gov; www.disaster-info.net/SUMA; www.disaster.ceos.org; www.landslide. dpri.kyoto-u.ac.jp/ICL.htm; www.oas.org/usde/ publications; www.risk.net; www.riskworld.com ). O mare parte a acestora au caracter informativ, mai puþin de cercetare. Ele sunt însã utile pentru stabilirea dimensiunii globale a impactului asupra populaþiei în anumite perioade ºi în anumite teritorii. În România: www.hazardero.com; www.inundatii.go.ro. În ceea ce priveºte literatura de specialitate referitoare la hazarde ºi riscuri, menþionãm existenþa în România a unor cercetãri bine documentate axate pe hazarde naturale specifice teritoriului þãrii noastre, în mod particular pentru hazarde de versant, riscuri climatice etc., publicate în Studii ºi cercetãri de geografie, Revue roumaine de géographie, Revista de geomorfologie, analele universitãþilor, Comunicãri de geografie, Riscuri ºi catastrofe editat de Facultatea de geografie, Universitatea Babes-Bolyai (un colectiv în coordonarea prof. Victor Sorocovschi). Dacã iniþial (anii 1980 ºi 1990), preocupãrile se refereau la studiul fenomenologic al riscurilor din arii în care autorii elaboraserã teze de doctorat, în ultimul deceniu acestea au constituit obiectul unor lucrãri axate pe cercetãri în teren dar ºi pe sincronizarea la cercetãrile mondiale în domeniu: Cotet (1978), Bãlteanu (1983,1992), Bãlteanu ºi colab. (1989, 1994), Grecu (1994, 1996, 1997,1998, 2001, 2002, 2003, 2005), Sandu (1994, 1997), Cioaca (1993, 2002), Dinu (1999), Constantin (1999), Brânduº, Grozavu (2001), Mac, Petrea (2003), Urdea (2000), Schreiber (1980), Voiculescu (2002), Surdeanu (2004), Armas ºi colab. (2003, 2005), Radoane ºi Radoane (2004) Sorocovschi editor ºi autor (2002, 2003, 2004), Floca (2005), Cheval (2003,2004), Haidu (2003), etc. Pentru ultimii ani redãm o grupare tematicã, cu câteva exemplificãri (fãrã a avea caracter exhaustiv). - probleme teoretice privind terminologia, metodologia cercetãrii fenomenelor extreme: Mac, Petrea (2003), Sisteme geografice la risc, în Riscuri ºi catastrofe; Bãlteanu (2004), Hazardele naturale ºi dezvoltarea durabila, Revista geograficã. Grecu ( 2006) Hazarde ºi riscuri naturale, Ed. Universitarã. Armaº (2006), Risc ºi vulnerabilitate Metode de evaluare aplicate în geomorfologie, Ed. Univ. Bucureºti. - evaluarea ºi analiza riscului environmental, studii regionale: Irimus (2006) Hazarde ºi riscuri asociate proceselor geomorfologice în aria cutelor diapire din Depresiunea Transilvaniei, Casa Cãrþii de ºtiinþã Cluj-Napoca. Voiculescu (2002) Fenomene geografice de risc în masivul Fãgãraº, Ed. Brumar, Timiºoara. Josan, Sabãu (2004) Hazarde ºi riscuri naturale ºi antropice in bazinul Barcãului, Ed. Univ. Oradea. 24

Sandu, Bãlteanu coord. (2005), Hazardele naturale din Carpaþii ºi Subcarpaþii dintre Trotuº ºi Teleajen, Edit. Ars Docendi, Bucureºti. Brânduº C., Grozavu A. (2001)-Natural hazard and risk în Moldavian Tableland, Revista de Geomorfologie, Asociaþia Geomorfologilor din România, 3. - analiza diferitelor fenomene de risc, a vulnerabilitãþii: Bogdan Octavia, Niculescu E. (1999) Riscurile climatice din România, Institutul de Geografie, Bucureºti. Armaº Iuliana, Damian R., ªandric I., Osaci-Costache Gabriela (2003), Vulnerabilitatea versanþilor la alunecãri de teren în sectorul subcarpatic al vãii Prahova, ed. Fundaþiei România de Mâine, Bucureºti. Surdeanu V., Sorocovschi V. (2003), Phenomenes geographiques de risque dans la depression de la Transylvanie, Riscuri ºi catastrofe, Ed. Casa cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca. Sever M., Diaconu D. (2006) Consideraþii privind mãrimea viiturilor din septembrie 2005, pe cursul mijlociu al râului Ialomiþa, Comunicãri de Geografie, Vol. X, Ed. Universitãþii, Bucureºti - cartarea ºi cartografierea hazardelor ºi a riscului; tehnici de evaluare: Mac I., Rus I., ªerban Gh. (2003), Cartografierea, o alternativã în evaluarea riscurilor naturale, Riscuri ºi catastrofe, Ed. Casa cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca. Grecu Florina, Grigore M., Comãnescu Laura (2004), Geomorphological risk in Romanian geographical research. A theoretical and applied view, Anal. Univ. Bucureºti, vol. LIII. Haidu I., Sorocovschi V., Imecs Z. (2003), Utilizarea S.I.G. pentru estimarea riscului de producere a evenimentelor extreme: excesul de umiditate ºi seceta din Câmpia Transilvaniei, Riscuri ºi catastrofe, Ed. Casa cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca.

Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare Fixaþi un punctaj pentru întrebãrile de mai jos: o 1. Care este deosebirea între noþiunile de hazard ºi risc? o 2. Ce este dezastrul? (dar catastrofa?) o 3. Care este importanþa practicã a reprezentãrilor grafice ºi cartografice a fenomenelor extreme? o 4. Ce hãrþi de risc credeþi cã sunt mai utile practicienilor ºi de ce? o 5. Ce rol a avut societatea în impunerea cercetãrilor în domeniul fenomenelor extreme? o 6. În ce mãsurã studiul fenomenelor extreme se constituie în ºtiinþã? o 7. Daþi exemple de hazarde ºi riscuri utilizând informaþiile din INTERNET. În baza rãspunsurilor faceþi punctajul final. 25

&

+

Test de autoevaluare 1. Analizaþi tabelul 1.1. ºi arãtaþi: – ce perioade ale anului sunt favorabile; – cauza ºi tipologia dezastrelor; – frecvenþa anualã ºi pierderile economice. 2. Analizaþi tabelul 1.3. ºi arãtaþi care caracteristici definesc tipul major de catastrofã.

26

& Tema II Hazarde ºi riscuri geologice Obiective

Tema îºi propune: ð Sã defineascã conþinutul hazardelor ºi riscurilor datorate proceselor endogene; ð Sã descrie dinamica hazardelor; ð Sã arate impactul hazardelor asupra populaþiei; ð Sã exemplifice riscul produs în diferite areale ºi în timp istoric.

27

+

28

2.

HAZARDE ªI RISCURI GEOLOGICE (FENOMENE DE RISC DATORATE PROCESELOR ENDOGENE)

Procesele morfogenetice endogene se manifestã fie în timp îndelungat, cu viteze ºi intensitãþi foarte reduse, numite procese diastrofice (miºcãrile tectonice), fie în timp scurt, cu ritm ºi intensitate ridicate, cu deplasãri remarcabile de materie solidã din interiorul Pãmântului sau la suprafaþa sa procesele vulcanice ºi cutremurele. Cea de-a doua categorie de procese se constituie în fenomene de risc, datoritã impactului direct asupra populaþiei. Datoritã legãturii directe cu structura internã a Pãmântului ele sunt denumite fenomene geologice, generatoare de hazarde, riscuri ºi catastrofe geologice. Din analiza ratei de sedimentare pe un milion de ani, s-a dedus cã pânã în premezozoic s-au depus circa 100 m de sedimente, în Mezozoic circa 200 m, iar în Cainozoic, 300 m de sedimente. Aceste date, coroborate cu afirmaþiile geofizicienilor referitoare la creºterea activitãþii seismice ºi vulcanice a Terrei, precum ºi cu creºterea densitãþii populaþiei ne conduc la concluzia cã riscul la fenomenele geologice va fi din ce în ce mai mare, iar frecvenþa dezastrelor va creºte dacã nu se vor lua mãsuri de protecþie a populaþiei, pe baza experienþei înregistrate din producerea anterioarã a acestor fenomene. Sistemul tectonicii plãcilor litosferice ºi relaþia cu dinamica endogenã. Teoria tectonicii plãcilor este una dintre teoriile globale ce se bazeazã pe cercetãri interdisciplinare. A fost emisã în anii 1960, dar îmbinã cercetãri ºi idei mult mai vechi (teoria derivei continentelor a lui Wegener, 1912 – publicatã în 1915 ºi idei din secolul XIX) cu altele noi. Pe scurt este vorba de faptul cã partea exterioarã a Pãmântului este formatã din porþiuni solide numite plãci, care suportã atât uscatul cât ºi oceanul. Plãcile au grosimi de ordinul sutei de kilometri, fiind susþinute de un strat subiacent al mantalei – astenosfera –, care are o consistenþã ce permite deplasarea plãcilor pe suprafaþa sa. Plãcile sunt antrenate în miºcare de curenþi de convecþie din mantaua terestr㠄generaþi sub influenþa unor diferenþe de temperaturã între diverse puncte ale acesteia, în urma degajãrii de cãldurã în procese de dezintegrare radioactivã sau chiar de fuziune nuclear㔠(L. Constantinescu, 1992, p. 21). Plãcile tectonice se pot miºca unele în raport cu altele, putându-se fie apropia fie îndepãrta, alunecând lateral fãrã modificarea distanþei dintre ele. Litosfera oceanicã prin miºcare întâlneºte litosfera continentalã producându-se: subducþia, adicã coborârea litosferei oceanice sub cea continentalã, ºi coliziunea celor douã pãrþi care duce la încreþirea crustei terestre, deci la orogenezã. Fenomenul este însoþit de vulcani ºi cutremure, existând o dispunere a acestora dependentã de dinamica plãcilor (fig. 2.1 a, b, c). 29

&

Tectonica plãcilor ºi proceselor endogene

Figura 2.1a. Harta plãcilor tectonice

+

30

Figura 2.1b. Principalele elemente ale tectonicii globale (dupã L. Constantinescu, 1992)

&

31

+ Zonã de subducþie Zonã de coliziune

Dorsala medie oceanicã Direcþia de deplasare a plãcilor

Vulcani Epicentre de cutremure

Figura 2.1c. Corelaþii între plãcile tectonice majore, cutremure ºi vulcanii recenþi

2.1. Fenomene magmatice. Vulcanii Vulcanul reprezintã partea superioarã terminalã a unui sistem magmatic, prin care materialul topit ajunge la suprafaþa terestrã sub formã de lave, adicã de magme din care s-a degajat cea mai mare parte a fracþiunii volatile. Formarea, prezenþa ºi evoluþia magmelor în litosferã (de la astenosferã pânã la suprafaþa terestrã) sunt cunoscute sub numele de fenomene magmatice. Termenul de magmã este de origine greacã (aluat) ºi a fost introdus în ºtiinþã de H. Vogelsang (1836–1874). Termenul de vulcan este de origine latinã, Vulcano fiind numele zeului focului la romani. 2.1.1. Sisteme magmatice Sistemele magmatice prezintã anumite particularitãþi în funcþie de repartiþia lor pe orizontalã, respectiv de repartiþia geograficã pe Terra, ºi în funcþie de dezvoltarea lor pe verticalã. Repartiþia pe orizontalã este strâns legatã de tectonica plãcilor, ºi anume de procesele de divergenþã dintre plãci, de-a lungul rifturilor dorsalelor oceanice (arii de acreþie, de extindere sau de creºtere a plãcilor) ºi de procesele de convergenþã ºi subducþie, de apropiere ºi încãlecare a plãcilor. În funcþie de aceste arii, magmatismul are anumite particularitãþi (figura 2.1c). 1. Magmatismul rifturilor este caracteristic dorsalelor oceanice ºi este de naturã bazicã (bazalte ce provin din partea superioarã a astenosferei) sau ultrabazicã. Prin funcþionarea rifturilor se formeazã crusta oceanicã. Pe continente, în lungul rifturilor apar vulcanii activi, dispuºi liniar, cum este cazul Riftului African. 32

2. Magmatismul scuturilor este caracteristic scuturilor cu fracturi adânci; vulcanii punctiformi, cu aparate centrale sau revãrsãri lineare, care pot sã acopere, uneori, suprafeþe întinse cu lavã intermediarã ºi bazicã. Podiºul Deccan, Africa de Sud, regiunea Parana din Brazilia º.a. s-au format prin astfel de erupþii.

&

3. Magmatismul plãcilor oceanice este legat de faliile transformate adânci; se formeazã vulcani centrali, grupaþi în arhipeleaguri (Hawai), vulcani centrali dispuºi liniar (de la Hawai spre nord–nord-vest), precum ºi linia de erupþie submarinã (Feroe, Islanda, Jan Mayen, Svalbard). 4. Magmatismul ariilor orogenice are magme ce provin din partea inferioarã a tectonosferei ºi se realizeazã în mai multe faze succesive într-un ciclu orogenic: magmatismul iniþial, magmatismul sinorogen, magmatismul Sisteme postorogen, magmatismul final. Sistemul magmatic reprezintã formele ºi spaþiile pe care le ocupã magmatice ºi relaþia magmele în ascensiunea lor de la baza cutelor pânã la suprafaþã. El se întinde cu tectonica de la adâncimi de 30–40 km pânã la suprafaþã, delimitându-se (figura 2.2): plãcilor I - nivelul abisic, al batolitelor; II - nivelul hipoabisic, al masivelor ºi canalelor de legãturi, filoane pegmatitice;

Figura 2.2. Pãrþile componente ale unui sistem magmatic: 1. batolit; 2. masiv; 3. lacolite; 4. lame intrusive; 5. filoane pegmatitice; 6. canale de legãturã; 7. apofize, filoane magmatice, stâlpi înrãdãcinaþi; 8. aparate vulcanice; 9. produse vulcanice (dupã N. Lupei, 1979).

33

+

III - nivelul subvulcanic, al lacolitelor; IV - nivelul vulcanic extrusiv. Tipuri de magme: – bazice, cu conþinut de SiO2 mai mic de 52%, caracterizeazã rifturile; au fluiditate mare; sunt foarte fierbinþi, cu temperaturi de 1000 – 1100ºC; – acide, cu conþinut de SiO2 mai mic de 62%, în zonele profunde ale scoarþei continentale; au temperaturi de 600–800°C ; sunt mai vâscoase de 1000 de ori decât cele bazice; – intermediare, cu un conþinut de SiO2 de 52–62%; se formeazã deasupra zonelor de subducþie, în zonele marginale ale plãcilor continentale. 2.1.2. Morfologia aparatului vulcanic Vulcanii reprezintã partea superioarã, spre suprafaþa terestrã, a unui sistem magmatic. Lavele ies la suprafaþã prin zonele de minimã rezistenþã din scoarþã, reprezentate de fracturile adânci ºi de regiunile unde scoarþa este mai subþire. În funcþie de dispunerea ºi de complexitatea acestora, erupþiile pot fi: – centrale, produse la intersecþii de falii sau prin perforarea depozitelor geologice; – liniare, produse pe falii ºi fracturi; dau naºtere la sisteme vulcanice alungite (insula vulcanicã Surtsey de circa 800 m lungime, formatã în 1963– 1964 în sud-vestul Islandei); – areale, în lungul faliilor ºi pe fracturi. Aparatul vulcanic central are forma clasicã a unui vulcan ºi este specific pentru vulcanii din zonele de subducþie ºi din „punctele fierbinþi”. Este constituit din: con, crater, coº ºi cuptor (figura 2.3). Strat vulcan

Maar Aparate vulcanice de tip fisural Caldera

Con adventiv

Crater

Con vulcanic nou Curgere de lavã Vulcan scut

Curgeri de lave Conul Piroclastiste

Ocean

Coºul Vatrã Figura 2.3. Tipuri de aparate vulcanice

34

Conul vulcanic este realizat din suprapunerea succesivã a pânzelor de lavã ºi (sau) piroclastite, forma caracteristicã fiind cea de con cu versanþi de 5–10° (lave bazice) ºi de 24–45° (piroclastite sau lave acide). Unii vulcani au ºi conuri adventive (Etna are sute de conuri adventine ce pornesc din conul principal). Craterul este microdepresiunea situatã în partea superioarã a conului ºi coºului vulcanic, de formã circularã cu diametru de sute de metri, în funcþie de lave : cele bazice dau cratere mai mari decât cele acide. Unii vulcani, în special cei cu activitate liniºtitã, au în crater lacuri de lavã fluidã (vulcanul Nyragongo din Africa).

&

Coºul vulcanic sau hornul este canalul de alimentare cu lavã a vulcanului ºi se dezvoltã între cuptorul magmatic ºi crater, alungindu-se odatã cu crearea conului. În stadiile de inactivitate a vulcanului, coºul poate fi umplut fie cu lavã consolidatã, fie cu brecii vulcanice, care pot rãmâne în relief dupã depãrtarea conului vulcanic. Cuptorul sau vatra vulcanului reprezintã zona cu magmã din interiorul Pãmântului care alimenteazã vulcanul. Adâncimea la care se aflã diferã de la 5 km la 50 km. Calderele sunt resturi ale unor aparate vulcanice centrale, de forma unor cãldãri, a cãror genezã se datoreazã fie erupþiei propriu-zise, fie unor procese posterupþie (prãbuºire, eroziune). Erupþia vulcanicã se realizeazã în douã etape: preeruptivã ºi eruptivã. În etapa preeruptivã gazele (fracþiunea volatilã a magmei) exercitã presiuni enorme însoþite de zgomote subterane ºi zguduiri; se formeazã coºul. Erupþia se declanºeazã prin expulzarea gazelor cu fragmente solide de dimensiuni mici ºi continuã cu fragmente solide de diferite dimensiuni (de la câteva kilograme la câteva tone de cenuºã vulcanicã). În faza lichidã, postparoxismicã, lava din crater curge peste conul vulcanic. 2.1.3. Tipuri de activitate vulcanicã Caracteristicile magmei (conþinut în SiO2 ºi în gaze, temperaturã) determinã modul de manifestare a vulcanilor. Tipurile clasice au fost stabilite dupã activitatea vulcanilor cu caracteristici bine cercetate. Tipul hawaian (vulcan scut = shield volcano) este o erupþie oceanicã cu lave bazice foarte fluide; conul vulcanic are versanþi lini (5–10°) ºi prelungi pe suprafeþe mari; înãlþimea absolutã este de peste 5.000 m (de la baza submarinã); craterul este de tip calderã, o depresiune de 20–30 km în diametru. Vulcanismul din Islanda are caractere similare (dupã unii autori formeazã un tip aparte). Sunt mai puþin periculoºi. Vulcani cu erupþie de acest tip sunt Kilauea ºi Mauna Loa. 35

Tipuri de erupþii ºi aparatul vulcanic

+

Tipuri de activitate vulcanicã ºi periculozitate

Tipul strombolian (dupã vulcanul Stromboli) are lave bazice obiºnuite care dau curgeri pe versanþii conului, dar care se ºi proiecteazã în aer ºi cad sub formã de bombe ºi lapii; conul vulcanului are pante mari, de 30–40° ºi este alcãtuit din alternanþe de curgeri de lavã ºi depuneri de bombe ºi lapili; craterul are dimensiuni reduse. Tipul vulcanian sau vezuvian are lave acide sau intermediare cu erupþii explozive; în urma unei erupþii, lava se consolideazã ca un dop pe coºul vulcanului care este antrenat la erupþia ulterioarã; conul este format din strate de cenuºã, transformate în tufuri vulcanice ºi are versanþi abrupþi. Sunt periculoºi atât prin caracterul erupþiei cât ºi prin repetarea erupþiei la intervale lungi ºi neprevãzute. Tipul peleean (dupã vulcanul Mont Pelée, insula Martinica) se caracterizeazã prin explozii puternice, erupþii de bombe, cenuºe, „nori arzãtori”. Erupþia din 1902, descrisã de A. Lacroix (citat de A. Rittmann, 1967), particularizeazã acest tip de erupþie. Începând din 1792 au avut loc erupþii care nu au produs victime sau pagube materiale, permiþând dezvoltarea oraºului Saint Pierre. Lava vulcanului fiind vâscoasã, nu curge peste versanþii craterului, ci se întãreºte în crater, luând forma de stâlp sau ac vulcanic. Prin crãpãturile acului vulcanic ºi stratele conului ies gaze, vapori de apã supraîncãlziþi ºi cenuºã vulcanicã formând nori arzãtori. La 8 mai 1902, nori de fumarole ºi nori arzãtori cu viteze de 150 m/s s-au rostogolit asupra oraºului, omorând toatã populaþia oraºului în câteva minute (circa 28.000 – 30.000 de oameni). Alte erupþii imediate au ridicat acul vulcanic la 476 m. Acest tip de erupþie a permis explicarea formãrii domurilor vulcanice. Caracterul catastrofal este dat de norii arzãtori. Tipul Bandai San (vulcan japonez care a erupt dupã 1000 de ani, în 1888, expulzând 1 km3 roci) sau tipul Krakatoa (1883): se caracterizeazã printr-o erupþie foarte violentã, explozivã, de lave acide, care aruncã în aer „dopul” din coº ºi partea superioarã a conului. Erupþia vezuvianã, spre deosebire de acest tip, se manifestã prin curgeri de lavã dupã explozia de cenuºã. Caracterul catastrofal este întãrit de erupþia dupã perioade îndelungate de mii de ani de inactivitate. Erupþia din arhipelagul Krakatoa s-a produs în centrul unei caldere vechi care avea la suprafaþã trei insule vulcanice: Rakata, Danan, Perbuatan ºi a început în mai 1883 prin seisme, cenuºã vulcanicã, zgomote cu o duratã de 5–10 minute. Deasupra insulei s-a observat un nor circular. La 24 iunie a fost expulzat în aer craterul Perbuatan, urmând o perioadã de activitate mai redusã pânã la 26 august 1883 (de la ora 13 pânã seara, când zgomotele subterane puternice anunþau catastrofa). Seara, erupþiile de cenuºã deasã se ridicau pânã la 30 km, însoþite de blocuri de materiale. La 27 august (ora 10) în faza paroxismalã, a avut loc o explozie catastrofalã, care a aruncat gaze, vapori de apã, cenuºã ºi blocuri de lavã pe o suprafaþã de un milion de kmp. Valul seismic (tsunami) provocat de explozie (de circa 30–70 m înãlþime) a 36

omorât circa 36 000 de oameni prin ºoc sau prin înecare. Suflul exploziei a produs pagube materiale pânã la 150 km depãrtare, iar zgomotul s-a auzit pânã în Madagascar (la 4.775 km). În jurul vulcanului, pe 827.000 kmp, cenuºa vulcanicã a format un strat de 2 m, acoperind ca o platoºã apa oceanului.

&

2.1.4. Produsele activitãþii vulcanice În urma erupþiei vulcanice rezultã trei grupe mari de produse: gazoase, lichide – vâscoase, solide. • Emanaþiile de gaze se compun în cea mai mare parte din vapori de apã, dioxid de carbon, dioxid de sulf, azot, la care se adaugã clor, acid azotic, acid fosfohidric, acid clorhidric, cloruri de sodiu, fier, potasiu. Temperatura atinge 700–800°C la începutul erupþiei. Cantitãþile de gaze degajate de o erupþie vulcanicã pot fi foarte mari. De exemplu, în 1980, vulcanul St. Helens din Munþii Cascadelor (S.U.A.) a emis 50.000 tone dioxid de sulf ºi 25000 tone acid clorhidric. Principalele emanaþii de gaze sunt : a) fumarolele – emanaþii fierbinþi cu temperaturi mai mari de 200ºC, Produsele bogate în apã, acid clorhidric, clor, azot ºi sulf, care se degajã din fisurile activitãþii mecanice ºi vulcanilor activi; periculozitatea b) solfatarele – emanaþii de gaze cu temperaturi de 200–100°C, bogate în hidrogen sulfurat, care prin reacþia cu oxigenul atmosferic depune cantitãþi apreciabile de sulf; c) mofetele – emanaþii reci, cu temperaturi sub 40°C, bogate în dioxid de carbon; formeazã izvoarele carbogazoase. • Produsele vulcanice lichide sunt lave ce pornesc din craterul vulcanic sau din fisuri laterale situate pe conul sãu. Lavele bazice, foarte fluide, formeazã ºuvoaie, adevãraþi torenþi cu viteze de câþiva metri pe secundã, lungimi de zeci de kilometri ºi lãþimi de 1–2 km. Lavele intermediare au o curgere foarte lentã, datoritã vâscozitãþii ridicate. Curgerile de lavã pot fi evitate pentru cã se declanºeazã dupã faza paroxisticã. De obicei, erupþia unui vulcan începe prin expulzarea fragmentelor de roci, gaze ºi vapori de apã ce premerg accesul magmei spre suprafaþã. Erupþia continuã cu revãrsãri de lavã. În faza de stingere predominã produsele gazoase. Cea mai mare amploare o au curgerile de lavã din zonele de rift sau din „punctele fierbinþi”, cum sunt vulcanii actuali din Islanda ºi din Hawai. • Produsele vulcanice solide sunt formate din cenuºã vulcanicã, fragmente de lavã aruncate în aer din care, prin acumulare, iau naºtere rocile piroclastice sau cineritele. Anual sunt aruncate în aer mai mult de 0,5 km3 de asemenea fragmente cu denumirea (dupã dimensiunea diametrului): – blocuri, peste 1 m; – bombe, între 10 ºi 100 cm; 37

+

– lapili, între 0,2 ºi10 cm; – nisip vulcanic, între 0,02 ºi 0,2 cm; – cenuºã vulcanicã, material pulverizat foarte fin. • Norii arzãtori sunt gaze încãrcate cu particule foarte fine de lavã incandescentã care se deplaseazã spre baza versantului vulcanului cu viteze de sute de km/orã. Rezultã din erupþiile laterale ale vulcanului. 2.1.5. Erupþiile vulcanice De o deosebitã importanþã pentru stabilirea intensitãþii ºi amplorii riscului datorat erupþiilor vulcanice este cunoaºterea atât a violenþei vulcanilor dupã tipul erupþiei, precum ºi a succesiunii fazelor erupþiei la fiecare tip. Cunoaºterea particularitãþilor vulcanilor permite luarea unor mãsuri preventive în vederea reducerii impactului negativ asupra populaþiei, respectiv deplasarea locuitorilor din zona imediatã într-o zonã cu vulnerabilitate redusã. 1. Vulcanii cu erupþie mixtã, cu produse gazoase, solide, lichide, cu magme de tip dacitic ºi andezitic, datoritã fazei preeruptive care se manifestã prin zgomote subterane ºi zguduiri locale, permit în unele cazuri evacuarea populaþiei din zonã. 2. Cei mai violenþi sunt vulcanii de explozie, care expulzeazã cantitãþi mari de sfãrâmãturi rezultate ºi din conul ºi din craterul vulcanului în erupþie. Au magme vâscoase formate din dacite ºi riolite. 3. Vulcanii cu erupþii liniºtite se alimenteazã din magme bazice (ofiolite, bazalte), fluide ºi sunt caracteristici vulcanilor din ariile oceanice (Hawai, Japonia). Ei au un impact ceva mai redus asupra populaþiei. Din categoria vulcanilor cu explozie mixtã ºi violentã se citeazã Vezuviul ºi respectiv, Mont Pelée (insula Martinica) ºi Krakatoa din Strâmtoarea Sunde între Jawa ºi Sumatera. Vulcanul Vezuviu este cea mai veche erupþie consemnatã de istorie; este situat lângã oraºul Neapole (Muntele Somma). Plinius cel Tânãr descrie astfel primele erupþii: – anul 63 d.Ch. a avut loc un cutremur fãrã erupþie vulcanicã; – anul 79 d.Ch., 24 august, ora 1 (noaptea) erupþia începe printr-o coloanã înaltã de gaze ºi produse vulcanice care s-au depus formând un strat gros de piatrã ponce ºi cenuºã vulcanicã. Cantitatea mare de precipitaþii atmosferice a determinat transportarea produselor vulcanice sub formã de noroi vulcanic. Aceasta a acoperit aºezãrile omeneºti cu un strat gros de trei metri. Spre sfârºitul erupþiei, bombele, lapilii ºi cenuºa vulcanicã s-au depus peste noroiul vulcanic. Activitatea vulcanului a continuat pânã în anul 1136, dupã care a urmat o perioadã de 500 de ani de liniºte. Erupþiile sale au reînceput din 1631 ºi au continuat pânã în zilele noastre. 38

Vezuviul este un vulcan activ cu perioade lungi de inactivitate între erupþii puternice. În cazul vulcanilor cu erupþie explozivã ºi mixtã, producerea unor catastrofe este neprevãzutã. Un exemplu îl constituie vulcanul Mont Pelée din insula Martinica. Erupþia din 1792 nu a produs victime. Prin urmare, activitatea economicã a cunoscut o dezvoltare permanentã, astfel încât s-a format oraºul Saint Pierre. Erupþia din 1902 a dus la pierderea a circa 28.000– 30.000 vieþi omeneºti, locuitori ai portului, în doar câteva minute. Violenþa vulcanului a fost influenþatã de un dop de lavã întãritã din gura vulcanului, care a forþat gazele sã izbucneascã lateral. Norii arzãtori au fost transportaþi de vânt cu o vitezã de 150 m/s deasupra oraºului. Pânã în 1929 ºi 1932 vulcanul s-a liniºtit, devenind din nou activ ulterior. Vulcanul Krakatoa la erupþia din 26 august 1883 a aruncat în aer întregul aparat vulcanic, inclusiv douã treimi din insulã cu un volum total de circa 18 km3. Praful vulcanic a înconjurat Pãmântul pânã în 1885. În regiunea coastei din apropiere valurile au avut 70 m înãlþime. Ele s-au propagat pânã la coastele Americii cu o înãlþime de 40 cm. Tipul liniºtit de erupþie prezintã lave foarte fluide care se transformã în adevãraþi torenþi de lavã pânã la 50 km, se solidificã treptat. În momentul erupþiei are loc o intensificare a emanaþiilor de gaze, urmatã de creºterea volumului de lavã în crater ºi de revãrsarea lavei în exterior. Vulcanul Mauna Loa are 10 200 m înãlþime, din care 6.000 m sub apa oceanului. Diametrul de la bazã este de circa 400 km. Craterul vulcanului are 5 km diametru, cu un lac de lavã. Volumul întregului con este de 400.000 km3. Din categoria vulcanilor cu erupþii liniºtite fac parte cei care au format insulele Azore, Ascension, Sf. Elena. În insula Islanda cei 20 de vulcani au lave fluide, 7–8 sunt activi, producând azi pagube materiale însemnate. Pentru România se citeazã vulcanii violenþi riolito-dacitici de la Roºia Montanã (acum 15–20 mil. ani). Cenuºa vulcanicã s-a întins în Podiºul Transilvaniei dând tufurile vulcanice. 2.1.6. Impactul activitãþii vulcanice asupra populaþiei Impactul activitãþii vulcanice asupra omului se realizeazã prin: a) suflul exploziilor ºi produsele activitãþii vulcanice; b) cutremurele care însoþesc activitatea vulcanicã; c) valurile seismice (tsunami). Suflul exploziilor este deosebit de periculos în cazul erupþiilor laterale, când unda de ºoc se propagã pe orizontalã cu viteze de sute de km/orã. Unda produce distrugeri importante pe o razã de zeci de kilometri în jurul vulcanului. De exemplu, vulcanul Sf. Helens din nord-vestul S.U.A: explozia sa din 1980 s-a auzit pânã la 300 km depãrtare, iar suflul exploziei a distrus peste 39

&

+

600 kmp de pãdure pe o razã de 20 km. Explozia lui Krakatoa din 1883 s-a auzit la peste 4.000 km depãrtare, iar suflul a provocat daune materiale pe o razã de 150 km. Explozia a fost atât de puternica, a avut o putere dublã decât bomba de la Hiroºima, încât a dus practic la distrugerea oricãrei forme de viaþã în triunghiul insulelor Krakatoa, precum ºi în areale ale insulele limitrofe Java, Borneo ºi Sumatera, ce au fost devastate de valul tsunami înalt de 32-35 m, format în timpul exploziei. Astfel ca explozia vulcanului Krakatoa a fost supranumitã catastrofa mileniului. De asemenea, putem aminti ºi de explozia violentã a vulcanului Tambora (pe insula Sumbawa, situatã la est de Jawa), în 1815, precum ºi cea a vulcanului Katmai (Alaska) din 1912, ce a fost auzitã pânã la 1000 km, iar ploile acide ulterioare exploziei s-au resimþit pânã la circa 1000 km.

Emanaþiile de gaze influenþeazã mediul pe distanþe mult mai mici. Efectul nociv al emanaþiilor de gaze se resimte doar în zona din imediata apropiere a vulcanului. Acþiunea lor se poate manifesta treptat, în timp, prin emanaþiile de dioxid de sulf, acid clorhidric, acid sulfuric ºi alte gaze toxice care sunt emise chiar în perioada de activitate liniºtitã a vulcanului. Emanaþiile Principalele pot avea caracter catastrofal în cazul degajãrii unui volum mare de gaze. elemente Gazele toxice eliminate de Vezuviu în 79 d.Ch. au omorât peste 2.000 de vulcanice de oameni, oraºul fiind acoperit cu un strat de cenuºã vulcanicã de 2 m grosime. impact asupra Un exemplu mai recent este cel din Camerun, din 26 august 1986, ce populaþiei ºi a avut loc în arealul lacului Nyos (circa 30 km2), când s-au produs asfixieri riscul de oameni ºi alte vietãþi, aflate pe vãi ºi suprafeþe joase. Cauzele accidentului au fost acumulãrile lente de CO2, provenit din spaþiul magmatic de adânc, în cadrul lacului, de tip maar, ducând la suprasaturare ºi o degazeificare brusca ce a eliminat circa 80% din CO2, restul de 20% rãmânând în continuare în lac. Curgerile de lav㠖 deºi spectaculoase – nu constituie decât rar pericole pentru viaþa oamenilor. Ele produc însã daune materiale importante. Etna, în 1929, a produs un ºuvoi de lavã printr-o fisurã lateralã care a acoperit oraºul Mascali, fãcând 1.500 de victime. Scurgerile de lavã produc puþine victime omeneºti, populaþia având în cele mai multe cazuri timp suficient pentru a fugi din calea lor. S-au luat ºi unele mãsuri de deviere a scurgerilor de lavã, prin realizarea unor diguri, prin dinamitãri sau bombe ºi prin jeturi de apã aruncate pe fruntea scurgerii, cãtre locuri în care pagubele ar fi mai reduse. Asemenea intervenþii au avut loc în cazul vulcanilor Etna (1983), Vezuviu, Hawaii ()1935, 1942, 1960), Paricutin (Mexic) etc. Norii arzãtori sunt cele mai periculoase produse ale activitãþii vulcanice, producând un însemnat numãr de victime. De exemplu, norii arzãtori rezultaþi din erupþiile vulcanilor Mt. Pelle ºi La Soufriere (1902) din Antilele Mici au fãcut 30.000 de victime. 40

Norii arzãtori însoþesc în mare parte activitatea vulcanilor, fiind prezenþi ºi la Merapi (în Jawa, 1930 ºi 1967), având caracter de torenþi incadendescenþi, St. Helens (S.U.A., 1980), unde norul arzãtor s-a rostogolit 30 km pe o lãþime de 20 de km, ºi Katmai (Alaska) din 1902. Laharii – fenomene legate de erupþiile vulcanice formate din apã amestecatã cu produse ale erupþiei (cenuºã, lapili, nisip vulcanic) – sunt adevãraþi torenþi de noroi ce antreneazã blocuri mari de rocã ce se deplaseazã cu repeziciune pe versanþi ºi produc pagube deosebit de mari. Provenienþa apei este fie din precipitaþii, fie din gheþari. Cum cea mai mare parte a vulcanilor activi depãºesc în altitudine limita zãpezilor persistente, rezultã cã laharii au o frecvenþã mare pe Terra ºi un impact deosebit de puternic. Se considerã ca cel mai lung torent înregistrat a fost la Cotopaxi (Ecuador, în 877), de 300 km, apa provenind îndeosebi din topirea zãpezii ºi gheþii de deasupra vulcanului. De asemenea, sunt frecvente în Kamceatka, Japonia ºi Indonezia, unde se iau mãsuri de protecþie împotriva lahariilor periculoase prin ridicare de diguri cu rolul de a le frâna pornirea ºi crearea de coline artificiale, în cazul lahariilor joase, ce permit refugiul rapid al populaþiei. Cel mai concludent exemplu îl reprezintã erupþia vulcanului cu gheþari Nevada de Ruiz din Columbia de est din 14 noiembrie 1985, care constituie cea mai mare catastrofã vulcanicã din istoria Americii de Sud, soldatã cu 22.000 de morþi. Biroul ONU pentru securitate în caz de catastrofe naturale (UNDRO) a prevãzut erupþia eminentã a vulcanului încã din noiembrie 1984. Erupþia propriu-zisã a fost premearsã de zgomote puternice ºi de cutremure de circa 100 km, urmate de curgeri de lave care au topit masa de gheaþã ce acoperea cupola muntelui. Puhoaiele de noroi, piatrã incandescentã, copaci dezrãdãcinaþi au format mase enorme care au acoperit oraºul Armero împreunã cu multe alte sate pânã la 40 km distanþã de vulcan. Deºi se ºtia cu un an înainte despre iminenta erupþie a vulcanului, totuºi urmãrile au fost dezastruoase datoritã gradului mare de populare a zonei. Echipa de vulcanologi era la faþa locului prezicând încã din 13 noiembrie dezastrul ce va urma. Cãderile de materiale – piroclastite – modificã aspectul regiunii pe distanþe foarte mari. Efectele sunt devastatoare ºi de lungã duratã. De exemplu, în Islanda au decedat 9283 oameni din cauza foametei ºi a bolilor provocate de erupþia din anul 1783 care a acoperit cu lavã sute de kmp de teren. În Podiºul Maya, în sec. III i. Ch., cultura mayaºã a fost acoperitã de acumulãrile de cenuºã, o suprafaþã de peste 8000 km2, ducând la dispariþia ei; în 1943, în urma exploziei lui Paricutin suprafeþe întinse de culturi agricole (orez ºi trestie de zahar), pe circa 2500 ha, au fost acoperite ºi numeroase animale au fost ucise. Cutremurele de pãmânt ce însoþesc activitatea vulcanicã pot produce mari distrugeri ºi pierderi de vieþi omeneºti. Orice erupþie este precedatã de 41

&

+

cutremure. De altfel, 10% din seisme însoþesc erupþiile vulcanice ºi sunt provocate de procesele de decompresiune. Impactul catastrofal asupra populaþiei este dat de caracterul lor superficial, cutremurele producându-se pânã la o adâncime de 60 km. Seismele vulcanice care au precedat erupþiile din Kamceatka ºi Hawai s-au situat la 60–70 km adâncime, focarele eruptive de aici fiind cele mai adânci (H. Tazieff, 1966). Tsunami – valurile produse de explozia vulcanilor submarini – prin forþa cu care izbesc uscatul produc imense daune umane ºi materiale. Sunt frecvente în Japonia (vezi ºi p. 60 ºi cap. Inundaþiile costiere). Cea mai mare catastrofã este legatã de erupþia lui Krakatoa (1883) când valurile de 35 m înãlþime au izbit þãrmurile ducând la 36000 morþi în Sumatera ºi Jawa. În urma erupþiilor vulcanice din ultimii 2000 ani s-au înregistrat urmãtoarele victime. 1. Indonezia în 6 erupþii – 147000 victime; 2. America Centralã ºi de Sud în 4 erupþii – 53.000 victime; 3. Italia ºi Islanda în 4 erupþii – 34.000 victime; 4. Japonia ºi Filipine în 3 erupþii – 18.000 victime. 2.1.7. Rãspândirea vulcanilor pe glob Zonele geotectonice ale Pãmântului sunt: rifturile, zonele de subducþie, „punctele fierbinþi” (figura 2.4). Cea mai mare parte a vulcanilor activi se aflã în rifturile oceanice (peste 10.000 munþi vulcanici în Oc. Pacific). Vulcanii care vin în contact direct cu populaþia sunt cei de pe continente sau insule (deþin circa 87% din numãrul vulcanilor activi). Din numãrul total al vulcanilor activi de 500, în zona de subducþie sunt situaþi 417, în lungul riftului est - african 14, în zonele oceanice 63 (44 în Oceanul Atlantic, 15 în Oceanul Pacific ºi 4 în Oceanul Indian). Cercul de Foc al Pacificului (62% din vulcanii activi ai globului). – Peninsula Kamceatka – 390 vulcani recenþi, 19 vulcani activi (Kliucev – 4877 m); – Insulele Kurile – 39 vulcani recenþi, 33 activi; – Arhipeleagul Nipon ºi Insulele Ryu Kyu – 58 vulcani recenþi din care 37 activi; – Insulele Filipine – 31 vulcani recenþi din care 15 activi; – Arhipelagul Indonezian – 122 vulcani recenþi din care 69 activi; – Insulele Mariane – 23 vulcani recenþi din care 20 activi; – Malaezia ºi Polinezia – 94 recenþi din care 48 activi; – Noua Zeelandã (numeroºi vulcani recenþi ºi activi); – Insulele Aleutine ºi Alaska – 60 vulcani recenþi din care 39 activi; – Munþii Cascadelor – 15 vulcani recenþi din care 7 activi; – America Centralã 60 de vulcani recenþi din care 42 activi; – Munþii Anzi din America de Sud – 60 vulcani recenþi din care 47 activi; – Antarctica – 16 vulcani recenþi din care 10 activi. 42

&

Figura 2.4. Rãspândirea vulcanilor pe glob I. Cercul de Foc al Pacificului: a - Peninsula Kamceatka (1: Kliucev; 2. Bezâmianâi); b ins. Kurile (3: Alaid); c - arhipelagul nipon (4. Asama; 5. Fuji; 6. Sakurajima); d - ins. Filipine (7. Taal; 8. Hibok-Hibok); e - arhipelagul indonezian (9. Krakatoa; 10. Merapi; 11. Kelud; 12. Tambora; 13. Lamington); f - Ins Mariane (14: Osima); g - Noile Hebride (15. Benbow); h - Noua Zelandã (16. Tarawera; 17. Taranaki); i - ins. Aleutine ºi Alaska (18. Katmai); j - Munþii Cascadelor (19. Mt. Rainier; 20. Lassen Peak); k - America Centralã (21. Orizaba; 22. Popocatepetl; 23. Colima; 24. Paricutin; 25. Mt. Agna; 26. Irazu); 1 - Anzii Cordilieri (27. Tolima; 28. Nevado del Ruiz; 29. Cotopaxi; 30. Chimborazo; 31. Sangay; 32. El Misti; 33. Llullailaco; 34. Aconcagua; 35. Maipu); m. Antarctida (36: Erebus; 37. Mt. Ross). II. Antilele Mici (38.. La Soufriere; 39. Mt. Pelee). III. Zona vulcanicã a Oceanului Atlantic (40. Beerenergins, ins. Jan Mayen; 41-42. Hekla ºi Helgafell, Islanda; 43-44. Capelinhos ºi Fayal, ins. Azore; 45. Pico de Teide, ins. Canare; 46. Pico de Fuego, ins. Capului Verde; 47. Eons, ins. Tristan da Cunha; 48. ins. Ascension). IV. Zona vulcanicã mediteraneanã: a - Marea Tirenianã (49. Vezuviu; 50. Etna); b - Marea Egee (51. Santorin); c - Orientul Apropiat (52. Ararat; 53. Elbrus; 54. Demavend). V. Zona vulcanicã a Oceanului Indian (55. Karthala, ins. Comore; 56. Piton des Neiges, ins. Réunion; 57. Ross, ins. Kerguelen). VI. Zona vulcanicã a Oceanului Pacific (58-59. Mauna Loa ºi Mauna Kea, ins. Hawai; 60. Orohena, ins. Tahiti). VII. Zona vulcanicã din Africa (61. Kilimandjaro; 62. Kenya; 63. Nyiragongo; 64. Nyamlagira; 65. Ardoukoba; 66. Erta Ale).

Zona de subducþie Antilele Mici – 17 vulcani recenþi din care 9 activi (Mt. Pelée – 1397 m). Zona vulcanicã a Oc. Atlantic cuprinde 44 vulcani Zona vulcanicã mediteraneanã cuprinde vulcani activi europeni: Etna, Vezuviu, Stromboli din Marea Tirenianã ºi Santorin din Marea Egee, precum ºi vulcanii stinºi din Orientul Apropiat (Ararat – 5165 m; Elbrus 5633 m; Demavend 5604 m). 43

+

Zona vulcanicã a Oc. Indian cuprinde vulcani activi. Zona vulcanicã a Oc. Pacific cuprinde 15 vulcani activi situaþi deasupra punctelor fierbinþi – Mauna Loa 4170 m – Hawai. Zona vulcanicã din Africa cuprinde 43 vulcani recenþi din care 14 activi (Kilimandjaro – 5895 m; Kenya – 5199 m). Vulcanul Etna Etna (3340 m) este unul dintre cei mai înalþi ºi cunoscuþi vulcani activi din Europa. Prezintã erupþii centrale de tip strombolian. Cea mai devastatoare erupþie a Etnei a fost cea din 1669, când râurile de lava incandescentã au acoperit sate întregi, au trecut de zidurile oraºului Catania ºi s-au oprit în mare.

Figura 2.5. Harta curgerilor de lavã ale vulcanului Etna începând cu secolul XIV

Totuºi, erupþiile sale din craterul central sunt relativ slabe, mai dese ºi mai importante fiind venirile de lave de pe crãpãturi laterale ale conului. Un exemplu evident este erupþia din 1971, când un astfel de torent de lava a distrus observatorul vulcanic. Erupþia s-a desfãºurat pe parcursul a câteva luni (aprilie-iunie), deosebindu-se doua faze de paroxism: 5 aprilie – 7 mai ºi 7 mai – 12 iunie, dupã cum reiese ºi din harta de mai jos.

Figura 2.6. Fisurile apãrute în timpul primei faze a erupþiei sunt notate cu a, b, c, d,, iar fisurile din cea de-a doua parte a erupþiei sunt numerotate cu cifre de la 1 la 7. NE - partea de NE a craterului, BN - Bocca Nuova, SE - partea de SE a craterului, TDF- Turnul Filozofului, MO - Montagnola, RS - refugiul Sapienza, RC - refugiul Citelli.

44

Activitatea Etnei constã în erupþii violente, dar mici, care dau curgeri de lavã, dar ºi erupþii mici numai de gaze ºi vapori, ce alterneazã cu faze de calm, dar cu activitate solfatarianã.

Figura 2.7. Nori de cenuºa ºi lava ºi râuri de lava în apropierea Refugiului Citelli în timpul primei faze de la erupþia din 1971. Fotografii realizate în aprilie 1971 de Giuseppe Scarpinati.

Fig. 2.8. Activitatea permanentã a Etnei reiese ºi prin emisiile de cenuºã ºi gaze, care au atins înãlþimi de 1 500 - 2000 m în ianuarie 1972. În dreapta se observã conul Monti Rossi, craterul principal al flancului erupþiei din 1669, care a eliberat un volum impresionant de lavã ce a atins ºi distrus ºi sudul oraºului Catania. La poalele conului se afla oraºul Mascalucia, localizat la 300 - 400 m pe flancul sudic al vulcanului.

Râurile de lavã sunt vizibile ºi pe imaginile din satelit, fiind dovada specificului activitãþii de tip strombolian ce caracterizeazã vulcanii sicilieni. Fig. 2.9. Imagine satelitarã Landsat 7 ETM+ asupra Etnei, 29 iulie 2001. Date preluate de pe: www.boris. vulcanoetna.com, www.natinalgeographic.com/0202, www.earth.esa.int/ew/volcanoes/etna

45

&

+

2.1.8. Prevederea erupþiilor vulcanice Prevederea momentului erupþiei vulcanice este deosebit de dificilã pentru cã fenomenele anteerupþie sunt foarte diferite în spaþiu (de la vulcan la vulcan) ºi în timp (chiar la acelaºi vulcan). Studiile de predicþie au la bazã datele unor observatoare vulcanologice, special dotate, situate în diferite puncte ale Terrei, cum sunt în S.U.A. (Hawai), Japonia (Aso), Italia (Ercolano lângã Vezuviu), etc. Sinteze realizate de cunoscuþi vulcanologi (H. Tazieff, Yokoyama etc.) precizeazã cã predicþia vulcanologicã se bazeazã pe studii privind: – zonarea vulcanicã; – fenomene geochimice; – fenomene geofizice; – schimbãri topografice. Zonarea vulcanicã îºi propune stabilirea vulnerabilitãþii terenurilor la erupþii în funcþie de poziþia vulcanului, orientarea produselor vulcanice, direcþia dominantã a vântului etc. Fenomenele geochimice sunt considerate de unii specialiºti ca fenomene clasice de urmãrire a vulcanismului. De exemplu, un paroxism vulcanic este anunþat de creºterea valorilor raportului sulf/clor de la 1 la 7-8. Fenomene geofizice care anunþã erupþia unui vulcan sunt foarte diferite: creºterea temperaturilor în sol ºi a fluxului termic, scãderea rezistivitãþii electrice a substratului, schimbãri în câmpul geomagnetic sau gravitaþional, activitate seismicã localã. Schimbãrile topografice anterioare erupþiei, cum sunt ridicãrile lente ale terenului, se urmãresc cu aparate speciale. Sunt mai dificil de înregistrat miºcãrile orizontale ale terenului. Manifestãrile bazice cu vetre vulcanice puþin adânci pot fi prevãzute mai uºor decât alte tipuri de vulcani prin fenomenele care au loc înaintea erupþiei. Pe baza informaþiilor asupra fenomenelor ce au loc înaintea erupþiei se poate aprecia în general momentul erupþiei, dar nu ºi intensitatea acesteia. Datoritã faptului cã fiecare vulcan are particularitãþile proprii, este dificil sã se stabileascã reguli generale de supraveghere ºi mãsuri de protecþie.

2.2. Fenomene seismice Ansamblul de fenomene legate de genezã, transmiterea ºi efectele cutremurelor poartã denumirea de seismism, domeniu al seismologiei (V. Lãzãrescu, 1980). Seismele sau cutremurele de pãmânt sunt fenomene naturale ce produc unele dintre cele mai mari dezastre. În perioada 1970–1980, cutremurele au provocat moartea a circa 450.000 de oameni ºi pagube materiale de peste 19 miliarde dolari. în perioada 1920–1950 au decedat peste 887.000 de oameni. 46

De aceea, se impune cercetarea ºtiinþificã predezastru a cutremurelor ºi educarea populaþiei pentru a suporta cu riscuri minime impactul produs de un viitor seism. De la început apreciem necesitatea explicãrii unor termeni întrucât seismele se manifestã pe suprafeþe extinse, într-un timp scurt.

&

Hazardul seismic este probabilitatea de apariþie a unui cutremur de o anumitã magnitudine, într-un anumit loc ºi timp. Este exprimat cu parametrii ce caracterizeazã miºcarea terenului în timpul cutremurului (acceleraþia, viteza sau deplasarea), precum ºi prin hãrþi de hazard seismic („probabilitatea ca un anumit nivel al acceleraþiei maxime sã fie depãºit într-un anumit interval de timp” – N. Mândrescu, 1991, p. 94). Riscul seismic este „probabilitatea ca efectele sociale sau economice, exprimate în bani sau victime sã egaleze sau sã depãºeascã valorile aºteptate la un anumit amplasament într-un anumit interval de timp” (N. Mândrescu, 1991, p. 96). Riscul seismic a fost abordat de numeroºi autori (dupã anul 1970) ºi depinde, local, ºi de formaþiunile geologice de suprafaþã. Pentru timp îndelungat riscul seismic se apreciazã prin perioada de revenire a unui cutremur cu anumitã intensitate sau magnitudine ºi prin calcularea energiei seismice medii anuale ºi compararea ei cu energia eliberatã pe an. Riscul seismic creºte atunci când energia seismicã anualã este mai micã decât energia seismicã medie. 2.2.1. Elementele unui seism Dupã definiþia adoptatã în general de nespecialiºti, cutremurele sunt zguduiri bruºte ale scoarþei terestre într-un timp scurt ºi cu intensitate variabilã. Geofizic, seismele sunt solicitãri elastice de scurtã duratã ale scoarþei terestre, care se propagã cu viteze de peste 1 km/s. Microseismele au o intensitate foarte redusã ºi nu sunt simþite direct de om, decât sunt înregistrate cu ajutorul seismografelor. Macroseimele sunt simþite de om ºi au urmãri asupra construcþiilor, în funcþie de scara intensitãþii. Efectele seismelor asupra populaþiei, construcþiilor ºi mediului sunt rezultanta dinamicii terestre ºi implicit a elementelor ce definesc un seism. Focarul seismic sau hipocentrul este locul din scoarþa unde se produc deranjamente, unde are loc ºocul iniþial. Se redã în km ce indicã adâncimea punctului. Dupã adâncimea focarelor cutremurele sunt: superficiale sau normale (pânã la 60–70 km sub suprafaþã); mijlocii sau intermediare (70–300 km); de adâncime (300–700 km) (figura 2.10). Epicentrul este punctul de la suprafaþa Pãmântului situat deasupra focarului pe prelungirea razei terestre, antiepicentrul fiind antipodul epicentrului. 47

Cunoaºterea elementelor unui seism

+ Unghi de emergenþã Focar H

Figura 2.10. Elementele unui cutremur de pãmânt ºi componentele undelor seismice la observatorul seismic (dupã Airinei, 1979).

Poziþiile acestor puncte sunt date de coordonatele geografice. Timpul la origine aratã momentul iniþierii cutremurului în hipocentru. Durata mãsuratã a seismului, de la câteva secunde pânã la zeci de secunde, este mai lungã decât durata de producere în hipocentru datoritã timpului în care se transmit undele seismice. Energia seismului, exprimatã în lucru mecanic, se produce datoritã fracturãrii sau schimbãrii volumului din scoarþa terestrã. Elementele caracteristice ale seismului se stabilesc dupã undele seismice: prime sau longitudinale, secunde sau transversale ºi superficiale (figura 2.11). Vibraþia undelor longitudinale

Vibraþia undelor transversale b.

a.

Direcþia de propagare a undelor Vibraþia undelor superficiale c.

Direcþia de propagare a undelor

Figura 2.11. Propagarea undelor seismice: a. unde longitudinale; b. unde transversale; c. unde superficiale (dupã Longwell ºi Flint, citat de N. Lupei, 1979).

Undele prime (cu simbolul P) se propagã prin dilatãri ºi comprimãri succesive pe direcþia lor de deplasare cu viteze mari de 4–7 km/s (in crustã) ºi 8,0–8,2 km/s (sub suprafaþa Moho), ajungând „primele” la un observator. Undele secunde (cu simbolul S) sunt unde transversale, propagându-se prin deformãri perpendicular pe direcþia lor de deplasare cu viteze de 2–4 km/s (în crustã). 48

Undele prime ºi secunde se formeazã în hipocentru ºi se transmit spre epicentru. Viteza lor creºte proporþional cu puterea ½ a raportului rigiditate/ densitate a rocilor. Undele superficiale rezultã din interferenþa în epicentru a undelor longitudinale ºi transversale. Sunt unde lungi (simbolul L) ºi au viteza constantã de 3,4 km/s. Se propagã mai lent în formaþiunile superficiale, din cauza rigiditãþii reduse a acestora. Undele seismice se înregistreazã cu ajutorul unor aparate speciale – seismografe, accelelografe ºi seismoscoape – existente în staþia seismicã. Raza de propagare face cu dreapta epicentru – hipocentru un unghi numit unghi de emergenþã. Primul impuls al razei de propagare se descompune în: componenta verticalã (Z), componenta orizontalã spre nord (N) ºi componenta orizontalã spre est (E). Faza precursoare este datã de undele longitudinale ºi apoi de cele secundare; faza principalã a microseismului este datã de undele superficiale; ultima fazã este cea de stingere sau finalã, cu unde de tipul celor din faza principalã. La macroseisme, cele mai distrugãtoare sunt undele de suprafaþã, mai ales pentru regiunile situate aproape de epicentru. 2.2.2. Litologia ºi riscul seismic Riscul seismic este diferit în rocile necoezive ºi în cele coezive. Undele seismice se propagã cu vitezã mai mare ºi pe spaþii mai întinse în rocile compacte faþã de cele afânate. În pietriºuri ºi nisipuri, deºi viteza de propagare a undelor este mai micã, seismele sunt mai distrugãtoare. Dacã se considerã riscul la seisme în roci cristaline compacte egal cu unu, atunci, în rocile puþin coezive ºi necoezive riscul va fi de: 1 : 2,4 (în roci sedimentare cimentate); 1,4 : 4,4 (în nisipuri umede); 4,4 : 11,6 (în rambleuri); 12 (în terenuri mlãºtinoase) (N. Lupei, 1979). 2.2.3. Tipuri genetice de seisme • Cutremure de origine tectonicã. Peste 90% din cutremure sunt datorate deplasãrilor care au loc în scoarþa terestrã fiind strâns legate de limitele dintre marile plãci tectonice care sunt ºi ariile cele mai mobile. H.E. Reid (1911) a explicat mecanismul apariþiei seismelor prin teoria destinderii elastice, teorie completatã cu cea a tectonicii plãcilor. Pe scurt aceasta aratã cã datoritã miºcãrii regionale de forfecare, rocile din cele douã pãrþi ale unei falii sunt deformate elastic. Când se depãºeºte rezistenþa la forfecare are loc ruperea acestora ºi descãrcarea bruscã a energiei elastice acumulate, care genereazã cutremure. La limitele dintre marile plãci tectonice au loc deplasãri divergente (de-a lungul crestelor medio-oceanice), convergente (în zonele de subducþie) ºi de translaþie (de-a lungul ariilor transformate). 49

&

+

În funcþie de particularitãþile morfologice ºi geologice de la limita plãcilor s-au separat 4 tipuri de zone seimice (figura 2.12).

SEISMELE:

normale superficiale intermediare de adâncime

Figura 2.12. Repartiþia cutremurelor pe Glob

Geneza seismelor ºi tectonica globalã

1. Zona seismicã a dorsalelor medio-oceanice se caracterizeazã prin cutremure superficiale cu magnitudini pânã la 6 (pe scara Richter). Reprezintã circa 10% din cutremurele produse într-un anumit interval de timp. Focarele sunt situate în valea riftului sau în creasta învecinatã. Activitatea vulcanicã intensã este bazalticã ºi are un flux termic ridicat. 2. Zona seismicã cu cutremure superficiale, fãrã vulcanism. Plãcile se deplaseazã lateral, fãrã adaos sau consum de materie ca în cazul dorsalelor ºi respectiv al zonelor de subducþie. Astfel sunt regiunile faliei San Andreas ºi faliei Anatoliana. În primul caz, sistemul faliei se aflã la limita plãcilor Nord Americanã ºi Nord Pacificã; deplasarea plãcilor se face cu circa 3,5–6,0 cm/an. 3. Zona seismicã a foselor oceanice adânci este asociatã zonelor de subducþie cu mecanismul accentuat din jurul Pacificului. Hipocentrul cutremurelor este la adâncimi de 20–700 km, dispus pe un plan cu înclinãri de 55–60° dinspre ocean spre continent (planul Benioff). Magnitudinea cutremurelor din „Cercul de Foc” al Pacificului poate atinge sau depãºi valoarea 8 pe scara Richter. 4. Zona seimicã continentalã se extinde lanþurilor muntoase orogenice tinere, unde energia este acumulatã la contactul a douã sau mai multe plãci continentale. Cutremurele sunt în general superficiale (în regiunile muntoase înalte); cele cu adâncime intermediarã apar în Carpaþi. 5. Zonele relativ stabile sunt vechile scuturi ca: Scandinavia, Groenlanda, partea de est a Canadei, nord-vestul Siberiei, Platforma Est-Europeanã, Pen. Arabicã, o parte a Indiei peninsulare, pãrþile centralã ºi esticã ale Americii de Sud, Africa (fãrã regiunile Riftului Est-African ºi Magrebului), Australia. 50

• Cutremure de origine vulcanicã. Circa 7% din cutremure preced, însoþesc sau urmeazã erupþiile vulcanice. Ele sunt asociate în general vulcanilor explozivi. Între seismele tectonice ºi cele vulcanice nu existã o limitã tranºantã. Seismele vulcanice ca ºi vulcanii se produc datoritã tensiunilor efectelor de decompresiune. Ele sunt superficiale, cele mai profunde cutremure vulcanice declanºându-se pânã la 60 km adâncime, unde se aflã focarele eruptive. Seismele vulcanice au caracter local ºi sunt de micã energie. Seismele cu hipocentrul între 1 ºi 10 km, uneori 20 km sub suprafaþã au aspectul unor seisme normale (tip A, cu faze P ºi S); seismele adânci pânã la 1 km, plasate imediat sub crater, sunt cele mai frecvente (tip B, fãrã faze P ºi S separabile); seismele cu focarul în dreptul dopului de lavã al coºului (de explozie) prezintã un ºoc la început care se propagã în toate direcþiile.

&

• Cutremure datorate unor cauze locale (cutremure de prãbuºire). Prãbuºirile de stânci din regiunile muntoase, de-a lungul falezelor sau din peºteri genereazã seisme de micã energie. Sunt cele mai puþin frecvente (circa 3%). În multe cazuri, cutremurele provocate de prãbuºirea tavanului peºterilor sunt asociate unor falii active. Un exemplu concludent îl constituie seismul carstic din iulie 1963, care a provocat mari pagube oraºului Skopje, deºi magnitudinea a fost de numai 6,3. 2.2.4. Mãsurarea seismelor Mãsurarea seismelor se face utilizându-se douã tipuri de scãri: scara intensitãþii ºi scara magnitudinii. • Intensitatea seismelor se apreciazã dupã gravitatea distrugerii clãdirilor, construcþiilor, dupã tipul ºi amploarea deformãrilor suprafeþei terestre ºi dupã reacþiile populaþiei la ºocul seismic. Primele studii asupra urmãrilor unui seism aparþin lui Robert Mallet, pentru cutremurul din 1857 care a afectat sudul Italiei. S-a observat cã efectele ºocului se diminueazã proporþional cu creºterea distanþei faþã de epicentru. În 1873, Rossi ºi Forel întocmesc prima scarã cu valori între I ºi X. Seimologul italian Mercalli elaboreazã, în 1902, o scarã tot cu 10 grade, modificatã (în 1931) de Wood ºi Newmann într-o scarã de 12 grade. În 1917, Mercalli, Cancani ºi Sieberg au elaborat o altã scarã, de 12 grade, modificatã ulterior de Rothe (în 1942) ºi de Richter (1956). Aceasta este cea mai utilizatã scarã de intensitate, cunoscutã sub denumirea de scara Mercalli Modificat CMMD (sau MM) ºi prezintã urmãtoarele caracteristici: Gradul I – Nu este simþit. Pãsãrile ºi animalele sunt neliniºtite; Gradul II – Simþit numai de puþine persoane care se gãsesc în repaus, în special la etajele superioare; Gradul III – Se simte de unele persoane din interiorul clãdirilor; Gradul IV- Se simte de mai multe persoane din interiorul clãdirilor ºi de unele aflate în exterior; Gradul V – Se simte aproape de toatã lumea. Mulþi sunt sculaþi din somn; Gradul VI Se simte de toatã lumea, mulþi se sperie ºi fug din locuinþe, unele mobile grele se deplaseazã; 51

Periculozitatea seismelor

+

Gradul VII – Cei mai mulþi oameni pãrãsesc locuinþele. Este perceput ºi de persoanele aflate la volan. Stricãciuni considerabile în clãdiri prost construite; Gradul VIII – Casele se deplaseazã pe fundaþiile lor. Pereþii uºori sunt aruncaþi în afarã. Unii pereþi de cãrãmidã se prãbuºesc. Gradul IX – Panicã generalã. Stricãciuni considerabile ºi în structuri special construite. Crãpãturi mari în teren. Gradul X Sunt distruse cele mai multe structuri din cãrãmidã. Mari alunecãri de teren. Gradul XI – Puþine clãdiri din cãrãmidã rãmân în picioare. Sunt distruse poduri. ªinele de cale feratã sunt îndoite puternic. Gradul XII – Distrugerea este aproape totalã. Obiectele sunt azvârlite în sus. Au loc modificãri ale reliefului. În urma studiilor asupra intensitãþii cutremurelor se elaboreazã hãrþile seismice prin izolinii ce unesc puncte de egalã intensitate seismicã, numite izoseiste (linii de sensibilitate sau culminaþie seismicã, dupã I. Atanasiu, 1961). Mãrimea riscului la seisme este datã de intervalul cuprins între 2 izoseiste, fiind gradat de la epicentru spre distanþe din ce în ce mai mari, risc foarte mare, risc mare, risc mediu, risc mic, fãrã risc. • Magnitudinea (M) (magnitudine = mãrime) reflectã energia seismelor, fiind deci un criteriu de clasificare ºi mãsurare cantitativã, introdus pentru a se evita erorile scãrilor de intensitate. Noþiunea de magnitudine a fost introdusã de C. F. Richter în 1935, dezvoltatã împreunã cu B. Gutenberg (în 1947) ºi sintetizeazã în lucrarea „Seismicitatea Pãmântului” (1954, citat de V. Lãzãrescu, 1980). Magnitudinea este o funcþie logaritmicã a energiei eliberate în zona de focar a unui cutremur ºi este proporþionalã cu pãtratul amplitudinii maxime înregistrate pe seismogramã: M = log A + B Unde A = componentã orizontalã a amplitudinii maxime a deplasãrii solului în undele superficiale; B = constantã ce redã influenþa caracterelor structurale ºi litologice ºi distanþa de epicentru. Între energia unui cutremur ºi magnitudine existã relaþia: Log E = A + BM Scara de magnitudine Richter cuprinde valori între 1,3 ºi 8,6. Ultima valoare corespunde unui seism de intensitatea XII ºi energia 1026 : 1027 ergi. 2.2.5. Impactul fenomenelor seismice asupra populaþiei Impactul fenomenelor seismice asupra societãþii umane vizeazã, pe lângã numãrul de victime ºi valoarea pagubelor materiale, ºi aspecte grave, de ordin psihic ºi social cu consecinþe pe termen lung, dificil de evaluat. În consecinþã, fenomenele naturale au ºi o componentã psihologicã. 52

Fenomenele cu impact asupra populaþiei au loc atât în timpul seismului, cât ºi post seism. • Zgomotul produs de cutremure este asemãnãtor tunetului, zgomotului produs de o cãruþã în miºcare pe un drum de piatrã. Este mai puternic auzit în regiuni montane decât în cele de câmpii aluvionare. Durata zgomotului este dificil de stabilit. Efectul sãu însã asupra populaþiei este foarte mare când este însoþit ºi de vibraþiile pãmântului. • Unele fenomene luminoase care apar atât înainte ºi în timpul seismului cât ºi dupã seism sunt încã insuficient explicate, asupra genezei lor emiþându-se o serie de ipoteze. Unele din fenomenele luminoase observate în timpul seismului nu au legãturã cu cutremurele. Incendiile sunt declanºate de ruperea conductelor de gaze ºi sunt favorizate ºi întreþinute de materialul din care sunt construite locuinþele, produse chimice, rezervoare de materiale inflamabile etc. În San Francisco distrugerile incendiilor reprezintã circa 75–80%, astfel încât cauza realã a catastrofelor (cutremurul) apare mult diminuatã. • Anumite fenomene particulare ale apei au fost puse în evidenþã de asemenea înainte ºi dupã cutremur. Cele care premerg cutremurele au importanþã în predicþia cutremurelor. Menþionãm astfel modificãrile nivelului apei freatice din puþuri, determinat de dezechilibrul dintre greutatea coloanei de fluid ºi presiunea stratului acvifer. Dintre fenomenele acvatice care însoþesc seismul sau continuã dupã diminuarea vibraþiilor terestre, valurile produse de undele seismice la diferite distanþe de epicentru pot avea efecte catastrofale asupra populaþiei. Valurile seismice apar în lacuri situate la mai multe sute de km de epicentru. Fenomenul a fost explicat în 1955 de Anders Kvale (citat de N. Mândrescu, 1991). Tsunami (tsu = port, nami = val, în lb. Japoneza) sunt valuri înalte din mãri deschise ºi oceane produse de cutremure, erupþii vulcanice sau alunecãri submarine. Dimensiunile acestor valuri sunt impresionante: 110 km distanþa între douã valuri; 1 m înãlþime (nesesizatã de vapoare); 700 km/h vitezã; scade spre þãrm odatã cu creºterea înãlþimii (la câþiva zeci de m) ºi a energiei. Regiunile expuse la tsunami sunt puse sub observaþii speciale. În Oceanul Pacific existã Sistemul de Alarmã pentru Valuri Seismice (SSWWS) cu observatoare seismice în: Berkeley, Tokio, Canada ºi staþii de mãsurare a valurilor pe coastele Pacificului. Sistemul a fost creat dupã catastrofa produsã în Aleutine de tsunami la 1 aprilie 1946. În anii 1960 numeroase þãri s-au alãturat sistemului astfel încât din 1965 Sistemul Internaþional de Avertizare Tsunami are centrul în Honolulu. Sistemul are 69 staþii seismice, 65 puncte în care se mãsoarã mareele ºi 101 puncte de rãspândire a datelor în aria Pacificului. Valurile provocate de cutremurul din 1 noiembrie 1755 din Lisabona au devastat coastele Portugaliei, Spaniei, Marocului ºi au condus la circa 60 mii morþi în Lisabona. • Miºcãrile (vibraþiile) Pãmântului în timpul cutremurului au cele mai puternice efecte indirecte asupra populaþiei. Victimele omeneºti ºi pagubele materiale sunt determinate de avarii ale construcþiilor, cum sunt: prãbuºirea 53

&

Riscul produs de seisme

+

clãdirilor (parþialã sau totalã), a coºurilor, a corniºelor, a balcoanelor, a geamurilor, etc. La acestea se adaugã ºi alte fenomene ca incendii, inundaþii, boli, distrugerea recoltei etc. În Chile, în mai 1960, în mai multe zile s-au succedat ºocuri de magnitudini cuprinse între 7 ºi 8,7. Criza seismicã a început la 21 mai ora 6:02, cu intensitatea VIII în arealul oraºelor Concepcion (pe coastã) ºi Chillian (la 100 km de Concepcion, în interiorul þãrii). Al doilea ºoc s-a produs dupã o jumãtate de orã, populaþia fiind însã adunatã în pieþe nu s-au mai produs victime omeneºti. Paroxismul s-a produs duminicã 22 mai ora 15:00, o mare parte din locuitorii oraºului Concepcion se aflau afarã din case, favorizat de o vreme frumoasã. Au fost distruse 58 622 locuinþe din 352 421 câte erau în arealul afectat (Haroun Tazieff, 1966). Numãrul victimelor a fost diminuat de faptul cã seismul s-a produs la o orã din timpul zilei pe timp frumos. De asemenea, înainte de paroxism s-au produs zguduiri care au scos populaþia afarã din clãdiri. Criza seismicã a continuat în urmãtoarele 8 zile cu încã trei ºocuri de mare energie, dupã care au început replicile cu magnitudini de gradul 7. Oraºele cele mai afectate au fost Valdivia, Puerto Montt ºi Castro din Ins. Chiloe, unde seismul atinsese intensitatea XI. De la N la S, între 38 ºi 45 grade latitudine sudicã, seismul a depãºit în cele mai multe oraºe gradul VIII. În Peru, la 31 mai 1970 s-a produs un cutremur cu magnitudinea 7,5 la 25 km de oraºul Chimbote (în partea de nord). Catastrofa a fost amplificatã de faptul cã au fost distruse numeroase baraje, apa din lacurile de acumulare acoperind oraºe ºi sate situate în aval. Au murit circa 70 mii oameni ºi au rãmas fãrã locuinþã peste 800000 persoane. În China, la 28 iulie 1976, s-a produs un violent cutremur cu magnitudinea 7,8 în epicentrul de la Tangshan din N-E Chinei. (circa 1 milion de locuitori). Au fost distruse circa 85% din clãdirile cu 2-8 etaje ºi circa 90% din clãdirile mici, oraºul fiind practic distrus. S-a apreciat cã victimele omeneºti ar fi fost cuprinse între 600.000 ºi 800.000. Alte pagube materiale, ca reþeaua de cãi ferate (peste 500 km) ºi autostrãzi (228 km) scoase din circulaþie, precum ºi avariile puþurilor de alimentare cu apã, ale reþelei de telecomunicaþii dau amploarea cutremurului. Primul ºoc major s-a produs la ora 3:43, urmat de un al doilea ºoc în aceeaºi zi. În România, la 4 martie 1977 (ora 21:21:56,2 secunde la Bucureºti), a avut loc un distrugãtor cutremur cu magnitudinea 7,2 cu epicentrul în Vrancea ºi hipocentrul la 110 km adâncime. Vibraþiile seismice au produs importante pagube materiale pe circa 35% din suprafaþa þãrii. Ele s-au simþit în vest pânã în Roma, în est pânã la Moscova, în Bulgaria ºi Iugoslavia au produs victime ºi pagube materiale. Numãrul total al persoanelor decedate a fost de 1570, iar cel al accidentaþilor de 11.275, din care 7576 în municipiul Bucureºti. Distrugerile provocate de cutremur au cuprins teritoriul Subcarpaþilor de Curburã (localitãþile Vãlenii de Munte, Câmpina, Valea Cãlugãreascã, Boldeºti, Ceptura, Cerasu, Drajna etc.) ºi interfluviul Argeº – Colentina (cu mun. Bucureºti, localitãþile Dãrãºti, 30 Decembrie, Adunaþii Copãceni – din lunca Argeºului, Mogoºoaia ºi Otopeni de pe râul Colentina, Pasãrea). În Bucureºti 54

au fost avariate grav peste 100 blocuri ºi s-au prãbuºit 32 de blocuri. Distrugeri mari au avut loc ºi în Craiova, mai ales în cartierele din lunca Jiului, fiind grav avariate 556 clãdiri. Avarii importante au fost ºi în oraºele Iaºi, Bârlad, în localitãþile Deleºti, Micleºti, Plopana, Dragomireºti (bazinul hidrografic al Bârladului), Ungureni, Parincea, Ibeºti, Lieºti (lunca Siretului), Fãlciu (lunca Prutului). Impactul seismului asupra mediului a fost evident în dinamica versanþilor producându-se mari alunecãri ºi prãbuºiri de teren în Subcarpaþii de Curburã. Au fost reactivate alunecãrile vechi dar au apãrut ºi multe alunecãri de amploare deosebitã (la Albeºti, Slon, Zãbala ºi Dumitreºti) sau pe areale mai reduse. Materialele alunecate au barat cursul unor râuri. De exemplu, lacul format pe râul Zãbala (în amonte de localitatea Nereju) a avut 2 km lungime ºi 4 m adâncime. Economia naþionalã a fost afectatã grav, valoarea distrugerilor depãºind 2 miliarde de dolari. Inventarul numãrului de victime umane ºi materiale este strâns legat de dezvoltarea societãþii în decursul istoriei, de evoluþia tehnologiei, construcþiei de locuinþe ºi de apariþia aglomerãrilor urbane. Se considerã cã pânã în prezent au murit mai mult de 13 milioane oameni datoritã cutremurelor de pãmânt. În antichitate ºi în evul mediu timpuriu, informaþii asupra distrugerilor provocate de cutremure se gãsesc în documente istorice ºi scrieri literare. în Sicilia, în anul 400 în. Hr., datoritã unui cutremur s-au surpat 7 mari temple. Cornelius C. Tacitus (60-117 d.HR) aratã cã în anul 15 d. Hr., în Asia Micã au fost distruse de cutremur 12 oraºe vestite (Sades, Magnezia, Efes etc.). Erupþia vulcanului Vezuviu din anul 79 d. Hr. a declanºat un cutremur în sudul Italiei. În Evul Mediu, documentele istorice nu consemneazã multe seisme. În sec. XIX ºi XX s-au înregistrat cutremure catastrofale. În perioada 1897–1914 au avut loc multe seisme, 71 seisme au depãºit magnitudinea 8 (scara Richter). Cele mai devastatoare cutremure dupã 1450 relevã frecvenþa mare a acestora în cercul seismic circumpacific ºi în cercul de seisme mediteraneene (tabelul nr. 2.1). 2.2.6. Cutremurele din România În România, cel mai mare risc seismic îl are regiunea Vrancea. Ea se înscrie în regiunile seismice legate de orogen, ºi anume lanþului latudinal alpino-carpato-himalayan. Instabilitatea de la Curbura Carpaþilor este explicatã prin tectonica plãcilor, ºi anume prin „jocul” unor plãci ºi microplãci litosferice. Spre Carpaþii ºi Subcarpaþii de Curburã, plãcile sunt în miºcare convergentã: placa eurasiaticã, microplaca interalpinã, microplaca moesicã ºi microplaca Mãrii Negre. Dintre acestea, placa eurasiaticã ºi microplaca Mãrii 55

&

+

Tabelul 2.1 Seisme catastrofale din secolul XV pânã în prezent Data

Locul

Morþi

Magnitudine

1

2

3

4

1456

Napoli

30.000

1556

ªensi

830.000

1716

Alger

20.000

1755

Lisabona

60.000

1759

Baalbek

20.000

1783-1786

Calabria

60.000

1889 10 X

Yakutat (Alaska)

8,6 R

1902 22 VIII

40°N 77°E

8,6 R

1905 4 IV

Kangra (India)

1905 23 VII

49°N 98°E

8,7 R

1906 31 I

Columbia

8,9 R

1906 18 IV

San Francisco

1906 17 VIII

Valparaiso

1906 28 XII

Messina

1911 3 IX

Tiansan

1915 13 I

Avezzano (Italia)

1917 IV

29°S 177°V

8,6 R

1917 26 VI

15°S 173°V

8,7 R

1920 16 X

Gansu

180.000

8,6 R

1923 1 IX

Kwanto (Japonia)

140.000

8,2 R

1927 7 III

Tango

3.000

7,9 R

1933 3 III

Sanriku

3.000

8,9 R

1935 31 V

Quetta (Belucistan)

30.000

1938 1 II

5°S 130°E

1939 25 I

Concepcion (Chile)

25.000

8,3 R

1940 10 XI

Bucureºti

1.000

7,6 R

1943 10 IX

Tottori (Japonia)

1.400

7,4 R

1946 10 XI

Ancash (Peru)

1.500

7,4 R

1948 28 VI

Fukui (Japonia)

5.300

7,3 R

1949 5 Vm

Ambato (Ecuador)

6.000

6,7 R

1950 15 VIII

Assam

1.526

8,7 R, 8,6 S

19.000

700

8,6 R

8,3 R 8,6 R

82.000

7,5 S 8,7 R

30.000

8,6 R

56

Continuare – Tabelul 2.1. 1

2

3

4

1952 4 III

Tokachi (Japonia)

600

8,6 R, 8,3 S

1953 9-13 VIII

Ins. Ionice

500

7

1954 29 III

Granada (Spania)

1956 9 VII

Santoria (Thira Grecia)

53

7,7 S

1957 4 XII

Altai (Mongolia)

20

8,6 R

1957 13 XII

Kurdistan

2.000

7,25 S

1957 25 IV

Tesalia (Grecia)

1960 29 II

Agadâr (Maroc)

10.000

1960 22 V

Chile

(ºoc principal)

7 S prof. 640 km.

7,25 S

5-10.000

8,9 S, media 8,6 S

1965 28 III

Chile

1.500

1970 31 V

Peru

70.000

7,5 R

1976 28 VII

Tangshan (China)

800.000

7,8 R

1977 4 III

România

1.570

7,2 R

1985 19-20 IX

Ciudad de Mexico

Mari pagube

1988 7 XII

Armenia

25.000

7R

1990 20 VI

Iran

40.000-50.000

7,7

1990 16 VII

Philippines, île de Luçon

1.621

7,8

1991 19 X

India (Nord)

2.000

7,0

1992 12 XII

Indonezia île de Flores

2.500

7,5

1993 29 IX

India (sud)

10.000

6,3

1995 16 I

Japonia (Kobé)

5.500

6,9

1995 27 V

Ins. Sakalin

2.000

7,5

1997 10 V

Iran (Nord)

1.560

7,5

1998 4 II

Afganistan-Tadjikistan

2.400

6,1

1998 30 V

Afganistan-Tadjikistan

4.000

6,9

1998 17 VII

Papua Nouvelle-Guinée

2.183

7,1

1999 25 I

Columbia

1.185

6,3

1999 17 VIII

Turcia

17.118

7,6

1999 20 IX

Taïwan

2.400

7,6

2001 26 I

India

20.000

7,7

2002 25 III

Afganistan (Hindu Kush)

1.000

6,1

2003 21 V

Algeria (Algérois)

2.000-3.000

6,7

2003 26 XII

Iran - Bam

26.000

57

8,1 R ºi 7,8 R

&

+

Corelaþie între predicþia ºi producerea cutremurelor în luna februarie 2005 (zonele seismice din Europa ºi Asia)

8

7

mag. estimatã (oRichter)

6

5

4

2

R = 0,5017

3

2

1

0 0

1

2

3 4 5 mag. cutremurului (oRichter)

6

7

8

Figura 2.13. Prognoza Zona seismicã

Magnitudinea

Zona seisimicã

Produs Magnitudinea

Data

Oc. Indian

5,9

Sumatra

5,3

1.II

Oc. Pacific

5,8

Ile. Mariane

6,6

3.II

Japonia

5,8

Honshu

5,4

3.II

M. Mediterana

3,6

Estul M. Mediterane

3,7

3.II

Turcia

4,1

Turcia

3,1

5.II

M. Egee

4,1

M. Egee

3,2

5.II

Oc. Pacific

6,9

Ile. Mariane

5,3

7.II

Oc. Pacific

6,9

Estul Honshu

5,2

7.II

Kazakhstan

4,2

Kazakhstanul Central

3,5

9.II

Oc. Pacific

6,6

Ile. Bonin

6,3

9.II

Turcia

3,9

Turcia

3,4

9.II

Oc. Pacific

7,2

Ile. Loyality

6,4

10.II

58

Prognoza Zona seismicã

Magnitudinea Zona seisimicã

Produs Magnitudinea

Data

Grecia

3,6

Sudul Greciei

3

10.II

Oc. Pacific

7,1

Hokkaido

5

11.II

Grecia

3,6

Grecia

4,1

11.II

Turcia

3,6

Turcia

3,6

11.II

Oc. Pacific

6,9

Indonezia

5,9

12.II

M. Egee

3,5

M. Egee

2,8

12.II

Oc. Pacific

6,2

Vanuatu

5,4

13.II

Kamchatka

6,1

Lacul Baikal

3,6

13.II

Xingjiang

6,1

14.II

China

5

Turcia

3,5

Turcia

3,6

14.II

Turcia

4,3

Turcia

3,4

15.II

6,9

Hindu Kush

3,9

15.II

3,9

Turcia

3,4

16.II

Kazakhstan/Uzbekistan

5,5

Kazakhstan

3,2

16.II

Kazakhstan/Uzbekistan

5,5

Kyrgyzstan

3,4

16.II

Indonezia

7,2

Indonezia

6

16.II

Turcia

3,7

Turcia

3,2

17.II

Turcia

3,7

Creta

4,3

17.II

Oc. Pacific

7,2

Filipine

5,3

19.II

Indonezia

6,9

Nordul Sumatrei

5,4

20.II

Turcia

4,1

Turcia

3,2

20.II

M. Egee

4,1

Creta

4,7

20.II

Turcia

6,1

Creta

4,3

23.II

Turcia

6,1

Turcia

3,7

23.II

Turcia

3,9

Turcia

3,5

24.II

Grecia

3,9

Dodecanez

3,5

24.II

Fiji

6,9

Ile. Nicobar

5,6

24.II

Sumatra

5,5

Sumatra

5,3

24.II

Kazakhstan/Uzbekistan Turcia

Iran

5

Vestul Iranului

5,1

24.II

Iran

5

Iranul Central

4,8

24.II

Turkmenistan

5

Tajikistan

6,1

24.II

7,6

Nordul Sumatrei

6,7

25.II

4,9

Afganistan/Tajikistan

5,3

1.III

Fiji Kazakhstan/Kyrgyzstan

(Date dupã http://www.fotonsas.ro/evaluar_seisme_europa_asia.htm )

59

&

+

Negre acumuleazã energii în tendinþa lor de subducþie spre „rãdãcinile” Carpaþilor, pe planul de afundare Benioff Periodic, aceste energii se descarcã provocând vibraþii ale scoarþei terestre. O parte a energiei cinetice eliberate din focarul Vrancea este transportatã pe planuri de falii. Se poate admite cã la cutremurul din 4 martie 1977, energia a fost „transportatã pe planuri de falii în Depresiunea Loviºte-Brezoi, unde a constituit un focar nou, efemer, care a afectat oraºele Râmnicu Vâlcea ºi Craiova, situate la sud, având legãturi prin fracturi crustafe cu depresiunea amintit㔠(N. Lupei, 1979, p. 235). O sintezã a cutremurelor din România a fost fãcutã pentru prima datã de I. Atanasiu (1961). Acesta prezintã ºi o clasificare dupã numãrul ºocurilor puternice ºi dupã poziþia focarelor. „Cutremurele monokinetice” se caracterizeazã printr-o zguduire puternicã principalã: – cutremure moldavice, datorate epicentrului Vrancea, cu hipocentrul între 110 ºi 150 km; – cutremure transilvanice, cu focare între Mureº ºi Târnava Mare (anii 1880, 1940); – cutremure prebalcanice, cu focare în Bulgaria dar care afecteazã ºi teritoriul României; – cutremure banatice, arealele Vinga, Periam, canalul Bega. „Cutremurele polikinetice” se caracterizeazã prin mai multe zguduiri: – cutremure danubiene, pe linia Vârºeþ (Iugoslavia)-Moldova Nouã; – cutremure fãgãrãºene, pe o direcþie oblicã pe Munþii Fãgãraº (în anii 1832, 1916, 1932); – cutremure pontice, pe o linie paralelã cu þãrmul Mãrii Negre (în anul 100 î.Ch. a fost distrusã cetatea Bisone-Cavama; 1901, de gradul 10 în scara Mercalli, distrugeri în sate din regiunea Cavama-Bulgaria). Cutremurele din Banat sunt legate de faliile soclului cristalin ce-l delimiteazã în blocuri a cãror reechilibrare se realizeazã prin acumularea unor energii care se elibereazã brusc dând naºtere la miºcãri ale scoarþei terestre. În perioada 1991–1992 s-au înregistrat seisme cu focare la sub 10 km: 12 iulie 1991, ora 13:30 - Banloc, Olbºeniþa – 5,5 M; 15 august 1991 – Voiteg – 3,8 M (cu fenomene luminoase); 2 decembrie 1991, ora 10:49 – Voiteg – 5,7 M; 2 martie 1992, ora 22:33 – Maºloc-Fibiº – 4,5 MD. Cutremurele de pe teritoriul þãrii noastre au fost consemnate în documente ºi cronici din secolul IV. Ulterior, literatura de specialitate prezintã pe cele mai dezastruoase (tabelul 2.2.): – 1472, mari pagube mãnãstirii Neamþ; – 1677, prãbuºirea bisericii Bãrãþia din Bucureºti, – 1683, 9 august, s-a prãbuºit tumul mare al cetãþii Suceava; – 1740, înregistrat la laºi, însoþit de zgomote subterane, de fisuri ale solului ºi de þâºniri ale apei; – 1790, în Banat, destul de puternic, s-au dãrâmat multe case; – 1802, 26 octombrie, s-a manifestat la Bucureºti prin þâºniri de apã ºi gaze, prin ondulaþii ale solului; s-au prãbuºit multe case ºi Tumul Colþei; 60

– 1829, un cutremur similar celui din 1802; – 1838, 11 ianuarie, similar cutremurelor din 1802, 1829, însoþit ºi de fenomene luminoase; – 1894, 31 august, epicentrul în zona Galaþi-Focºani, resimþit în toatã Moldova ºi Muntenia; – 1912, 12 mai, epicentrul în Vrancea, zgomote subterane, a reactivat falii din Muntenia ºi Moldova; – 1913, 1 iunie, epicentrul în Bulgaria, s-a simþit în Dobrogea ºi în partea de sud a Munteniei; – 1916, iarna, epicentrul în Munþii Fãgãraº, gradul VIII în scara Mercalli; s-au simþit zguduiri timp de mai multe luni (pe versantul sudic în bazinul Argeºului), în unele zile s-au produs 5–6 zguduiri; – 1940, 10/11 noiembrie, epicentrul în Vrancea, intensitatea VIII-IX pe suprafaþa dinspre Olt, Dunãre ºi Iaºi ºi maxime rãzleþe de X în scara Mercalli la Lopãtari, Neculele, Petreºti, Focºani, Panciu, Târgu Bujor. La Bucureºti magnitudinea a fost de gradul 7,6 în scara Richter, iar în regiunea Vrancea de gradul 8. Hipocentrul a fost la cel puþin 150 km adâncime. Harta seismicã a României aratã o dispunere aproape egalã la nord ºi sud de epicentru, izoseistele fiind mai dese spre Carpaþi ºi mai distanþate în Câmpia Românã ºi Moldova (roci mai puþin dure) (figura 2.14);

Figura 2.14. Harta seismicã a României (dupã Ciocârdel ºi colab., 1965)

– 1977, 4 martie, epicentrul în Vrancea, hipocentrul la 110 km adâncime, magnitudine 7,2 în scara Richter la Bucureºti. Harta seismicã aratã o expunere mai mare a pãrþii de sud ºi de sud-vest a României, faþã de cutremurul din 1940. În concluzie, harta riscului seismic pune în evidenþã faptul cã întregul teritoriu al þãrii este expus la cutremure cu magnitudine mai mare de gradul 6 în scara Richter (figura 2.15). 61

& Riscul la seisme în România

+ Figura 2.15. Harta seismicã a României dupã cutremurul din 4 martie 1977 Tabelul 2.2 Seisme ≥ 7° Richter, manifestate în Vrancea în perioada 1000–2000 (dupã Cãescu, 2001) DATA

ORA

MAGNITUDINEA

15 august 1038

3,00

7,0

01 aprilie 1170

-

7,0

13 februarie 1196

7,00

7,3

10 mai 1230

7,00

7,1

1327

-

7,0

10 octombrie 1446

4,00

7,3

29 august 1471

10,00

7,3

24 noiembrie 1516

12,00

7,3

30 aprilie 1590

-

7,0

10 august 1590

20,00

7,0

08 noiembrie 1620

13,00 – 14,00

7,3

09 august 1679

1,00

7,3

11 iunie 1738

10,00 – 11,00

7,5

05 aprilie 1740

18,00 – 19,00

7,0

26 octombrie 1802

10,55

7,7

26 noiembrie 1829

1,40

7,0

18,45

7,3

1,39

7,4

04 martie 1977

21,21

7,2

31 august 1986

21,30

7,0

23 ianuarie 1838 10 noiembrie 1940

2.2.7. Aspecte ale predicþiei cutremurelor Predicþia cutremurelor presupune precizarea timpului, locului ºi magnitudinii viitorului cutremur. Pentru construcþii, sunt importante ºi prevederea 62

caracteristicilor miºcãrii terenului, precum ºi durata ºocului seismic în anumite regiuni. Cercetãrile privind predicþia cutremurelor dateazã de la începutul acestui secol (A. Imamura, B.B. Galiþin, H.F. Reid), unele rezultate obþinându-se abia în ultimele douã-trei decenii. Cercetãrile asupra prevederii cutremurelor au caracter interdisciplinar ºi sunt de naturã geologicã, geofizicã, geochimicã, biologicã, geomorfologicã. Unele cercetãri vizeazã fenomene care anunþã un seism într-un viitor apropiat, altele, fenomene care indicã iminenþa seismului la intervale scurte de timp (o zi, o orã, câteva minute). În prima categorie se înscriu fenomenele legate de cauzele seismelor, cum sunt: modificãri ale proprietãþilor fizico-mecanice ale rocilor anterioare rupturilor majore din litosferã; starea de stress din hipocentru care induce perturbãri ale presiunii ºi echilibrului fizic al unor zãcãminte de petrol sau gaze, ºi care modificã compoziþia chimicã ºi concentraþia gazelor dizolvate în apa subteranã; scãderea anualã, într-un timp îndelungat, a energiei seismice dintr-o arie epicentralã sau creºterea frecvenþei seismelor dupã un timp îndelungat fãrã seisme importante (teoria „lacunei seismice”). În a doua categorie se înscriu fenomenele ce vizeazã iminenþa unui seism, ca fenomene mareice însoþite de modificãri rapide ale magnetismului terestru ºi ale câmpului electric din roci ºi din atmosferã, modificãri ale vitezelor undelor prime ºi secunde ale microsistemelor, starea generalã de agitaþie a animalelor. Din perspectiva riscului seismic intereseazã nu atât metodele, mijloacele sau procedeele de previziune utilizate de oamenii de ºtiinþã, cât alarma sau informarea populaþiei asupra iminentului seism. Dificultatea rezidã ºi în caracterul „probabil” al predicþiei, alarma falsã putând provoca perturbãri economice ºi sociale. 2.2.8. Mãsuri de autoprotecþie a populaþiei Un rol important în reducerea riscului seismic îl are proiectarea construcþiilor ºi instruirea populaþiei cu privire la comportarea în situaþii critice atât în familie ºi în colectiv, cât ºi în casã ºi pe stradã. Cunoaºterea unor mãsuri simple de autoprotecþie diminueazã numãrul de victime. Prezentãm în continuare aceste mãsuri (dupã N. Mândrescu, 1991, p. 102–105) din dorinþa de a le face cunoscute nu numai studenþilor, ci ºi altor cititori, þinându-se cont de riscul mare la seisme pe care îl are întreaga suprafaþã a României. Înainte de cutremur. Se va avea grijã ca discuþiile purtate cu membrii familiei sau în cercul prietenilor cu privire la cutremure ºi la efectul acestora sã fie calme; nu se vor relata întâmplãri tragice petrecute în timpul unor cutremure anterioare. Este recomandabil a se stabili un loc anume, cunoscut de toþi membrii familiei, în care se vor afla: o trusã de prim ajutor, un aparat de radio cu baterii, o lanternã, o rezervã de mâncare, de preferinþã conservatã sau semipreparatã, aflatã într-o stare cât mai apropiatã de cea în care poate fi consumatã, o rezervã de apã potabilã. Dacã spaþiul permite pot fi depozitate pãturi ºi îmbrãcãminte cãlduroasã. 63

&

+

Fiecare membru al familiei trebuie sã cunoascã tehnica acordãrii primului ajutor. Aceasta va face posibilã atât salvarea unor accidentaþi uºor, cât ºi economisirea timpului personalului medical solicitat de cazuri mult mai grave. Toþi membrii familiei trebuie sã cunoascã locul ºi modul de manevrare a robinetelor de alimentare cu apã, gaze, precum ºi locul tabloului electric pentru a putea fi acþionate, respectiv întrerupte la nevoie. Obiectele grele nu vor fi pãstrate pe etajere înalte, iar piesele de mobilier sau alte obiecte masive care se pot rãsturna în timpul cutremurului vor fi ancorate. Este bine a se stabili un punct de adunare a membrilor familiei pentru a se ºti imediat dacã cineva a rãmas izolat ºi eventual are nevoie de ajutor. În timpul cutremurului cel mai important lucru îl reprezintã pãstrarea calmului. Panica vã poate expune unor riscuri atât pe dumneavoastrã cât ºi pe cei din jurul dumneavoastrã. Încercaþi sã liniºtiþi pe cei din jur ºi gândiþi-vã tot timpul la consecinþele fiecãrei acþiuni pe care o veþi întreprinde. Dacã vã aflaþi în interiorul locuinþei este mai bine sã rãmâneþi acolo. Aºezaþi-vã în dreptul uºilor dintre camere, lângã pereþi sau într-unul din colþurile camerei în care vã aflaþi. Staþi departe de ferestre, oglinzi ºi coºuri de fum. încurajaþi pe alþii sã vã urmeze exemplul. Urmãriþi atent obiectele care ar putea cãdea de pe etajere sau bibliotecã. În cazul clãdirilor cu mai multe etaje evitaþi utilizarea lifturilor ºi nu alergaþi pentru a ieºi din clãdire, deoarece scãrile se pot rupe, prãbuºindu-se cu oameni cu tot. Dacã aþi rãmas blocat în locuinþã, deschideþi aparatul de radio ºi lãsaþi-1 sã funcþioneze, iar dacã vã aflaþi în afara clãdirilor pãstraþi o distanþã rezonabilã pânã la stâlpii de susþinere a conductorilor electrici sau de telegraf, balcoane, corniºe sau alte ornamente exterioare ale clãdirilor, care în timpul cutremurului pot deveni adevãrate „proiectile”. Nu alergaþi pe strãzi. Dacã este posibil, deplasaþi-vã spre parcuri sau alte terenuri neconstruite. Nu atingeþi stâlpii sau conductorii electrici cãzuþi la pãmânt. În interiorul camerelor nu utilizaþi chibrituri, lumânãri sau alte surse de luminã cu flacãrã deschisã înainte de a vã convinge cã nu sunt scurgeri de gaze. Dacã vã aflaþi la teatru, cinematograf sau magazine mari, cu ieºiri limitate, este deosebit de important sã vã pãstraþi calmul. Nu vã precipitaþi spre ieºire, deoarece sute de persoane vor avea aceeaºi intenþie. Dacã trebuie sã pãrãsiþi clãdirea alegeþi ieºirea cu cea mai mare grijã posibilã. Panica în asemenea împrejurãri poate provoca mai multe victime decât ºocul seismic. Acelaºi calm trebuie pãstrat ºi de persoanele care ar putea rãmâne blocate sub dãrâmãturi. Este recomandabil în astfel de situaþii a se semnala prezenþa prin lovituri în þevi sau în grinzi care pot fi auzite de la distanþe foarte mari. Dacã vã aflaþi într-un autoturism în miºcare, opriþi ºi rãmâneþi în interiorul acestuia pânã la încetarea miºcãrii terenului. Dacã sunteþi în autobuz, rãmâneþi pe loc pânã ce ºoferul opreºte autobuzul. Dupã cutremur, când vibraþiile au încetat, verificaþi dacã în apropierea dumneavoastrã se aflã cineva care are nevoie de ajutor. Acordaþi primul ajutor; persoanele rãnite grav vor fi aºezate confortabil acolo unde se gãsesc pânã la sosirea echipelor de salvare. Se vor controla instalaþiile de apã, gaz ºi electricitate. Coºurile de fum se vor controla pe întreaga lungime, pentru 64

a se constata dacã sunt fisurate sau crãpate; uneori degradãri aparent neînsemnate au favorizat declanºarea unor incendii devastatoare. Nu se vor aprinde chibrituri ºi nu vor fi acþionate comutatoare electrice înainte de a verifica prezenþa gazelor. Nu se va utiliza toaleta pânã nu aveþi convingerea cã toate conductele de alimentare cu apã precum ºi canalizarea sunt intacte. Se va utiliza rezerva de apã, cuburi de gheaþã din frigider, conserve, fructe ºi legume. Se va consuma în primul rând mâncare proaspãtã ºi uºor perisabilã ºi apoi conservele. Nu se va gãti în spaþii închise decât dupã examinarea conductelor de gaz ºi a coºurilor de fum. Folosiþi grãtare sau faceþi foc în zone deschise. Nu se va folosi apa din reþeaua de alimentare decât dupã ce autoritãþile au avizat acest lucru, deoarece prin spargerea unor conducte apa s-ar putea contamina. Nu se va folosi telefonul decât în situaþia în care solicitaþi ajutor. Se vor scoate de pe carosabil autoturismele proprii, pentru a uºura accesul maºinilor de intervenþie ale pompierilor sau alte mijloace de transport angajate în îndepãrtarea molozului. Adesea cutremurele puternice sunt urmate de postºocuri care pot fi la fel de severe sau chiar mai puternice decât miºcarea iniþialã. De aceea, dupã ce aþi întrerupt gazul, apa ºi curentul electric va veþi deplasa în ordine spre zonele deschise (parcuri, grãdini, stadioane) cele mai apropiate. Fiþi receptivi la solicitãrile de ajutor care pot veni fie din partea organelor de ordine, a pompierilor, a membrilor gãrzilor de apãrare civilã sau organizaþiilor sanitare, dar nu pãtrundeþi în ariile devastate pânã când nu vi s-a cerut acest lucru. Nu rãspândiþi zvonuri. Acestea au efecte deosebit de grave în situaþii de dezastru. Analize recente au arãtat cã cei mai vulnerabili în caz de cutremur sunt copii între 4 ºi 14 ani care nu sunt nici suficient de puternici din punct de vedere fizic ºi nici destul de maturi pentru a înþelege riscurile secundare cum sunt incendiile, exploziile, prãbuºirea unor elemente ale construcþiilor, la care se pot expune. De asemenea handicapaþii ºi bãtrânii sunt la fel de expuºi. Acestor categorii de persoane li se va acorda o atenþie deosebitã”.

&

2.3. Impactul asupra populaþiei – exemple Ciudad de Mexico. La 19 septembrie 1985, a avut loc un puternic cutremur marin, cu magnitudinea de 8,1 pe scala Richter, în estul Oceanului Pacific, în faþa litoralului vestic al Mexicului. Placa Pacifica se subduce sub placa Caraibelor, în adâncime, iar din timp în timp se produc cutremure. Capitala Ciudad de Mexico, situatã la 400 km de centrul seismic submarin, a fost grav afectatã de acest cutremur (s-au prãbuºit clãdiri, au izbucnit incendii, au murit 20.000 de persoane). în ziua urmãtoare a avut loc din nou un soc violent cu o magnitudine de 7,5 pe scala Richter. Factorii determinanþi pentru acest dezastru au fost tipul de subsol, densitatea construcþiilor ºi amplitudinea locala a undelor seismice (oraºul este construit pe sedimentele lacului Texcoco, în prezent secat, astfel încât la un cutremur oraºul îºi pierde soliditatea brusc). Iran ºi Turcia. În 24 noiembrie 1976 s-a produs o noua catastrofa seismicã, în zona Asiei de Sud-Vest, în Turcia ºi Iran. Epicentrul s-a aflat în zona orãºelului Muradiye din estul Turciei ºi a provocat moartea a aproximativ 5.000 de oameni. Evenimentul a fost cu atât mai dramatic cu cat era o iarna 65

Riscul la seism

+

Tabelul 2.3. Seisme cu magnitudinea > 5° Richter produse in zonele seismice active din Europa ºi Asia Data

Ora

Magnitudinea

26/12/2004

00:58

8.9

Sumatera (placa tectonica Indo-Australianã)

04:21

7.3

Insulele Nicobar (placã tectonicã IndoAustraliana)

18:43

5.5

India – Bangladesh

13:20

5.7

Insulele Ryukyu

13:58

5.1

Estul Insulei Honshu

13:29

5.2

Estul Insulei Honshu

09:40

5.3

Japonia

01:12

5.3

Insulele Kurile

20:13

5.3

Estul Insulei Honshu

02/01/2005

00:24

5.3

Zona Baikal, Rusia

03/01/2005

18:51

5.5

Insulele Kurile

19:59

5.4

Insulele Kurile

07/01/2005

23:19

5.5

Insulele Fiji

08/01/2005

18:45

5.8

Insulele Sandwich

09/01/2005

22:12

6.1

Indonezia

10/01/2005

23:48

5.1

Dodecanese

11/01/2005

04:35

5.0

Dodecanese

12/01/2005

23:11

5.9

Andreanof

13/01/2005

17:36

5.5

Alaska

18/01/2005

14:09

6.3

Hokkaido

15:30

5.3

Hindu Kush

06:11

6.8

Zona de coasta a Insulei Honshu

06:28

5.3

Kirghizistan

21:37

5.2

Kamceatka

02:59

5.8

Insulele Kurile

14:16

5.4

Japonia

16:47

5.8

Indonezia

23/01/2005

22:36

5.8

Estul Marii Mediterane

25/012005

08:07

5.0

Granita Iran-Irak

11:39

5.1

Granita Iran-Irak

16:44

5.4

Turcia

03:56

5.2

Insula Bonin (distanþa epicentralã 9600 km faþã

29/12/2004

30/12/2004

31/12/2005

19/01/2005

20/01/2005

27/01/2005

Zona

de Bucureºti)

66

Continuare – Tabelul 2.3. 19:09

5.0

Insula Macquarie

27/01/2001

20:09

5.8

Indonezia

28/01/2005

06:06

5.7

Insulele Nicobar

15:46

6.2

Ecuador

29/01/2005

03:38

5.6

Insulele Nicobar

30/01/2005

03:44

5.7

Nicobar

01/02/2005

02:49

5.7

Sumatera

02/02/2005

06:28

5.7

Noua Guinee

09:00

5.3

Sumatera

04/02/2005

18:34

5.4

Honshu, Japonia

05/02/2005

03:34

6.6

Insulele Mariane

07/02/2005

18:41

5.3

Insulele Mariane

20:02

5.6

Noua Irlanda

02:29

5.2

Estul Insulei Honshu

14:48

6.8

Insulele Vanuatu

09/02/2005

18:46

6.3

Insula Bonin (limita plãcii tectonice Filipineze)

10/02/2005

16:53

6.4

Insulel Loyalty

12/20/2005

02:30

5.0

Hokkaido, Japonia

17:40

5.6

Insulele Volcano (distanþa epicentralã faþã de Bucureºti = 9.900 km)

13/02/2005

01:22

5.9

Indonezia

14/02/2005

18:55

5.4

Insulele Vanuatu

23:38

6.1

Kirghizistan – Xinjiang (China)

16/02/2005

20:27

6.5

Tristan

17/02/2005

05:31

6.0

Indonezia

19/02/2005

00:04

6.5

Indonezia

20/02/2005

11:43

5.3

Insulele Andaman

05:08

5.3

Arhipelagul Filipine

21/02/2005

06:10

5.4

Nordul Insulei Sumatera

22/02/2005

02:25

6.3

Iran

03:20

6.1

Arhipelagul Filipine

23:14

5.9

Australia

24/02/2005

07:35

5.6

Sumatera

25/02/2005

13:31

5.6

Insulele Nicobar

20:40

5.3

Sumatera

23:04

6.1

Tadjikistan

08/02/2005

67

&

+

Continuare – Tabelul 2.3. 26/02/2005

12:56

6.7

Nordul Insulei Sumatera

14:25

5.2

Insulele Nicobar

27/02/2005

01:38

5.1

Iranul de Vest

27/02/2005

04:53

5.3

Insulele Fiji

28/02/2005

01:24

5.9

Sudul Pacificului de Est

01/03/2005

07:24

5.3

Chile – zona Centrala

02/03/2005

02:21

5.3

Afghanistan - Tadjikistan

10:42

7.1

Marea Banda

17:10

5.0

Nordul Insulei Sumatera

16:53

5.0

Sudul Iranului

11;39

5.2

Sudul Arhipelagului Aleutine

19:05

6.1

Talaud, Indonezia

05:21

6.3

Zemlya

04:40

5.5

Insulele Solomon

25/03/2005

-

6.0

Sudul Iranului

08/10/2005

-

7.6

Pakistan (87.000 de morþi, 100.000 de raniti ºi

03/03/2005

04/03/2005

06/03/2005

3,5 milioane de persoane fara locuinþe) -

5.7

Turcia

-

5.9

Turcia

15/10/2005

-

7

16/10/2005

-

5.1

17/10/2005

-

5.7 ºi 5.9

12/01/2006

-

5.1

31/03/2006

04:47

6

Taipei – Taiwan Tokio ºi împrejurimile capitalei, Japonia Marea Egee în largul coastelor vestice ale Turciei Pakistan – Muntii Hindu Kush Vestul Iranului – lanþul muntos Zagros (66 morþi, 1200 rãniþi)

-

4.7

Vestul Iranului

-

5.1

Vestul Iranului

18/09/2006

-

6.2

Indonezia

08/10/2006

-

5.9

Insula Sumatra

Dupã datele preluate de pe: http:// www. fotonsas.ro /evaluare_seisme_europa_asia.htm

68

Tabelul 2.4. Seisme cu magnitudinea > 5° Richter produse în zona Vrancea (1977-2002) Data

Ora

Adâncimea H (km)

Magnitudinea

04/03/1977

19:22

83.6

7.5

02/10/1978

20:28

154

5.1

31/05/1979

07:20

114

5.2

11/11/1979

15:36

142

5.2

01/08/1985

14:35

102

5.2

21/02/1986

05:39

25

5.4

30/08/1986

21:28

140

7.1

07/12/1986

14:17

15

5.6

30/05/1990

10:40

75

7

31/05/1990

00:17

88

6.3

12/07/1991

10:42

15

5.6

18/07/1991

11:56

18

5.6

19/07/1990

01:27

15

5.1

02/12/1991

08:49

15

5.5

13/03/1998

13:14

151

5.2

28/04/1999

08:47

143

5.4

30/04/1999

03:30

10G

5.0

06/04/2000

00:12

150

5.4

24/05/2001

17:35

150

5.3

22/01/2002

04:57

-

5.1

25/01/2002

10:07

128

4.8

16/03/2002

22:39

146

4.9

30/11/2002

08:15

160

5

Dupã datele preluate de pe: http:// www.fotonsas.ro/Cutremure % 20 înregistrate % 20 în % 20 Romania.htm

69

&

+

Tabelul 2.5. Statistica evenimentelor seismice inregistrate în România în perioada 2000-2002 An

Luna

2000

Apr.

06 apr. 03:14

2000

Oct.

14 oct. 17:40

2001

Jan.

1

2001

Feb.

10

2001

Mart.

26

2001

Apr.

24

2001

May

27

20 Mai 07:02

2001

Jun.

13

24 Mai 20:36

2001

Jul.

20

2001

Aug.

7

2001

Sept.

17

2001

Oct.

30

2001

Nov.

22

2001

Dec.

14

Total ev. înregistrate în anul 2001 2002

Nr. evenimente inregistrate

Cutremure alarmante

04 Mart. 17:39

17 Oct. 16:01

211 Jan.

15

22 Ian. 06:57

2002

Feb.

28

03 Feb. 09:12

2002

Mart.

42

03 Mart. 14:14

2002

Apr.

57

17 Mart. 00:39

2002

May

60

03 Mai 21:32

2002

Jun.

70

29 Iun. 14:17

2002

Jul.

35

2002

Aug.

43

2002

Sept.

57

2002

Oct.

91

2002

Nov.

68

03 Nov. 22:30 30 Nov. 10:16

2002

Dec.

46

30 Dec. 17:41

25 Ian 12:07

Total ev. înregistrate în anul 2002

03 Aug. 15:40

612

Date preluate de pe: http:// www.fotonsas.ro Statistica %20 Evenimente % 20 Seismice.htm

70

M aMagnitudinea gn i tu di n e a eestimatã stima ta ºisiprodusã pro du sa a a lunii c ucutremurelor tremu re lor vvrâncene râ n c en eînînprima primaparte p artea a lu n ii februarie 2005 fe bru arie 20 05

mag. (°R ichter)

5 4 3 2 1 0 1 II

3 II

11 II

12 II

13 II

14 II

16 II

200 5

M agnitudinea estimata

Magnitudinea produsa

Figura 2.16.

geroasã, cu temperaturi de pânã la –18° ºi furtuni de zãpadã. Acþiunile de salvare ºi aprovizionare a regiunii au fost îngreunate de ºoselele devenite impracticabile în urma declanºãrii ºi activãrii alunecãrilor de teren. China. Lacul de acumulare Xinfeng se afla situat la circa 170 km nordest de oraºul Guangzhou, din sudul Chinei, ºi este împrejmuit de un baraj înalt de 105 m cu o lungime de 440 m. Dupã umplerea lacului de acumulare, în 1959 a început o serie de cutremure, al cãror numãr a înregistrat 250.000 în 1972. Ca urmare a acumulãrii apei într-o falie, a pãtruns apa, iar rezistenþa la fiecare s-a redus ºi tensiunile elastice acumulate în rocã s-au putut elibera.

Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare o 1. Care sunt regiunile de pe glob cu risc mare la vulcani ºi cutremure? o 2. Explicaþi cauzele acestei repartiþii. o 3. Care sunt fenomenele vulcanice cele mai periculoase pentru societate ºi de ce? o 4. Pe baza hãrþilor seismice întocmiþi harta expunerii la risc seismic a teritoriului României ºi arãtaþi cauzele. o 5. Care sunt fenomenele seismice cele mai periculoase? o 6. Cum se pot diminua efectele negative asupra populaþiei, economiei ºi mediului ale vulcanilor ºi cutremurelor? o 7. Care sunt cele mai dezastruoase fenomene vulcanice ºi seismice din ultimii cinci ani? – informaþii de pe INTERNET. 71

&

+

Test de autoevaluare 1. Descrieþi harta seismicã a României (fig. 2.15). Arãtaþi riscul la seisme în diferite unitãþi mari de relief ºi explicaþi cauza. 2. Explicaþi fig. 2.13, ce concluzii se pot trage?

72

& Tema III Hazarde ºi riscuri geomorfologice Obiective

Tema îºi propune: ð Sã defineascã conþinutul hazardelor ºi riscurilor geomorfologice; ð Sã descrie dinamica hazardelor geomorfologice; ð Sã arate impactul hazardelor geomorfologice asupra populaþiei; ð Sã exemplifice riscul produs în diferite areale în timp istoric.

73

+

74

3.

HAZARDE ªI RISCURI GEOMORFOLOGICE

&

Prezentarea fenomenelor de risc geomorfic (geomorfologice) cu cele de degradare a solurilor (puþin forþat le putem spune riscuri pedologice) este justificatã de relaþia de interdependenþã care existã între aceste fenomene. De altfel, majoritatea fenomenelor geomorfice vizeazã ºi calitatea solului. În sens restrâns, fenomene strict geomorfice de risc sunt doar acelea care se referã la modificãrile formei de relief. De exemplu, eroziunea hidricã pe versanþi care degradeazã solul este în egalã mãsurã un hazard geomorfic ºi pedologic, iar sãrãturarea solului depinde ºi de caracteristicile reliefului.

Probleme generale – definiþii ºi clasificare, categorii ºi tipuri de degradãri Degradãrile de teren sunt modificãri negative ale proprietãþilor fizice ºi chimice ale solurilor ºi maselor litologice (rocile din substrat, depozite de cuverturã), ale caracterelor dimensionale ºi de formã ale reliefului datoritã unor procese geomorfologice ºi pedologice, având drept consecinþã diminuarea sau suprimarea temporarã sau definitivã a posibilitãþilor de utilizare optimã a fondului funciar (Florea, 2003). Degradãrile de teren sunt generate de douã categorii de procese fizico-geografice actuale: – procese geomorfologice (procese de alterare, procese gravitaþionale, procese hidrice etc.); – procese pedologice (gleizare, pseudogleizare, podzolire excesivã). Degradarea solurilor este un proces vechi, apãrut odatã cu agricultura. Extinderea ºi impactul degradãrii solurilor asupra mediului ambiant ºi asupra societãþii umane sunt în prezent alarmante. Efectele degradãrii solurilor se resimt în diminuarea capacitãþii de producþie a ecosistemelor, în perturbarea circuitelor biogeochimice ale carbonului, azotului, sulfului ºi altor elemente chimice. Se ºtie cã civilizaþii înfloritoare s-au dezvoltat pe teritorii cu soluri fertile în India, Mesopotamia, Egipt., America Centralã. Din momentul în care solurile s-au degradat ºi le-a scãzut fertilitatea, populaþiile s-au strãmutat sau civilizaþiile au pierit. Pânã în prezent circa 2 miliarde de ha de teren, cândva fertile, au devenit neproductive prin degradarea solurilor. Rata curentã de degradare a terenurilor este de 5–7 milioane ha/an (Florea, 2003). Consecinþa acestui ritm alarmant va conduce la dezechilibre ºi degradãri ale 75

Procesele geomorfologice ºi degradarea terenurilor

+

mediului ambiant, la deteriorarea bazei de existenþã a omenirii ºi a resurselor ei de hranã, la subminarea dezvoltãrii economice în ansamblul ei. Considerate în planul general al modelãrii reliefului procesele de modelare a reliefului ºi solului sunt absolut normale. Raportate la activitatea societãþii de folosire a terenurilor ele exercitã acþiuni destructive devenind astfel procese de degradare a terenurilor. Aceste procese degradeazã terenurile fie în condiþii naturale de evoluþie (procese cu manifestare energicã continuã sau sezonier㠖 procesele crionivale; procese care capãtã intensitate excesivã doar accidental – procese torenþiale), dar cel mai adesea datoritã intervenþiei omului. Existã douã mari tipuri de degradãri: – degradãri naturale – degradãri antropice De cele mai multe ori procesele naturale de degradare a terenurilor sunt generate de activitãþile necorespunzãtoare ale omului (defriºãri, agrotehnicã inadecvatã a terenurilor în pantã, exploatarea improprie a terenurilor).

3.1. Fenomene de risc geomorfic* 3.1.1. Definiþie ºi clasificare Riscul geomorfic reprezintã ansamblul de ameninþãri datorate proceselor care conduc la modificarea caracteristicilor suprafeþei terestre (a formelor de relief) ºi care au impact negativ asupra populaþiei, procese exprimate calitativ ºi cantitativ. Existã deci un risc geomorfic în naturã, ºi un risc pentru societate. Ambele pot afecta populaþia în diferite grade atât direct cât ºi indirect prin dereglãrile induse mediului de subzistenþã. Procesele geomorfologice cu impact negativ asupra populaþiei ºi mediului pot fi clasificate dupã mai multe criterii. Existã totuºi douã mari tipuri de procese, ºi anume procese de versant ºi procese de albie, la care se adaugã ºi alte tipuri „speciale” (eoliene, litorale, glaciare). Acestea din urmã întrã în parte în vederea proceselor provocate de fenomenele atmosferice sau chiar hidrologice. De aceea fenomene strict geomorfice de risc sunt cele care induc modificãri în formele de relief ºi au impact asupra populaþiei. Din aceastã perspectivã, procesele de versant se pot grupa în procese gravitaþionale (de deplasare a maselor pe versant sub impusul gravitaþiei) ºi procese hidrice de versant (procese în care pe lângã gravitaþie intervine ºi apa). Ambele tipuri de procese influenþeazã ºi calitatea solului. La acestea se adaugã meteorizaþia. În literatura de specialitate geomorfologicã ºi geologicã, în funcþie de criteriul utilizat, sunt definite mai multe tipuri de deplasare a maselor ºi, implicit, mai multe tipuri de procese, cunoscute ºi sub denumirea de procese gravitaþionale, întrucât sunt supuse forþei de gravitaþie (figura 3.1). * Dupã Grecu, Palmentala (2003), Geomorfologie dinamicã, cu modificãri.

76

Alunecare de blocuri

Surpare

&

Alunecare la roci

Desprinderea stratelor

Alunecare rotaþionalã

Alunecarea deluviului

Curgerea deluviului

Fig. 3.1. Tipuri de deplasãri gravitaþionale (dupã Selby).

Îmbinând mai multe criterii, dar mai ales þinându-se cont de criteriul genetic, de complexitatea mecanismelor deplasãrii, procesele de deplasare a materialelor pe versanþi (inclusiv interfluvii) pot fi grupate în: – procese de deplasare prin cãdere; – procese de deplasare datoritã sufoziunii; – procese de deplasare prin tasare; – procese de deplasare prin alunecare (alunecãrile de teren); – curgerile noroiose. La acestea se adaugã alte tipuri cu caracter particular, cum sunt procesele derazionale, încovoierea capetelor de strate, nisipurile curgãtoare etc. (figura 3.2). În sens restrâns, eroziunea este doar procesul mecanic de desprindere a particulelor. În cazul solului însã, eroziunea este fenomenul de naturã mecanicã de desprindere a particulelor de material de la suprafaþa terenului, dar ºi de transportare ºi de depunere a acestora, procese care se produc aproape simultan. Ca ºi în cazul altor procese geomorfologice, intensitatea ºi ritmul eroziunii depind de caracteristicile agenþilor ºi factorilor ce conduc la declanºarea eroziunii terenurilor, de caracteristicile mediului morfogenetic (rocã, vegetaþie etc.), precum ºi de mecanismele interacþiunii lor. Eroziunea terenurilor pe versanþi, care nu se reduce doar la eroziunea profilului de sol, este produsã de: agenþi naturali, când are loc independent 77

Procesele de deplasare ºi riscul

Um

+

Curgere

ed

Râuri

Curgeri noroioase

pla De

Rostogoliri

Rapide

Creep

Panta

t

sar

Usca

e

Solifluxiune Alunecãri

Încet

Fig. 3.2. Clasificarea proceselor de deplasare a maselor pe versanþi (dupã Chorley, 1985)

de voinþa societãþii ºi nu poate fi controlatã decât prin mãsuri speciale de prevenire(eroziune naturalã, normalã); agenþi antropici (eroziune antropicã), în special prin acþiuni directe ale omului ce ar putea fi controlate, dirijate ºi care conduc de cele mai multe ori la accelerarea procesului (eroziunea acceleratã). Agenþii principali ce acþioneazã prin eroziune pe versant sunt: – apa în urmãtoarele forme în miºcare: picãtura de ploaie, pelicularã, concentratã, – gheaþa în deplasare; – apa marinã prin curenþi, valuri; – aerul prin vânt; – omul prin arat, sãpat etc. Eroziunea, corespunzãtor fiecãrui agent, este clasificatã în: – eroziune hidric㠖 pe versanþi ºi în albii; – eroziune glaciarã; – eroziune marinã; – eroziune eolianã; – eroziune antropicã. 3.1.2. Procese complexe de deplasare prin cãdere Procesele de deplasare prin cãdere sunt cunoscute ºi sub denumirea de procese gravitaþionale sau „pornituri prin cauze mecanice”. Dupã cantitatea materialului ºi modul de deplasare, se deosebesc: deplasãri individuale ºi deplasãri în masã (de mase materiale). În funcþie de caracterul miºcãrii ele pot fi bruºte ºi lente. 3.1.2.1. Rostogolirile ºi cãderile libere Rostogolirile sunt procesele de miºcare a particulelor datoritã pierderii echilibrului static ca urmare a acþiunii concomitente a trei factori – greutatea 78

masei materiale, panta ºi forþa de gravitaþie. Viteza de deplasare a materialelor este direct proporþionalã cu unghiul pantei. Desprinderea ºi miºcarea se realizeazã individual, pentru particule de diferite dimensiuni, în funcþie de factorii menþionaþi mai sus. Tipul deplasãrii este de rostogolire (figura 3.3). A

B

&

Prãbuºiri (A) ºi rostogoliri (B)

Câmp de pietre Panta grohotiºului depinde de constituienþii sãi

Con de grohotiº

Con de dejecþie

Con de avalanºe

ªisturi 29°–32° Calcare 32°–34° Granite 34°–37°

Fig. 3.3. Procese de deplasare pe versanþi ºi diferite tipuri de conuri

Rostogolirea particulelor de rocã se realizeazã astfel încât blocurile de dimensiuni mai mari se distanþeazã mai mult faþã de locul desprinderii ºi de baza versanþilor, iar cele fine, mai puþin. Se formeazã trena de grohotiº (pe versanþi cu pante relativ uniforme pe distanþe mari) ºi conurile de grohotiº sau formaþiuni de rostogolire (formations d’éboulis, slide rock). Evoluþia ulterioarã a conurilor de grohotiº se face spre atingerea unui echilibru; în acest caz sunt consolidate ºi acoperite cu o pãturã finã de materiale de dezagregare ºi solificare. Se formeazã o unitate de racord între versantul abrupt ºi partea relativ planã de la piciorul acestuia. La formarea acestor trene contribuie ºi materialele rezultate prin cãdere liberã, particulã cu particulã (de diferite dimensiuni), deprinse din pãrþile superioarã sau medie ale versantului spre baza acestuia. 3.1.2.2. Prãbuºirile ºi surpãrile Prãbuºirile sunt deplasãri brusce sub formã de cãdere a particulelor individuale cu dimensiuni mari sau a unor depozite, pe versanþi cu declivitate foarte mare (circa 90 grade) (figura 3.3). Astfel sunt: – prãbuºiri individuale când desprinderea ºi punerea în miºcare se face pentru particule de diferite dimensiuni, proces similar cãderilor libere; – prãbuºiri de mase ºi prãbuºiri de versant, când se prãbuºesc mase mari de materiale sau porþiuni de versant, termenul de prãbuºire aplicându-se acestui tip. 79

Hazardul datorat deplasãrilor gravitaþionale

+

Cauzele prãbuºirilor sunt înclinarea mare a stratelor, gradul ridicat de diaclazare ºi fisurare, adâncirea râurilor, eroziunea lateralã a râurilor sau subsãparea bazei versantului prin acþiuni antropice etc. Prãbuºirile au loc de obicei în roci puternic coezive care au fost fisurate ºi dezagregate. Existã ºi prãbuºiri pe verticalã a unor mase situate deasupra unor cavitãþi, cum sunt peºterile sau minele, cavitãþi datorate unor exploatãri subterane, a dizolvãri rocilor etc. (de exemplu, prãbuºirile de la Ocnele Mari, produse ca urmare a exploatãrii subterane a sãrii). Surpãrile se produc de obicei în roci cu coezivitate redusã, favorabile mecanismelor de întindere ºi forfecare: marne, argile, loessuri. Are loc acolo unde panta limitã a fost depãºitã de o anumitã greutate datoritã dislocãrii suportului iniþial, prin eroziunea bazei versantului. Sunt frecvente pe malurile concave ale râurilor, în sectoare de coturi ale acestora situate la baza versanþilor, în falezele marine, lacustre. În loessuri ºi depozite loessoide, surpãrile se desfãºoarã în releu ºi duc la formarea teraselor de surpare. 3.1.2.3. Avalanºele Avalanºele sunt procese gravitaþionale reprezentate de masele de zãpadã ºi gheaþã care alunecã sau se rostogolesc la vale, mãrindu-ºi în aval, volumul, greutatea ºi viteza. Numele – avaler = a coborî; se folosea ºi termenul de lavalanºã, care desemneazã curgerea în lanþ a materiei fiind din aceeaºi categorie cu lava. Termenul de avalanºã sau lavinã este folosit de oamenii de munte pentru toate miºcãrile de zãpadã sau de gheaþã de mari proporþii. Ca ºi în cazul altor deplasãri gravitaþionale existã factori potenþiali ºi factori declanºatori ai avalanºelor (Grecu, 1997). Factorii potenþiali: – acumularea zãpezii; – structura stratelor de zãpadã; – rezistenþa pãturii de zãpadã. Factorii declanºatori: – factorii potenþiali când depãºesc pragurile ce conduc dezechilibrarea maselor de zãpadã; – vântul; – trepidaþiile antropice; – cutremurele. Grosimea zãpezii proaspete este considerat factor esenþial în declanºarea avalanºelor. Dupã grosimea zãpezii se considerã cã prezintã un anumit risc pentru: – turiºti: 30–50 cm; – cãi de comunicaþie: 40–70 cm; – case: 70–100 cm; – catastrofã peste 110 cm. Momentul deplasãrii este în funcþie de valoarea precipitaþiilor ºi de structura stratului de zãpadã. Vânturile puternice însoþesc sau premerg avalanºele. Sunt ºi situaþii când nu vântul declanºeazã avalanºa. 80

Deci, riscul de avalanºã depinde de: – importanþa precipitaþiilor; – structura mantalei de zãpadã. Temperatura aerului acþioneazã indirect influenþând cãderile mari de zãpadã. Obiºnuit, nu constituie un factor al avalanºelor. Pentru avalanºe, dezechilibrul este dependent de limita de rupere a pãturii de zãpadã (figura 3.4).

ui în

m

adã Zãp

5

atã

proas

pãtã

T [kg/dm2]

p Zã

5

ad

ã

[kg/dm2] N

Fig. 3.4. Curba intrinsecã a douã tipuri de zãpadã

Rezistenþa pãturii de zãpadã este determinatã de acþiunea forþei de gravitaþie, materializatã prin unghiul de pantã. Pentru zãpadã, unghiul de frecare staticã este de circa 50°. Pentru zãpada proaspãtã însã are valori de 90°. În straturile succesive de zãpadã depuse pe un strat preexistent, tensiunea normalã ºi tensiunea de forfecare cresc proporþional, coeficientul de proporþionalitate fiind egal cu tangenta pantei: τ = σ tg α Rezultã cã o zãpadã stabilã pentru sarcini mici poate fi instabilã pentru sarcini mai mari. Zãpada pusã în miºcare se deplaseazã în funcþie de unghiul de frecare cinetic (frecare de alunecare). Pe versanþii al cãror unghi cu orizontala este cuprins între unghiul de frecare cinetic ºi unghiul de frecare static, zãpada nu curge, dar, pusã în miºcare datoritã unor cauze brutale, ea nu se mai opreºte. Pe mãsurã ce o masã de zãpadã coboarã, lucrul mecanic al greutãþii este mai mare decât lucrul mecanic al frecãrii interne. O anumitã cantitate de energie eliberatã rupe coeziunea zãpezii ºi pune în miºcare particulele învecinate. Astfel încât masa de zãpadã care coboarã este din ce în ce mai mare în aval, producându-se o avalanºã. 81

&

+

Tipuri de avalanºe Existã mai multe tipuri de avalanºe, în funcþie de criteriul folosit. 1. Dupã grosimea stratului de zãpadã antrenatã în miºcare: – avalanºe de suprafaþã; – avalanºe de adâncime. 2. Dupã calitatea zãpezii: – avalanºe cu zãpadã prãfoasã (pudroasã) proaspãtã; – zãpadã viscolitã; – zãpadã proaspãtã umedã; – zãpadã în grãunþi rotunjiþi, care se formeazã prin diageneza zãpezii proaspete. L. Lliboutry (1965) prezintã urmãtoarele tipuri: – avalanºe pudroase; – avalanºe în plãci care alunecã pe versanþi; – avalanºe de zãpadã umedã; – avalanºe de primãvarã. Puþin modificate ca denumire, dar în esenþã utilizând criteriul caracteristicilor zãpezii, Gumuchian (1983, citat de Voiculescu, 2002) dã urmãtoarea clasificare: avalanºe de zãpadã recentã, avalanºe de zãpadã pudroasã, avalanºe mixte, avalanºe în plãci, avalanºe rezultate din topirea zãpezilor de primãvarã. Alte clasificãri au în vedere pe lângã caracteristicile zãpezii ºi alte criterii, cum sunt cauza desprinderii, tipul de desprindere ºi tipul de deplasare, poziþia suprafeþei de alunecare ºi forma traseului de deplasare, criterii care se regãsesc la deplasarea ºi a altor mase de materiale pe versanþi (tabelul 3.1). Tabelul 3.1 Clasificarea avalanºelor (dupã Societe OFEEP, 1997, cf. Voiculescu, 2002) Criteriul Forma spãrturii

Tip ºi caracteristici

Diferenþieri

Avalanºã în plãci - rupturã de-a lungul unei linii, muchie (linie de intersecþie), perpendicularã pe suprafaþa de alunecare

Avalanºã de zãpadã fãrã coeziune - rupturã care pleacã dintr-un punct

Poziþia suprafeþei de Avalanºã de suprafaþã Avalanºã de fund - suprafaþã de alunecare în stratul - suprafaþa de alunecare pe sol alunecare de zãpadã Miºcarea

Avalanºã pudroasã

Avalanºã de zãpadã curgãtoare

Umiditatea

Avalanºã de zãpadã uscatã

Avalanºã de zãpadã umedã

Forma traiectoriei

Avalanºã de suprafaþã

Avalanºã de culoar

Lungimea traiectoriei Avalanºã de vale - pânã în vale Tipul pagubelor

Avalanºã de versant - pânã la piciorul versantului

Avalanºã provocând pagube Avalanºã provocând pagube materiale corporale - case, pãduri, cãi de comunicaþie - schiori ºi alpiniºti

82

Avalanºele de zãpadã prãfoasã, uscate, se produc în zãpada proaspãtã, fãrã coeziune, la scurt timp dupã cãderea ei (figura 3.5). Frecvenþa lor este

v

AEROSOL (p´)

h´ AER COMPRIMAT w

α

AER IMOBIL (pA) Fig. 3.5. Schema dezvoltãrii unei avalanºe pudroase (dupã Lliboutry, 1965)

maximã în mijlocul iernii, în Alpi, Anzi, Himalaya, Arctica. Sunt avalanºe fie superficiale fie de adâncime, foarte repezi. Avalanºele de adâncime sunt specifice regiunilor cu climã rece ºi uscatã. Avalanºele sunt periculoase nu numai prin efectul greutãþii zãpezii, ci ºi prin presiunea aerului care are efectul unui uragan. Diferenþa dintre coeficientul cinetic ºi cel static este foarte mare, din aceastã cauzã viteza zãpezii creºte rapid pe pantã. Dupã Oechslin (citat de Lliboutry, 1965): V = 64

h

m/s = 230

h km/h.

Avalanºele de acest tip sunt periculoase pentru cã: – presiunea staticã exercitatã în stratul de aer comprimat este mare (0,1 atm); Se citeazã avalanºa Gastein din 1951, când victimele au prezentat rupturi ale plãmânilor datorate undei de ºoc cu o presiune de circa 3 atmosfere. – în frontul avalanºei se formeazã curenþi ascendenþi ºi contracurenþi deosebit de violenþi. - când avalanºa loveºte direct o construcþie, presiunea de oprire poate atinge valori foarte mari, de ordinul a mai multe tone pe metru pãtrat; - victimele sunt proiectate de cãtre suflu sau sunt asfixiate de zãpada pulverizatã. Avalanºele de zãpadã umedã se formeazã în zãpada îmbibatã cu apã, zãpadã grea. Deplasarea are loc pe diferite culoare cu o vitezã de 30...80 km/ orã (figura 3.6). 83

&

Zãpadã semidurã cu boabe fine Zãpadã durã cu boabe fine Zãpadã curgãtoare Zãpadã durã

ptu

ra

St Te r

Ru

+

Zãpadã proaspãtã

en

rat

ul

gli

sa

nt

al

av

ala

nº

ei

Stratul dur pe care avalanºa gliseazã Stratul lubrefiant

VITEZA FRONTULUI

Fig. 3.6. Structura avalanºei de zãpadã umedã (dupã Lliboutry, 1965)

84

Presiunea acestei avalanºe este foarte mare putând atinge 10...20 t/m2 În cazul acestui tip de avalanºã: V = 116 h m/s = 417 h km/h. Avalanºele în plãci sau de rostogolire se produc dupã trei-patru zile de la cãderea zãpezii, când se formeazã o crustã superficialã ºi o anumitã consolidare ºi datoritã vântului. Mecanismul avalanºei se aseamãnã puþin cu cel al alunecãrilor (figura 3.7). A

&

Fracturã perpendicularã pe pantã

Locul de desprindere

Fisuraþie Suprafaþa de alunecare

Suprafaþa de alunecare Peretele de respingere

Peretele de respingere

Blocuri din pãtura de zãpadã alunecatã Fig. 3.7. Avalanºã în plãci de zãpadã, (dupã Lliboutry, 1965)

Deplasarea este determinatã de straturile de zãpadã care acþioneazã ca un lubrifiant. Avalanºele de primãvarã se produc în zãpezi mai grele ºi vechi, la primele temperaturi ridicate de primãvarã. Sunt avalanºe mari, de adâncire, care antreneazã ºi o parte din materialele de pe versanþi. Viteza lor este: h m/s.

V = 18

Survin de obicei în locuri previzibile de aceea pagubele sunt mai reduse decât la celelalte tipuri de avalanºe. 3.1.2.4. Impactul asupra populaþiei Spre deosebire de cutremure ºi vulcani, unde factorul preventiv este limitat, în cazul deplasãrii materialelor pe versanþi, mãsurile de prevenire ºi de combatere sunt mult mai eficace. Prãbuºiri ºi rostogoliri de roci se produc pe tot globul unde versanþii prezintã condiþii favorabile. Frecvenþã mare au însã în regiunile favorabile îngheþ-dezgheþului sau cu alternanþe puternice ºi repetate de temperaturã de la zi la noapte, care favorizeazã procesele fizico-mecanice de distrugere a rocii. Una din cele mai mari prãbuºiri se citeazã a fi cea din Munþii Pamir, din valea Bartango, în 1911. Masa de rocã deplasatã a fost de circa 4800 milioane metri cubi, care a barat râul creând 85

Riscul ºi procese gravitaþionale

+

un lac de circa 75 km lungime ºi 262 m adâncime. În þara noastrã, tipicã este prãbuºirea unui pinten de munte care a barat valea Bicazului ºi a creat Lacul Roºu, în 1837. Avalanºele constituie unele dintre fenomenele cu cel mai ridicat risc pentru societate, datoritã impactului direct pe care îl au asupra populaþiei ºi mediului. În Munþii Alpi se produc în permanenþã avalanºe cu urmãri catastrofale, în decursul istorie sute de mii de oameni cãzându-le victime. În 14 ani (1975–1989), în Munþii Alpi s-au înregistrat 1622 de morþi datoritã avalanºelor. Evoluþia anualã a numãrului de victime în aceeaºi perioadã aratã cã în iernile 1977–1978 ºi 1984–1985 au fost cele mai multe victime (147 ºi respectiv 180) (figurile 3.8, 3.9). Avalanºe cu urmãri catastrofale se produc în toate regiunile montane cu zãpezi. În Carpaþii Româneºti avalanºele sunt puþin cercetate, o cartare a riscului la avalanºe fiind deosebit de utilã. FRANÞA 452

ELVEÞIA 413

GERMANIA 36

AUSTRIA 381

ITALIA 340

Fig. 3.8. Numãrul de morþi datoritã avalanºelor în Munþii Alpi (1975–1989)

500

Morþi/Ani

Cumul Alpi 2000

400

1500

300 200 100 0

140 123 147 102 100 100 109 106 103

180

1000 146 85

123 58

76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89

500 0

Fig. 3.9. Numãrul anual de morþi datoritã avalanºelor în Munþii Alpi (1975–1989)

3.1.3. Procesele de deplasare prin sufoziune ºi tasare 3.1.3.1. Sufoziunea Sufoziunea este procesul de îndepãrtare a particulelor fine din interiorul rocilor afânate sau poroase de cãtre apa ce circulã prin roci. Termenul de sufoziune semnificã a sãpa pe dedesupt, a submina ºi derivã de la latinescul 86

suffodio. A fost introdus de Pavlov în 1898. În funcþie de agentul principal care determinã sufoziunea existã douã tipuri principale: – sufoziune chimicã; – sufoziune hidrodinamicã. Sufoziunea chimicã este procesul de îndepãrtare a particulelor fine prin dizolvarea sãrurilor depuse pe porii rocilor ºi transformarea lor în soluþie. În spaþiile libere are loc migrarea particulelor fine ºi accentuarea golurilor, apoi tasarea acestora ºi formarea unor microdenivelãri la suprafaþa terestrã. Sufoziunea hidrodinamicã sau sufoziunea mecanicã are înþelesul de sufoziune în sens larg ºi este procesul de antrenare de cãtre apa subteranã a celor mai fine particule din masa rocilor nisipoase, atunci când în timpul filtrãrii se depãºeºte o anumitã vitezã, numitã viteza criticã. Este frecventã ºi în zona sãpãturilor pentru construcþii, în bazinele de decantare din industria minierã ºi cea energeticã. Sufoziunea hidrodinamicã lentã are loc în condiþiile curgerii subterane naturale, iar cea rapidã ºi foarte rapidã, în cazul antrenãrilor din sãpãturi pentru fundaþii sau în alte scopuri. Procesul de sufoziune hidrodinamicã apare ºi evolueazã în funcþie de caracteristicile rocilor (mãrimea granulelor, porozitate, gradul de îndesire, coeficientul de neuniformitate), de caracterul curgerii subterane, respectiv de gradientul sãu hidraulic. Sufoziunea hidrodinamicã are loc în roci nisipoase sau în depozite de nisipuri în amestec cu alte depozite mai grosiere sau mai fine. Curgerea subteranã depinde de viteza de filtrare. Sufoziunea are loc în cazul unei curgeri turbulente a apei subterane ºi nu în curgerea laminarã. Viteza criticã de filtrare este viteza care marcheazã trecerea de la curgerea laminarã la cea turbulentã (tabelul 3.2). La viteze de filtrare mai mici decât vcr curgerea este laminarã ºi nu se produce antrenarea particulelor. La nisipuri, viteza criticã de antrenare a granulelor de nisip se reduce o datã cu micºorarea diametrelor granulelor. Coeficientul de neuniformitate al nisipurilor ºi porozitatea influenþeazã direct intensitatea sufoziunii. Tabelul 3.2 Câteva valori ale vitezei critice de filtrare (Maslov, citat de Florea, 1979) d(mm)

1,00

0,50

0,10

0,05

0,01

0,005

0,001

vcr(cm/s)

0,00

7,00

3,00

2,00

0,50

0,120

0,020

3.1.3.2. Tasarea Tasarea este miºcarea lentã efectuatã pe verticalã în interiorul stratelor de roci afânate sau clastice, sub forma compresiunii sau îndesãrii impuse de 87

& Hazardul datorat sufoziunii ºi tasãrii

+

greutatea proprie sau de o suprasarcinã. Termenul este de origine francezã (tasser = a înghesui, a comprima). Existã douã tipuri de tasare: – tasarea prin consolidare (de consolidare); – tasarea prin subsidenþã. Tasarea prin consolidare este cea mai cunoscutã ºi are loc datoritã supraîncãrcãrii prin construcþii, alunecãri, nãruiri, când tasarea devine mai activã. Fenomenul se produce atunci când indicele golurilor raportat la greutatea materialelor pe unitatea de volum creºte sau când greutatea se mãreºte. Poate fi calculatã folosindu-se diferite formule (Bãncilã, 1980, 1981; Palmentola, Grecu ºi colab., 2003) Tasarea de subsidenþã are loc în cazul exploatãrii apelor subterane, a zãcãmintelor de petrol ºi de gaze, a sãrurilor (prin dizolvare în subteran). Calcularea tasãrii prin subsidenþã se face folosindu-se aceeaºi formulã ca în cazul tasãrii prin consolidare considerându-se cã grosimea stratului deformabil este egalã cu grosimea zonei asecate h, p1 = 0 la partea superioarã a stratului deformabil (a zonei asecate) ºi p2 = Äσq; în acest caz tasarea este datã de formula: ∆σq h · 2 E Äσq = sarcina geologicã generatoare a subsidenþei daN/cm2.

S=

Äσq = (ãst – ãi) h în care: ãst este greutatea volumetricã în stare saturatã (tf/m3); ãi = greutatea volumetricã în stare inundatã; h = grosimea stratului deformabil din cuprinsul zonei asecate (cm). E = modul de compresivitate ponderat al stratelor din cuprinsul zonei asecate (daN/cm2). 3.1.3.3. Impactul asupra populaþiei Cunoaºterea mecanismului sufoziunii mecanice ºi al tasãrii are importanþã practicã deosebitã, în special pentru amplasarea construcþiilor, stabilitatea iazurilor de decantare etc. Exemple pot constitui galeriile efectuate pentru construcþia metroului din Bucureºti ºi procesele de pe terasa Dunãrii la Brãila, care afecteazã clãdirile. 3.1.4. Alunecãrile de teren 3.1.4.1. Definiþie ºi semnificaþie socialã Noþiunea de alunecare de teren defineºte atât procesul de deplasare, miºcarea propriu-zisã a rocilor sau depozitelor de pe versanþi, cât ºi forma de 88

relief rezultatã. În sens restrâns, strict, al noþiunii, alunecãrile de teren sunt procese gravitaþionale, în general, rapide (pot fi însã ºi lente)de modelare a terenurilor în pantã, la care masele sau materialele care se deplaseazã sunt separate printr-un plan sau sisteme de plane de alunecare de partea stabilã, neantrenatã în miºcare. În limbajul popular din România existã termeni prin care se încearcã o separare a procesului (fugiturã, rupturã) de forma de relief rezultat㠖 glimee, þiglãi, iuþi, fãrâmituri –, aceºtia din urmã precizând ºi caracteristicile morfografice de ansamblu a corpului alunecãrii de teren. ªi în literatura de specialitate de pe plan mondial termenii utilizaþi definesc atât procesul cât ºi forma de relief rezultatã: landslide – englezã, glissement de terrain – francezã, erdrutsch – germanã, oïoëçeíü – rusã, frana – italianã (cu sens mai larg, de deplasare a materialelor pe versanþi). Alunecãrile de teren fac parte din categoria proceselor de versant care schimba geomorfometria majorã a versantului. Aceste modificãri pot fi: – de amploare ce nu depãºeºte potenþialul de modificare al versantului; materialele se deplaseazã pe versant dintr-un loc în altul, schimbându-i morfografia; noua calitate a sistemului nu contribuie la dezechilibre majore. În plus, raporturile cu reþeaua de râuri sunt indirecte, nu ajung în albia râurilor decât prin intermediul altor procese; dereglându-se echilibrul ºi ordinea materialelor, ele pot fi însã uºor reluate de eroziunea hidricã de pe versanþi ºi transportate în albii; – de intensitate ºi dimensiuni ce transleazã praguri ce conduc la dezechilibre ºi la modificãri majore ale morfologiei versantului. în acest caz, alunecãrile de teren intrã în categoria hazardelor naturale, alãturi de inundaþii, cutremure etc., producând daune activitãþilor social-economice. Alunecãrile de teren sunt procese de versant extrem de complexe, relativ puþin studiate ca astfel de sisteme, procese care reclamã cercetãri interdisciplinare de mare specializare. Atât pe plan mondial cât ºi în România existã o amplã literaturã de specialitate ce vizeazã în general douã mari domenii: geomorfologia ºi ingineria. Dacã geomorfologii (geografi sau geologi) pun accent pe forma de relief, incluzându-se în mod necesar ºi fenomenele cauzale, precum ºi cele evolutive, inginerii studiazã alunecãrile de teren în legãturã directã cu efectele procesului asupra diferitelor activitãþi umane (construcþii, utilizarea terenurilor etc.) ºi, în consecinþã, alegerea mãsurilor optime de combatere. Alãturi de cele douã mari domenii, se impun cercetãri pedologice, silvice, precum ºi mãsurãtori ºi analize în teren, în laborator, utilizarea GIS. Studiul alunecãrilor de teren are o deosebitã importanþã pentru dinamica versanþilor atât sub aspect ºtiinþific fundamental, cât mai ales sub aspect practic-aplicativ. Noþiunea de alunecare de teren este definitã de: procese fizico-mecanice premergãtoare alunecãrii (procesele cauzale anteprag geomorfologic), procesul de alunecare propriu-zis ºi durata acestuia (translarea pragului), forma de relief (efectul translãrii pragului). Primele observaþii asupra alunecãrilor de teren sunt legate de dezastrele produse încã din antichitate. 89

& Descrierea hazardului alunecãrii de teren

+

Descrierea ºtiinþificã a procesului, rolul ºi locul sãu în dinamica versanþilor au stat în atenþia teoreticienilor geomorfologi, atenþie specialã acordându-li-se în secolul XX. Date fiind varietatea mare a modului de manifestare a alunecãrilor, precum ºi varietatea formelor rezultate, unele dintre primele preocupãri au fost gãsirea unor elemente comune de generalizare a caracteristicilor ºi, implicit, a unor criterii de grupare care sã permitã clasificarea lor (vezi capitolul Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren). Majoritatea cursurilor sau tratatelor de geomorfologie generalã, dar mai ales cele de geomorfologia versanþilor prezintã dupã o anumitã schemã problematica alunecãrilor de teren, problematicã ce poate fi grupatã în douã mari secþiuni – cauze ºi forme, inclusiv clasificãri dupã morfologie. 3.1.4.2. Stadiul de evoluþie ºi morfologia alunecãrii de teren 1. Obiºnuit, în tratatele de geomorfologie se prezintã elementele clare, bine definite, care se observã în teren în primul stadiu de evoluþie a alunecãrii de teren. În cazul unor procese clasice, tipice, forma de relief se defineºte prin: râpa de desprindere, corpul alunecãrii, fruntea alunecãrii ºi suprafaþa de alunecare (figura 3.10). Corniºã principalã Corniºã secundarã

a to me i g Lun

talã

A

Lãþ

ime

a

C

Suprafaþã de alunecare Adâncimea alunecãrii Fisuri de tracþiune Panta corniºei principale Flanc Panta medie a masei alunecate Panta terenului Co rpu

B

l

D Panta corniºei secundare Fig. 3.10. Elementele alunecãrii de teren

Râpa sau niºa (corniºa) de desprindere a alunecãrii se aflã în partea de la obârºia arealului alunecat, situatã în amonte pe versant; micromorfologia râpei depinde de dinamica sa ulterioarã, comportându-se ca microversanþi cu altitudini ºi pante variante; la alunecãrile profunde, râpa poate atinge zeci de metri; formarea râpei se realizeazã atât deodatã, pe toatã lungimea, cât ºi punctual, miºcarea propagându-se pe suprafeþe din ce în ce mai mari, în plus, ea precede doar parþial deplasarea masei de teren, cele douã elemente 90

producându-se aproape concomitent. În funcþie de crãpãturile preexistente, de caracteristicile rocii ºi de evoluþia ulterioarã, râpa poate avea formã rectilinie, semicircularã, compusã etc. Corpul alunecãrii, suprafaþa de teren alunecatã cu micromorfologie foarte variatã, prezintã în general elemente morfometrice haotic dispuse; dupã elementele predominante de micromorfologie se definesc ºi tipuri de alunecãri – în trepte, în brazde, movile, glimei etc.; între ondulãrile longitudinale se dispun microdenivelãri negative cu exces de umiditate, uneori cu bãlþi sau mici lacuri, datoritã stratului de rocã impermeabilã din patul alunecãrii. Fruntea alunecãrii (frontul) este partea terminalã situatã în aval pe versant, la diferite altitudini relative. Piciorul alunecãrii „reprezintã intersecþia, din aval, dintre suprafaþa de alunecare ºi suprafaþa morfologicã iniþialã, neafectatã de alunecare” (Florea, 1979, p. 39). Suprafaþa de alunecare sau patul alunecãrii se observã în secþiune longitudinalã, fiind de dimensiuni aproximativ egale cu ale corpului alunecãrii; în lungul ei se produce deplasarea masei de teren, fiind în general bine delimitatã. Sunt situaþii când patul de alunecare este dat de un pachet de roci de diferite grosimi, cu caracteristici fizico-mecanice ce favorizeazã deplasarea materialelor. În concluzie, ca ºi râpa de desprindere, suprafaþa de alunecare trebuie analizatã de la caz la caz, în condiþiile concrete ale terenului. În unele studii, în suprafaþa de alunecare este inclusã ºi râpa de desprindere, ca o parte la zi, neacoperitã de masa alunecatã. 2. La alunecãrile fixate, pe versanþii în stadiu de echilibru dinamic, elementele ce definesc o alunecare de teren sunt greu de identificat. Râpa de desprindere îºi diminueazã panta, uneori este fixatã prin vegetaþie arborescentã. Corpul alunecãrii, prin reluarea în alte procese de versant, are o micromorfologie modificatã, vegetaþia ºi solul rãmânând principalii indicatori ai unui areal afectat de alunecãri. 3. La alunecãrile reactivate, asociate cu juxtapunerea alunecãrilor noi peste cele vechi, este ºi mai dificilã cartarea generaþiilor de alunecãri ºi, implicit, delimitarea elementelor alunecãrii primare. 3.1.4.3. Cauzele alunecãrilor de teren Alunecãrile de teren sunt procese geodinamice, de deplasare lentã sau rapidã a unei pãrþi din versant ºi care au loc în tendinþa restabilirii echilibrului natural al versantului. Totalitatea fenomenelor ce au loc înaintea translãrii pragului de alunecare ºi care reprezintã elementele cauzale ale sistemului alunecare, obiºnuit se împart în: – potenþiale, sau: – naturale, – pregãtitoare, – antropice. – declanºatoare. 91

&

+

Trebuie spus însã cã între factorii pregãtitori ºi cei declanºatori nu existã o delimitare decât de intensitate a acþiunii, primii se constituie în factori de declanºare în momentul acumulãrilor cantitative. Precipitaþiile atmosferice, prin acþiunea îndelungatã se înscriu în categoria factorilor pregãtitori. Caracterul torenþial, dupã perioadele de uscãciune poate declanºa alunecãri de mari proporþii. Factorii potenþiali sunt grupaþi în: caracteristici ale substratului geologic; relieful – panta versantului (figura 3.11), stadiul evoluþiei (dinamica de ansamblu) acestuia; umiditatea.

su

pra

vertical

a

faþ

componentã perpendicularã = m.g. cos β

ã

componentã în jurul pantei m.g. sin β β

po

s i b sup i l ã raf d e aþã supr b afa alu þã ne z ca componentã transversalã = re componentã y.z. sin β cos β normalã = y z · cos2 β β centru de curburã al suprafeþei de alunecare posibilã c

sup

rafa

þã centru de gravitate al masei de alunecare posibilã

direcþia componentei normale a greutãþii

direcþia componentei transversale a greutãþii

Fig. 3.11. Acþiunea forþei de gravitaþie pe versanþi: a, asupra unei particule; b, pe o suprafaþã de alunecare posibilã la adâncimea z sau suprafaþa unui mediu cu greutatea specificã γ; c, asupra unei mase de sol care se aflã pe o suprafaþã neregulatã de alunecare (dupã Carson ºi Kirkby, 1972).

Modificarea proprietãþilor fizico-mecanice ale rocilor în timp geologic sau chiar în timp mai scurt, prin alterare, conduce la modificarea stãrii de stabilitate. Dintre aceste proprietãþi, coeziunea, greutatea volumetricã ºi unghiul de frecare internã prezintã importanþã deosebitã. Determinarea unghiului de frecare internã ºi a coeziunii se face utilizându-se relaþia datã de Coulomb: τ = σ tg ϕ + c 92

Terzaghi completeazã relaþia lui Coulomb, þinând cont de presiunea apei din pori. Astfel relaþia Coulomb-Terzaghi are expresia: τ = (σ – u) × tg ϕ + c în care u este presiunea apei în pori u = γa × ha

τ daN/ cm2

γa = greutatea specifica a apei; ha =înãlþimea echipotenþialei duse în punctul a (de pe suprafaþa de alunecare) (figura 3.12).

c

gile c ar + gϕ u) t – uri (σ isip n τ= tg ϕ ϕ u) – (σ τ=

ϕ

O

σ daN/cm2 u = γ ah a NH2

ha

Argile

a Suprafaþa de alunecare Fig. 3.12. Graficele ecuaþiei Coulomb-Terzaghi

Presiunea apei din pori depinde de nivelul apei subterane ºi de situaþia rocilor la excavare. Sub acþiunea apei din pori se reduce rezistenþa la forfecare a rocilor ºi implicit cresc forþele de alunecare. Reducerea rezistentei la forfecare se datoreazã creºterii umiditãþii în jurul suprafeþei de alunecare. Pe suprafaþa de alunecare se formeazã o pastã argiloasã cu rol de lubrefiant. Grosimea orizontului înmuiat variazã între 0,5 si 1 cm la unele argile pliocene ºi între 1,5 ºi 2 cm la alte argile. Valorile mici ale ha determinã valori reduse ºi pentru presiunea apei din pori ºi invers. De exemplu, presiunea apei în pori poate atinge 1 daN/cmp la înãlþime a echipotenþialei de 10 m (M.N. Florea, 1979). Unghiul de frecare internã depinde de conþinutul în fracþiunea argiloasã a rocilor moi (d < 2 µ).El este în raport invers, în sensul cã unghiul de frecare internã se reduce pe mãsura creºterii conþinutului în fracþiune argiloasã. De exemplu, pentru o creºtere de la 20 la 80%, unghiul intern poate sã scadã de la 30 la 10°. 93

&

+

În concluzie, rocile poroase, puþin coezive, bogate în coloizi ºi care au în interiorul lor o serie de crãpãturi, ce favorizeazã pãtrunderea apei, sunt cele mai favorabile alunecãrilor. Din aceasta categorie fac parte argilele ºi marnele. Alternanþa acestor roci cu altele determinã, de asemenea, un potenþial ridicat pentru alunecãri. Relieful, prin declivitatea sa, este o cauzã potenþialã foarte importantã, deplasarea materialelor pe versant fiind determinatã de valoarea unghiului de pantã, în strânsã corelare cu alþi factori, în special antropici (greutatea construcþiilor, excavarea bazei versantului, defriºãri). Dintre factorii determinanþi, declanºatori, cei mai activi sunt cei legaþi de acþiunea apei sub diverse forme. Precipitaþiile atmosferice, prin acþiunea lor îndelungatã, se înscriu în categoria factorilor pregãtitori. Caracterul torenþial, dupã perioade de uscãciune, conduce la declanºarea unor alunecãri de teren. Eroziunea apelor curgãtoare exercitatã asupra bazei versantului duce de asemenea la micºorarea forþelor de rezistenþã prin subminarea punctelor de sprijin a taluzelor. Cauzele Cutremurele de micã magnitudine, dar cu frecvenþã mare conduc la alunecãrilor reducerea stãrii de rezistenþã a versanþilor prin apariþia fisurilor de diferite de teren, dimensiuni; cele de magnitudine mare pot declanºa alunecãri, prãbuºiri de dinamica dimensiuni apreciabile. Seismul din 4 martie 1977 cu magnitudinea 7,2 ºi ºi evoluþia epicentrul în Vrancea a reactivat alunecãri vechi, dar a ºi declanºat importante alunecãri noi de teren de amploare deosebitã la Albeºti, Slon, Zãbala, Dumitreºti. Materialele alunecate au barat cursurile unor râuri. De exemplu, pe Zãbala, în amunte de localitatea Nereju s-a format un lac (temporar) de 2 km lungime ºi 4 m adâncime. Dinamica versanþilor a înregistrat paroxisme evidente în relief ºi înregistrate la scurt timp dupã seism (Bãlteanu, 1979, 1983). Existã o relaþie directã între apariþia ºi evoluþia alunecãrilor de teren. Cauzele permanente ºi cele temporare reduc rezerva de stabilitate a versantului exprimatã prin coeficientul de siguranþã (η) pânã la pragul limitã, când starea de dezechilibru duce la declanºarea procesului de alunecare de teren. Alunecãrile datorate eroziunii bazei versanþilor se propagã de jos în sus, de la baza versanþilor spre partea superioarã fiind combinate de multe ori cu procesele de prãbuºire (alunecãri delapsive). Acþiunea apelor subterane genereazã cele mai frecvente alunecãri de teren. Aceasta se manifestã prin: presiunea apei din pori; presiunea de filtrare a apei subterane; sufoziune; modificarea proprietãþilor fizico-mecanice, reducerea mineralizaþiei apei din pori; ridicarea nivelului apei subterane. Alunecãrile de teren sunt pregãtite, dar pot fi ºi declanºate de diferite activitãþi ale omului, grupate în categoria cauzelor antropice, cum sunt despãduririle (fãrã a fi considerate o cauzã absolutã, ci numai în relaþie cu alte cauze), diferite construcþii, excavarea bazei versanþilor, trepidaþiile etc. 94

În concluzie, rãmân ca importante pentru alunecãrile de teren, ca dealtfel pentru toate procesele de versant, cauzele datorate substratului geologic ºi caracteristicilor climatice, accelerate de intervenþia omului. Stabilitatea versantului se exprimã prin coeficientul de siguranþã (η), care reprezintã raportul dintre forþele de rezistenþã ºi cele de alunecare. Teoretic, coeficientul de siguranþã, care se considerã faþã de centrul suprafeþei de alunecare (0), este dat de raportul dintre momentul forþelor de rezistenþã (Mr) ºi momentul forþelor de alunecare (Ma): η = Mr / Ma Când Mr > Ma atunci η > 1 versantul este în echilibru stabil; Mr = Ma atunci η = 1, stare de echilibru limitã; Mr < Ma atunci η < 1 versantul îºi pierde echilibrul. 3.1.4.4. Evoluþia procesului de alunecare Procesul de alunecare include trei faze: – faza pregãtitoare, de alunecare lentã, incipientã(procese anteprag); – alunecarea propriu-zisã (trecerea peste pragul geomorfologic); – stabilizarea naturalã (echilibrarea, procese postprag). Durata ºi viteza de desfãºurare a procesului de alunecare, în cadrul fiecãrei faze, sunt diferite (figura 3.13). η

2 1 O

t 1 t2

D1

a

D2

b

time

c Fig. 3.13. Evoluþia procesului de alunecare (dupã Terzaghi)

În faza lentã, apariþia procesului de alunecare este rezultatul reducerii coeficientului de siguranþã de la o valoare supraunitarã pânã la mãrimea criticã, respectiv η = 1, când se declanºeazã alunecarea propriu-zisã. Au loc modificãri progresive chiar în versanþi consideraþi stabili, datoritã unor cauze 95

&

+

interne sau externe. Viteza de alunecare din faza lentã este un criteriu de apreciere a evoluþiei viitoare a procesului de alunecare fiind în funcþie de cauzele care produc alunecarea, precum ºi de intensitatea acestora. În faza lentã, viteza creºte progresiv. Alunecarea lentã reprezintã procesul incipient de deplasare a materialelor, când începe sã se formeze suprafaþa de alunecare. Alunecarea lentã este datã de segmentul 0a, iar mãrimea deplasãrii prin alunecare de OD1, realizatã în timpul t1. Alunecarea propriu-zisã se desfãºoarã într-un timp mult mai scurt, respectiv t1 – t2, deplasarea fiind foarte mare D1 – D2, în raport cu deplasarea din faza lentã. Evoluþia în timp este reprezentatã de curba ab. Faza postprag este datã de curba bc. În faza de stabilizare a alunecãrii se pot produce unele reactivãri ale alunecãrii. Unele alunecãri se declanºeazã brusc, astfel încât raporturile dintre cele trei faze ale procesului se modificã. În teren se observã elemente ce semnaleazã iminenþa unei alunecãri: crãpãturi (mai ales cele de pe versanþi cu pante mai mari, dispuse perpendicular pe direcþia deplasãrii), neregularitãþi ale terenului, izvoare, zgomote etc. Declanºarea alunecãrii poate avea loc în diferite poziþii de pe versanþi: în partea superioarã (fiind favorizatã de crãpãturi); spre baza versantului, urmatã de desprinderea materialului ºi din amunte (favorizat de pânza freaticã). 3.1.4.5. Viteza de alunecare Viteza de alunecare propriu-zisã variazã în limite foarte mari de la câþiva milimetri pe an la metri pe secundã. De exemplu, dupã unele publicaþii din S.U.A. se admit: v > 0,3 m/s pentru alunecãri rapide; v < 1,5 m/an, alunecãri foarte lente. Dupã Terzaghi, alunecãrile obiºnuite au viteze mai mici de 0,3 m/h. L. Müller (1964) apreciazã cã viteza de alunecare variazã între 0,8 ºi 20 m/s. Dupã viteza medie se admit, în general, trei mari categorii (lente, repezi ºi bruºte), diferenþiate în funcþie de pantã, la care structura materialului ºi viteza sunt neuniforme pe versant. Pe profilul unui versant, viteza de alunecare variazã, de asemenea, de la un punct la altul. În faza alunecãrii propriu-zise, viteza de deplasare este relativ uniforma în partea superioarã a versantului ºi se reduce cu adâncimea spre baza acestuia, datoritã comprimãrii bazei masei alunecãtoare. Alunecãrile tip prãbuºire au viteze de pornire ºi de oprire relativ egale. În secþiune transversalã se constatã cã viteza de alunecare este neuniformã, cu valori maxime în partea centralã ºi minime pe margini. Observaþiile efectuate în areale cu alunecãri asupra variaþiilor diurne ale alunecãrilor de teren aratã o sporire a miºcãrii în timpul zilei ºi o diminuare a acesteia în timpul nopþii. 3.1.4.6. Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren Inginerul francez Al. Collin face o primã clasificare a alunecãrilor de teren în anul 1846.Ulterior, preocupãrile s-au diversificat ºi adâncit, fiind impuse de practicã (Heim, 1882; Howe, 1909; Almagia, 1910; Terzaghi, 96

1925; Ladd, 1935; Savarenski, 1937; Sharpe,1938; Emelianova, 1952; Varnes, 1958, citaþi de Zaruba, Mencl, 1974). La sfârºitul anilor 1960 se foloseau deja circa 100 de clasificãri. Aceastã mare varietate a tipizãrilor se datoreazã condiþiilor extrem de diversificate în care se produc, surprinse în diferite regiuni ale globului. Cunoaºterea incompletã a mecanismului alunecãrilor teren, precum ºi varietatea cauzelor ºi formelor rezultate, combinarea diferitelor criterii în funcþie de scopul propus fac ca stabilirea unor criterii unanime de clasificare sã constituie încã un deziderat. Cele mai multe clasificãri au ca scop sistematizarea alunecãrilor cartate în anumite unitãþi teritoriale, de aceea au o importantã localã, dificil de aplicat la alte regiuni. Totuºi, sistematizarea acestor rezultate este deosebit de importantã, ea constituind material faptic pentru generalizãrile pe spaþii extinse. Existã însã ºi ample preocupãri teoretice în acest sens (Surdeanu, 1998). Clasificarea alunecãrilor de teren trebuie sã permitã stabilirea potenþialului lor de evoluþie, pe de o parte, precum ºi elaborarea mãsurilor de stabilizare, pe de altã parte. De aceea criteriile de clasificare folosite mai des în practicã, ce conduc la gãsirea soluþiilor de stabilizare, sunt cele mai utilizate ºi mai eficiente.

&

Tipuri de alunecãri de teren ºi Stabilirea adâncimii suprafeþei de alunecare este elementul esenþial în periculozitatea gãsirea soluþiilor optime pentru stabilizarea terenurilor afectate de asemenea procese. Atunci când suprafaþa de alunecare este la adâncimi foarte mari, stabilizarea ridicã probleme de proiectare, precum si de execuþie ºi chiar financiare. De aceea, se iau în considerare alunecãrile cu suprafaþa de alunecare situatã la câþiva zeci de metri. Dupã Collin (1846) asemenea alunecãri sunt cele de suprafaþã ºi cele adânci. Savarenski (1937) precizeazã adâncimea în metri, astfel: – alunecãri de suprafaþã < 1 m; – alunecãri de micã adâncime 1–5 m; – alunecãri adânci 5–20 m; – alunecãri foarte adânci > 20 m. Utilã practicienilor din organizarea, sistematizarea ºi utilizarea terenurilor este îmbinarea acestui criteriu cu cel al tipurilor de formaþiuni antrenate în miºcare (sol, depozite ºi rocã) (Zaruba, Mencl, 1974; Posea ºi colab., 1976 etc.). 1. Adâncimea suprafeþei de alunecare ºi caracteristicile materialelor deplasate

1) Alunecãrile în pãtura de sol au aspectul unor ondulãri sau mici brazde formate prin ruperea pãturii înierbate, datoritã umezirii puternice sau dezgheþului pãturii superioare a solului ce se deplaseazã lent pe un substrat fie îngheþat, fie cu alte caracteristici fizico-chimice. În condiþiile climatice de la noi din þarã prezintã frecvenþã mare primãvara ºi toamna. 97

+

Solifluxiunile (termen introdus de Anderson în 1906 pentru regiunile polare)sunt alunecãrile superficiale, produse în pãtura de sol, intrate în literatura de specialitate ca procese ce desemneazã fie numai procese tipice pentru periglaciar, fie toate procesele de deplasare a materialelor pe versanþi în care apa are un rol hotãrâtor, sau chiar pentru alunecãri în general (în unele lucrãri din literatura francezã, dupã Tufescu, 1966). „Solifluxiunea este deplasarea care afecteazã o masã noroioasã dezlipitã de un substrat stabil. Ea se referã numai la materiale argiloase susceptibile de a se transforma în noroi prin creºterea conþinutului lor în apã lichid㔠(Coque, 2000, p. 138). Solifluxiunile intrã în categoria deplasãrilor lente de pe versanþii puþin înclinaþi (se pot produce ºi pe pante de sub 5 grade). 2) Alunecãrile în formaþiunile superficiale, în pãtura de alterãri pot afecta parþial sau total profilul depozitului, reluând în deplasare ºi deluvii vechi de alunecare; sunt destul de rãspândite; ocupã areale iniþial reduse, dar ulterior extinse din ce în ce mai mult, pe pante medii din regiuni colinare. Alunecãrile în pãtura de alterãri (în sens restrâns) prezintã o râpã de desprindere de circa 1–3 m, corpul fiind secventat de brazde de alunecare, iar fruntea nu este delimitatã prin abrupturi. Alunecãrile în deluviile vechi au morfologii ºi morfometrii diferite. 3) Alunecãrile ce afecteazã roca în loc sunt foarte diferite ca formã (vezi Tipurile morfologice ale alunecãrilor) ºi se produc fie numai în strate argiloase situate la suprafaþã, fie în complex de strate care intersecteazã strate marno-argiloase. De aceea se deosebesc: alunecãrile de mai micã adâncime, care au în general forma de limbã, corpul alunecãrii având aspectul unei curgeri sau de trepte, datorate încãlecãrilor din amonte; local se numesc ºi iuþi (Posea ºi colab., 1976); alunecãrile masive de teren caracterizeazã complexele de strate deplasate. 2. Criteriul poziþiei suprafeþei de alunecare faþã de structura geologicã Clasificarea pe baza acestui criteriu a fost elaboratã tot de Savarenski în anul1937.Raportate la structura geologicã, alunecãrile de teren sunt: – alunecãri consecvente; – alunecãri insecvente; – a lunecãri asecvente. Alunecãrile consecvente sunt conforme cu stratificaþia (figura 3.14). Sunt incluse ºi alunecãrile de deluvii pe roca de baza. Când deluviul are doar 2 – 3 m, are loc o alunecare lamelarã. în cazul alunecãrilor în roci, acestea se formeazã pe suprafeþe de stratificaþie, pe falii sau linii tectonice, deci pe suprafeþe de separaþie care favorizeazã deplasarea. Forma suprafeþei de alunecare este în general în funcþie de forma suprafeþei de stratificaþie ºi forma reliefului de la contactul deluviului cu roca în loc. Frecventã este forma planã. Alunecãrile insecvente se formeazã în structuri geologice având cãderea stratelor spre versant sau în formaþiuni orizontale. Suprafaþa de alunecare 98

a

c Masa alunecatã Masa alunecatã

Suprafaþa de alunecare

Suprafaþa de alunecare

b Masa alunecatã

Suprafaþa de alunecare

Alunecãri asecvente (a) consecvente (b) ºi insecvente (c)

Fig. 3.14. Tipuri de alunecãri în funcþie de structura geologicã

intercepteazã stratele sub diferite unghiuri. Când se produc pe versanþi abrupþi, se îmbinã cu procesul de surpare. Alunecãrile asecvente se formeazã în depozite nestratificate, atât în roci moi cât ºi în roci stâncoase. În cazul rocilor dure, alunecarea este favorizatã de fisuraþie. Forma suprafeþei de alunecare este cilindricã-circularã, deci curbilinie ºi este condiþionatã de proprietãþile fizico-mecanice ale rocii. Se observã mai uºor în partea superioarã a versantului ºi mai dificil în cea inferioarã. 3. Criteriul vitezei de alunecare Sharpe ºi Eckel (citaþi în Bãncilã ºi colab., 1981) prezintã urmãtoarele tipuri de alunecãri: – extrem de rapide (v > 3 m/s); – foarte rapide (3 m/s – 0,3 m/min); – moderate (1,5 m/zi – 1,5 m/lunã); – lentã (1,5 m/lun㠖 1,5 m/an); – foarte lentã (1,5 m/an – 0,06 m/an). Curgerile plastice sunt deplasãri de teren extrem de lente. Nu au suprafaþa de alunecare clarã; deplasarea se realizeazã ca deformare plasticã într-o masã cu grosimi mari. 4. Criteriul direcþiei de evoluþie a alunecãrii pe versant Stabilirea alunecãrilor dupã modul de propagare a deplasãrii are o deosebitã importanþã practicã, mai ales pentru mãsurile de combatere a eventualelor reactivãri. 99

&

+

Alunecãrile delapsive (regressive) încep la baza versantului ºi evolueazã pe versant într-o direcþie opusã celei de deplasare a acumulatului de alunecare; au caracter regresiv ºi se datoreazã în special eroziunii bazei versantului. Alunecãrile detrusive (progresive sau de împingere) se formeazã în partea superioarã a versantului, evolueazã în direcþia de deplasare a acumulatului, spre baza versantului; au caracter progresiv. Uneori suprafaþa de alunecare se gãseºte sub nivelul topografic al bazei versantului ducând la ridicarea fundului vãii prin depozite deluvio-coluviale. Cele mai multe alunecãri rãmân însã suspendate pe versanþi, sub forma deluviilor de alunecare. Comisia Suedezã de Geotehnicã a grupat alunecãrile în funcþie de direcþia de evoluþie a deplasãrii, în alunecãri regresive ºi alunecãri progresive. În Suedia, clasificarea alunecãrilor dupã acest criteriu este folosit ºi astãzi, pentru cã el cuprinde într-o formã limitatã ºi evoluþia alunecãrii, extrem de utilã în special practicienilor, pentru aplicarea lucrãrilor oportune de combatere. 5. Dupã caracterul miºcãrii Alunecãri rotaþionale: se formeazã în depozite omogene, alcãtuite în special din argile sau ºisturi relativ uniforme. Suprafaþa de alunecare poate fi circularã, caz în care masa alunecatã nu este deformatã, sau necircularã, când masa alunecatã este parþial deformatã; au o lungime limitatã ºi se produc pe pante mai abrupte. Alunecãri de translaþie: se dezvoltã pe suprafeþe de stratificaþie sau pe o altã suprafaþã preexistentã; sunt de obicei lungi ºi au loc pe pante line. 6. Criteriul morfologic (forma corpului de alunecare) Alunecãrile sunt prezentate dupã aspectul pe care îl au la suprafaþã, realizat în urma procesului propriu-zis al deplasãrii, în special de cãtre geomorfologi Cu unele mici diferenþieri de la autor la autor, dupã morfologie alunecãrile de teren se încadreazã în urmãtoarele mari tipuri (Tufescu, 1966). Menþionãm cã de cele mai multe ori arealele afectate de alunecãri îmbracã morfologii variate, totuºi ele pot fi grupate dupã tipul predominant. Tipuri elementare Alunecãri în brazde (superficiale) se produc numai în pãtura de sol, la sub 1m adâncime; morfografia este de brazde mici, înguste, înierbate, care constituie materialul deplasat; între brazde apar suprafeþe denudate; se deosebesc de „cãrãrile de oi” prin caracterul haotic. Favorizeazã apariþia unor alunecãri mai profunde prin infiltrarea apei prin arealele fãrã vegetaþie (în condiþii de substrat propice). În condiþii de îngheþ-dezgheþ, la altitudini sau latitudini superioare se dezvoltã solifluxiunile. Producându-se numai în pãtura de sol, nu se datoreazã caracteristicilor rocii din substrat. Alunecãri lenticulare (lupe de alunecare) (loupes de glissement) se produc în roci impermeabile de felul argilelor. Deplasarea antreneazã atât solul cât ºi roca în loc pânã la circa 1–5 m, pe pante relativ reduse. Prezintã elemente clasice ale unei alunecãri: corniºa sau râpa de desprindere, corpul 100

este dat de valuri scurte, lenticulare, etajate haotic . Deplasarea este lentã ºi în mai multe etape, având deci vârste diferite în acelaºi areal. Alunecãri în monticuli, movile sau glimee sunt alunecãri profunde, cunoscute în diferite regiuni ale þãrii sub denumiri locale, dupã forma caracteristicã a unui element: movilã, þiglaie, colinã, monticul, gâlmã, glimee etc. Caracteristice sunt pentru Podiºul Transilvaniei, unde au ºi fost studiate în detaliu. Termenul de glimee a fost introdus în literatura de specialitate, la cel de-al XXI-lea Congres internaþional de geografie (India, 1968) da cãtre Morariu ºi Gârbacea (1968).La majoritatea arealelor cu glimee se conservã elementele caracteristice alunecãrilor: râpa de desprindere, corpul, fruntea etc. prin evoluþia ulterioarã a versanþilor, în unele areale lipsesc sau sunt foarte estompate unele elemente, în special corniºa, astfel încât glimeele se extind pânã spre interfluviu (Gârbacea, 1964, 1992; Morariu, Gârbacea, 1968; Morariu ºi colab., 1964; Josan, 1979; Gârbacea, Grecu, 1983; Grecu, 1982, 1983, 1985, 1992, 1997, 1999; Grecu, Josan, 1997; Grecu ºi colab., 2001; Buzilã, Munteanu, 1997 etc.). Alunecãri în trepte (pseudoterase) sunt alunecãri cu suprafaþa de alunecare la mari adâncimi (5 – 30 m), ce se desfãºoarã pe lungimi considerabile sub formã de trepte, pe pante relativ mari. Se pot confunda cu terasele râurilor, datoritã formei caracteristice. Corniºa este bine pusã în evidenþã, masa alunecatã deplasându-se pe o suprafaþã bine înmuiatã, fãrã sã-ºi deranjeze structura internã. Materialele deplasate pot avea duritãþi diferite. Fiind alunecãri profunde, de cele mai multe ori vechi, ele nu prezintã un risc prea mare decât atunci când sunt reactivate, mai ales în partea superioarã, spre corniºa de desprindere. Alunecãri curgãtoare se produc în formaþiuni argiloase – marnoase prin înmuiere puternicã, fãcând trecerea spre curgerile noroioase. Sunt bine puse în evidenþã corniºa, corpul ºi fruntea alunecãrii. Corpul alunecãrii se detaºeazã printr-un ºanþ longitudinal pe ambele laturi ºi prezintã numeroase crãpãturi, ºanþuri transversale, cu denivelãri de 1–2 m. Alunecãrile-surpãri se produc datoritã eroziunii bazei versantului, când are loc ruperea ºi cãderea verticalã a stratelor, însoþite de o împingere ce favorizeazã alunecarea pe un plan puternic umectat. Se extind în susul versantului; microrelief cu trepte ºi crãpãturi transversale. Sunt provocate ºi de debleerea sau taluzarea terenurilor. În aceastã categorie intrã ºi alunecãrile sufozionale cu frecvenþã mare în depozite loessoide. Tipuri de alunecãri complexe Versanþii de alunecare se caracterizeazã prin suprafaþa mare afectatã de un singur tip de alunecãri sau de mai multe tipuri. De asemenea aceºti versanþi prezintã stadii diferite de evoluþie, o etajare a alunecãrilor; de cele mai multe ori asemenea versanþi sunt modelaþi de un complex de procese actuale, fiind greu de diferenþiat rolul fiecãruia în dinamica versantului.În arealele cu glimee însã este evident rolul acestor alunecãri ce se desfãºoarã pe sute de hectare în crearea glacisului de alunecare, sau chiar a unor alte forme, cum sunt înºeuãrile sau interfluviile de alunecare (Florina Grecu, 1992). 101

&

+

Alunecãrile de vale (termen introdus de V. Mihãilescu, 1942) sunt alunecãri complexe ce cuprind ambii versanþi, inclusiv obârºia râului; formeazã un organism ce se deplaseazã în lungul vãii; la precipitaþii pot cãpãta aspectul curgerii de noroi. 7. Criteriul vârstei miºcãrii (alunecãrii) Raportate la momentul, timpul, când s-a produs deplasarea, alunecãrile, existente în prezent ca formã de relief, sunt: – alunecãri actuale, contemporane, care sunt în general active; – alunecãri vechi, numite ºi fosile (la zi; acoperite) 8. Criteriul stabilitãþii Determinarea stadiului dinamicii alunecãrii de teren se raporteazã de obicei la prezent, la momentul cartãrii pentru cã multe alunecãri pot fi reactivate. De aceea se trece ºi anul pe hãrþi, pe fotografii sau alte materiale grafice ºi cartografice. Dupã acest criteriu se deosebesc: – alunecãri active, nestabilizate; – alunecãri inactive, stabilizate, fixate. 9. Criteriul stadiului dezvoltãrii Acest criteriu poate fi combinat cu criteriile ce vizeazã stabilitatea ºi vârsta. Alunecãrile de teren pot fi: incipiente, avansate ºi epuizate. Concluzii Fiecare clasificare se bazeazã pe un singur criteriu. Fiecare clasificare reprezintã, de fapt, ºi o anumitã proprietate a alunecãrii. De aceea, în stabilirea caracteristicilor alunecãrilor de teren trebuie avute în vedere toate criteriile de clasificare. Definirea tipului simplu de alunecare este greu de realizat, aºa cum s-a observat ºi în prezentãrile pe criterii. De exemplu, o alunecare cu suprafaþa de alunecare la adâncimi mari, sub formã de glimee, prezintã o vitezã de alunecare foarte lentã. S-a format de la baza versantului ºi a evoluat regresiv pânã spre cumpãna de ape, contrar direcþiei de înclinare a stratelor. Este o alunecare consecventã în faza finalã, formatã pe un plan de stratificaþie, este deci o alunecare de translaþie. S-a produs în timpul Pleistocenului deci este o alunecare veche, fixatã, stabilã, pe ansamblu, fiecare glimee însã poate fi afectatã de alunecãri superficiale. Arealul cu alunecãri este modelat în continuare de alte tipuri de procese, în special de torenþialitate, sporind riscul la reactivare. 3.1.4.7. Impactul asupra populaþiei Impactul alunecãrilor de teren asupra societãþii trebuie analizat atât prin urmãrile directe, ce vizeazã în general declanºarea ºi evoluþia, cât ºi prin urmãrile indirecte, legate de formele de relief create, forme a cãror utilizare în agriculturã este diminuatã datoritã degradãrii terenurilor, riscul 102

manifestându-se în timp îndelungat. Recunoaºterea arealelor afectate de alunecãri se face în primul rând dupã forma neregulatã pe care o are profilul versantului ºi dupã asociaþiile vegetale care indicã condiþii ecologice variate. Dintre tipurile de alunecãri, cele de adâncime pot atinge dimensiuni ºi viteze apreciabile cu urmãri imediate dezastruoase când se produc în arealele locuite. Cele mai favorabile roci pentru producerea alunecãrilor sunt argilele senzitive care favorizeazã deplasarea chiar la pante foarte reduse. Aceste argile se gãsesc în regiunile acoperite cu gheþari în Cuaternar. Astfel se explicã dezastrele frecvente produse în þãrile nordice datoritã alunecãrilor de teren. Exemplele sunt numeroase. În 1966, o alunecare produsã în Norvegia a afectat 30 de localitãþi. Cutremurele slãbesc coeziunea rocilor, declanºând impresionante alunecãri de teren. De exemplu, oraºul Acobana din Peru a fost acoperit de alunecãri ºi avalanºe produse în urma cutremurului din 1946. În þara noastrã, cutremurul din 1977 a activat ºi reactivat alunecãri de teren în Carpaþii ºi Subcarpaþii de Curburã. Alunecãrile masive de teren de tip glimee sunt în general fixate, stabilizate, cu excepþia unor movile ºi a râpei de desprindere care sunt modelate ºi în prezent prin alunecãri –surpãri, eroziune în suprafaþã, ravinaþie etc. În general, sunt despãdurite, linia de desprindere gãsindu-se în vecinãtatea limitei pãdurilor ºi sunt folosite pentru pãºunat, viticulturã, culturi de cereale ºi pomi fructiferi. Aºezãrile din arealele cu alunecãri masive de teren prezintã o reþea stradalã neorganizatã, casele fiind dispuse printre valurile de alunecare. Tipice sunt unele aºezãrile din Podiºul Târnavelor (Romaneºti, Heria etc.). Aºezãrile situate în partea inferioarã a versantului, pe glacisul de alunecare punctat cu movile foarte aplatizate, prezintã o structurã regulatã. Expunerea mare la risc se observã în crãpãturile produse în zidurile locuinþelor sau ale altor tipuri de construcþii, chiar fortificate. În Podiºul Hârtibaciului sunt tipice localitãþile Saschiz, Movile, Cornãþel, din arealele cu alunecãri ce au aceeaºi denumire. Râpa de desprindere este activã cu risc mare ºi foarte mare.

Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare o 01. Care este deosebirea între hazardele geologice (endogene) ºi cele geomorfice? o 02. Cum poate fi apreciat riscul la avalanºe? o 03. Care dintre hazardele geomorfice prezintã un grad ridicat de risc? o 04. Care sunt cauzele alunecãrilor de teren? Cum pot fi prevãzute ºi combãtute riscurile datorate alunecãrilor de teren? o 05. Ce regiuni din þara noastrã sunt expuse riscului la alunecãri de teren? 103

& Impactul ºi riscul la alunecãri

+

Test de autoevaluare 1. Descrieþi figura 3.4 ºi precizaþi forma ºi cauzele curbelor. 2. Desenaþi ºi descrieþi figura 3.13. Cu ajutorul ei descrieþi evoluþia unei alunecãri cunoscute.

104

& Tema IV Eroziunea hidricã pe versanþi Obiective

Tema îºi propune: ð Sã defineascã conþinutul hazardelor datorate eroziunii hidrice (HEH); ð Sã descrie dinamica HEH; ð Sã arate impactul HEH asupra populaþiei; ð Sã exemplifice riscul produs în diferite areale în timp istoric.

105

+

106

4. Procese hidrice de versant

&

4.1. Eroziunea hidricã neconcentratã pe versanþi Eroziunea hidricã pe versanþi este desprinderea (transportul ºi depunerea) materialelor datorate apei. Trebuie spus cã triada eroziune-transport-acumulare formeazã un sistem în care fiecare subsistem nu poate funcþiona separat. Concret, nu existã transport fãrã eroziune, sau depunere fãrã transport. Mai mult încã, orice material desprins a fost supus în acelaºi timp ºi unui incipient proces de transport. Eroziunea hidricã pe versanþi este un proces extrem de complex, ce se produce evolutiv, în mai multe stadii, de multe ori greu de separat: – eroziunea picãturii de ploaie cu energie cineticã mare – pluviodenudare (impact erosion); – eroziunea prin curenþi peliculari – eroziune în suprafaþã (sheet erozion); – eroziunea prin curenþi concentraþi – eroziune torenþialã (rill erosion, gully erosion). Procesul de eroziune pluvialã, în sens larg, se desfãºoarã în trei etape: – desprinderea particulelor materiale din masa solului sau a rocii de cãtre picãturile de ploaie, când solul nu este acoperit cu vegetaþie, sau de cãtre apa ce se scurge pe pante; – antrenarea ºi transportul particulelor de sol sau rocã de cãtre apã; – depunerea materialelor erodate ºi transportate de apã În ceea ce priveºte intensitatea procesului de eroziune, eroziunea pluvialã poate fi acceleratã ºi lentã sau tolerabilã. Dupã volumul de sol erodat, Zachar (1982) clasificã terenurile afectate de eroziune în suprafaþã în: fãrã eroziune (0,5 m3/ha. an), eroziune slabã (0,5–5 m3/ha. an), eroziune moderatã(5–15 m3/ha. an), eroziune puternicã (15–50 m3/ha. an), eroziune foarte puternicã (5o – 200 m3/ha. an), eroziune catastroficã (peste 200m3 /ha. an). Pentru eroziunea în adâncime, valorile sunt: sub 100 m3/km (fãrã eroziune), 100–300 m3 /km (eroziune slabã), 300–1.000 m3 /km (moderatã), 1000–3000 m3/km (puternicã), 3000–10.000 m3/km (foarte puternicã), peste 10.000 m3/km (eroziune excepþionalã). 107

Descrierea procesului de eroziune hidricã pe versant

+

4.1.1. Eroziunea prin picãtura de ploaie Cele mai agresive asupra terenurilor sunt picaturile de ploaie cu energie cinetica mare, din timpul ploilor torenþiale. Selectarea ploilor torenþiale se face dupã intensitatea medie a ploii pe durata produsã în unitatea de timp: it ≥ 0,254 + 5,08 t -1 it = intensitatea medie pe durata ploii t (mm/min) t = durata nucleului torenþial(min) Intensitatea medie a ploii este invers proporþionalã cu durata, astfel: t(min) 5 it(mm/min) 1,25

15 0,59

30 0,42

60 0,34

Picãturile de ploaie desprind particulele de sol ºi rocã în urma impactului cu suprafaþa terestrã ºi le antreneazã împreunã cu stropii de apã pânã la înãlþimi de 60–80 cm pe distanþe de pânã la 1–1,5 m. Caracteristicile picãturii de ploaie Fotografierea ºi filmarea picãturii de ploaie în momentul impactului au permis stabilirea parametrilor geometrici cu rol în desfacerea agregatelor de materiale în teren. Într-o ploaie mãrimea ºi distribuþia picãturilor sunt foarte variate; diametrele picãturilor variazã în general între 0,2 ºi 6 mm, predominã însã cele de 1 mm. Majoritatea picãturilor din nori înainte de cãdere au dimensiuni de 10…30 microni ºi viteza de înaintare de câþiva centimetri pe secundã (10…20 cm/s). Înãlþimea norului influenþeazã granulometria picãturii de ploaie. Forma ºi mãrimea picãturii de ploaie sunt interdependente. Picãturile relativ mici (cu diametrul sub 2,9 mm) au o forma aproape sfericã. Picãturile cu diametre mai mari de 2,9 mm au o bazã turtitã în partea de jos, datoritã forþei de reacþie a aerului. Picãturile cu diametre mai mari, în cãdere se sparg în picãturi mai mici. Majoritatea ploilor erozive cu caracter torenþial au picãturi cu diametre de 1…4 mm. În timpul cãderii energia potenþialã (p.h) a unei picãturi de greutate (p) aflatã la înãlþimea (h) se transformã în energie cineticã:

mV 2 2 Viteza de cãdere liberã a picãturii de la înãlþimea h este V = 2 g ⋅ h greutatea picãturii fiind p= m.g, iar lucrul mecanic efectuat (p.h) se scrie: V 2 mV 2 , adicã energia cineticã a picãturii de masã m ºi vitezã m⋅g = 2g 2 V. Energia cineticã reflectã agresivitatea ploii. p·h =

Denudarea datoratã ploii Procesul de eroziune datorat ploii începe cu desfacerea agregatelor prin izbire, apoi are loc distensia ºi, ulterior, dispersia liantului dintre particule. 108

Aceste etape depind evident de caracteristicile chimice ºi fizice ale granulelor, ale liantului ºi de cantitatea de aer ºi apã din sol. Prin urmare, procesul desfacerii particulelor de sol (prin contracþie – umflare), se datoreazã interacþiunii hidromoleculare ap㠖 aer. Particulele de argilã absorb apa datoritã legãturii existente dintre hidrogen ºi oxigen sau hidrogen ºi OH. Structura de condensator a particulelor de argilã realizeazã un câmp electric în spaþiul dintre particule. La desfacerea particulelor de sol contribuie ºi aerul compresat în pori, care reacþioneazã prin efectul de tensiune superficialã (dintre apã ºi aer), precum ºi de tensiune interfaþalã (dintre apã ºi pãmânt). Valorile eroziunii eu sunt în raport invers cu panta, cu alte cuvinte la pante din ce în ce mai mari, eroziunea este din ce în ce mai micã, astfel: I(%) 5 10 20 30 50 100 500 470 420 400 350 250 eu Pentru condiþiile din România, agresivitatea se apreciazã cu indicatorul rezultat din produsul dintre intensitatea medie pe 15 minute a nucleului torenþial ºi rãdãcina pãtratã a cantitãþii de precipitaþii înregistratã pe durata ploii. I15 = i15 . p0,5

&

în care: I15 este indicatorul de agresivitate pluvialã; i15 – intensitatea medie a nucleului torenþial, 15 minute (mm/min); p – cantitatea de apã înregistratã pe durata ploii (mm). Erozivitatea pluvialã în timpul anului este datã ºi de indicele de neuniformitate a precipitaþiilor (Kp) dupã formula propusã de Fournier: Kp=p2/P în care: p este cantitatea totalã de precipitaþii cãzutã în ziua cea mai ploioasã din lunã (mm); P – cantitatea totalã medie de ploaie cãzutã în luna respectivã(mm). 4.1.2. Eroziunea prin curenþi peliculari Pe suprafaþa versantului se formeazã în timpul ploilor torenþiale o peliculã de câþiva milimetri (uneori 20…30mm) din unirea ºiroaielor. Acest strat este încãrcat cu agregatele de sol dezlipite, formând un noroi transportat de curenþii cu turbulenþã accentuatã. Antrenarea ºi depunerea materialului pe versanþi sunt similare celor din albii ºi depind de capacitatea de transport a curentului În funcþie de cantitatea de material din curentul de apa ºi capacitatea acestuia, pe versant se delimiteazã urmãtoarele segmente (figura 4.1.): – 1, partea superioarã a versantului, spre platoul interfluvial, cvasiorizontalã, de impact a picãturilor de ploaie; – 2, segment de eroziune în care are loc încãrcarea curentului cu materiale solide, cu aluviuni, în care concentraþia amestecului este mai micã decât capacitatea de transport a curentului de apa; 109

Evoluþia procesului de eroziune hidricã pe versant

dx QR

Predominã eroziunea

c < Kt

Er

2

Ed

3 4

Qs

+

1

Predominã transportul

c = Kt Ac

Predominã acumularea

c > Kt

Fig. 4.1. Capacitatea de transport a curenþilor peliculari pe versanþi în corelaþie cu procesele dintr-un bazin – versant.

Capacitatea de transfer a curenþilor peliculari

– 3, un segment central, de echilibru dinamic, în care concentraþia amestecului este egalã cu capacitatea de transport a curentului de apa – 4, un segment inferior, spre baza versantului, de depunere, în care capacitatea de transport se diminueazã, concentraþia amestecului fiind mai mare decât capacitatea de transport. Capacitatea de transport (Kt) este dependentã de pantã ºi de debitul lichid: Kt = k . I1,67. QR1,67 în care: k este factor de sol, I = panta, QR = debitul lichid Eroziunea hidricã pe versanþi este controlatã de legea gravitaþiei. Pentru estimarea eroziunii s-au utilizat mai multe formule, în funcþie de lungimea de scurgere (L), de panta terenului (I), de intensitatea ploii (i) ºi de durata ploii. Unitãþile de mãsurã ºi limitele de aplicabilitate diferã însã de la o formulã la alta, iar coeficientul k include ºi influenþa altor factori care influenþeazã eroziunea (Moþoc ºi colab., 1975). Astfel de formule au fost elaborate pe baze experimentale, una dintre cele de început fiind a lui Kornev, 1937): E = k. I

0,75

L

1,5 i1,5

Formula universalã a eroziunii (formula Wischmeir, 1960) pentru estimarea eroziunii medii anuale este mai complexã ºi se prezintã astfel: E = k .Lm.In .S.C.Cs în care: k este indicator erozional, S = indicator al erodabilitãþii solului, C = indicator al protecþiei oferite de culturi, Cs= indicator al efectului lucrãrilor antierozionale. Aceastã formulã a fost adaptatã de Moþoc sub forma: E = k . S . C . Cs . L

0,3

. i1,4

în care: E este eroziunea medie anualã (t ha.an), 110

k = coeficientul de agresivitate pluvialã (figura 4.2), S = coeficientul pentru erodabilitatea solului (tabelul 4.1), C= coeficientul privind influenþa vegetaþiei (tabelul 4.3), Cs= coeficientul pentru influenþa sistemului de culturã folosit (tabelul 4.3), L = lungimea versantului (m), i = panta medie a versantului (%) (tabelul 4.4).

Fig. 4.2. Zonarea agresivitãþii pluviale

Tabelul 4.1 Clasificarea solurilor în raport cu erodabilitatea Valoarea coeficentului de corecþie pentru erodabilitãþi în formula de calcul a eroziunii

Clasa

Caracterizarea solurilor

1

Soluri foarte puternic sau excesiv erodate cu coeziune foarte micã, fãrã structurã

1,2

2

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune micã, slab structurate

1,0

3

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune mijlocie sau slab ºi moderat erodate cu coeziune micã

0,8

4

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune mare, bine structurate, profil puternic dezvoltat

0,7

5

Soluri slab sau moderat erodate, cu coeziune mijlocie, profil puternic dezvoltat, rocã mamã friabilã

0,7

6

Soluri slab sau moderat erodate cu coeziune mare, structurã foarte bunã, profil puternic dezvoltat, rocã mamã friabilã

0,6

111

&

+

Tabelul 4.2 Clasificarea terenurilor dupã valoarea pantei (dupã Motoc ºi colab., 1975) Grupa

Clasa

Simbol

Panta %

Simbol

Panta %

I

0-5

A

0-2

Practic 0

B

2-5

Extrem de slab înclinat

C

5-8

Foarte slab înclinat

D

8-12

Slab înclinat

E

12-18

Mijlociu înclinat

F

18-25

Puternic înclinat

G

25-35

Foarte puternic înclinat

H

35-50

Extrem de puternic înclinat

I

50-70

Abrupt

J

70-100

Foarte abrupt

L

Peste 100

II

Denumirea terenului

5-12

III

12-25

IV

25-50

V

Peste 50

Versant

Extrem de abrupt Tabelul 4.3

Valorile coeficientilor Cs si C Specificaþie

Pante versant (%) 0-5

5-10

Sistemul de cultura

10-15

15-20

20-25

>25

Coeficentul Cs

Culturi anuale din deal în vale

1,00

1,00

1,00

1,00

1,00

1,00

Culturi anuale pe curba de nivel

0,50

0,60

0,70

0,75

0,80

0,85

Culturi în fâºii

-

0,30

0,35

0,40

0,45

0,50

Culturi cu benzi înierbate

-

0,25

0,30

0,35

0,40

0,45

Culturi cu canale, valuri

-

-

0,18

0,21

0,24

0,25

Culturi cu terase bancheta

-

-

0,15

0,18

0,21

0,25

Culturi cu terase în trepte

-

-

0,05

0,08

0,10

0,15

Natura vegetaþiei

Coeficentul C

Ogor negru cu rigole ºi ºiroiri

1,20

Ogor negru

1,00

Cereale pãioase de toamnã

0,15

Cereale pãioase de primãvarã

0,20

Mazãre, fasole

0,30

Porumb, Cartof, Sfeclã

0,70

Culturi de protecþie

0,25

Ierburi perene anul I

0,10

112

Continuare – Tabelul 4.3 Ierburi perene anul II

0,05

Pajiºti puternic degradate

0,80

Pajiºti moderat degradate

0,30

Pajiºti bine încheiate

0,05

Livezi pe terenuri degradate

0,70

Livezi pe curba de nivel

0,50

Vii din deal în vale

0,75

Vii pe curba de nivel

0,30

Pãdure pe terenuri degradate

0,25

Pãdure încheiatã

0,02

&

În cazul eroziunii potenþiale Ep nu se iau în calcul coeficienþii de vegetaþie ºi lucrãrile de amenajare a versanþilor: Ep = k.S.L0,3.i1,4 Gradul de vulnerabilitate a terenului la eroziunea în suprafaþa (Ves) þine cont de eroziunea efectivã ºi eroziunea potenþialã (Grecu, Comãnescu, 1998): Ves = (E / Ep) .100 4.1.3. Factorii care influenþeazã eroziunea Morfografia ºi morfometria versantului Prezentarea formulelor de calcul a eroziunii impune luarea în analizã a caracteristicilor de formã a versantului, precum ºi pe cele ce vizeazã în special lungimea ºi gradul de înclinare a acestuia. Forma versantului acþioneazã de fapt tot prin particularitãþi de înclinare, conform legii generale a gravitaþiei. Pentru versanþii complecºi, aºa cum s-a prezentat anterior, eroziunea este diferit dispusã în diferite sectoare, în funcþie de capacitatea de transport a curentului de apã. La cantitãþi mari de precipitaþii, capacitatea de infiltrare a apei în sol se reduce; prin unirea curenþilor bidimensionali ºi a ºuvoaielor se formeazã o peliculã de apã care antreneazã particulele desprinse, spre baza versantului. Pelicula de apã se îngroaºã spre partea inferioarã a versantului, puterea de eroziune fiind amplificatã ºi de curenþii verticali formaþi datoritã microreliefului de pe versant. Grosimea (înãlþimea sau adâncimea) peliculei ºi viteza de scurgere sunt diferite în funcþie de forma versantului ºi de intensitatea ploii. În partea superioarã a versantului, viteza medie a scurgerii superficiale este mai micã decât în aval. Pe versanþii concavi, vitezele sunt mai mari în partea superioarã a versantului, iar pe versanþii convecºi, vitezele sunt scãzute în partea superioarã. Pierderile de sol sunt mai reduse pe versantul concav, unde eroziunea este mai micã, decât pe versantul convex. Pierderile totale de apã au valori 113

Rolul morfometriei ºi morfografiei versantului în dinamica eroziunii pe versant

+

opuse celor de sol în raport de forma versantului. Pierderile de sol sunt dependente deci de precipitaþii ºi pantã (figura 4.3), (tabelul 4.4). A

Strat de sol

Rocã la suprafaþã

Rocã

Râu

Rocã la suprafaþã

B

Strat de sol Râu

Coluvii Rocã Strat de sol

C Rocã la suprafaþã Deluvii Strat de sol Rocã

Râu

Fig. 4.3. Morfografia versanþilor A – versant convex; B – versant concav; C – versant complex Tabelul 4.4 Influenþa formei versantului asupra scurgerii ºi eroziunii Timpul ploii Pierderea de apã (scurgerea, mm) simulate (min.) Concav Drept Convex

Pierderea de sol. (eroz., t/ha) Concav

Drept

Convex

00-30

-00

0,50

-00

0,80

0,80

1,05

30-60

11,25

7,80

10,00

13,00

13,00

24,05

60-90

16,75

15,30

15,00

20,10

22,80

30,00

90-120

21,00

18,00

17,00

22,08

26,30

28,00

Total

49,00

41,60

42,00

55,3

62,90

83,10

114

Efectul lungimii versantului asupra eroziunii este mai mare la versantul drept decât la cel convex. Intensitatea eroziunii pe versanþii complecºi depinde de îmbinarea sectoarelor simple; un versant complex se prezintã ca o succesiune de segmente de eroziune ºi de acumulare. La atingerea pantei de echilibru prin formarea unei cuverturi de depozite participã însã ºi procesele gravitaþionale Agresivitatea pluvialã S-a observat din cele expuse anterior cã pentru formarea scurgerii pe versanþi trebuie ca ploaia cãzutã sã fie mai mare decât suma pierderilor, iar intensitatea sã depãºeascã valoarea indicelui de infiltraþie în sol: H > P, iar i > Ö. O ploaie torenþialã sau o ploaie erozivã (eficace) se caracterizeazã printr-o cantitate H > 10 mm ºi printr-o intensitate i > 0,4…0,5 mm/min. Intensitatea din timpul unei ploi poate fi maximã, eficace, optimalã sau medie. Înãlþimea cumulatã a ploii este în funcþie de timp. Expoziþia versantului Expoziþia versantului influenþeazã intensitatea eroziunii prin cantitatea de energie caloricã, cu rol în diferenþierea însuºirilor fizico-mecanice ale solurilor. La latitudinile þãrii noastre, la diferite declivitãþi au fost calculate valorile energiei recepþionatã de suprafaþa terestrã. Indicele de apreciere a eroziunii solului (e) în funcþie de expoziþie are valorile: expoziþia indicele e vesticã 1,00 sudicã 0,93 – 0,95 esticã 0,73 – 0,75 nordicã 0,70 Versanþii cu expoziþie sudicã ºi vesticã sunt mai expuºi eroziunii decât cei cu expunere nordicã ºi vesticã. În general, versanþii nordici sunt mai protejaþi de cãtre vegetaþia arborescentã, datoritã temperaturilor mai scãzute. În plus, pe versanþii sudici, distrugerea agregatelor de sol este acceleratã nu numai de insolaþie, ci ºi de frecvenþa ciclurilor gelivale de îngheþ-dezgheþ. Astfel, chiar dacã scurgerile sunt diminuate, eroziunea este mai mare pe versanþii sudici decât pe cei nordici. În plus, expoziþia versantului trebuie corelatã ºi cu tipul de sol ºi cu caracteristicile morfometrice ºi morfografice ale versantului (tabelul 4.5). De exemplu, la acelaºi tip de versant dupã formã (versant drept), cu aceeaºi expoziþie (vesticã), valorile eroziunii sunt diferite pe solurile cernoziomice ºi brune de pãdure. Vegetaþia Vegetaþia cultivatã sau spontanã, ierboasã sau lemnoasã, în funcþie de densitate, consistenþã ºi durata protecþiei influenþeazã direct sau indirect intensitatea eroziunii. Dupã gradul de protecþie, plantele cultivate se împart în: 115

&

+

Tabelul 4.5 Influenþa expoziþiei ºi formei versantului asupra eroziunii Eroz.pt. L Indicele (e) ºi panta 3 stand. (m )

Tipul de sol

Expoziþia

Forma versantului

Ecuaþia eroziunii

Castaniu deschis

Vesticã

Convexã treimea superioarã

E=7,52L0,52i0,28

3839

1,00

Nordicã

Idem

E=7,76L0,44i0,35

2716

0,70

Cernoziom carbonatic castaniu

Vesticã

Dreaptã

E=7,71L0,51i0,25

4225

1,00

Sudicã

Dreaptã

E=10,40L0,45i0,25

3952

0,93

Cernoziom levigat

Vesticã

Dreaptã

E=5,13L0,60i0,21

Sudicã

Dreaptã

Brun de pãdure

Vesticã Esticã

3939

1,00

E=14,60L

0,43 0,19

i

3766

0,95

Dreaptã

E=0,823L

0,79 0,44

4472

1,00

Dreaptã

E=0,0636L1,21i0,38

3255

0,73

i

– foarte bune protectoare – leguminoasele ºi gramineele furajere perene, din al doilea an de folosinþã: lucerna, trifoiul, sparceta etc.; – bune protectoare – cereale pãioase, leguminoase ºi graminee furajere, perene, în primul an de folosinþã ºi plantele furajere anuale: grâul, secara, orzul, ovãzul, borceagul etc.; – mijlociu protectoare – leguminoasele anuale: mazãrea, fasolea, soia, bobul, nãutul, etc.; – slab protectoare: prãºitoarele – cartoful, sfecla, porumbul, floarea-soarelui – ºi viþa de vie. În cursul unui an, efectul de protecþie a vegetaþiei cultivate diferã în funcþie de fazele de dezvoltare a culturii, pe aceastã caracteristicã se stabileºte de fapt ºi factorul C din ecuaþia universalã a eroziunii. Aceste faze favorizeazã sau nu atât reþinerea unei cantitãþi din precipitaþii, cât ºi extinderea sistemului radicular. De exemplu, rãdãcinile grâului de primãvarã pãtrund în pãmânt pânã la 2 m, cele de floarea-soarelui pânã la 2,75 m, cele de lucernã pânã la 6m (dupã 1–2 ani) ºi pânã la 18 m (lucerna de 6 ani). Vegetaþia lemnoasã, ºi ne referim în special la pãdure are acelaºi rol de protector a terenurilor prin sistemul radicular, dar ºi prin particularitãþile sistemului foliaceu, prin structura pãdurii, prin cantitatea litierei. Un rol important îl are pentru reþinerea apei din precipitaþii prin densitatea si dimensiunea frunzelor. Molidiºurile pure reþin circa 37% din cantitatea anualã de precipitaþii, stejãretele 22%, pinetele 13–15%, mestecãniºurile doar 9%. În ecosistemele de fag normal constituite, scurgerile de suprafaþã sunt foarte reduse (sub 2% din cantitatea ploii). Din aceastã cauzã, la fãgetele cu mult ºi strat de litierã continuu, transportul de aluviuni este foarte redus, între 0,006 ºi 0,226 mc pe hectar pe an. Comparativ cu ecosistemele de molid, brad, larice aceste valori sunt mult mai reduse. 116

Proprietãþile fizico-chimice ºi biologice ale solului Solurile care afecteazã infiltraþia, permeabilitatea precum ºi solurile care rezistã la dispersie prin impactul picãturii de ploaie prezintã proprietãþi ce influenþeazã eroziunea. Solurile rezistente la eroziune sunt solurile care au un conþinut ridicat de substanþe organice, de carbonat de calciu, de argilã, solurile cu o bunã permeabilitate ºi o afânare mijlocie. Determinante pentru intensitatea eroziunii sunt procentul de argilã ºi nisip foarte fin, procentul de nisip cu diametrul particulelor mai mare de 0,10 mm, conþinutul de materie organicã în straturile de dezvoltare a plantelor, structura ºi permeabilitatea, pH-ul etc. Solurile cu un conþinut ridicat de praf ºi sãrace în argilã ºi materie organicã sunt slab rezistente la eroziune pentru cã au o cantitate redusã de liant. Aceste caracteristici ale solului influenþeazã valorile infiltraþiei apei în sol. 4.1.4. Impactul asupra populaþiei Spre deosebire de alte procese geomorfologice, pluviodenudarea ºi eroziunea în suprafaþã nu creeazã forme durabile de teren, efectul acestor procese se manifestã însã în eroziunea solului, respectiv în reducerea potenþialului productiv a terenurilor cu efecte semnificative de risc pentru populaþie prin diminuarea producþiei vegetale ºi animale. Din aceastã perspectivã ele sunt fenomene de risc. Pe baza unor criterii fizice ºi economice, potenþialul productiv a terenurilor agricole este grupat în cinci clase (la care se adaugã terenurile neproductive), utilizându-se indicele de fertilitate globalã (tabelul 4.6) (Bãloi, Ionescu, 1986). Indicele de fertilitate globalã (F) reprezintã potenþialul productiv al unui teren prin capacitatea naturalã de a furniza condiþii de creºtere ºi dezvoltare normalã plantelor. Pentru o fertilitate optimã F = 100. Indicele de fertilitate globalã mediu ponderat (Fm) se determinã dupã ecuaþia: S1F1 + S2 F2 + …+SnFn S = suprafaþa; F = clasa de fertilitate Fm = S1+ S2 + …+Sn Zonele de fertilitate ecologicã sunt delimitate pe baza indicilor F sau Fm: Zona Zona Zona Zona Zona

I de favorabilitate II de favorabilitate III de favorabilitate IV de favorabilitate V de favorabilitate

Fm = Fm = Fm = Fm = Fm =

81 61 41 21 20

117

– – – – –

100 80 60 40 0

&

+

Tabelul 4.6 Clasificarea potenþialului productiv al terenurilor agricole Clasa

Clasa de calitate a solurilor

I

Terenuri de calitate foarte bunã, Terenurile respective au condiþii foarte bune pentru fãrã restricþii F = 100–81 creºterea ºi dezvoltarea plantelor ºi de mecanizare a tuturor lucrãrilor agricole. Pot fi cultivate majoritatea plantelor de culturã din zona bioclimaticã respectivã, cu tehnologiile cele mai moderne, investiþii minime ºi randamente maxime.

II

Terenuri de calitate bunã cu restricþii mici F = 80–61

III

Terenuri de calitate mijlocie, cu Terenurile cu procese evidente de degradare. restricþii mijlocii F = 60–41 Sortimentul plantelor de culturã este limitat de condiþiile climatice ºi de cele edafice. Sunt necesare lucrãri de amenajare hidroameliorativã ºi mãsuri agropedoameliorative. Terenul trebuie sa prezinte cel puþin o limitare sau un proces de degradare cu o intensitate mijlocie.

IV

Terenuri de calitate slabã,cu restricþii severe F = 40–21

V

Terenuri de calitate foarte Terenuri neindicate pentru a fi arabile cu limitãri slabã, restricþii excesive F < 20 foarte severe, cu producþii slabe ºi foarte slabe. Se includ solurile mlãºtinoase, saline ºi alcaline, cele excesiv scheletizate ºi prundiºurile slab solificate. Prezintã limitãri absolute, pante peste 35%, alunecãri active. Pentru amenajare ºi ameliorare comportã investiþii mari, nemaiputând fi ameliorate în condiþii economice. Terenuri neproductive

Elemente caracteristice

Terenurile cu soluri care prezintã pericol de degradare, precum ºi cele în fazã incipientã de degradare (pseudogleizare, gleizare, salinitaze, alcalinizare, acidifiere).Terenuri cu pante mici ºi limitãri minime datorate alcãtuirii granulometrice ºi a ridicãrii nivelului freatic. Sunt necesare lucrãri pentru prevenirea degradãrilor ºi lucrãri agropedoameliorative.

Terenurile cu soluri afectate de limitãri sau procese de degradare puternice, terenuri cu pante mari, afectate de procese negative de intensitate mare. Terenurile sunt la limita folosirii arabilului, fiind necesare mãsuri ºi lucrãri complexe de amenajare ºi ameliorare, iar pentru a fi mecanizate este necesarã o sistemã de maºini cu tractoare pe ºenile.

Se includ solonceacurile cu crustã, soloneþurile fãrã vegetaþie, cele exclusiv mlãºtinoase, fitosolurile antropice, gropile de împrumut, ravenele, râpele, torenþii

Existã mai multe clasificãri ale mãsurilor ºi lucrãrilor antierozionale, care trebuie aplicate în complex ºi diferenþiat pe unitãþi naturale, respectiv pe bazine hidrografice. Unele mãsuri au caracter preventiv ºi aici sunt incluse toate mãsurile de organizare a terenurilor pentru diferite utilizãri, iar altele vizeazã lucrãrile de combatere a eroziunii, diferenþiate în funcþie de modul de utilizare ºi de tipul eroziunii (în suprafaþã ºi în adâncime). 118

4.2. Eroziunea prin curenþi concentraþi (eroziune torenþialã) 4.2.1. Procese elementare ale apariþiei eroziunii torenþialeravinaþia Scurgerea pelicularã, în anumite condiþii de pantã se concentreazã de cele mai multe ori în canale (ºanþuri) de diferite dimensiuni care rezistã în timp ca formã de relief; cele cu adâncimi ºi lungimi foarte reduse pot fi desfiinþate prin lucrãri agrotehnice simple. Dupã dimensiuni ºi stadiu de evoluþie aceste canale sunt: rigola, ogaºul ºi ravena. Într-un stadiu incipient al eroziunii se formeazã rigola, care poate fi nivelatã prin arat. Rigola face trecerea între eroziunea pelicularã ºi eroziunea în adâncime. De fapt între aceste tipuri de eroziune, limita este convenþionalã, datã dupã dimensiunile rigolelor. La ploi torenþiale aceasta se adânceºte, trecând într-un nou stadiu de evoluþie – ogaºul (cu adâncimi de pânã la 2-3 m). Ravena reprezintã un stadiu mai înaintat de evoluþie a formei(adâncimi peste 2-3 m). Atât ogaºul cât ºi ravena pot fi simple (cu un singur canal) sau ramificate (cu douã sau mai multe canale) (figurile 4.4, 4.5, 4.6). Ravena simplã este alcãtuitã din: – vârful ravenei (râpa de obârºie) – partea superioarã, cu abrupturi accentuate, extrem de activã prin înaintarea spre amunte pe versant; – malurile ravenei, abrupte, cu procese intense de spãlare ºi surpãri; – fundul ravenei, de cele mai multe ori în trepte, care trãdeazã fie evoluþia pas cu pas în amonte ºi în aval, fie roci cu duritate diferitã. Ravena ramificatã reprezintã un stadiu de trecere spre torent. Poate avea un bazin de recepþie destul de mare (1000–1500 ha). Panta, excesul de precipitaþii ºi caracteristicile rocii impun atât concentrarea apei, cât ºi succesiunea dintre eroziune, transport ºi acumulare în lungul ravenei. Raportul dintre turbiditate ºi capacitatea de transport prezintã un mecanism asemãnãtor cu cel prezentat la eroziunea pelicularã ºi la râuri. Procesul de eroziune capãtã intensitãþi ºi aspecte variate, cea mai activã fiind eroziunea de obârºie sau de la vârful ravenei. Materialele erodate ºi târâte de curentul de apã torenþial sunt redepuse haotic pe patul ravenei, la diminuarea debitului. Astfel, eroziunea de fund se manifestã cu intermitenþã ºi cu intensitate variate în lungul ravenei în funcþie ºi de substratul geologic. Pe malurile abrupte, neprotejate de vegetaþie, eroziunea de mal contribuie la lãrgirea ravenei, dar ºi la apariþia unor praguri în lungul acesteia din materialele provenite de pe maluri. De fapt acest tip de eroziune se combinã cu surpãri provocate de subsãparea prin eroziunea lateralã a curentului de apã torenþialã. Eroziunea de mal favorizeazã apariþia unor rigole care prin evoluþie pot genera noi ravene, afluente, ducând la ramificarea ravenei primare. O caracteristicã a eroziunii prin ravenaþie este dinamica extrem de activã ºi modificarea morfografiei ºi morfometriei. 119

&

Evoluþia eroziunii torenþiale

+

con aluvial

Fig. 4.4. Ravena

Ravenã sub formã de bulb

Ravenã liniarã

Ravenã zãbrelitã

Ravenã dendriticã

Ravenã paralelã

Ravenã compusã

Fig. 4.5. Configuraþia în plan a ravenelor

120

A

Deleni-Iaºi

Crãeºti-Bujor-Galaþi

B

E D Todireni-Botoºani

&

C

Belceºti-Iaºi

Crãeºti-Bujor-Galaþi

Suliþa - Botoºani

H

G versant

F

Cepleniþa-Iaºi

versant albie majorã

Fig. 4.6. Tipuri de ravene în Podiºul Moldovei (dupã M. Rãdoane ºi colab., 1999)

Pe terenurile în roci moi, slab consolidate, ravenele au adâncimi mari ºi un profil transversal în V ascuþit. În rocile dure ogaºele ºi ravenele au adâncime micã ºi deschidere mare, fundul fiind sãpat în rocã (când nu s-a atins stadiul de echilibru). Rocile uºor erodabile,ca nisipurile, loessurile ºi depozitele loessoide, pietriºurile sunt supuse unor procese de eroziune în adâncime rapide, ravenele atingând 20–40 m, adesea asimetrice, cu maluri ce ating 50 m. În rocile mijlociu erodabile (marne, argile, calcare, unele gresii) eroziunea în adâncime este relativ rapidã (pot atinge 15–30 m); deschiderea este egalã sau mai mare decât adâncimea. Pe terenurile formate în roci necoezive, profilul transversal este trapezoidal datoritã depunerii materialelor pe fundul ravenei. 121

+

4.2.2. Clasificarea formaþiunilor de eroziune în adâncime Microrelieful, morfografia ºi morfometria formaþiunilor de eroziune în adâncime sunt foarte variate, ceea ce determinã utilizarea diferitelor criterii de clasificare, criterii ce pun în evidenþã exact aceste caracteristici. Dupã criteriul adâncimii se deosebesc: • ogaºele, formaþiunile cu adâncime de 0,2–2,0 m (3,0 m): ogaºe mici, 20–100 cm adâncime, ogaºe mari, peste 100 cm adâncime; ogaºe rare la peste 30 m distanþã, ogaºe dese la 5–30 m distanþã, ogaºe foarte dese la sub 5 m distanþã; • ravenele, formaþiunile cu adâncimea de peste 2,0–3,0 m. Ravenele se împart tot dupã anumite criterii: – dupã adâncime acestea pot fi: ravene mici cu adâncimea de 2–5 m; ravene mijlocii cu adâncimea de 5–10 m; ravene mari cu adâncimea de peste 10 m; – dupã lungime, ravenele sunt: scurte pânã la 300 m; lungi de 300–1000 m; foarte lungi de peste 1000 m; – dupã mãrimea suprafeþei de recepþie: ravene cu bazine mici, de sub 10 ha; ravene cu bazine mijlocii, de 10–30 ha; ravene cu bazine mari, de 50–100 ha; ravene cu bazine foarte mari, de peste 100 ha; – dupã stadiul de dezvoltare: ravene active în stadiu incipient, ravene active în stadiu evoluat, ravene stabilizate parþial, ravene stabilizate total; – dupã gradul de torenþialitate: ravene netorenþiale cu sub 4 m3/ha.an eroziune specificã medie; ravene mijlociu torenþiale cu 4–32 m3/ha.an eroziune specificã medie; ravene excesiv torenþiale, cu peste 32 m3/ha.an eroziune specificã medie. Micromorfologia creatã de eroziunea în adâncime atât la ogaºe cât ºi la ravene, face ca acestea sã fie: – cu un singur canal de scurgere, drepte, neramificate, orientate pe linia de cea mai mare pantã (pe versanþi de peste 25 grade); – ramificate, pe versanþii ondulaþi, vãluriþi, evolueazã spre torenþi. Alte criterii de clasificare sunt similare cu cele utilizate la râuri: forma profilului transversal, profilul longitudinal, raportarea la structura geologicã etc. 4.2.3. Organismul (sistemul) torenþial Noþiunea de torent vizeazã caracteristici geomorfologice ºi caracteristici hidrologice, ambele dând de fapt conþinut sistemului torenþial. Geomorfologic, torentul reprezintã forma de relief complexã, creatã prin procese de eroziune în adâncime, respectiv o vale îngustã în formã de V ascuþit, cu versanþi abrupþi, vale ce primeºte în partea superioarã afluenþi torenþiali (vãi torenþiale) de diferite dimensiuni (rigole, ogaºe). Hidrologic, torentul este un curs natural de apã cu scurgere intermitentã (rareori cu scurgere tot timpul anului), cu bazin hidrografic redus (sute sau câteva mii de hectare), pante relativ 122

accentuate ce favorizeazã creºterile rapide de debite ºi niveluri la ploi torenþiale. Organismul torenþial formeazã un sistem, în care cele trei acþiuni – eroziune, transport, acumulare – se succed de la izvor spre vãrsare pe secþiuni bine definite în cele trei mari subsisteme componente (figura 4.7):

&

bazin de recepþie

bazin de recepþie

canal de scurgere

con de dejecþie con de dejecþie Fig. 4.7. Sistemul torenþial

– subsistemul bazinul de recepþie este partea superioarã a torentului, în care are loc concentrarea apei în formaþiuni torenþiale elementare; principala funcþie este eroziunea regresivã dar ºi cea de mal sau de fund; funcþia de transport este diseminatã în fiecare formaþiune elementarã; – subsistemul canalul de scurgere este un canal în care s-au concentrat apa ºi aluviunile erodate în subsistemul din amonte; funcþia principalã este de a asigura transportul apei ºi aluviunilor, dar nu se exclud eroziunea ºi unele depuneri; – subsistemul conul de dejecþie (de depunere sau agestru dupã Mihãilescu) reprezintã partea terminalã a sistemului torenþial, în care are loc depunerea materialelor ºi evacuarea apei restante în sistem ºi chiar a unor aluviuni. Astfel, funcþionalitatea sistemului este asiguratã de funcþia subsistemelor care se dispun în cascadã. Analiza prin concepþie sistemicã a formaþiunilor torenþiale simple sau complexe face posibilã separarea organismului torenþial de cel al ravenelor. Geneza, dinamica ºi evoluþia organismului torenþial sunt strâns legate de cele ale formaþiunilor elementare, putându-se deosebi mai multe etape cu limite tranzitorii. Pe versant, în general în anumite puncte de inflexiune, favorizate ºi de unele mici denivelãri (muºcãturi) ºi lipsa vegetaþiei arborescente, are loc într-o primã fazã concentrarea scurgerii de suprafaþã ºi dirijarea ei spre aval, creându-se mai întâi sanþuri cu lungimi reduse. Ogaºul se adânceºte ºi se alungeºte la fiecare ploaie spre amunte ºi spre aval. 123

Sistemul torenþial

+

Spre aval are loc ºi deplasarea continuã a micilor conuri de dejecþie pânã la reducerea pantei când conul devine stabil. În amunte evoluþia se realizeazã prin eroziune regresivã, deasupra punctului de inflexiune apar noi rigole sau ogaºe, eroziunea de mal favorizând apariþia unor ravene afluente. Cele trei subsisteme fiind funcþionale, prin procese complexe de versant ºi albie, organismul se dezvoltã în suprafaþã. Extinderea însã este limitatã tocmai de procesele de depunere din partea inferioarã, concomitent cu reducerea pantei. Torentul îºi realizeazã profilul de echilibru. Evoluþia descendentã continuã spre stingerea torentului; panta de echilibru duce la limitarea eroziunii în adâncime, la dezvoltarea eroziunii laterale ºi deci la lãrgirea fundului, scãderea capacitãþii de transport, depunerea materialelor spre amunte, are loc deci aluvionarea canalelor dinspre aval spre amunte, proces invers celui din faza de dezvoltare, concomitent se diminueazã ºi pantele malurilor, organismul intrã în faza pasivã de stingere totalã.

4.3. Alte procese de risc de degradare a solurilor Procesele care conduc la scãderea fertilitãþii solurilor sau la geneza unor soluri nefertile sunt considerate procese de risc pentru cã indirect ameninþã starea de sãnãtate ºi de hranã a populaþiei. Din aceastã perspectivã, pedologic se deosebesc procesele dependente în cea mai mare parte de climã. Lateritizarea are loc în condiþiile climatice cu precipitaþii bogate, temperaturi ridicate ºi vegetaþie forestierã (clima de pãdure umedã ecuatorialã; clima tropicalã cu douã anotimpuri, cel umed mai extins ca timp; clima subtropicalã umedã); datoritã cãldurii ºi precipitaþiilor, activitatea bacterianã intensã duce la distrugerea totalã a vegetaþiei moarte, cu repercusiuni în diminuarea pânã la absenþã a humusului. Oxizii de fier insolubili (Fe2O3) se acumuleazã sub forma argilelor roºii (laterita). Precipitaþiile bogate duc la spãlarea silicei din sol având loc un proces de desilicifiere. Lateritizarea conduce la formarea unui sol cu fertilitate foarte scãzutã în lipsa bazelor ºi a humusului. Gleizarea ºi pseudogleizarea se produc în condiþii de rocã, sol ºi microrelief care favorizeazã stagnarea temporarã sau de duratã mai lungã a apei la suprafaþa terenurilor în urma ridicãrii nivelului apelor freatice aproape de suprafaþã sau chiar apariþia la zi. Sursele excesului de apã sunt: precipitaþiile abundente, revãrsãrile periodice, creºterea nivelului râurilor ºi implicit a pânzelor freatice care se alimenteazã din ele. Gleizarea este caracteristicã suprafeþelor slab drenate, fiind tipicã pentru climatele umede ºi reci, arealelor mlãºtinoase din climate continentale cu ierni reci. Sub materia organicã acumulatã la suprafaþã (datoritã temperaturilor scãzute) se formeazã un orizont de glei, situat de obicei în zona saturatã cu apã freaticã. Solurile gleice, argiloase, au o fertilitate foarte redusã. Solurile hidromorfe caracterizate prin apariþia ºi dezvoltarea gleizãrii ºi pseudogleizãrii, prin apariþia orizonturilor gleizate ºi pseudogleizate, au 124

fertilitate redusã deoarece în împrejurãrile menþionate substanþele organice nu pot fi descompuse de oxidaþie ºi activitatea bacterianã. Gleizarea ºi pseudogleizarea semnificã formarea ºi acumularea unor produºi de reducere chimicã, în primul rând fierul ºi manganul, care imprimã orizontului respectiv un colorit specific. Solurile gleice, lãcoviºtile ºi semilãcoviºtile, solurile pseudogleice se întâlnesc în câmpiile de subsidenþã, acolo unde apele freatice sunt la mai puþin de doi metri adâncime, în luncile rar inundabile ºi pe terasele inferioare ale marilor râuri, în microdepresiunile de tasarea loessului formate în domeniul interfluvial al câmpiilor. Salinizarea este procesul de acumulare în sol a unor sãruri uºor solubile. Pe glob se asociazã cu regimul climatic de deºert, pe suprafeþe slab drenate ºi cu evapotranspiraþie puternicã. Salinizarea solului se produce însã ºi în areale extradeºertice cu condiþii climatice ºi de relief similare. Salinizarea afecteazã soluri din lunci, câmpii joase, cu apã freaticã situatã deasupra unui nivel critic, încãrcatã cu sãruri provenite fie din regiuni mai înalte, fie din areale cu sare. Majoritatea sãrurilor care se acumuleazã sunt cloruri, sulfaþi, carbonaþi, nitraþi, predominanþi fiind ionii de sodiul, calciul ºi magneziul. Dupã intensitatea salinizãrii existã mai multe clase de salinitate: nesalinizat, slab salinizat, moderat salinizat, puternic salinizat ºi foarte puternic salinizat. Sãrurile solubile sunt foarte agresive, perturbând creºterea plantelor ºi având efecte toxice asupra acestora. Salinizarea ca proces pedogenetic se împarte în douã categorii: salinizarea primarã ºi salinizarea secundarã Salinizarea primarã a solurilor are loc pe formaþiuni salifere (sare ºi brecia sãrii). Solificarea este dirijatã de roca uºor solubilã, evolueazã spre salinizarea puternicã cu clorurã de sodiu a întregului profil, rezultând astfel soluri specifice ca soloneþuri ºi solonceacuri. Salinizarea se transmite ºi asupra terenurilor limitrofe datoritã spãlãrii solurilor ºi infiltrãrii apei în sol, dar ºi asupra solurilor ºi aluviunilor din lunci. Prin salinizarea primarã impusã de rocile carbonatice se formeazã rendzinele ºi pseudorendzinele. Solificarea este dominatã de excesul de ioni de calciu furnizaþi de roca parentalã. Prin concreþionarea periodicã a sãrurilor la suprafaþã se produce ridicarea gradului de calcizare ºi, implicit scãderea fertilitãþii acestora. Salinizarea secundarã a solurilor este rezultatul climatului cu nuanþe semiaride din partea de sud-est a þãrii (precipitaþiile sunt depãºite de evapotranspiraþie, bilanþul hidric este negativ). În aceste condiþii climatice, alterarea rocilor sporeºte conþinutul în sãruri a solului ºi a apelor freatice. Circulaþia capilarã aduce în orizontul superior al solului sau la suprafaþã sãruri care precipitã sub formã de eflorescenþe. Salinizarea secundarã se manifestã în sezonul cald, în perioadele secetoase, pe terenurile supraumectate din lunci ºi terase joase, din microdepresiuni de tasare, din vãile autohtone slab drenate. Intensificarea mineralizãrii, urmatã de salinizarea secundarã, conduce la formarea solurilor salinizate ºi a sãrãturilor (soloneþuri ºi solonceacuri). Desalinizarea ºi degradarea alcalinã a solurilor are loc atunci când nivelul apei freatice coboarã ºi umezirea capilar – freaticã a orizontului 125

&

+

superior poate sã înceteze ºi odatã cu aceasta ºi acumularea de sãruri solubile. Conþinutul în sãruri scade, are loc un proces de desalinizare, reacþia solului devine puternic alcalinã. Argila ºi humusul, componente saturate în ioni de sodiu sunt antrenate de apele de infiltraþie în orizontul inferior. Pe mãsura acumulãrii argilei, acest orizont devine mai compact. Este un orizont argiloiluvial natric ºi este specific soloneþurilor. Podzolirea intensã este un proces care contribuie la deprecierea calitãþii solurilor zonale. Pe terenurile mai puþin înclinate din munþi ºi dealuri, din cauza circulaþiei descendente a soluþiei solurilor are loc eluvierea coloizilor ºi a bazelor care înregistreazã o mãrire a conþinutului de silice, ºi deci, a aciditãþii. Iluvierea (acumularea) argilei în orizontul B care devine impermeabil, face ca podzolirea sã fie secondatã de pseudogleizare. Mediul acid în care evolueazã solurile din etajul montan este întreþinut de procesele de descompunere a litierei pãdurii. Podzolirea puternicã caracterizeazã întreaga clasã a solurilor argiloiluviale. Alte influenþe negative asupra solificãrii ºi solului Pe cale naturalã sau antropicã, solificarea ºi pãtura de sol pot fi supuse ºi altor influenþe negative, acestea conducând la întârzierea sau întreruperea pedogenezei, la deformarea proceselor pedogenetice specifice mediului geografic respectiv, la înlãturarea sau amestecarea orizonturilor caracteristice diferitelor tipuri de sol, în final la formarea de soluri cu fertilitate redusã, la apariþia de soluri degradate. În acest mod rezultã solurile neevoluate, trunchiate sau desfundate, solurile organice ºi solurile poluate. Degradãri de soluri produc procesele de eroziune prin apã (pluviodenudarea, ablaþia, ºiroirea ºi ravenarea) ºi prin vânt (coraziunea ºi deflaþia), apoi procesele de acumulare (aluvierea, coluvierea, acumularea eolianã, bioacumularea). Influenþa negativã a omului asupra solificãrii ºi a calitãþii solurilor se manifestã fie direct prin diferite lucrãri tehnice (descopertãri, desfundãri de terenuri, modelãri) ºi prin poluare, fie indirect, prin intensificarea proceselor denudaþionale (eroziunea acceleratã), încât eroziunea depãºeºte ca ritm procesele de formare ºi regenerare a solului. O formã gravã de degradare a solurilor este poluarea, care atrage diminuarea sau anularea însuºirilor utilitare ale acestora. Poluarea solurilor poate sã aibã loc în moduri diferite: prin aplicarea inadecvatã a îngrãºãmintelor chimice ºi a pesticidelor, prin deversãri de substanþe chimice, prin depozitarea necorespunzãtoare a deºeurilor industriale ºi menajere. În legãturã cu utilizarea terenurilor în diferite scopuri se utilizeazã termenii de factori limitativi ori restrictivi, sau mai simplu limitare sau restricþie care nu trebuie confundatã cu degradarea solurilor. Limitarea (restricþia) este o însuºire nativã a solului care restrânge utilizarea acestuia într-un anumit scop sau pentru o anumitã culturã. În cazul terenurilor cu restricþii trebuie sã se adapteze destinaþia ºi folosinþa terenului, precum ºi cultura dacã este cazul, þinându-se cont de aceºti factori limitativi. Factorii restrictivi pot fi absoluþi (necorectabili) – temperatura joasã, panta mare, caracterul intens bolovãnos al solului sau restrictivi corectabili (care pot fi 126

amelioraþi prin diverse tratamente sau lucrãri (aciditatea ºi sãrãturarea solului, excesul de apã). Spre deosebire de limitare degradarea solului este cauzatã de om care foloseºte solul fãrã a þine seama de restricþiile terenului respectiv ºi deci de riscul de degradare. Nu trebuie confundat un teren nativ slab productiv cu un teren degradat care ºi-a diminuat potenþialul productiv.

&

4.4. Impactul asupra populaþiei Riscul datorat proceselor geomorfice ºi de degradare a solului (figura 4.8) influenþeazã direct capacitatea de susþinere a populaþiei planetei prin rezervele de hranã. Se preconizeazã cã între 1990 ºi 2030, populaþia planetei va creºte anual cu circa 90 milioane de locuitori (3,6 miliarde în 40 de ani). Or, la nivel planetar, pierderile anuale din cauza degradãrii solului se înregistreazã atât în sectorul cultivãrii plantelor, cât ºi în cel zootehnic. În acest ultim sector, de exemplu, pierderile anuale în regiunile secetoase se ridicã la circa 23,2 miliarde dolari, la nivel planetar, pe continente, cele mai mari pierderi sunt în Asia (8,3 miliarde dolari) ºi Africa (7,0 miliarde dolari). ªi mai semnificative sunt valorile suprafeþei agricole pe cap de locuitor care va cunoaºte o continuã scãdere. în perioada 1950–1990 reducerea a fost de la 0,23 la 0,13 hectare pe cap de locuitor; în anul 2030 va ajunge la 0,08 hectare (Lester R. Brown, Hal Kane, 1996). În România, circa 7 milioane hectare sunt terenuri afectate de procese de degradare (47% din suprafaþa agricolã). Din aceastã suprafaþã, circa 3,1 milioane hectare prezintã un risc de la mediu la foarte puternic. La acestea se adaugã 1,6 milioane hectare de terenuri cu pajiºti montane cu risc mare la procese de eroziune (S.A. Munteanu, 1991).

4.5. Riscuri provocate de prãbuºiri ºi cãderi de stânci Catastrofa de la Elm (Elm - localitate în Elveþia, în cantonul Glarus) s-a produs la 11.09.1881, când în urma exploatãrii unui ºist (folosit la confecþionarea tãbliþelor de scris) începutã în 1868, ºi realizatã la o adâncime tot mai mare în munte (ajungându-se pânã la 20 m) ºi o lãþime de 180 m, a avut loc o prãbuºire mare de stâncã. Datoritã acestei metode de exploatat regiunea a fost dezechilibratã, Exemple roca a început sã crape încet, continuu, apãrând crãpãturi la suprafaþa. Treptat în de riscuri câteva zile au început sã se desprindã ºi sã cadã stânci mai mici, prima cãdere mai geomorfologice mare fiind o surpare de munte. În scurt timp blocuri mari de stâncã prãvãlite au umplut cariera; fenomenul a continuat la un sfert de orã de la prima manifestare când s-a produs o surpare ºi mai mare, iar dupã câteva minute s-a produs surparea principalã, care s-a apreciat ca având un volum de 10 mil. mc. Aceastã masã desprinsã din munte iniþial s-a îngrãmãdit la poalele acestuia ºi ulterior a fost deviatã lateral, pe vale, revãrsându-se jos, acoperind solul, distrugând casele ºi provocând moartea a 115 persoane, care au fost îngropate în stratul gros de 5-50 m. Masa de stânci, bolovani ºi roci care aluneca avea o vitezã de 180 km/h ºi s-a oprit dupã o distanþã de 1500 m. Ca urmare a undei de presiune creatã oamenii au fost ridicaþi de vârtej în aer ºi trântiþi la o mare depãrtare, unii reuºind sa scape în acest fel. 127

128

Cu risc foarte mare la eroziune hidrologicã

Cu risc mare la eroziune hidrologicã

Cu risc mediu la eroziune hidrologicã

Cu risc mic la eroziune hidrologicã

Fãrã risc la eroziune hidrologicã

Legendã

Fig. 4.8

HARTA RISCULUI LA EROZIUNE HIDRICÃ

+

&

Fig. 4.9. Risc mare datorat alunecãrilor de teren – Breaza.

Fig. 4.10. Crãpãturi în pereþii caselor datorate unui substrat instabil (Breaza).

129

+

Fig. 4.11. Stabilizarea râpei de desprindere a unei alunecãri (Breaza), (Se observã riscul la care sunt expuse casele).

Fig. 4.12. Reactivarea unor alunecãri vechi ºi (crãpãturi în deluviu) degradarea solului.

130

Cãderile de stânci de la Arth-Goldau (Elvetia). Au avut loc în 1806 ºi s-au soldat cu pierderea a 457 de vieþi ºi distrugerea localitãþii Arth-Goldau. Cauza producerii acestei prãbuºiri o constituie presiunea exercitatã de apele interstiþiale din rocã, în urma cantitãþilor ridicate de precipitaþii cãzute. Prãbuºirile sunt frecvente în zonele montane, iar Alpii nu fac excepþie. Un alt exemplu este cel din Alpii Elvetiei, pe valea râului Ticino, între localitãþile Giornico ºi Lavorggo, unde pe o lungime de 5 km s-au înregistrat prãbuºiri datorate retragerii masive a gheþarilor, în urma cãrora versanþii stâncoºi ºi-au pierdut stabilitatea. Volumul de stâncã dislocat a fost de 500 mil. tone. O altã surpare de stânci din 1584 – cea de la Tour d’Ai, pe valea Rhonului în Alpii Elvetiei – a avut drept consecinþã distrugerea oraºului Yvone ºi 300 de morþi. Iar în iulie 1987, o masã de rocã de circa 40 milioane m3 s-a prãbuºit în valea Adda (în Alpi), cu o viteza de pânã la 400 km/h, în numai 2 minute.

4.6. Riscuri glaciare Mattmark reprezintã un lac din Elveþia, localizat în Alpi. În 1965, în timpul construcþiei barajului pentru lacul de acumulare Mattmark, aflat în apropierea gheþarului Allaling mase de gheaþã s-au desprins din acesta ºi au cãzut peste locuinþele ºi atelierele muncitorilor, evenimentul fiind soldat cu 88 de morþi. Distanþa de la surpare pânã la tabãra de barãci era de 600 m; ca urmare a presiunii atmosferice deosebite locuinþele s-au prãbuºit înainte de a fi acoperite de gheaþã. În Anzii Peruani, în America de Sud, crestele abrupte ale munþilor, care frecvent depãºesc 6000 m, sunt acoperite de gheaþã ºi zãpadã. Muntele Huascaran (6768 m) se aflã la nord de Lima, iar gheþarul din vârful sau are grosimi de mai multe sute de metri, frecvent având loc prãbuºiri de mase de gheaþã ºi zãpadã, care o iau la vale ca lavine. La 10 ianuarie 1962 s-a desprins o masã de gheaþã ºi zãpadã, cu un volum de circa 3 mil. m3, care a cãzut vertical de la o înãlþime de aproximativ 1 km, s-a sfãrâmat în particule mici ºi, sub forma unui nor dens de gheaþã ºi zãpadã, a urmat cursul vãii, antrenând ºi blocuri de stâncã ºi mase de pãmânt, rezultând o combinaþie între o lavinã ºi torente de nãmol. Dupã ce a strãbãtut o diferenþã de nivel de 4000 m îºi mãreºte volumul la 13 mil. m3, a distrus oraºul Ranrahirca ºi sase sate, dupã care a blocat valea unui râu. Ulterior, masa de apã acumulatã a rupt digul ºi un potop pustiitor s-a prãvãlit la vale, ducând la moartea a 4000 de oameni. În 1970, alunecarea a fost declanºatã de un cutremur, iar torentul de aluviuni, lat de 1-2 km, ºi cu o viteza de 200 km/h a acoperit cu un strat gros (de peste 10 m) de nãmol ºi grohotiº oraºul Yungay (18.000 de morþi), Rio Santa, Ranrahirca (afectat ºi în 1962, alti 170 de morþi) ºi s-a liniºtit dupã ce a traversat Rio Santa la 80 m deasupra albiei râului pe versantul opus, unde a afectat satul Matacoto. Cutremurul care a declanºat aceastã catastrofã s-a soldat în total cu 48.000 de morþi. 131

&

+

4.7. Riscuri datorate alunecãrilor de teren Alunecãrile produse la 30 noiembrie 1977 la Tuve-Goteborg Tuve este o suburbie a oraºului costier Goteborg, din sudul Suediei; la 30.11.1977 în urma unui aºa-zis cutremur foarte mare au fost distruse complet 67 de case, au murit 8 oameni, iar 73 au fost rãniþi. Acest cutremur, care a fost declanºat de explozibilul folosit pentru un tunel aflat la câþiva km, în scurt timp a determinat producerea acestei alunecãri de teren. Factorul favorizant al acestei alunecãri a fost reprezentat de petrografia regiunii: depuneri lãsate de gheþarii din timpul erei glaciare; deasupra se întâlneºte aºa-numita argilã curgãtoare depusã iniþial ca sediment marin, având un conþinut iniþial de sare; la sfârºitul erei glaciare gheaþa s-a topit, iar uscatul s-a ridicat, izostatic, cu 30 m. Argila curgãtoare are o sensibilitate deosebitã la apã, dar ºi la perturbãri mecanice, ca urmare a conþinutului iniþial de sare, care treptat a fost extrasã, prin ape freatice ºi precipitaþii, formându-se astfel goluri. Prin urmare la apariþia celui mai mic factor declanºator se produce o fluidizare a acesteia, cu urmãri negative. Aceastã alunecare de teren a fost devastatoare pentru oraºul situat pe aceastã fundaþie. Lacul de acumulare Vajont 1963.Lacul de acumulare Vajont a fost amenajat pe valea Piave din Alpii Italieni, o vale îngustã ca o prãpastie unde avea sã aibã loc, la câþiva ani dupã construcþia digului, una dintre cele mai mari catastrofe provocate de alunecãrile de teren. Consecinþele alunecãrii au fost sumbre: distrugerea localitãþii Longarone ºi a altor ºase sate din valea Piave, la care se adãuga aproximativ 3000 de victime. Lacul Vajont avea o lungime de 7 km, o lãþime de 300 m ºi un volum de 150 mil. m3, iar zidul de dig în arc avea o înãlþime de 265 m. Încã din 1960, pe versanþii din jurul lacului s-au observat fisuri, mici prãbuºiri de stâncã ºi chiar miºcãri ale versanþilor cu circa 0.4 m/s, toate acestea putându-se constitui ca niºte mici semnale de alarmã pentru catastrofa ce avea sã se producã câþiva ani mai târziu. Petrografia regiunii se caracterizeazã prin prezenþa stratelor calcaroase din cretacic ºi jurasic, separate de strate intermediare de ºisturi marnoase, ce prezintã o înclinare spre aval. Factorul declanºator al alunecãrii se considerã a fi presiunea hidraulicã artezianã datoratã apei de ploaie cãzute în zona suprafeþei de alunecare. De pe malul sudic al lacului de acumulare, de pe un flanc al lui Monte Toc (circa 2000 m înãlþime) s-a desprins materialul stâncos cu un volum de 250 mil. m3 care a alunecat în bazinul de acumulare. S-a format un val de flux, cu o înãlþime ce depãºea zidul de acumulare cu 100 m, iar masele de apa au pãtruns în vale, în amonte de valea Vajont, dar în special în aval pânã la valea lui Piave, nãpustindu-se cu zgomot mai departe în aval. Ulterior s-a stabilit cã masa stâncoasã a alunecat de-a lungul unei suprafeþe de alunecare, care în aval, era mai ales în linie dreaptã, în timp ce pe pantele mijlocii prezenta o forma pregnant curbã.

4.8. Riscuri induse de cutremure La 16 decembrie 1920 în provincia chinezã Gansu, un cutremur a declanºat uriaºe alunecãri ale loessului, care au provocat moartea a 100 000-200 000 de 132

persoane. Cutremurul din anul 1556 din provincia chineza Shaanxi a determinat fluidizarea versanþilor de loess ºi prãbuºirea acestora, ceea ce a dus la moartea a aproximativ 1 milion de persoane. Sunt menþionate astfel de procese geomorfologice cu consecinþe majore asupra mediului înconjurãtor ºi în Calabria, Italia, unde aceste alunecãri datorate unor cutremure au dus la bararea unor râuri ºi formarea lacurilor de acumulare.

Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare o 01. Care sunt factorii care influenþeazã apariþia ºi evoluþia proceselor torenþiale? o 2. Ce se înþelege prin eroziunea datoratã picãturii de ploaie ºi care este semnificaþia acesteia ca fenomen de risc? o 3. Analizaþi ºi explicaþi hãrþile de la capitolul 1. (fig. 1.3, fig. 1.4, fig. 1.5). o 4. Analizaþi ºi explicaþi harta riscului eroziunii hidrice pe glob (fig. 3.22).

Test de autoevaluare 1. Utilizând harta riscului la eroziune hidricã (fig. 4.8) arãtaþi: – repartiþia teritorialã a celor 5 clase de expunere la risc; – cauza repartiþiei clasei respective de risc; – efectul asupra altor componente de mediu; – mãsuri de combatere la nivel global.

133

&

Relaþii financiar monetare internaþionale

BIBLIOGRAFIE

Airinei ªt. (1987) – Geotermia cu aplicaþii la teritoriul României, Edit. ªtiinþificã ºi Enciclopedicã, Bucureºti. Allison R.J. (ed.) (2002) – Applied Geomorphology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, England, 480 p. Armaº I. (2006) – Risc ºi vulnerabilitate. metode de evaluare aplicate în geomorfologie, Ed. Univ. Bucureºti. Armaº I., Damian R., ªandric I., Osaci–Costache G. (2003) – Vulnerabilitatea versanþilor la alunecãri de teren în sectorul subcarpatic al vãii Prahova, Ed. România de Mâine, 208 p. Atanasiu Ion (1961) – Cutremure de pãmânt din România, Edit. Academiei, Bucureºti. Badea L., Bãcãoanu V., Posea Gr. (coord.) (1983) – Relieful, în Geografia României, I, Geografia fizicã, Ed. Academiei, Bucureºti. Bãlteanu D. (1992) – Natural hazard în Romania, Revue roumaine de geographie, 36, 47–57. Bãlteanu D. (2004) – Hazardele naturale ºi dezvoltarea durabilã, Revista geograficã, Inst. Geogr., X, 3–6. Bãlteanu D., Alexe R. (2001) – Hazarde naturale si antropice, Ed. Corint, 110 p. Bãlteanu D., Dinu M., Cioaca A. (1989) – Hãrþile de risc geomorfologic (Exemplificãri din Subcarpaþii ºi Podiºul Getic), St.cerc. geol., geofiz., geogr., Geografie, XXXI, 9–13. Bãlteanu D., Trandafir P., editori (2004) – Hazarde naturale ºi tehnologice în România, 1, Tornada de la Facaeni, 12.08.2002, Telegrafia, Bucureºti, 56 p. Baulig H. (1940) – Le profile d’équilibre des versants, în Essais de Géomorphologie, 1950, Paris. Baulig H. (1959)– Morphométrie, Ann.Geogr.,LXVIII, 369, sept.–oct. Bãcãoanu V., Donisã I., Hârjoabã I. (1974) – Dicþionar geomorfologic, Ed. ªtiinþificã, Bucureºti.

135

&

+

Bãlan ªt., Cristescu V., Cornea I. (coord.) (1982) – Cutremurul de Pãmânt din România de la 4 martie 1977 în Carpaþii ºi Subcarpaþii Buzãului, St. Cerc. Geol., Geofiz., Geogr., Geografie, t.XXVI. Bãncilã I. (coord.) (1980–1981), Geologie inginereascã, vol.I ºi II, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Bogdan O. (1994) – Noi puncte de vedere asupra hazardelor climatice, Lucr.Ses.St.An./1993, Inst. Geogr. 68–71. Bogdan O. (2003) – Riscul de mediu ºi metodologia studierii lui.Puncte de vedere, în Riscuri ºi catastrofe, vol. II, Ed. Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca, 27– 28. Bogdan O. (2004) – Riscuri climatice – implicaþii pentru societate ºi mediu, Revista Geograficã, Inst.Geogr., X, 73–81. Bogdan O., Niculescu E. (1999) – Riscurile climatice din Romania, Inst. Geogr., Bucureºti, 280p. Brânduº C., Grozavu A. (2001) – Natural hazard and risk in Moldavian Tableland, Revista de Geomorfologie, Asociaþia geomorfologilor din Romania, 3, 15–24. Bravard Yves (1990) – Les avalanches a Chamonix (Haute-Savoie, France), Revue de geographie alpine, t. LXXVIII, nr. 1,2,3. Brown Lester R., Kane Hal (1996) – Casa plinã. Reevaluarea capacitãþii Pãmântului de a-ºi susþine populaþia, Editura Tehnicã, Bucureºti. Brunet R., Ferras R., Thery H. (1998) – Les mots de la géographie. Dictionnaire critique, Reclus, Paris, 520 p. Brunet R. (1970) – Les phenomenes de discontinuite en géographie, Mem.doc., 7, 1967, Paris. Cairano A.M. (2003) – Rischio idraulico ed idrogeologico, Ed. EPC Libri, Roma. Carson M.A., Kirkby M.J. (1972) – Hillslope. Form and Processes, Campridge, Univ. Press. Castaldini D., Gentili B., Materazzi M., Pambianchi G., ed. (2003) – Geomorphological sensitivity and system response, VIII Italian Workshop on Geomorphology, Camerino-Modena Apennines, July 4th–9th, Proceedings, Camerino, Italy, 178 p. Cãescu L. (2001) – Cartea cutremurelor.Vrancea, Aurora, Bucureºti, 30p. Chardon M. (1990) – Quelques reflexions sur les catastrophes naturelles en montagne, Rev. Geogr. Alpine, LXVIII, nr. 1, 2, 3. Cheval S. (2002) – Dificultãþi ºi cerinþe ale cercetãrii hazardelor naturale, Comunicãri de geografie, vol. VI, Ed.Universitãþii din Bucureºti, 183–188. Cioacã (2002) – Munþii Perºani. Studiu geomorfologic, Ed. Fundaþia România de Mâine, 148 p. Cioacã A., Dinu M. (1998) – Necesitatea reabilitarii unor teritorii afectate de alunecãri din judeþul Prahova, Anal Universitatii „Spiru Haret”, I / 1997, 49– 56.

136

Cioacã A., Bãlteanu D., Dinu M., Constantin M. (1993) – Studiul unor cazuri de risc geomorfologic în Carpaþii de la Curburã, Studii ºi cercetãri de geografie, XL. Ciulache S., Ionac N. (1995) – Fenomene atmosferice de risc, I, Ed. ªtiinþificã, Bucureºti, 180 p. Ciulache S., Ionac N. (1995) – Fenomene geografice de risc, Partea I, Ed. Universitãþii din Bucureºti, 152 p. Constantinescu Liviu, (1992) – Sinergismul în cercetãri geografice, Discurs de recepþie, Ed. Academiei. Constantinescu Liviu, Enescu Dumitru (1985) – Cutremurele din Vrancea în cadrul ºtiinþific ºi tehnologic, Ed. Academiei, Bucureºti. Coque R. (2000), Géomorphologie, A.Colin, Paris. Cornea,I., Drãgoescu I., Popescu M., Visarion M. (1979) – Harta miºcãrilor crustale verticale recente, St. Cerc. Geol. Geofiz. Geogr., Geofizica, t. 17, nr. 1. Coteþ P. (1978) – O nouã categorie de hãrþi, hãrþile de risc, ºi importanþa lor geograficã, Terra, X(XXX), 3. Crozier M.J. (1973) – Techiniques for the morphometric analysis of landslips, Z. Geomorph., 17.1. Cruden D. M.,Varnes D.J. (1992) – Landslaide Types and Processes, în Landslides: Investigation and Mitigation, Washington, D.C.,Transp. Research Board. Dauphine A. (1995), Chaos, fractales et dynamiques en geographie, Reclus, Paris. Demeter T. (1998) – Morfologia solurilor , Ed. Universitãþii din Bucureºti, 91p. Dramis Francesco, Bisci Carlo (1998) – Cartografia geomorfologica, Pitagora Editrice, Bologna,216. Florea M., (1998) – Munþii Fãgãraºului. Studiu geomorfologic, Ed. Foton, 114 p. Florea N. (2003) – Degradarea, protecþia ºi ameliorarea solurilor ºi terenurilor, Bucureºti, 312p. Florea M.N. (1996) –Stabilitatea iazurilor de decantare, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Florea M.N. (1979) – Alunecãri de teren ºi taluze, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Florea N., Bãlãceanu V., Rãuþã C., Canarache A. (!987) – Metodologia elaborãrii studiilor pedologice, Partea a III–a – Indicatorii ecopedologici, ICPA, Bucureºti. Florea N., Vespremeanu Rodica, Parichi M., Orleanu C. (1999) – Soil erosion in Romania by type of land use, în vol. Vegetation land use and erosion processes, Institute of Geography, Bucharest. Florescu M. (1993) – Teoria haosuluideterminist, Edit. Chiminform Data S.A., Bucureºti. Funicello R. coord (1995) – Memorie descrittive della carta geologica d’Italia, La Geologia di Roma. Il centro storico, vol. 1, 2, Roma. Gârbacea V. (1992) – Harta glimeelor din Campia Transilvaniei, Studia Univ. Babeº-Bolyai, Geographia, Anul XXXVII, nr. 1–2.

137

&

+

Gares P., Scherman D., Nordstrom K. (1994) – Geomorphology and natural hazards, Geomorphology, 10. Gâºtescu P., Zãvoianu I., Bogdan Octavia, Driga B., Breier Ariadna, (1979) – Excesul de umiditate din Câmpia Românã de nord-est (1969-1973), Edit. Academiei, Bucureºti. Gentili B., Materazzi M., Pambianchi G., ed. (2000) – Natural hazards on built areas. Intensive Course, Universita di Camerino, Italy, 148 p. Gleik J.(1991) – La theorie du chaos.Vers une nouvelle science, Flammarion,Paris. Grecu F. (1996) – Expunerea la risc a terenurilor deluroase, Lucr. celei de-a doua conferinþe regionale de Geografie, 1994, Timiºoara, p. 18–24. Grecu F. (1997a) – Etapele întocmirii hãrþii expunerii la risc a terenurilor din bazine hidrografice de deal, Mem. Secþ. ªt. Acad., Seria IV, XVII, 1994, 307– 323. Grecu F. (1997b) – Fenomene naturale de risc, geologice ºi geomorfologice, Ed. Universitatii din Bucureºti, 144 p. Grecu F. (2002 b) – Mapping geomorphic hazards in Romania: small, medium and large scale representations of land instability, Géomorphologie. Relief, Processus, Environnement, avril-juin, no 2, 197 – 206. Grecu F. Palmentola G. (2003) – Geomorfologie dinamicã, Ed.Tehnicã, Bucureºti, 392 p. Grecu F. (2002 a) – Risk-prone lands in Hilly regions: Mapping Stages, in vol Applied geomorphology,ed. by Allison R.J., John Wiley & Sons,Ltd, Chichester, 49–64. Grecu F. (2003) – Aspecte ale reprezentãriicartografice a fenomenlor de risc geomorfic, în Riscuri ºi catastrofe, vol. II, Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca, p. 323–332. Grecu F. (2004) – Hazarde ºi riscuri naturale, ediþia a II-a, Ed. Universitarã, Bucureºti. Grecu F., Comãnescu L. (1998) – Studiul reliefului. Îndrumãtor pentru lucrãri practice, Ed.Universitãþii din Bucureºti, 180p. Grecu F., Comãnescu L., Cruceru N. ( 2003) – The perception of the geomorphic risk in different territorial geosystems.Dynamics and applied significations, Workshop on Geomorphological sensitivity and system response, Camerino – Modena, july 4–9, p. 87–98. Grecu F., Cruceru N. (2001) – Harta expunerii la risc a teritoriului României (scara 1 : 3.000.000), Comunicãri de geografie, vol. V, Ed. Universitãþii din Bucureºti, 63–72. Grecu F., Grigore M., Comãnescu L. ( 2004) – Geomophological risk in Romanian geographical research. A theoretical and applied view, Anal. Univ. Bucureºti, LIII Grecu F., Sandu M. (2000) – The Hartibaciu Tableland.Geomorphological hazard, Studia Geom.Carpatho-Balcanica, 34, 95 – 105.

138

Grigore M., Popescu N., Ielenicz M. (1987) – Harta proceselor geomorfologice actuale, în Sinteze geografice, II, TUB. Grigore M. (1979) – Reprezentarea graficã ºi cartograficã a formelor de relief, Ed. Academiei, Bucureºti. Gueremy P. (1987) – Géomorphologie et risques naturels. Rapport introductif, Rev. de géomorphologie dynamique, 3–4, 99–106. Ianoº I. (1994) – Riscul în sistemele geografice, St. cerc. geografie, XLI. Ichim I., Rãdoane Maria (1986) – Efectul barajelor în dinamica reliefului, Ed. Academiei, Bucureºti. Ichim I., Rãdoane Maria, Dumitru D. (2000) – Geomorfologie, Ed. Universitãþii Suceava, Suceava.. Ielenicz M. (2003) – Geomorfologie, Ed. Universitarã, Bucureºti. Ielenicz M., Viºan Gh. (2001) – Bazinul superior al Proviþei, observaþii geomorfologice, Studii ºi cercetãri de geografie, XLV–XLVI /1998–1999, 85–93. Ielenicz M.(1998) – Le concept de discontinuté en géographie,Rev.roumaine de géographie, 42. Ioniþã Ion (2000) – Formarea ºi evoluþia ravenelor din Podiºul Bârladului, Edit. Corson, Iaºi. Irimuº A. (2006) – Hazarde ºi riscuri asociate proceselor geomorfologice în aria cutelor diapire din Depresiunea Transilvaniei, Ed. Cãrþii de ºtiinþã Cluj-Napoca. Josan N. (2002) – Sisteme globale de mediu, Ed. Universitãþii din Oradea, 178p. Josan N., Petrea, Rodica, Petrea, D. (1996) – Geomorfologie generalã, Ed. Univ. Oradea, Oradea. Josan N., Sabãu N. (2004) – Hazarde ºi riscuri naturale ºi antropice în bazinul Barcãului, Ed. Univ. Oradea. Koenig M., Heierli H. (1998) – Marile catastrofe geologice, Ed. Saeculum, Bucureºti. Korvin G. (1992) – Fractals Models in Earth Sciences, Edit. Elsevier, Amsterdam. Lãzãrescu V. (1980) – Geologie fizicã, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Leopold L.B., Wolman, M.G., Miller, J.P. (1964) – Fluvial Processes in Geomorphology, London. Lliboutry L. (1964–1965) – Traité de Glaciologie, vol.I,II, Masson, Paris. Lupei N. (1979) – Dinamica terestrã, Edit. Albatros, Bucureºti. Mac I., Petrea D. (2003) – Sisteme geografice la risc, în Sorocovschi V., ed., Riscuri ºi catastrofe, II, Ed. Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca, 13–26. Mac I. (1996) – Geomorfosfera ºi geomorfosistemele, Presa Universitarã Clujeanã, Cluj-Napoca. Marinescu C.(1988) – Asigurarea stabilitãþii terasamentelor ºi versanþilor, Edit. Tehnicã, Bucureºti.

139

&

+

Mihai B., Sandric I. (2003) – Analiza pretabilitãþii reliefului în aria Vârful Cristianul Mare, Poiana Ruia (Masivul Postãvarul), Comunicãri de geografie, VII, p. 73–80. Mihãilescu V.(1968) – Geografie teoreticã.Principii fundamentale,orientare generalã în ºtiinþele geografice, Edit. Academiei, Bucureºti. Morariu T., Gârbacea V. (1968) – Dèplacements massifs de terrain de type „glimee” en Roumanie, Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Géographie, t. 12. Moþoc M., Munteanu S., Bãloiu V., Stãnescu P., Mihai Gh. (1975) – Eroziunea solului ºi metodele de combatere, Ed. Ceres, Bucureºti. Munteanu S.A. (coord.) (1991, 1993) – Amenajarea bazinelor hidrografice torenþiale prin lucrãri silvice ºi hidrotehnice, I, II, Edit. Academiei, Bucureºti. Panizza M. (1995) – Geomorfologia applicatã, La Nuova Italia Scientifica, Roma. Panizza M. (1990) – Geomorfologia applicata al rischio e all’impatto ambietali.Un esempio nelle Dolomiti (Italia), 1 Reunion Nacional de Geomorfologia, Teruel, 1–16. Pech P. (1998) – Géomorphologie dynamique, L’érosion á la surface des continents, A. Colin, Paris. Petrea Dan (1998) – Pragurile de substanþã, energie ºi informaþie în sistemele geomorfologice, Edit. Universitãþii din Oradea, Oradea. Petrescu Justinian (1993) – Terra. Catastrofe naturale, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Piºota, I., Zaharia, Liliana (2001) – Hidrologie, Edit. Universitãþii din Bucureºti, Bucureºti. Podani M., Zãvoianu I. (1971) – Consideration sur les inundations catastrophiques de Roumanie de l’annee 1970, Rev. roum. geol., geophys., geogr.-Geographie, t. 15, nr. 1. Podani M., Zãvoianu I. (1992) – Cauzele ºi efectele inundaþiilor produse în luna iulie 1991 în Moldova, St.cerc. geol., geofiz., geogr., Seria Geografie, XXXIX. Posea Gr. (2001) – Vulcanismul ºi relieful vulcanic.Hazarde, riscuri, dezastre.Relieful vulcanic din România, Edit. Fundaþiei România de Mâine, Bucureºti. Posea Gr., Ilie I., Grigore M., Popescu N. (1970) – Geomorfologie generalã,Ed. Didacticã ºi Pedagogicã, Bucureºti. Prigogine I., Stengers Isabelle (1997) – Între eternitate ºi timp, Edit. Humanitas, Bucureºti. Rãdoane Maria, Ichim I., Rãdoane N., Surdeanu V. (1999), Ravenele.Forme, procese, evoluþie, Ed. Presa Univ. Clujeanã, Cluj-Napoca. Rãdulescu Dan (1976) – Vulcanii astãzi ºi în trecutul geologic, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Richards K. (1985) – Rivers. Form and Process in Alluvial Channel, Methuen, London and New York.

140

Rittman A. (1967) – Vulcanii ºi actualitatea lor, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Sandu Maria (1994) – Harta de risc geomorfologic a culoarului depresionar SibiuApold, Lucrãrile Sesiunii ªtiinþifice anuale 1993, Academia Românã, Inst. de Geografie, Bucureºti. Sandu Maria, Bãlteanu D. coord. (2005), Hazarde naturale din Capraþii ºi Subcarpaþii dintre Trotuº ºi Teleajen, Ed. Ars Docendi, Bucureºti. Scheidegger A.E. (1970) – Theoretical Geomorphology, Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York (vezi ºi ed. din 1991). Scheidegger A.E. (1994) – Hazards: singularities in geomorphic system, Geomorphology, 10. Scheidegger A.E. (1994) – Hazards: Singularities în Geomorphic System, Geomorphology, vol. 10, Edit. Elsevier, Amsterdam. Schreiber W. (1980) – Harta riscului intervenþiilor antropice în peisajul geografic al Munþilor Harghita, St. Cerc. Geol., Geofiz., Geogr., Geografie, t. XXVII, nr. 1. Schumm S.A., Lichty R.W. (1965) – Time, space and causality in geomorphology, Am. J. Sci., 263. Seliverstov I.P., (1994) – Problema riscului ecologic global, (în l. rusã), Izvestia Russcogo Geograficescogo Obscestva, nr. 2. Sever M., Diaconu D. (2006) – Consideraþii privind mãrimea viiturilor din septembrie 2005, pe cursul mijlociu al râului Ialomiþa, Comunicãri de Geografie, vol. X Ed. Universitãþii, Bucureºti. Smiraglia C. (1992) – Guida ai ghiacciali e alla glaciologia.Forme, flutuazioni, ambienti, Ed. Zanichelli Bologna. Sorocovschi V (2002) – Riscurile hidrice, în Riscuri ºi catastrofe, I, Ed. Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca, 55–65. Sorocovschi V., ed. (2002 ºi 2003) – Riscuri ºi catastrofe, I, II, Ed. Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca. Sorocovschi V., ed. (2005) – Riscuri ºi catastrofe, IV, 2, Ed. Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj-Napoca. Strahler A.S. (1973) – Geografia Fizicã, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti. ªelãrescu M., Podani, M. (1993) – Apãrarea împotriva inundaþiilor, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Tazieff H. (1966) – Modelarea naturalã a reliefului ºi eroziunea acceleratã, Edit. Academiei, Bucureºti. Trofimov M.A., Kotleakov V.M., Seliverstov I.P., Zainnllina (2000) – Concepþia social-economicã a riscului acceptabil, Izvestia Russcogo Gheograficescogo Obcestva, 3, 22–28 (l. rusã). Tufescu V. (1966) – Modelarea naturalã a reliefului ºi eroziunea acceleratã, Ed. Academiei, Bucureºti. Turcotte D. (1992) – Fractals and Chaos in Geology and Geophysics, Cambridge Univ.Press.

141

&

+

Vallario Antonio (1999) – Frane e territorio.La frane nella morfogenesi dei versanti e nell’uso del territorio, Liguori Editore, Napoli. Vâlsan G. (1945) – Procese elementare în modelarea scoarþei terestre, Bucureºti. Varnes D. J. (1984) – Landslide hazard zonation: a reviewof principles and practice, Publications de l’ UNESCO, Paris, Natural Hazards, 3, 9–63. Varnes D. J. (1978) – Slope Movement Types and Processes, Landslides and Engineering Practice, H.R.B., Spec, Rep., nr. 29. Velcea V. (1995) – Riscuri naturale ºi tehnologice, Fac. de Geografia Turismului, Sibiu. Voiculescu M. (2002) – Fenomene geografice de risc în Masivul Fãgãraº, Brumar, Timiºoara, 232 p. Ward R. (1978) – Floods a Geographical Perspective, The Macmillan Press LTD, London Wite G.F. (ed.)(1974) – Natural Hazards.Local, National, Global, Oxford. Univ. Press, London, Toronto, New Zork Young A. (1972) – Slopes, Oliver & Boyd, Edinburgh. Zaruba Q., Mencl V. (1974), Alunecãrile de teren ºi stabilizarea lor, Ed. Tehnicã, Bucureºti. Zãvoianu I. (1985) – Morphometry of Drainage Basins, Ed. Elsevier, Amsterdam. Zãvoianu I., Dragomirescu S. (1994) – Asupra terminologiei folosite în studiul fenomenelor naturale extreme, St. Cerc. Geogr., t.XLI. Zãvoianu I., Podani M. (1977) – Les inondation catastrophiques, Rev. roum. geol., geophis., geogr., Serie Geographie, XX. Zãvoinu I., Walling D.E., ªerban P. (ed.) (1999) – Vegetation Land Use and Erosion Processes, Institute of Geography, Bucharest. * * * (1991) – Primer on Natural Hazard management in Integrated Regional Development Planning, Departement of Regional Development and Executivev Secretariat for Economic and Social Affairs Organization of American States, Washington, D.C. http://www.oas.org/usde/publications/ * * * (1992) – Internationally Agreed Glossary of Basic Terms Related to Disaster Management, United Nation, Departement of Humanitarian Affair, IDNDR, DHA, Geneva, 83 p. * * * (1984) – Accidente la construcþii hidrotehnice, ISPH, Bucureºti. http: // www.inundatii.go.ro www. informatia.ro www. ngm. com/0608 www. ngm. com/Katrina www. coastal er.usgs.gov www. nhc. noaa.gov * * *2004 Crues du Gard 2002: retour d’expérience, La Documentation française, Paris.

142