Hazarde si riscuri08

8/3/2019 Hazarde si riscuri08

http://slidepdf.com/reader/full/hazarde-si-riscuri08 1/142

UNIVERSITATEA DIN BUCUREªTIDEPARTAMENTUL DE ÎNVÃÞÃMÂNT DESCHIS LA DISTANÞÃ

Prof. univ. dr. FLORINA GRECU

HAZARDE ªIRISCURI NATURALE

GEOLOGICE ªI

GEOMORFOLOGICE(Preluat ºi adaptat din

Hazarde ºi riscuri naturale2006, ed. III Florina Grecu)

BUCUREªTI, 2008



2

+



3

&CUPRINS

TEMA I PROBLEME FUNDAMENTALE

Prefaþã ............................................................................................................................. 3Cuprins................................................................................................................................ 5

1. NOÞIUNI, TERMENI, REPREZENTARE CARTOGRAFICÃ .............................. 7

1.1. N o þiuni ºi ter meni utilizaþi în stud iul fenomenel or ext r eme ................................... 7

1.2. Re pr ezentar ea car t ogr aficã a hazard el or ºi r iscului ............................................. 151.2.1. Relevanþa hãrþilor de risc ............................................................................. 151.2.2. Tipuri de hãrþi de risc ................................................................................... 17

1.3. Context ist or ic al cercetã r il or . Relaþia cu geomor f ol ogia a plicatã ....................... 21Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ........................................................... 25

TEMA II HAZARDE ªI RISCURI GEOLOGICE

2. HAZARDE ªI RISCURI GEOLOGICE .................................................................... 29

2.1. Fenomene magmatice. Vul canii ............................................................................. 322.1.1. Sisteme magmatice ...................................................................................... 32

2.1.2. Morf ologia aparatului vulcanic .................................................................... 342.1.3. Tipuri de activitate vulcanicã ....................................................................... 352.1.4. Produsele activitãþii vulcanice ..................................................................... 372.1.5. Erupþiile vulcanice ....................................................................................... 382.1.6. Impactul activitãþii vulcanice asupra populaþiei ........................................... 392.1.7. Rãspândirea vulcanilor pe glob .................................................................... 422.1.8. Prevederea erupþiilor vulcanice ................................................................... 46

2.2. Fenomene seismice ............................................................................................... 462.2.1. Elementele unui seism ................................................................................. 472.2.2. Litologia ºi riscul seismic ............................................................................ 492.2.3. Tipuri genetice de seisme ............................................................................ 492.2.4. Mãsurarea seismelor .................................................................................... 51

2.2.5. Impactul fenomenelor seismice asupra populaþiei ....................................... 522.2.6. Cutremurele din România ............................................................................ 552.2.7. Aspecte ale predicþiei cutremurelor ............................................................. 622.2.8. Mãsuri de autoprotecþie a populaþiei ........................................................... 63

2.3. Im pactul asu pr a populaþiei exem ple .................................................................. 65Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ........................................................... 71

TEMA III HAZARDE ªI RISCURI GEOMORFOLOGICE

3. HAZARDE ªI RISCURI GEOMORFICE ªI DE DEGRADARE A SOLURILOR ... 75

3.1. Fenomene d e r isc geomor fic .................................................................................. 763.1.1. Definiþie ºi clasificare .................................................................................. 76



4

+3.1.2. Procese complexe de deplasare prin cãdere ................................................ 78

3.1.2.1. Rostogolirile ºi cãderile libere ........................................................ 783.1.2.2. Prãbuºirile ºi surpãrile .................................................................... 793.1.2.3. Avalanºele....................................................................................... 803.1.2.4. Impactul asupra populaþiei ............................................................. 85

3.1.3. Procesele de deplasare prin suf oziune ºi tasare ........................................... 863.1.3.1. Suf oziunea ...................................................................................... 863.1.3.2. Tasarea ............................................................................................ 873.1.3.3. Impactul asupra populaþiei ............................................................. 88

3.1.4. Alunecãrile de teren ..................................................................................... 883.1.4.1. Definiþie ºi semnificaþie socialã ..................................................... 883.1.4.2. Stadiul de evoluþie ºi morf ologia alunecãrii de teren .................... 903.1.4.3. Cauzele alunecãrilor de teren ........................................................ 913.1.4.4. Evoluþia procesului de alunecare ................................................... 953.1.4.5. Viteza de alunecare ........................................................................ 963.1.4.6. Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren ....................................... 963.1.4.7. Impactul asupra populaþiei ............................................................. 102

Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ............................................. 103

TEMA IV EROZIUNEA HIDRICÃ PE VERSANÞI

4. PROCESE HIDRICE DE VERSANT ....................................................................... 1074.1. E ro ziunea hidr icã neconcent r atã pe ver sanþi ........................................................ 107

4.1.1. Eroziunea prin picãtura de ploaie ................................................................ 1084.1.2. Eroziunea prin curenþi peliculari ................................................................. 1094.1.3. Factorii care influenþeazã eroziunea ............................................................ 1134.1.4. Impactul asupra populaþiei ........................................................................... 117

4.2. E ro ziunea pr in cur enþi concent r aþi (ero ziune t or enþialã) ...................................... 1194.2.1. Procese elementare ale apariþiei eroziunii torenþiale-ravinaþia .................... 119

4.2.2. Clasificarea f ormaþiunilor de eroziune în adâncime .................................... 1224.2.3. Organismul (sistemul) torenþial ................................................................... 122

4.3. Alte procese d e r isc d e d egr ad ar e a solur il or ....................................................... 1244.4. Im pactul asu pr a populaþiei exem ple .................................................................. 1274.5. Riscur i provocate d e pr ã buºir i ºi cã d er i d e stânci .......................................... 1274.6. Riscur i glaciar e .................................................................................................... 1314.7. Riscur i d at or ate alunecã r il or d e ter en .............................................................. 1324.8. Riscur i ind use d e cut r emur e ............................................................................... 132

Întrebãri ºi exerciþii de autoevaluare ........................................................... 133



5

&

Tema I

Probleme fundamentale

Obiective

Tema îºi propune:

ð Sã precizeze conþinutul principalelor noþiuni ºi termeni utilizaþi în studiulfenomenelor extreme;

ð Sã stabileascã criteriile de clasificare a hazardelor ºi riscurilor;

ð Sã prezinte semnificaþia reprezentãrilor cartografice.



6

+



7

&1. NOÞIUNI, TERMENI, REPREZENTARE

CARTOGRAFICÃ

1.1. Noþiuni ºi termeni utilizaþi în studiul fenomenelorextreme

Noþiunile de risc, hazard, dezastru au fost impuse în problematica globalãa cercetãrii ºtiinþifice de evoluþia fenomenelor cu consecinþe grave ºi dedezvoltarea 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 timpºi spaþiu, precum ºi strategiile posibile de atenuare a lor.

Iniþial, abordarea fenomenelor naturale extreme era orientatã mai multspre 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 abordareaglobalã a acestor fenomene ºi impunerea lor, treptatã, ca obiect de studiu îninstitute de învãþãmânt. Iniþiativa în sesizarea acestor fenomene globale arevenit Academiei Naþionale de ªtiinþe a S.U.A, conceptul fiind propus de

preºedintele acesteia, prof. Frank Press, membru de onoare al AcademieiRomâne. Astfel, Adunarea Generalã a Naþiunilor Unite din 11.XII.1987 aadoptat rezoluþia 42/169, care a declarat anii 19901999 Deceniul Interna-þional 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, pagubelemateriale, disfuncþionalitãþile sociale ºi economice) cauzate de dezastrelenaturale, a fost amplificat în 1994, când în peste 120 de þãri participante laConferinþa Mondialã pentru Reducerea Efectelor Dezastrelor de la Yokohamaau adoptat o declaraþie comunã pentru o strategie viitoare de construire aunei culturi a prevenirii. Peste 150 de state au stabilit comitete naþionaleIDNDR, ceea ce aratã interesul imens pentru aceste obiective. În Româniaexistã un organism de evaluare a dezastrelor (Comisia Guvernamentalã deApãrare Împotriva Dezastrelor).

La 30 iulie 1999, Consiliul Economic ºi Social al O.N.U. adoptã rezoluþiaE/1999/L44 care prevede continuarea activitãþilor legate de reducerea efectelor

Fenomeneextreme

fenomene derisc



8

+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 ºtiinþificãºi organizatoricã, iar la nivel naþional cercetãrile sunt îndreptate spre prognozahazardelor;

etapa post IDNDR: cooperarea internaþionalã se orienteazã sprerealizarea unor programe ºtiinþifice specifice ºi complexe.

Primele cercetãri ºtiinþifice în domeniul hazardelor naturale se pare cãau fost fãcute de Gilbert White între anii 1942 ºi 1956 (Gares ºi colab.,1994).

Cele mai frecvente dispute suportã utilizarea noþiunilor de hazard ºirisc (geomorfologic), din motive care þin ºi de etimologia ºi percepþia acestora

în limbajul curent. În opinia noastrã, analiza hazardelor este oarecum sinonimãcu cea a fenomenelor de risc, pentru cã ele sunt potenþiale fenomene cuefecte 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 îndinamica lor, au produs daune societãþii, ele sunt riscuri, scara de evaluarecantitativã fiind redatã în fapt prin aprecieri generale: risc mare, mediu, micetc.

La acestea se adaugã un alt înþeles al fenomenelor de risc geomorfo-logic, 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 determeni în limbile englezã, francezã ºi spaniolã cu scopul folosirii unui limbajºtiinþific unitar, în vederea elaborãrii unor sinteze la nivel planetar. În acestdicþionar (1992) hazardul este un eveniment ameninþãtor sau probabilitateade apariþie într-o regiune ºi într-o perioadã datã, a unui fenomen natural cu

potenþial distructiv. Dupã DEX, hazard este împrejurarea sau concurs deîmprejurãri (favorabile sau nefavorabile) a cãror cauzã rãmâne în generalnecunoscutã; întâmplare neprevãzutã, neaºteptatã, soartã, destin.

Pornindu-se de la noþiunea de hazard ca probabilitatea de apariþie aunui 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, semnificândtrecerea peste anumite praguri sau intervale critice, în care are loc trecereasistemului de la o stare la alta, respectiv de la starea de echilibru la cea dedezechilibru.

Unii autori considerã hazardul ca fiind probabilitatea cu care oricefenomen care poate produce diferite tipuri de pagube (materiale sau umane)



9

&într-un spaþiu bine definit, într-o perioadã de timp, ambele considerate cafiind reprezentative.

Clasificarea hazardelor se poate face dupã mai multe criterii; cu câtsunt 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); caracte-

risticile ºi impactul unor fenomene considerate hazarde naturale sunt notategradat.(Dupã autorii citaþi, indicele 1 reprezintã valoarea maximã, iar 5,valoarea minimã; dupã alþi autorii, valorile sunt inversate.) Rangul fiecãruihazard rezultã din media tuturor variabilelor luate în calcul, ºi anume:intensitate, duratã, extinderea arealului, pierderi de vieþi omeneºti, efectesociale, impact pe termen lung, viteza de declanºare, manifestarea de hazardeasociate;

dupã originea hazardului aceastã clasificare þine cont de eveni-

mentul natural care stã la baza hazardului ºi care este în esenþã relativ similarãcu clasificarea de mai sus. Astfel, se deosebesc: hazarde naturale determinatede fenomene naturale extreme împãrþite la rândul lor în mai multe categorii(meteorologice, hidrologice, geofizice, geomorfologice); hazarde naturaledeterminate de fenomene naturale obiºnuite (meteorologice, geofizice, altetipuri); hazarde naturale determinate de agenþi biologici (epidemii, invazii dedãunãtori etc.);

– hazardele naturale pot fi clasificate dupã fenomenul natural carac-

terizat d rept fenomen extrem: hazarde geofizice (meteorologice, climatice,geomorfologice, geologice, hidrologice, complexe); hazarde biologice (florale,faunistice). Dupã mediul în care se produc se deosebesc: marine, costiere ºiinsulare, continentale, complexe (care se desfãºoarã în cel puþin douã medii)(Burton, Kates ºi White, 1978);

dupã mãrimea suprafeþei afectate se deosebesc: hazarde naturaleglobale, hazarde naturale regionale ºi hazarde naturale locale;

dupã posibilitatea, viteza, precizia prognozei în timp util se potdeosebi: hazarde naturale care pot fi prognozate (cu precizie mare, cu preciziemedie, cu precizie micã) ºi hazarde naturale care nu pot fi prognozate sausunt prognozate cu puþin timp înainte de declanºare;

dupã frecvenþa într-u n 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 funcþionãriiunei societãþi, care cauzeazã pierderi umane, materiale ºi de mediu, pe care

societatea afectatã nu le poate depãºi cu resursele proprii. Dezastrele suntadesea 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 dezastrulfiind clasate dupã pierderile umane, materiale ºi de mediu pe care le producîntr-o anumitã arie (tabelul 1.1).

Clasificareahazardelor



10

+

Una dintre problemele care stau în atenþia specialiºtilor este stabilirealimitelor de la care un hazard este un dezastru. Criteriile sunt în funcþie descara la care se analizeazã fenomenele. De exemplu, un fenomen extrem esteun dezastru pentru un anumit grup de indivizi, în timp ce pentru alþii el esteînregistrat ca un fenomen ce poate fi depãºit prin resurse proprii. Situaþiaeste similarã la nivelul statelor. Posibilitatea de a diminua efectele negativeale fenomenelor extreme face ca dezastrul sã aibã valori mai reduse în stateleputernic 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 ceaurbanã, mãsurile de apãrare împotriva pericolelor transmiþându-se de la generaþiela 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 obser-

vaþii, mai mare de 100 de ani. Tehnica de înregistrare a fenomenelor extreme, precum ºi comunicarea rapidã a datelor prin mass-media, corelate cu exploziademograficã constituie factori ce contribuie la considerarea dezastrelor cafenomene cu frecvenþã crescânde în perioada actualã. Cele mai discutate suntcele 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 producevictime ºi pagube materiale. Prin dinamica lor, fenomenele naturale extremeau un anumit potenþial de a produce victime sau pagube materiale. Rezultãde aici necesitatea studierii nu numai a hazardelor, dezastrelor, dar ºi avulnerabilitãþii, a potenþialitãþii fenomenelor naturale de a produce victime ºi

pagube materiale. Vulnerabilitatea este dependentã de dezvoltarea socialã ºieconomicã.

Un rol important în lucrãrile de prevenire a declanºãrii fenomenelor extreme ce induc dezastre îl au activitãþile de conºtientizare a riscului ºigestionarea acestuia. De aceea se impune utilizarea corectã a unor noþiuni ceindicã gradual efectul negativ al hazardelor asupra populaþiei (tabelul 1.2).

Tabelul 1.1.

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

Data Þara/regiunea Fenomenul Victime Pierderi economice

(mil. USD)4 - 20 august Europa Inundaþii 230 18.500

31 august - Coreea de N Taifunul Rusa 50 4.5006 septembrie ºi de S

iulie - august SUA, special Secetã, valuri 3.300de cãldurã

iunie Nebraska Inundaþii 500 3100

iulie -decembrie China Secetã 3000

26 - 28 august Australia Furtuna Jeanette 33 2.300

23 septembrie - Europa Centralã Uraganul Lili 8 2.000

3 noiembrie Occidentalã



11

&Tabelul 1.2.

Principii ale teoriei analizei risculuiNoþiuni de: siguranþã rata de stricãciune pericol risc

(dupã Alberto Mariano Caivano, 2003)

Nivelul de siguranþã S(t ):0 < S(t ) < 1S(t ) = n(t ) / N undet - timpul de expunere la riscn(t ) evenimente pe care structura le poatesuporta raportate la timpul de întoarcere N numãrul total de evenimente

Rata de stricãciune ë

Ë = d ( N-n(t )) / dt = - (d/dt ) ( N/n t )Integrând între 0 (faza iniþialã) ºi t seobþine: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 exponenþialaSe obþine: e^ ( - ë t) = * ë t / * ! + ë²t² !-ë³t ³ /3! + …. Neglijând termenii superiori se obþine:S(t ) = * ë t

Factorul de contact k

Factorul de daunã d

Magnitudinea daunei D = k × d

Pericolul P:P = (* – S(t ))

Riscul R R = P × D = (* – S(t ))*k *d pentru carese are R = (*- e - ë t ) *k *d

Nivel de siguranþã hidraulicã a unei construcþiisau a unei porþiuni de teritoriu este probabilitatea pe care o manifestã pentru o anumitã tipologiede evenimente (debite defluente în albie cu timpde întoarcere prestabilit), farã sã survinã o stricã-ciune sau un eveniment capabil sã provoacedaune persoanelor sau lucrurilor Nivelul de siguranþã în acest caz este raportat latimpul t de expunere (timp de întoarcere) ºi poatefi reprezentat de raportul dintre numerele deevenimente care pot fi reþinute în siguranþã n ºinumarul total de evenimente N ale caror subiectpoate fi structura

De aici se deduce cã fiind n(t ) = N , => 0 == S(t ) = 1

Rata de stricãciune este tendinþa, pe unitatea detimp de referinþã, de a nu avea eficienþa structuriidin cauza factorilor externi structurii (spreexemplu, lipsa unei întreþineri a cursului de apã,modificãri în amonte sau în avale ce se reper-cuteazã asupra regimului hidraulic etc.); este datde raportul dintre numãrul de evenimente non-garantate ( N-n(t ))ºi numãrul de evenimente garantate n(t) înunitatea de timp t Dezvoltând, se obþine S(t ) = e^ (- ë t)

iar siguranþa S(t ) => 0 pentru t => infinitSiguranþa S(t ) => 1, pentru ë => 0 (deci trebuie

scazutã pe cât posibil rata de stricãciune pentrufiecare eveniment aºteptat)S(t ) . * ët Acest algoritm ne confirmã printre altele cumnivelul de siguranþã scade o data cu creºtereatimpului de expunere t ºi a ratei de stricãciune ë

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

Este definit d f actorul de daunã , adicã nivelulde daunã asociat ratei de stricãciune

Se obþine D magnitudinea daunei probabile(cuantrificarea probabilitãþii daunei)

Fiind P expresia nivelului pericolului precum ºifactor complementar nivelului de siguranþã, seobþine nivelul de risc R, asociat secvenþei deevenimente aºteptate

Nivelul de risc R este dat de produsul dintrenivelul de pericol P si magnitudinea probabilitãþiidaunei D în condiþii de întrebuinþare ºi / sauexpunere.

Metode deanalizã

a riscului



12

+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.)

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

Mediu

Om

Potenþialitatea(Resurse)

IntervenþiiAntropice Vulnerabilitatea Periculozitatea

Riscul de mediu(ambiental)

Impact asupramediului

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 (dinlimba francezã risque). Dupã dicþionarul IDNDR riscul este definit numãrul posibil de pierderi umane, persoane rãnite, pagube asupra proprietãþilor ºiîntreruperii activitãþii economice în timpul unei perioade de referinþã într-oregiune datã, pentru un fenomen natural particular. Prin urmare, este produsuldintre riscul specific ºi elementele de risc. Arealele cu diferite grade devulnerabilitate includ elementele de risc, ºi anume: populaþia, clãdirile ºiconstrucþiile 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 unuifenomen natural extrem (inclusiv numãrul de persoane decedate) pe un anumit

spaþiu ºi într-un anumit timp. Fenomenele naturale extreme susceptibile dedezastre sau calamitãþi au diferite grade de vulnerabilitate (micã, medie,mare). În consecinþã, majoritatea studiilor au în vedere cartarea vulnerabilitãþiisau a expunerii terenurilor la risc.

O caracteristicã a fenomenelor extreme este caracterul aleatoriu. Dinaceastã cauzã este dificil de stabilit cu precizie momentul declanºãrii ºidimensiunea 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 umaneºi economice;

Raporturileom mediu



13

& producerea fenomenelor extreme afecteazã direct populaþia, numãrul

de morþi ºi daunele economice fiind apreciabile (fig. 1.2).

Fig. 1.2. Relaþiile dintre hazard, fenomene extreme (F.E.) ºi elemente de risc (E.R.)

Hazard (F.E.) Potenþialitatea acþiunii

VULNERABILITATE

Acþiune directã

RISC(sub 50% din E.R. afectate)

DEZASTRU(CATASTROFÃ)

(peste 50% din E.R. afectateîn special populaþie ºi aºezãri)

Hazard (F.E.)

E.R.

E.R.

V

V

ELEMENTE DE RISC (E.R.)

populaþie aºezãri bunuri materiale resurse ce asigurã calitateavieþii (aer, apã, sol, hranãetc.) activitãþi economice construcþii etc.

X

X

În concluzie, totalitatea cunoºtinþelor despre fenomenele extreme esteun concept apãrut din necesitatea de a cuantifica fenomenele cu impact negativasupra 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 cuimpact negativ asupra populaþiei sunt destul de ambigue ºi vehiculate înliteratura de specialitate sub forma: fenomenele geografice de risc; geografiariscurilor; riscurile naturale. Definirea fenomenelor de risc ca fiind geogra-fice ar justifica includerea riscurilor din naturã în preocupãrile ºtiinþelor geografice, fiind clasificate în: riscuri geomorfologice, hidrologice, clima-tice, biogeografice, pedogeografice. Tot în preocupãrile geografiei intrã ºiunele riscuri sociale ºi tehnogene.

Riscurile de origine geologicã, datorate modificãrilor din structurainternã a scoarþei terestre sunt: seismele; erupþiile vulcanice submarine sauterestre; tsunami, produse de cutremure sau de vulcani. Ele se caracterizeazã

prin dispersia unei mari energii având impact direct asupra populaþiei ºiasupra mediului, declanºând alte fenomene extreme, cum ar fi: alunecãri deteren, cãderi de blocuri, avalanºe, emisii poluante în atmosferã, perturbaþiimajore 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 deameninþãri la resursele umane care vin din instabilitatea caracteristicilor de

suprafaþã ale Pãmântului (Gares ºi colab., 1994). Definiþia excludecutremurele, parþial vulcanii, dar nu ºi rãspunsul formei de relief la acestea.În sens restrâns riscurile geomorfologice sunt doar acelea induse demodificãrile formelor de relief.

Clasificareariscurilor



14

+Caracteristici esenþiale ale riscurilor geomorfologice sunt timpul variat

de manifestare ºi dispersia mare în spaþiu. Unele riscuri geomorfologice auo intensitate maximã în timp scurt (alunecãrile masive de teren), altele se

produc în timp îndelungat (eroziunea solului). Cele mai multe riscurigeomorfologice sunt cele continue, dezastrul putându-se produce dupã oevoluþie îndelungatã a proceselor. Ele au însã efecte negative indirecte asupra

populaþiei în timp îndelungat. Riscurile de origine geomorfologicã sunt datorateurmãtoarelor procese: prãbuºiri, rostogoliri, cãderi de roci ºi zãpadã; alunecãrimasive de teren; curgeri de pãmânt; eroziune hidricã (acestea sunt incluse ºila riscuri hidrologice).

Hazardele geomorfologice au ca efect imediat degradarea solului. Deaceea, în cursul de faþã, ele sunt prezentate cu alte hazarde ºi riscuri dedegradare a solului. Acestea din urmã sunt incluse în unele clasificãri cafiind 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 decatastrofã

GigacatastrofaExploziivulcanice

MegacatastrofaMari seismeErupþii vulc.Secete Sahel

MezocatastrofaErupþiivulcaniceSeismeValuri de frigOraje, tornade

CatastrofaMici seismeTornadePloiexcepþionale

Fenomenelocalizatepunctual

Suprafaþaafectatã

De la 100 la510mil.km2

(supr. Terrei)

Între 1 ºi100 mil.km2

De la 10000la 1.000.000km2

Între 100 ºi10.000 km2

Sub100 km2

Durataefectelor

active

Mai mulþi ani

Mai multeluni

Mai multesãpt. La maimulte luni

De la sãptã-mâni la 1 sau2 luni

De la câtevazile la câtevasãptãmâni

Principaleleefecte

-relief distrus ºicreat- perturbaþii clima-tice, hidrologice- tsunami

- formare relief - maree, tsunami- alunecãri teren- modificãri în geo-ºi ecosisteme

- modificãri de re-lief - perturbaþi i alevieþii animale ºivegetale- maree- inundaþii- alunecãri de teren

- alunecãri de teren- inundaþii- modificãri de re-lief ºi hidrografie- perturbaþii eco-logice ºi poluare

- modificãri de re-lief ºi hidrografie- alunecãri de teren- curgeri de lave- poluare- modif. ecosis-teme

Frecvenþape planetã

1/200-300ani la1/secol

5 la 10 pesecol

1 sau maimulte pe an

1 pe lunã

zilnic

Exemple

Explz.vulcaniTambora,Krakatoa

Alaska (1964)Mont St. Helen(1970)California (1906)Mexic (1985)

Frig în Europaºi în SUA(1956, 1985,1987)Seisme înGuatemala(1978)

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



15

&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 cuapariþie lentã (secetele), fenomene de risc datorate combinãrii unor factorimeteorologici ºi nemeteorologici (avalanºele, undele de maree).

Fenomenele hidrice de risc considerãm necesar a fi prezentate cu celeatmosferice, ele fiind, de cele mai multe ori, induse de manifestãrileelementelor 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 economicãa 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 unical mãsurãrii; stabilirea unor criterii ºi parametrii de apreciere; alegereanivelului admisibil al riscului; elaborarea hãrþii riscului (metode ºi mijloacede cartografiere), înglobarea ºi studierea hazardelor naturale în planningulteritorial etc.

Finalul IDNDR survine pe fondul realizãrii unei terminologii unitare

pentru studiul hazardelor naturale, deºi existã încã discuþii în acest sens, înliteratura de specialitate.

În ceea ce priveºte clasificarea acestora sunt încã numeroase discuþii,fiind elaborate diferite clasificãri care au la bazã diferite criterii, utilizareaunuia sau altuia dintre criterii depinzând de scopul fiecãrui studiu dar ºi defactori 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 dintreasigurarea condiþiilor de supravieþuire a populaþiei ºi protecþia mediului.Pornindu-se de la aceastã aparentã dihotomie existã nivele diferite ale risculuiacceptabil în funcþie de gradul de dezvoltare economico-socialã a teritoriuluirespectiv. În þãrile dezvoltate, investiþiile pentru scãderea riscului pot con-duce la asigurarea unui risc minim acceptabil. Strategia supravegherii risculuiconstã în alegerea nivelului de risc acceptabil cu efecte minime, în care unrol important revine atât hãrþii expunerii la risc, cu diferite grade calitativeale riscului, cât ºi corelaþiei acesteia cu gradul de populare sau de utilizarea terenului (imediat sau mai îndepãrtat ca timp ºi spaþiu).



16

+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 curiscuri acceptabile, cât ºi funcþionarea în perspectiva dezvoltãrii durabile cu

asemenea riscuri. Astfel de sisteme sunt dificil de identificat ºi de prognozatdatoritã numeroaselor variabile care îi asigurã funcþionalitatea ºi raportãrii lascãrile de suprafaþã ºi de timp.

Reprezentarea riscului geomorfologic pe hãrþi nu constituie o preocu- pare recentã deºi cele mai importante realizãri aparþin ultimelor douã decenii.Cartografierea riscului geomorfologic a fost legatã la început de fenomeneleextreme, 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 alesa 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. Necesitateaacestor hãrþi a fost semnalatã de Coteþ (1978). Treptat, hãrþile de risc au fostelaborate în special în unitãþile studiate în detaliu ca teze de doctorat, fãrã ase fi aplicat o metodologie unitarã. Contribuþii semnificative au avut: Schreiber (1980), Bãlteanu (1983, 1992), Bãlteanu ºi colab. (1989, 1994), Grecu (1994,1996, 1997, 2001, 2002), Cioacã (2002) Sandu (1994, 1997), Florea (1998),Dinu (1999), Constantin (1999), Grecu, Comãnescu (1997, 1998), Cioacã ºicolab., (1993), Brânduº, Grozavu (2001), Urdea (2000), Voiculescu (2002),

Armaº ºi colab. (2003), Sorocovschi, editor (2002, 2003) etc. Hãrþile de riscîntocmite au vizat aproape exclusiv zone de deal ºi podiº, cu un potenþialagricol ºi de habitat mare (Subcarpaþii Buzãului, Podiºul Transilvaniei, Podiºulºi Subcarpaþii Getici, Podiºul Moldovei), precum ºi, parþial, unitãþi montane.Bogdan, Niculescu (1999) realizeazã o regionare a fenomenelor climatice derisc la nivelul þãrii.

La nivel internaþional ºi mai ales în Europa, preocupãrile sunt mult mainumeroase. Ele se concretizeazã în hãrþi analitice bazate pe calculul unor indici de risc ºi mai ales pe integrarea unui volum foarte mare de informaþiiîn sisteme informatice geografice. Importanþa practicã a acestor materialecartografice este tot mai mare ºi sunt vizate mai ales zonele montane din

climate umede, vulnerabile la alunecãri masive, prãbuºiri catastrofale, avalanºede mari dimensiuni ºi inundaþii frecvente. În plus mijloacele noi ca teledetecþiaºi sistemele de poziþionare globalã, au permis adevãrate performanþe în ceeace priveºte gradul de precizie al cartografierii digitale, pe fondul interogãriiunor baze de date imense rezultate din hãrþi, mãsurãtori ºi observaþii. Înanumite þãri astfel de hãrþi sunt documente absolut necesare în amenajareateritoriului (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. Dealtfel poate fi realizatã ºi o clasificare având la bazã asemenea criterii.

Harta ºireprezentarea

risculuigeomorfologic



17

& Datoritã complexitãþii fenomenelor pe care se sprijinã în elaborare ºi

pe care le redã prin intensitate, harta expunerii la risc geomorfologic esteuna 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 pericu-lozitate la un anumit tip de fenomen extrem, pe fondul general al uneiexpunerii reduse sau medii la risc geomorfologic.

Hãrþile de risc sunt hãrþi sintetice, rezultate din integrarea analiticã ºisinteticã a unui numãr cât mai mare de variabile care sã vizeze atât elementenaturale cât ºi sociale.

Discipline geografice, ca geomorfologia, hidrologia, climatologia, pedologia etc., s-au impus tot mai mult în ultimii 20 de ani în domeniulºtiinþelor aplicate, în contextul proiectelor de amenajare ºi dezvoltare regionalã

în spaþii ce cunosc o mare presiune antropicã. În aceastã direcþie, cunoaºtereacât mai precisã a vulnerabilitãþii terenurilor impune ºi localizarea, delimitareaspaþialã a arealelor cu diferite grade de expunere. Astfel se deschide o altãdirecþie de cunoaºtere practicã a reliefului ºi a mediului, în general, în carehãrþile dobândesc valenþe analitice ºi aplicative iar ºtiinþele geografice îºidovedesc latura utilitãþii sociale.

1.2.2. Tipuri de hãrþi de risc

Complexitatea problematicii legate de reprezentarea riscului, varietateafenomenelor cu acest caracter, a metodelor de reprezentare ºi legendelor, ascãrilor ce impun adaptarea legendei, au condiþionat alãturi de importanþa

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 gene-reazã).

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.

Tipuri de hãrþi clasificare dupãdiferite criterii



18

+4. Aplicabilitatea practicã:

hãrþi informative (generale sau parþiale, pe spaþii largi, limitate la bazine morfohidrografice ºi subunitãþi de relief sau chiar la regiuni admin-istrative ºi istorice);

hãrþi ºi planuri folosite în amenajarea teritoriului (ale expunerii la risc previzibil, ale localizãrii prealabile a avalanºelor, ale terenurilor inundabilede regulã la nivel de subdiviziune administrativã);

hãrþi ºi planuri folosite în proiectele de construcþii (drumuri, cãiferate, 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 realizareahãrþii expunerii la risc prin stabilirea în etapele anterioare a legendei.

Regionarea factorilor de risc, a proceselor geomorfologice actuale ºifactorilor 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 bogatde informaþie structuratã în hãrþi analitice cum ar fi procesele actuale, pantele,densitatea fragmentãrii, solul, vegetaþia ºi utilizarea terenurilor. În funcþie despecificul 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 necesitãºi 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 câtmai sugestive în funcþie de intensitatea fenomenului de risc (alb ºi haºuri

distanþate în arealele cu risc slab sau absent ºi haºuri foarte dese în arealeerodate cu risc excesiv, suprapuse terenurilor cu pante mari, defriºate, pe rocimoi etc.).

Asemenea hãrþi au fost realizate la diferite scãri ºi în diferite sistemeteritoriale (fig. 1.3, 1.4, 1.5).

Harta expunerii la risc geomorfologic a teritoriului României în scaramicã 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 înscopul utilizãrii terenurilor.



19

&

F i g . 1 . 3 A . H a r t a p r o c e s e l o r . I ,

E t a j u

l m u n þ i l o r : 1 , P r o c e s e c r i o n i v a l e , e o l i e n

e º i d e º i r o i r e ; 2 , p r o c e s e f l u v i o - t o r e n þ i a l e , p r ã b u º i r i º i r o s t o g o l i r i ; 3 , p r o c e s e

f l u v i o - t o r e n þ i a l e ,

a l u n e c ã r i , c u r g e r i d e n o r o i . I I ,

E t a j u l

d e a l u r i l o r º i p o d i º u r i l o r : 4 , e r o z i u n e

î n s u p r a f a þ ã º i r a v e n a r e , a s o c i a t e c u d e

p l a s ã r i î n m a s ã ( a , i n t e n s e ; b , m o d e r a t

e ) ; 5 , r a v e n a r e º i

e r o z i u n e î n s u p r a f a þ ã a s o c i a t e c u d e p

l a s ã r i î n m a s ã ( a , i n t e n s e ; b , m o d e r a t e

) ; 6 , d e p l a s ã r i î n m a s ã a s o c i a t e c u r a v

e n ã r i e r o z i u n e î n s u p r a f a þ ã ( a , i n t e n s e ;

b , m o d e r a t e ) ; 7 ,

e r o z i u n e î n s u p r a f a þ ã , s l a b ã º i m o d e r a

t ã , n u m a i î n l i m i t e l e v ã i l o r . I I I ,

E t a j u l c

â m p i i l o r , p o d i º u r i l o r j o a s e º i a l d e p r e s i u n i l o r n e f r a g m e n t a t e : 8 , e r o z i u n e î n s u

p r a f a þ ã , r a v e n a r e ,

a s o c i a t e c u s u f o z i u n e : i n t e n s e ( a ) ; m o d e r a t e ( b ) ; 9 , E r o z i u n e î n s u p r a f a þ ã , a s o c i a t ã c u s u f o z i u n e : i n t e n s e ( a ) ; m o d e r a t e ( b ) ; 1 0 , t a s a r e º i s u f u z i u n e ( a ) , a s o

c i a t ã c u e r o z i u n e

s l a b ã î n l i m i t e l e v ã i l o r ( b ) ; 1 1 , a c u m

u l a r e c o l u v i a l ã , p o l u v i a l ã º i a l u v i a l ã ;

1 2 , a c u m u l a r e f l u v i a l ã ( a ) , f l u v i a l ã , m

i n e r a l ã º i b i o g e n ã ( b ) ; 1 3 , a c u m u l a r e f l u v i a l ã l a v i i t u r i

e x c e p þ i o n a l e , c u s t a g n ã r i l o c a l e a l e a p

e i ; P r o c e s e n e e t a j a t e 1 4 , d e f l a þ i e º i a c u

m u l a r e e o l i a n ã ; 1 5 , d i s o l u þ i a r o c i l o r c a

r b o n a t e ; 1 6 , d i s o l u þ i a s ã r i i ; 1 7 , a b r a z i u n

e ; 1 8 , a c u m u l a r e

l i t o r a l ã . ( d u p ã G e o g r a f i a R o m â n i e i , v o l . I , 1 9 8 3 , c u m o d i f i c ã

r i ) .



20

+

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



21

&

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 arealelecu 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 presiuniantropice 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. 103135).

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,



22

+

F i g .

1 . 5 . H a r t a r i s c u l u i g e o m o r f o l o g i c – b a z i n u l C a l v e i ( S c a r

ã m a r e )

1 . C u l m i f ã r ã r i s c a c t u a l ; 2 . C

u l m i c u

r i s c m a r e l a î n g u s t a r e

p r i n

r e t r a g e r e a r e g r e s i v ã a o b

â r º i i l o r r a v e n e l o r ; 3 . V e r s a n þ i c u

r i s c r e d u s ;

4 . A l b i i m a j o r e c u

r i s c m o d e

r a t l a i n u n d a þ i i ; 5 . V e r s a n þ i c u

r i s c m o d e r a t ; 6 . V e r s a n þ i c u

r i s c

m a r e ; 7 . V e r s a n þ i c u

r i s c

f o a r t e m a r e ;

8 . V e r s a n þ i c u r i s c

a c t u a l e x c e s i v , c u a r e a l e d e g r a d a t e

.



23

&studii secvenþiale, în general asupra unui tip de hazard cu efect regional, mai

puþin asupra gestiunii lor. Pe plan internaþional însã, fenomenele de risc suntabordate 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 diminuãriiefectelor ºi a stabilirii nivelurilor de suportabilitate de cãtre societate seconstituie în etapã esenþialã a evaluãrii ºi gestionãrii fenomenului ce induceriscul respectiv. Este vorba de fapt de o geomorfologie aplicatã ºi integratãcerinþelor societãþii umane De altfel, geomorfologia, geomorfologia dinamicãºi 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 dinMarea Britanie, 2002.

- Les cours d ,eau , Dynamique du systeme fluvial, de Jean Bravard, Fr.

Petit, Ed. Armand Colin, 2002 ºi alte ediþii.- Geomorfologia aplicat ã , de M. Panizza, Ed. La Nuova ItaliaScientifcata, Roma, 2000 ºi alte ediþii.

- The Humain Impact on the Natural Environement de A. Goudie,Ed.Blackwel, Oxford, UK, 1999) ºi alte ediþii, 2006.

- Sixth International Conference on Geomorphology, sept.7-11, 2005,Zaragoza, Spania.

Pe plan mondial se acordã o atenþie specialã riscului datorat apei, inun-daþiilor, variatelor metode ºi mijloace de cercetare adaptate particularitãþilor 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 Genevaºi care organizeazã la fiecare doi ani simpozione ºi cursuri intensive pentrutinerii geografi (Natural hazard on built-up areas, Camerino, 2000; Conceptsto approach multiple hazards -Bonn, Germany, September 24-30, 2006)

Au apãrut numeroase articole în reviste de specialitate care au avutchiar 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., 43Castaldini Doriano, Barbieri Massimo, Bettelli Giuseppe, Capitani Marco,

Panizza Mario (2002), Geological and geomorphological studies in seismichazard assessment for territorial planning

Asch Van Theodor (2000), Integrated hazard assessment in the TurrialbaCatchement , Costa Rica, Natural hazards on buit areas.

Probleme aleabordãrii

riscului înliteratura despecialitate



24

+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 aimpactului 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 documentateaxate pe hazarde naturale specifice teritoriului þãrii noastre, în mod particular

pentru hazarde de versant, riscuri climatice etc., publicate în Studii ºi cercetãride geografie, Revue roumaine de géographie, Revista de geomorfologie,analele universitãþilor, Comunicãri de geografie , Riscuri ºi catastrofe editatde Facultatea de geografie, Universitatea Babes-Bolyai (un colectiv încoordonarea prof. Victor Sorocovschi). Dacã iniþial (anii 1980 ºi 1990),preocupãrile se refereau la studiul fenomenologic al riscurilor din arii în careautorii elaboraserã teze de doctorat, în ultimul deceniu acestea au constituitobiectul unor lucrãri axate pe cercetãri în teren dar ºi pe sincronizarea lacercetãrile mondiale în domeniu: Cotet (1978), Bãlteanu (1983,1992), Bãlteanuºi 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(f ãrã 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 îngeomorfologie, 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 ºtiinþãCluj-Napoca.

Voiculescu (2002) Fenomene geografice de risc în masivul F ã gã ra º ,Ed. Brumar, Timiºoara.

Josan, Sabãu (2004) Hazarde ºi riscuri naturale ºi antropice in bazinul Barcã ului, Ed. Univ. Oradea.



25

&Sandu, Bãlteanu coord. (2005), Hazardele naturale din Carpa þ ii ºi

Subcarpa þ ii 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 vulnerabilitãþ ii: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 derisque dans la depression de la Transylvanie, Riscuri ºi catastrofe, Ed. Casacãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca.

Sever M., Diaconu D. (2006) Consideraþii privind mãrimea viiturilor

din septembrie 2005, pe cursul mijlociu al râului Ialomiþa , Comunicãri deGeografie, 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 înevaluarea riscurilor naturale, Riscuri ºi catastrofe, Ed. Casa cãrþii de ªtiinþã,Cluj Napoca.

Grecu Florina, Grigore M., Comãnescu Laura (2004), Geomorphologicalrisk 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. pentruestimarea riscului de producere a evenimentelor extreme: excesul de umiditate

ºi seceta din Câmpia Transilvaniei, Riscuri ºi catastrofe, Ed. Casa cãrþii deªtiinþã, 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 carto-grafice 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 domeniulfenomenelor extreme?

o 6. În ce mãsurã studiul fenomenelor extreme se constituie în ºtiinþã?

o 7. Daþi exemple de hazarde ºi riscuri utilizând informaþiile dinINTERNET.

În baza rãspunsurilor faceþi punctajul final.



26

+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.



27

&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.



28

+



29

&2. HAZARDE ªI RISCURI GEOLOGICE

(FENOMENE DE RISCDATORATE PROCESELOR ENDOGENE)

Procesele morfogenetice endogene se manifestã fie în timp îndelungat,cu viteze ºi intensitãþi foarte reduse, numite procese diastrofice (miºcãriletectonice), 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 seconstituie în fenomene de risc, datoritã impactului direct asupra populaþiei.

Datoritã legãturii directe cu structura internã a Pãmântului ele suntdenumite fenomene geologice, generatoare de hazarde, riscuri ºi catastrofegeologice. 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 circa200 m, iar în Cainozoic, 300 m de sedimente. Aceste date, coroborate cuafirmaþiile geofizicienilor referitoare la creºterea activitãþii seismice ºivulcanice a Terrei, precum ºi cu creºterea densitãþii populaþiei ne conduc laconcluzia 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 endo-genã. Teoria tectonicii plãcilor este una dintre teoriile globale ce se bazeazã

pe cercetãri interdisciplinare. A fost emisã în anii 1960, dar îmbinã cercetãriºi 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 vorbade faptul cã partea exterioarã a Pãmântului este formatã din porþiuni solidenumite plãci, care suportã atât uscatul cât ºi oceanul. Plãcile au grosimi deordinul sutei de kilometri, fiind susþinute de un strat subiacent al mantalei astenosfera –, care are o consistenþã ce permite deplasarea plãcilor pe supra-

faþa sa. Plãcile sunt antrenate în miºcare de curenþi de convecþie din mantauaterestrã generaþi sub influenþa unor diferenþe de temperaturã între diverse

puncte ale acesteia, în urma degajãrii de cãldurã în procese de dezintegrareradioactivã sau chiar de fuziune nuclearã (L. Constantinescu, 1992, p. 21).Plãcile tectonice se pot miºca unele în raport cu altele, putându-se fie apropiafie îndepãrta, alunecând lateral fãrã modificarea distanþei dintre ele. Litosferaoceanicã prin miºcare întâlneºte litosfera continentalã producându-se:subducþia, adicã coborârea litosferei oceanice sub cea continentalã, ºicoliziunea celor douã pãrþi care duce la încreþirea crustei terestre, deci laorogenezã. Fenomenul este însoþit de vulcani ºi cutremure, existând odispunere a acestora dependentã de dinamica plãcilor (fig. 2.1 a, b, c).

Tectonicaplãcilor

ºi proceselorendogene



30

+

F i g u r a 2 . 1 a . H a r t a p l ã c i l o r t e c t o n i c e



31

&

F

i g u r a 2 . 1 b .

P r i n c i p a l e l e e l e m e n t e

a l e t e c t o n i c i i g l o b a l e ( d u p ã L . C o n

s t a n t i n e s c u , 1 9 9 2 )



32

+

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, adicãde 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 ºtiinþãde H. Vogelsang (18361874). 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 derepartiþia lor pe orizontalã, respectiv de repartiþia geograficã pe Terra, ºi înfuncþie de dezvoltarea lor pe verticalã. Repartiþia pe orizontalã este strânslegatã de tectonica plãcilor , ºi anume de procesele de divergenþã dintre plãci,

de-a lungul rifturilor dorsalelor oceanice (arii de acreþie, de extindere sau decreºtere a plãcilor) ºi de procesele de convergenþã ºi subducþie, de apropiereºi încãlecare a plãcilor. În funcþie de aceste arii, magmatismul are anumite

particularitãþi (figura 2.1c).

1. Magmatismul rifturilor este caracteristic dorsalelor oceanice ºi estede naturã bazicã (bazalte ce provin din partea superioarã a astenosferei) sauultrabazicã. Prin funcþionarea rifturilor se formeazã crusta oceanicã. Pecontinente, în lungul rifturilor apar vulcanii activi, dispuºi liniar, cum estecazul Riftului African.

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

Zonã de subducþieZonã de coliziune

Dorsala medie oceanicãDirecþia de deplasare a plãcilor

VulcaniEpicentre de cutremure



33

&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. PodiºulDeccan, Africa de Sud, regiunea Parana din Brazilia º.a. s-au format prin

astfel de erupþii.

3. Magmatismul plãcilor oceanice este legat de faliile transformateadânci; se formeazã vulcani centrali, grupaþi în arhipeleaguri (Hawai), vulcanicentrali dispuºi liniar (de la Hawai spre nordnord-vest), precum ºi linia deerupþie submarinã (Feroe, Islanda, Jan Mayen, Svalbard).

4. Magmatismul ariilor orogenice are magme ce provin din parteainferioarã a tectonosferei ºi se realizeazã în mai multe faze succesive într-unciclu orogenic: magmatismul iniþial, magmatismul sinorogen, magmatismul

postorogen, magmatismul final.Sistemul magmatic reprezintã formele ºi spaþiile pe care le ocupã

magmele în ascensiunea lor de la baza cutelor pânã la suprafaþã. El se întindede la adâncimi de 3040 km pânã la suprafaþã, delimitându-se (figura 2.2):

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, filoanemagmatice, stâlpi înrãdãcinaþi; 8. aparate vulcanice; 9. produse

vulcanice (dupã N. Lupei, 1979).

Sistememagmaticeºi relaþia

cu tectonicaplãcilor



34

+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 alescoarþei continentale; au temperaturi de 600800°C ; sunt mai vâscoase de

1000 de ori decât cele bazice;

– intermediare, cu un conþinut de SiO2 de 5262%; se formeazã deasuprazonelor de subducþie, în zonele marginale ale plãcilor continentale.

2.1.2. Morfologia aparatului vulcanic

Vulcanii reprezintã partea superioarã, spre suprafaþa terestrã, a unuisistem magmatic. Lavele ies la suprafaþã prin zonele de minimã rezistenþãdin scoarþã, reprezentate de fracturile adânci ºi de regiunile unde scoarþa estemai subþire. În funcþie de dispunerea ºi de complexitatea acestora, erupþiile

pot fi:– centrale, produse la intersecþii de falii sau prin per forarea depozitelor

geologice;

– liniare, produse pe falii ºi fracturi; dau naºtere la sisteme vulcanicealungite (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 spe-

cific pentru vulcanii din zonele de subducþie ºi din punctele fierbinþi. Esteconstituit din: con, crater, coº ºi cuptor (figura 2.3).

Figura 2.3. Tipuri de aparate vulcanice

Strat vulcan

Con adventiv

Caldera

Crater Curgeri de lave

ConulPiroclastiste

Coºul

Vatrã

Maar

Con vulcanicnou

Curgere

de lavã

Aparate vulcanice de tip fisural

Ocean

Vulcan scut



35

&C onul vulcanic este realizat din suprapunerea succesivã a pânzelor de

lavã ºi (sau) piroclastite, forma caracteristicã fiind cea de con cu versanþi de510° (lave bazice) ºi de 2445° (piroclastite sau lave acide). Unii vulcaniau 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 funcþiede lave : cele bazice dau cratere mai mari decât cele acide. Unii vulcani, înspecial cei cu activitate liniºtitã, au în crater lacuri de lavã fluidã (vulcanul

Nyragongo din Africa).

Co ºul vulcanic sau hornul este canalul de alimentare cu lavã a vulcanuluiºi se dezvoltã între cuptorul magmatic ºi crater, alungindu-se odatã cu creareaconului. În stadiile de inactivitate a vulcanului, coºul poate fi umplut fie cu

lavã consolidatã, fie cu brecii vulcanice, care pot rãmâne în relief dupãdepãrtarea conului vulcanic.

Cuptorul sau vatra vulcanului reprezintã zona cu magmã din interiorulPãmântului care alimenteazã vulcanul. Adâncimea la care se aflã diferã de la5 km la 50 km.

Calderele sunt resturi ale unor aparate vulcanice centrale, de formaunor 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 presiunienorme însoþite de zgomote subterane ºi zguduiri; se formeazã coºul. Erupþiase declanºeazã prin expulzarea gazelor cu fragmente solide de dimensiunimici ºi continuã cu fragmente solide de diferite dimensiuni (de la câtevakilograme 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 cucaracteristici bine cercetate.

Tipul hawaian (vulcan scut = shield volcano) este o erupþie oceanicã culave bazice foarte fluide; conul vulcanic are versanþi lini (510°) ºi prelungi

pe suprafeþe mari; înãlþimea absolutã este de peste 5.000 m (de la bazasubmarinã); craterul este de tip calderã, o depresiune de 2030 km în diametru.Vulcanismul din Islanda are caractere similare (dupã unii autori formeazã untip aparte). Sunt mai puþin periculoºi. Vulcani cu erupþie de acest tip suntKilauea ºi Mauna Loa.

Tipuri deerupþii ºiaparatulvulcanic



36

+Tipul strombolian (dupã vulcanul Stromboli) are lave bazice obiºnuite

care dau curgeri pe versanþii conului, dar care se ºi proiecteazã în aer ºi cadsub formã de bombe ºi lapii; conul vulcanului are pante mari, de3040° 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 coºulvulcanului care este antrenat la erupþia ulterioarã; conul este format din stratede cenuºã, transformate în tufuri vulcanice ºi are versanþi abrupþi. Sunt

periculoºi atât prin caracterul erupþiei cât ºi prin repetarea erupþiei la intervalelungi ºi neprevãzute.

Tipul peleean (dupã vulcanul Mont Pelée, insula Martinica) secaracterizeazã prin explozii puternice, erupþii de bombe, cenuºe, noriarzãtori. Erupþia din 1902, descrisã de A. Lacroix (citat de A. Rittmann,1967), particularizeazã acest tip de erupþie. Începând din 1792 au avut locerupþii care nu au produs victime sau pagube materiale, permiþând dezvoltareaoraºului Saint Pierre. Lava vulcanului fiind vâscoasã, nu curge peste versanþiicraterului, ci se întãreºte în crater, luând forma de stâlp sau ac vulcanic. Princrãpãturile acului vulcanic ºi stratele conului ies gaze, vapori de apãsupraîncãlziþi ºi cenuºã vulcanicã formând nori arzãtori. La 8 mai 1902, noride fumarole ºi nori arzãtori cu viteze de 150 m/s s-au rostogolit asupraoraºului, 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, în1888, 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, spredeosebire de acest tip, se manifestã prin curgeri de lavã dupã explozia decenuºã. Caracterul catastrofal este întãrit de erupþia dupã perioade îndelungatede mii de ani de inactivitate.

Erupþia din arhipelagul Krakatoa s-a produs î n centrul unei caldere

vechi care avea la suprafaþã trei insule vulcanice: Rakata, Danan, Perbuatanºi a început în mai 1883 prin seisme, cenuºã vulcanicã, zgomote cu o duratãde 510 minute. Deasupra insulei s-a observat un nor circular. La 24 iuniea fost expulzat în aer craterul Perbuatan, urmând o perioadã de activitate mairedusã pânã la 26 august 1883 (de la ora 13 pânã seara, când zgomotelesubterane puternice anunþau catastrofa). Seara, erupþiile de cenuºã deasã seridicau 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 3070 m î nãlþime) a

Tipuri deactivitate

vulcanicã ºipericulozitate



37

&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 î n cea mai mare parte din vapori deapã, dioxid de carbon, dioxid de sulf, azot, la care se adaugã clor, acid azotic,acid fosfohidric, acid clorhidric, cloruri de sodiu, fier, potasiu. Temperaturaatinge 700800°C la începutul erupþiei. Cantitãþile de gaze degajate de o

erupþie vulcanicã pot fi foarte mari. De exemplu, în 1980, vulcanul St. Helensdin Munþii Cascadelor (S.U.A.) a emis 50.000 tone dioxid de sulf ºi 25000tone acid clorhidric.

Principalele emanaþii de gaze sunt :a) fumarolele emanaþii fierbinþi cu temperaturi mai mari de 200ºC,

bogate în apã, acid clorhidric, clor, azot ºi sulf, care se degajã din fisurilevulcanilor activi;

b) solfatarele emanaþii de gaze cu temperaturi de 200100°C, bogateîn hidrogen sulfurat, care prin reacþia cu oxigenul atmosferic depune cantitãþiapreciabile de sulf;

c) mofetele emanaþii reci, cu temperaturi sub 40°C, bogate în dioxidde 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 12 km. Lavele intermediare au ocurgere foarte lentã, datoritã vâscozitãþii ridicate. Curgerile de lavã pot fievitate pentru cã se declanºeazã dupã faza paroxisticã. De obicei, erupþiaunui vulcan începe prin expulzarea fragmentelor de roci, gaze ºi vapori deapã ce premerg accesul magmei spre suprafaþã. Erupþia continuã cu revãrsãride lavã. În faza de stingere predominã produsele gazoase. Cea mai mareamploare 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;

Produseleactivitãþii

mecanice ºipericulozitatea



38

+ 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 vitezede sute de km/orã. Rezultã din erupþiile laterale ale vulcanului.

2.1.5. Erupþiile vulcanice

De o deosebitã importanþã pentru stabilirea intensitãþii ºi amplorii risculuidatorat erupþiilor vulcanice este cunoaºterea atât a violenþei vulcanilor dupãtipul 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, respec-

tiv deplasarea locuitorilor din zona imediatã într-o zonã cu vulnerabilitateredusã.

1. Vulcanii cu erupþie mixtã, cu produse gazoase, solide, lichide, cumagme 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 cantitãþimari 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 Vezuviulºi respectiv, Mont Pelée (insula Martinica) ºi Krakatoa din Strâmtoarea Sundeîntre Jawa ºi Sumatera.

Vulcanul Vezuviu este cea mai veche erupþie consemnatã de istorie; estesituat 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-ocoloanã înaltã de gaze ºi produse vulcanice care s-au depus formând un stratgros de piatrã ponce ºi cenuºã vulcanicã. Cantitatea mare de precipitaþiiatmosferice a determinat transportarea produselor vulcanice sub formã denoroi 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 urmato perioadã de 500 de ani de liniºte. Erupþiile sale au reînceput din 1631 ºiau continuat pânã în zilele noastre.



39

&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-aformat 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 guravulcanului, care a forþat gazele sã izbucneascã lateral. Norii arzãtori au fosttransportaþi de vânt cu o vitezã de 150 m/s deasupra oraºului. Pânã în 1929ºi 1932 vulcanul s-a liniºtit, devenind din nou activ ulterior.

Vulcanul Krakatoa la erupþia din 26 august 1883 a aruncat în aer întregulaparat vulcanic, inclusiv douã treimi din insulã cu un volum total de circa 18

km3

. Praful vulcanic a înconjurat Pãmântul pânã în 1885. În regiunea coasteidin apropiere valurile au avut 70 m înãlþime. Ele s-au propagat pânã lacoastele Americii cu o înãlþime de 40 cm.

Tipul liniºtit de erupþie prezintã lave foarte fluide care se transformã înadevãraþi torenþi de lavã pânã la 50 km, se solidificã treptat. În momentulerupþiei are loc o intensificare a emanaþiilor de gaze, urmatã de creºtereavolumului de lavã în crater ºi de revãrsarea lavei în exterior.

Vulcanul Mauna Loa are 10 200 m înãlþime, din care 6.000 m sub apaoceanului. Diametrul de la bazã este de circa 400 km. Craterul vulcanului are5 km diametru, cu un lac de lavã. Volumul întregului con este de 400.000km3.

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 î nsemnate.

Pentru România se citeazã vulcanii violenþi riolito-dacitici de la RoºiaMontanã (acum 1520 mil. ani). Cenuºa vulcanicã s-a întins în PodiºulTransilvaniei 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 din1980 s-a auzit pânã la 300 km depãrtare, iar suflul exploziei a distrus peste



40

+600 k mp de pãdure pe o razã de 20 km. Explozia lui Krakatoa din 1883 s-aauzit la peste 4.000 km depãrtare, iar suflul a provocat daune materiale peo 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 î ntriunghiul insulelor Krakatoa, precum ºi î n areale ale insulele limitrofe Java,

Borneo ºi Sumatera, ce au fost devastate de valul tsunami î nalt de 32-35 m,

format î n 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), î n 1815, precum ºi cea a

vulcanului Katmai (Alaska) din 1912, ce a fost auzit ã pânã la1000 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 imediataapropiere a vulcanului. Acþiunea lor se poate manifesta treptat, în timp, prinemanaþiile de dioxid de sulf, acid clorhidric, acid sulfuric ºi alte gaze toxicecare sunt emise chiar în perioada de activitate liniºtitã a vulcanului. Emanaþiile

pot avea caracter catastrofal în cazul degajãrii unui volum mare de gaze.Gazele toxice eliminate de Vezuviu în 79 d.Ch. au omorât peste 2.000 deoameni, oraºul fiind acoperit cu un strat de cenuºã vulcanicã de 2 m grosime.

Un exemplu mai recent este cel din Camerun, din 26 august 1986, ce

a avut loc î n arealul lacului Nyos (circa 30 km2), când s-au produs asfixieri

de oameni ºi alte vietãþi, aflate pe vãi ºi suprafeþe joase. Cauzele accidentuluiau fost acumulãrile lente de CO2, provenit din spaþiul magmatic de adânc, î ncadrul lacului, de tip maar, ducând la suprasaturare ºi o degazeificare brusca

ce a eliminat circa 80% din CO2, restul de 20% rãmânând î n continuare î nlac.

Curgerile de lavã deºi spectaculoase nu constituie decât rar pericole pentru viaþa oamenilor. Ele produc însã daune materiale importante. Etna, în1929, a produs un ºuvoi de lavã printr-o fisurã lateralã care a acoperit oraºulMascali, fãcând 1.500 de victime.

Scurgerile de lavã produc puþine victime omeneºti, populaþia având î n

cele mai multe cazuri timp suficient pentru a fugi din calea lor. S-au luat ºiunele mãsuri de deviere a scurgerilor de lavã, prin realizarea unor diguri, prindinamitãri sau bombe ºi prin jeturi de apã aruncate pe fruntea scurgerii, cãtrelocuri î n care pagubele ar fi mai reduse. Asemenea intervenþii au avut loc î ncazul vulcanilor Etna (1983), Vezuviu, Hawaii ()1935, 1942, 1960), Paricutin

(Mexic) etc.

Norii arzãtori sunt cele mai periculoase produse ale activitãþii vulca-nice, producând un însemnat numãr de victime. De exemplu, norii arzãtorirezultaþi din erupþiile vulcanilor Mt. Pelle ºi La Soufriere (1902) din AntileleMici au fãcut 30.000 de victime.

Principaleleelemente

vulcanice deimpact asuprapopulaþiei ºi

riscul



41

& Norii arzãtori însoþesc în mare parte activitatea vulcanilor, fiind prezenþi

ºi la Merapi ( î n Jawa, 1930 ºi 1967), având caracter de torenþi incadendescenþi,St. Helens (S.U.A., 1980), unde norul arzãtor s-a rostogolit 30 km pe olãþime de 20 de km, ºi Katmai (Alaska) din 1902.

Laharii fenomene legate de erupþiile vulcanice formate din apãamestecatã cu produse ale erupþiei (cenuºã, lapili, nisip vulcanic) suntadevãraþi torenþi de noroi ce antreneazã blocuri mari de rocã ce se deplaseazãcu repeziciune pe versanþi ºi produc pagube deosebit de mari. Provenienþaapei este fie din precipitaþii, fie din gheþari. Cum cea mai mare parte avulcanilor activi depãºesc în altitudine limita zãpezilor persistente, rezultã cãlaharii 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, î n 877), de 300 km, apa provenind îndeosebi din topirea zãpezii ºi gheþii dedeasupra vulcanului. De asemenea, sunt frecvente î n 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, î n 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 constituiecea mai mare catastrofã vulcanicã din istoria Americii de Sud, soldatã cu22.000 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 cutremurede circa 100 km, urmate de curgeri de lave car e au topit masa de gheaþã ce

acoperea cupola muntelui.

Puhoaiele de noroi, piatrã incandescentã, copaci dezrãdãcinaþi au for-mat 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 noiembriedezastrul 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 provocatede erupþia din anul 1783 care a acoperit cu lavã sute de kmp de teren.

În Podiºul Maya, î n sec. III i. Ch., cultura mayaºã a fost acoperitã deacumulãrile de cenuºã, o suprafaþã de peste 8000 km2, ducând la dispariþiaei; 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 producemari distrugeri ºi pierderi de vieþi omeneºti. Orice erupþie este precedatã de





43

&

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. Heklaºi 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 care9 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, precumºi vulcanii stinºi din Orientul Apropiat (Ararat 5165 m; Elbrus 5633 m;

Demavend 5604 m).





45

&

Râurile de lavã sunt vizibile ºi peimaginile din satelit, fiind dovada specificuluiactivitãþii de tip strombolian ce caracterizeazãvulcanii sicilieni.

Fig. 2.9. Imagine satelitarã Landsat 7 ETM+ asupraEtnei, 29 iulie 2001. Date preluate de pe: www.boris.vulcanoetna.com, www.natinalgeographic.com/0202,www.earth.esa.int/ew/volcanoes/etna

Figura 2.7. Nori de cenuºaºi lava ºi râuri de lava înapropierea RefugiuluiCitelli în timpul primei fazede la erupþia din 1971.Fotografii realizate înaprilie 1971 de Giuseppe

Scarpinati.

Fig. 2.8. Activitatea permanentã a Etnei reiese ºi prin emisiile de cenuºã ºi gaze, care au atinsînãlþimi 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 ºidistrus ºi sudul oraºului Catania. La poalele conului se afla oraºul Mascalucia, localizat la

300 - 400 m pe flancul sudic al vulcanului.

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



46

+2.1.8. Prevederea erupþiilor vulcanice

Prevederea momentului erupþiei vulcanice este deosebit de dificilã pentrucã 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 dateleunor observatoare vulcanologice, special dotate, situate în diferite puncte aleTerrei, cum sunt în S.U.A. (Hawai), Japonia (Aso), Italia (Ercolano lângãVezuviu), 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 laerupþii în funcþie de poziþia vulcanului, orientarea produselor vulcanice, direcþiadominantã a vântului etc.

Fenomenele geochimice sunt considerate de unii specialiºti ca feno-mene clasice de urmãrire a vulcanismului. De exemplu, un paroxism vulcaniceste 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 rezistivitãþiielectrice a substratului, schimbãri în câmpul geomagnetic sau gravitaþional,activitate seismicã localã.

Schimbãrile topografice anterioare erupþiei, cum sunt ridicãrile lente aleterenului, se urmãresc cu aparate speciale. Sunt mai dificil de înregistratmiºcãrile orizontale ale terenului.

Manifestãrile bazice cu vetre vulcanice puþin adânci pot fi prevãzutemai uºor decât alte tipuri de vulcani prin fenomenele care au loc înainteaerupþiei.

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 dificilsã se stabileascã reguli generale de supraveghere ºi mãsuri de protecþie.

2.2. Fenomene seismice

Ansamblul de fenomene legate de genezã, transmiterea ºi efectelecutremurelor poartã denumirea de seismism, domeniu al seismologiei (V.Lãzãrescu, 1980).

Seismele sau cutremurele de pãmânt sunt fenomene naturale ce producunele dintre cele mai mari dezastre. În perioada 19701980, cutremurele au

provocat moartea a circa 450.000 de oameni ºi pagube materiale de peste 19miliarde dolari. în perioada 19201950 au decedat peste 887.000 de oameni.



47

&De aceea, se impune cercetarea ºtiinþificã predezastru a cutremurelor ºieducarea populaþiei pentru a suporta cu riscuri minime impactul produs de unviitor 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 parametriice caracterizeazã miºcarea terenului în timpul cutremurului (acceleraþia, vitezasau deplasarea), precum ºi prin hãrþi de hazard seismic (probabilitatea ca unanumit nivel al acceleraþiei maxime sã fie depãºit într-un anumit interval detimp 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 timpîndelungat riscul seismic se apreciazã prin perioada de revenire a unui cutremur cu anumitã intensitate sau magnitudine ºi prin calcularea energiei seismicemedii anuale ºi compararea ei cu energia eliberatã pe an. Riscul seismiccreºte atunci când energia seismicã anualã este mai micã decât energia seismicãmedie.

2.2.1. Elementele unui seism

Dupã definiþia adoptatã în general de nespecialiºti, cutremurele suntzguduiri 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 intensitatefoarte redusã ºi nu sunt simþite direct de om, decât sunt înregistrate cu ajutorulseismografelor. Macroseimele sunt simþite de om ºi au urmãri asupraconstrucþiilor, 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 saunormale (pânã la 6070 km sub suprafaþã); mijlocii sau intermediare (70300km); de adâncime (300700 km) (figura 2.10).

Epicentrul este punctul de la suprafaþa Pãmântului situat deasuprafocarului pe prelungirea razei terestre, antiepicentrul fiind antipodul epicen-

trului.

Cunoaºtereaelementelorunui seism



48

+

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 î n hipocentru datoritãtimpului î n care se transmit undele seismice.

Energia seismului, exprimatã în lucru mecanic, se produce datoritãfracturãrii sau schimbãrii volumului din scoarþa terestrã.

Elementele caracteristice ale seismului se stabilesc dupã undele seis-mice: prime sau longitudinale, secunde sau transversale ºi superficiale (figura

2.11).

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

Unghi de emergenþã

Focar H

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

Vibraþia undelor longitudinaleVibraþia undelor transversale

Direcþia de propagare a undelor Vibraþia undelor superficiale

a.

b.

c.

Direcþia de propagare a undelor

Undele prime (cu simbolul P) se propagã prin dilatãri ºi comprimãrisuccesive pe direcþia lor de deplasare cu viteze mari de 47 km/s (in crustã)ºi 8,08,2 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 de24 km/s (în crustã).



49

&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 vitezaconstantã de 3,4 km/s. Se propagã mai lent în formaþiunile superficiale, dincauza 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 numitunghi 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. Undeleseismice 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 maimicã, seismele sunt mai distrugãtoare. Dacã se considerã riscul la seisme înroci cristaline compacte egal cu unu, atunci, în rocile puþin coezive ºi necoeziveriscul va fi de: 1 : 2,4 (în roci sedimentare cimentate); 1,4 : 4,4 (în nisipuriumede); 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 delimitele dintre marile plãci tectonice care sunt ºi ariile cele mai mobile. H.E.Reid (1911) a explicat mecanismul apariþiei seismelor prin teoria destinderiielastice, teorie completatã cu cea a tectonicii plãcilor. Pe scurt aceasta aratãcã datoritã miºcãrii regionale de forfecare, rocile din cele douã pãrþi ale uneifalii sunt deformate elastic. Când se depãºeºte rezistenþa la forfecare are locruperea acestora ºi descãrcarea bruscã a energiei elastice acumulate, caregenereazã cutremure. La limitele dintre marile plãci tectonice au loc deplasãridivergente (de-a lungul cr estelor medio-oceanice), convergente (în zonele desubducþie) ºi de translaþie (de-a lungul ariilor transformate).



50

+În funcþie de particularitãþile morfologice ºi geologice de la limita plãcilor

s-au separat 4 tipuri de zone seimice (figura 2.12).

SEISMELE:normalesuperficiale

intermediarede adâncime

Figura 2.12. Repartiþia cutremurelor pe Glob

1. Zona seismicã a dorsalelor medio-oceanice se caracterizeazã princutremure superficiale cu magnitudini pânã la 6 (pe scara Richter). Reprezintãcirca 10% din cutremurele produse într-un anumit interval de timp. Focarelesunt situate în valea riftului sau în creasta învecinatã. Activitatea vulcanicãintensã 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 Andreasºi faliei Anatoliana. În primul caz, sistemul faliei se aflã la limita plãcilor

Nord Americanã ºi Nord Pacificã; deplasarea plãcilor se face cu circa3,56,0 cm/an.

3. Zona seismicã a foselor oceanice adânci este asociatã zonelor desubducþie cu mecanismul accentuat din jurul Pacificului. Hipocentrulcutremurelor este la adâncimi de 20700 km, dispus pe un plan cu înclinãride 5560° dinspre ocean spre continent (planul Benioff). Magnitudineacutremurelor 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 plãcicontinentale. Cutremurele sunt în general superficiale (în regiunile muntoaseînalte); cele cu adâncime intermediarã apar în Carpaþi.

5. Zonele relativ stabile sunt vechile scuturi ca: Scandinavia, Groen-

landa, partea de est a Canadei, nord-vestul Siberiei, Platforma Est-Euro- peanã, Pen. Arabicã, o parte a Indiei peninsulare, pãrþile centralã ºi esticã aleAmericii de Sud, Africa (fãrã regiunile Riftului Est-African ºi Magrebului),Australia.

Genezaseismelor

ºi tectonicaglobalã



51

&• 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 dedecompresiune. Ele sunt superficiale, cele mai profunde cutremure vulcanicedeclanºându-se pânã la 60 km adâncime, unde se aflã focarele eruptive.Seismele vulcanice au caracter local ºi sunt de micã energie. Seismele cuhipocentrul 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, plasateimediat 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) prezintãun 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 constituieseismul 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: scaraintensitãþii ºi scara magnitudinii.

• Intensitatea seismelor se apreciazã dupã gravitatea distrugerii clãdi-rilor, construcþiilor, dupã tipul ºi amploarea deformãrilor suprafeþei terestreºi 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 efecteleºocului se diminueazã proporþional cu creºterea distanþei faþã de epicentru. În1873, Rossi ºi Forel întocmesc prima scarã cu valori între I ºi X. Seimologulitalian Mercalli elaboreazã, în 1902, o scarã tot cu 10 grade, modificatã (în1931) 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 scarãde 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;

Periculozitateaseismelor



52

+Gradul VII Cei mai mulþi oameni pãrãsesc locuinþele. Este perceput

ºi de persoanele aflate la volan. Stricãciuni considerabile în clãdiri prostconstruite;

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 structurispecial construite. Crãpãturi mari în teren.

Gradul X Sunt distruse cele mai multe structuri din cãrãmidã. Marialunecãri 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 însus. Au loc modificãri ale reliefului.

În urma studiilor asupra intensitãþii cutremurelor se elaboreazã hãrþileseismice 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 foartemare, 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 ase evita erorile scãrilor de intensitate. Noþiunea de magnitudine a fost introdusãde C. F. Richter în 1935, dezvoltatã î mpreunã cu B. Gutenberg (în 1947) ºisintetizeazã 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

î nregistrate pe seismogramã:

M = log A + B

Unde A = componentã orizontalã a amplitudinii maxime a deplasãriisolului 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 lângãnumãrul de victime ºi valoarea pagubelor materiale, ºi aspecte grave, deordin psihic ºi social cu consecinþe pe termen lung, dificil de evaluat. Înconsecinþã, fenomenele naturale au ºi o componentã psihologicã.



53

&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 zgomotuluieste dificil de stabilit. Efectul sãu însã asupra populaþiei este foarte marecând este însoþit ºi de vibraþiile pãmântului.

• Unele fenomene luminoase care apar atât înainte ºi în timpul seismuluicât ºi dupã seism sunt încã insuficient explicate, asupra genezei lor emiþându-seo serie de ipoteze. Unele din fenomenele luminoase observate în timpulseismului nu au legãturã cu cutremurele. Incendiile sunt declanºate de rupereaconductelor de gaze ºi sunt favorizate ºi întreþinute de materialul din caresunt construite locuinþele, produse chimice, rezervoare de materiale inflamabileetc. În San Francisco distrugerile incendiilor reprezintã circa 7580%, astfelîncât cauza realã a catastrofelor (cutremurul) apare mult diminuatã.

• Anumite fenomene particulare ale apei au fost puse în evidenþã deasemenea înainte ºi dupã cutremur. Cele care premerg cutremurele au impor-tanþã în predicþia cutremurelor. Menþionãm astfel modificãrile nivelului apeifreatice din puþuri, determinat de dezechilibrul dintre greutatea coloanei defluid ºi presiunea stratului acvifer. Dintre fenomenele acvatice care însoþescseismul sau continuã dupã diminuar ea vibraþiilor terestre, valurile produse deundele seismice la diferite distanþe de epicentru pot avea efecte catastrofaleasupra populaþiei. Valurile seismice apar în lacuri situate la mai multe sutede 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 dinmãri deschise ºi oceane produse de cutremure, erupþii vulcanice sau alunecãrisubmarine.

Dimensiunile acestor valuri sunt impresionante: 110 km distanþa întredouã valuri; 1 m înãlþime (nesesizatã de vapoare); 700 km/h vitezã; scadespre þãrm odatã cu creºterea înãlþimii (la câþiva zeci de m) ºi a energiei.

Regiunile expuse la tsunami sunt puse sub observaþii speciale. În Ocea-nul Pacific existã Sistemul de Alarmã pentru Valuri Seismice (SSWWS) cuobservatoare seismice în: Berkeley, Tokio, Canada ºi staþii de mãsurare avalurilor pe coastele Pacificului. Sistemul a fost creat dupã catastrofa produsãîn Aleutine de tsunami la 1 aprilie 1946. În anii 1960 numeroase þãri s-aualãturat sistemului astfel încât din 1965 Sistemul Internaþional de AvertizareTsunami are centrul în Honolulu. Sistemul are 69 staþii seismice, 65 puncteîn care se mãsoarã mareele ºi 101 puncte de rãspândire a datelor î n aria

Pacificului.

Valurile provocate de cutremurul din 1 noiembrie 1755 din Lisabona audevastat coastele Portugaliei, Spaniei, Marocului ºi au condus la circa 60 miimorþi în Lisabona.

• Miºcãrile (vibraþiile) Pãmântului în timpul cutremurului au cele mai puternice efecte indirecte asupra populaþiei. Victimele omeneºti ºi pagubelemateriale sunt determinate de avarii ale construcþiilor, cum sunt: prãbuºirea

Risculprodus

de seisme



54

+clãdirilor (parþialã sau totalã), a coºurilor, a corniºelor, a balcoanelor, ageamurilor, 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 ora6:02, 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 dupão jumãtate de orã, populaþia fiind însã adunatã în pieþe nu s-au mai produsvictime omeneºti. Paroxismul s-a produs duminicã 22 mai ora 15:00, o mare

parte din locuitorii oraºului Concepcion se aflau afarã din case, favorizat deo vreme frumoasã. Au fost distruse 58 622 locuinþe din 352 421 câte erau înarealul afectat (Haroun Tazieff, 1966).

Numãrul victimelor a fost diminuat de faptul cã seismul s-a produs lao 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 careau început replicile cu magnitudini de gradul 7. Oraºele cele mai afectate aufost Valdivia, Puerto Montt ºi Castro din Ins. Chiloe, unde seismul atinseseintensitatea XI. De la N la S, între 38 ºi 45 grade latitudine sudicã, seismula depãºit în cele mai multe oraºe gradul VIII.

În Peru, la 31 mai 1970 s-a produs un cutremur cu magnitudinea 7,5 la25 km de oraºul Chimbote (în partea de nord). Catastrofa a fost amplificatãde faptul cã au fost distruse numeroase baraje, apa din lacurile de acumulareacoperind oraºe ºi sate situate în aval. Au murit circa 70 mii oameni ºi aurãmas fãrã locuinþã peste 800000 persoane.

În China, la 28 iulie 1976, s-a produs un violent cutremur cumagnitudinea 7,8 î n epicentrul de la Tangshan din N-E Chinei. (circa1 milion de locuitori). Au fost distruse circa 85% din clãdirile cu 2-8 etajeºi circa 90% din clãdirile mici, oraºul fiind practic distrus. S-a apreciat cãvictimele omeneºti ar fi fost cuprinse între 600.000 ºi 800.000. Alte pagubemateriale, ca reþeaua de cãi ferate (peste 500 km) ºi autostrãzi (228 km)scoase din circulaþie, precum ºi avariile puþurilor de alimentare cu apã, alereþelei 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 pânãîn Roma, în est pânã la Moscova, în Bulgaria ºi Iugoslavia au produs victimeºi 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 deCurburã (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 luncaArgeºului, Mogoºoaia ºi Otopeni de pe râul Colentina, Pasãrea). În Bucureºti



55

&au fost avariate grav peste 100 blocuri ºi s-au prãbuºit 32 de blocuri. Distrugerimari au avut loc ºi în Craiova, mai ales în cartierele din lunca Jiului, fiindgrav 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 versan-

þilor producându-se mari alunecãri ºi prãbuºiri de teren în Subcarpaþii deCurburã. Au fost reactivate alunecãrile vechi dar au apãrut ºi multe alunecãride amploare deosebitã (la Albeºti, Slon, Zãbala ºi Dumitreºti) sau pe arealemai reduse. Materialele alunecate au barat cursul unor râuri. De exemplu,lacul format pe râul Zãbala (în amonte de localitatea Nereju) a avut 2 kmlungime 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, construcþieide 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. înSicilia, 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 însudul Italiei.

În Evul Mediu, documentele istorice nu consemneazã multe seisme.În sec. XIX ºi XX s-au înregistrat cutremure catastrofale. În perioada

18971914 au avut loc multe seisme, 71 seisme au depãºit magnitudinea 8(scara Richter).

Cele mai devastatoare cutremure dupã 1450 relevã frecvenþa mare aacestora 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 î l are regiunea Vrancea. Ea se

î nscrie î n regiunile seismice legate de orogen, ºi anume lanþului latudinalalpino-carpato-himalayan. Instabilitatea de la Curbura Carpaþilor este explicatã

prin tectonica plãcilor, ºi anume prin jocul unor plãci ºi microplãcilitosferice. Spre Carpaþii ºi Subcar paþii de Curburã, plãcile sunt în miºcareconvergentã: placa eurasiaticã, microplaca interalpinã, microplaca moesicã ºimicroplaca Mãrii Negre. Dintre acestea, placa eurasiaticã ºi microplaca Mãrii



56

+ Data Locul Morþi Magnitudine

1 2 3 41456 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) 19.000 8,6 R

1905 23 VII 49°N 98°E 8,7 R

1906 31 I Columbia 8,9 R

1906 18 IV San Francisco 700 8,3 R

1906 17 VIII Valparaiso 8,6 R

1906 28 XII Messina 82.000 7,5 S

1911 3 IX Tiansan 8,7 R

1915 13 I Avezzano (Italia) 30.0001917 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 8,6 R 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

Tabelul 2.1

Seisme catastrofale din secolul XV pânã în prezent



57

&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 71954 29 III Granada (Spania) 7 S prof. 640 km.

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) 7,25 S

1960 29 II Agadâr (Maroc) 10.000

1960 22 V Chile (ºoc principal) 8,9 S, media

5-10.000 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 8,1 R ºi 7,8 R

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 7,11999 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





59

&Prognoza Produs

Zona seismicã Magnitudinea Zona seisimicã Magnitudinea Data

Grecia 3,6 Sudul Greciei 3 10.II

Oc. Pacific 7,1 Hokkaido 5 11.IIGrecia 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

China 5 Xingjiang 6,1 14.II



Kazakhstan/Uzbekistan 6,9 Hindu Kush 3,9 15.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 Creta 4,3 17.II

Oc. Pacific 7,2 Filipine 5,3 19.II

Indonezia 6,9 Nordul Sumatrei 5,4 20.II


M. Egee 4,1 Creta 4,7 20.II

Turcia 6,1 Creta 4,3 23.II



Grecia 3,9 Dodecanez 3,5 24.II

Fiji 6,9 Ile. Nicobar 5,6 24.IISumatra 5,5 Sumatra 5,3 24.II

Iran 5 Vestul Iranului 5,1 24.II

Iran 5 Iranul Central 4,8 24.II

Turkmenistan 5 Tajikistan 6,1 24.II

Fiji 7,6 Nordul Sumatrei 6,7 25.II

Kazakhstan/Kyrgyzstan 4,9 Afganistan/Tajikistan 5,3 1.III

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





61

&– 1829, un cutremur similar celui din 1802;

– 1838, 11 ianuarie, similar cutremurelor din 1802, 1829, însoþit ºi defenomene luminoase;

– 1894, 31 august, epicentrul în zona Galaþi-Focºani, resimþit în toatã

Moldova ºi Muntenia;– 1912, 12 mai, epicentrul î n 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 Mer-

calli; s-au simþit zguduiri timp de mai multe luni (pe versantul sudic în bazinul Argeºului), în unele zile s-au produs 56 zguduiri;

1940, 10/11 noiembrie, epicentrul în Vrancea, intensitatea VIII-IX pesuprafaþa dinspre Olt, Dunãre ºi Iaºi ºi maxime rãzleþe de X în scara Mercalli

la Lopãtari, Neculele, Petreºti, Focºani, Panciu, Târgu Bujor. La Bucureºtimagnitudinea a fost de gradul 7,6 în scara Richter, iar în regiunea Vranceade gradul 8. Hipocentrul a fost la cel puþin 150 km adâncime. Harta seismicãa României aratã o dispunere aproape egalã la nord ºi sud de epicentru,izoseistele fiind mai dese spre Carpaþi ºi mai distanþate în Câmpia Românãºi Moldova (roci mai puþin dure) (figura 2.14);

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

– 1977, 4 martie, epicentrul î n Vrancea, hipocentrul la 110 km adâncime,

magnitudine 7,2 î n scara Richter la Bucureºti. Harta seismicã aratã o expuneremai mare a pãrþii de sud ºi de sud-vest a României, faþã de cutremurul din1940.

În concluzie, harta riscului seismic pune în evidenþã faptul cã întregulteritoriu al þãrii este expus la cutremure cu magnitudine mai mare de gradul

6 î n scara Richter (figura 2.15).

Risculla seisme

în România



62

+

Figura 2.15. Harta seismicã a României dupã cutremurul din 4 martie 1977

Tabelul 2.2Seisme ≥≥≥≥≥ 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

23 ianuarie 1838 18,45 7,3

10 noiembrie 1940 1,39 7,4

04 martie 1977 21,21 7,2

31 august 1986 21,30 7,0

2.2.7. Aspecte ale predicþiei cutremurelor

Predicþia cutremurelor presupune precizarea timpului, locului ºi magni-tudinii viitorului cutremur. Pentru construcþii, sunt importante ºi prevederea



63

&caracteristicilor miºcãrii terenului, precum ºi durata ºocului seismic în anumiteregiuni. Cercetãrile privind predicþia cutremurelor dateazã de la începutulacestui secol (A. Imamura, B.B. Galiþin, H.F. Reid), unele rezultateo bþinându-se abia în ultimele douã-trei decenii.

Cercetãrile asupra prevederii cutremurelor au caracter interdisciplinar ºisunt 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 (ozi, o orã, câteva minute).

În prima categorie se înscriu fenomenele legate de cauzele seismelor,cum sunt: modificãri ale proprietãþilor fizico-mecanice ale rocilor anterioarerupturilor majore din litosferã; starea de stress din hipocentru care induce

perturbãri ale presiunii ºi echilibrului fizic al unor zãcãminte de petrol saugaze, ºi care modificã compoziþia chimicã ºi concentraþia gazelor dizolvateîn a pa subteranã; scãderea anualã, într-un timp îndelungat, a energiei seismicedintr-o arie epicentralã sau creºterea frecvenþei seismelor dupã un timpîndelungat fãrã seisme importante (teoria lacunei seismice).

În a doua categorie se î nscriu fenomenele ce vizeazã iminenþa unuiseism, ca fenomene mareice însoþite de modificãri rapide ale magnetismuluiterestru ºi ale câmpului electric din roci ºi din atmosferã, modificãri alevitezelor undelor prime ºi secunde ale microsistemelor, starea generalã deagitaþie a animalelor.

Din perspectiva riscului seismic intereseazã nu atât metodele, mijloa-cele sau procedeele de previziune utilizate de oamenii de ºtiinþã, cât alarmasau informarea populaþiei asupra iminentului seism. Dificultatea rezidã ºi încaracterul 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 con-strucþiilor ºi instruirea populaþiei cu privire la comportarea în situaþii criticeatât 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. 102105) din dorinþa de a le face cunoscute nu numai studenþilor, ci ºialtor 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 membriifamiliei sau în cercul prietenilor cu privire la cutremure ºi la efectul acestorasã 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 membriifamiliei, 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 sausemipreparatã, aflatã într-o stare cât mai apropiatã de cea în care poate ficonsumatã, o rezervã de apã potabilã. Dacã spaþiul permite pot fi depozitate

pãturi ºi îmbrãcãminte cãlduroasã.



64

+Fiecare membru al familiei trebuie sã cunoascã tehnica acordãrii primului

ajutor. Aceasta va face posibilã atât salvarea unor accidentaþi uºor, cât ºieconomisirea 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 nuvor fi pãstrate pe etajere înalte, iar piesele de mobilier sau alte obiecte masivecare se pot rãsturna în timpul cutremurului vor fi ancorate. Este bine a sestabili un punct de adunare a membrilor familiei pentru a se ºti imediat dacãcineva a rãmas izolat ºi eventual are nevoie de ajutor.

În timpul cutremurului cel mai important lucru îl reprezintã pãstrareacalmului. 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-vãtot timpul la consecinþele fiecãrei acþiuni pe care o veþi întreprinde. Dacã vãaflaþi în interiorul locuinþei este mai bine sã rãmâneþi acolo. Aºezaþi-vã în

dreptul uºilor dintre camere, lângã pereþi sau într-unul din colþurile camereiîn 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 cãdeade pe etajere sau bibliotecã. În cazul clãdirilor cu mai multe etaje evitaþiutilizarea 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 înafara clãdirilor pãstraþi o distanþã rezonabilã pânã la stâlpii de susþinere aconductorilor electrici sau de telegraf, balcoane, corniºe sau alte ornamenteexterioare ale clãdirilor, care în timpul cutremurului pot deveni adevãrate

proiectile. Nu alergaþi pe strãzi. Dacã este posibil, deplasaþi-vã spre parcurisau alte terenuri neconstruite. Nu atingeþi stâlpii sau conductorii electricicãzuþi la pãmânt. În interiorul camerelor nu utilizaþi chibrituri, lumânãri saualte surse de luminã cu flacãrã deschisã înainte de a vã convinge cã nu suntscurgeri 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 ºoculseismic. 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 distanþefoarte mari.

Dacã vã aflaþi într-un autoturism în miºcare, opriþi ºi rãmâneþi în interiorulacestuia 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 primulajutor; persoanele rãnite grav vor fi aºezate confortabil acolo unde se gãsesc

pânã la sosirea echipelor de salvare. Se vor controla instalaþiile de apã, gazºi electricitate. Coºurile de fum se vor controla pe întreaga lungime, pentru





66

+Tabelul 2.3.

Seisme cu magnitudinea > 5° Richter produse in zonele seismice active din Europaºi Asia

Data Ora Magnitudinea Zona

26/12/2004 00:58 8.9 Sumatera (placa tectonica Indo-Australianã)

04:21 7.3 Insulele Nicobar (placã tectonicã Indo-

Australiana)

18:43 5.5 India – Bangladesh

29/12/2004 13:20 5.7 Insulele Ryukyu

13:58 5.1 Estul Insulei Honshu

30/12/2004 13:29 5.2 Estul Insulei Honshu

09:40 5.3 Japonia

31/12/2005 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

19/01/2005 06:11 6.8 Zona de coasta a Insulei Honshu

06:28 5.3 Kirghizistan

21:37 5.2 Kamceatka

20/01/2005 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

27/01/2005 03:56 5.2 Insula Bonin (distanþa epicentralã 9600 km faþã

de Bucureºti)



67

&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


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

08/02/2005 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 deBucureºti = 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


20:40 5.3 Sumatera

23:04 6.1 Tadjikistan

Continuare Tabelul 2.3.



68

+ 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

03/03/2005 17:10 5.0 Nordul Insulei Sumatera

16:53 5.0 Sudul Iranului

04/03/2005 11;39 5.2 Sudul Arhipelagului Aleutine

19:05 6.1 Talaud, Indonezia

06/03/2005 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

3,5 milioane de persoane fara locuinþe)

- 5.7 Turcia

- 5.9 Turcia

15/10/2005 - 7 Taipei – Taiwan16/10/2005 - 5.1 Tokio ºi împrejurimile capitalei, Japonia

17/10/2005 - 5.7 ºi 5.9 Marea Egee î n largul coastelor vestice ale Turciei

12/01/2006 - 5.1 Pakistan – Muntii Hindu Kush

31/03/2006 04:47 6 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

Continuare Tabelul 2.3.



69

&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 î nregistrate % 20 î n % 20 Romania.htm



70

+Tabelul 2.5.

Statistica evenimentelor seismice inregistrate în România în perioada 2000-2002

An Luna Nr. evenimente inregistrate Cutremure alarmante

2000 Apr. 06 apr. 03:14

2000 Oct. 14 oct. 17:40

2001 Jan. 1

2001 Feb. 10

2001 Mart. 26 04 Mart. 17:39

2001 Apr. 24

2001 May 27 20 Mai 07:02

2001 Jun. 13 24 Mai 20:36

2001 Jul. 20

2001 Aug. 72001 Sept. 17

2001 Oct. 30 17 Oct. 16:01

2001 Nov. 22

2001 Dec. 14

Total ev. î nregistrate î n anul 2001 211

2002 Jan. 15 22 Ian. 06:57

25 Ian 12:07

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 03 Aug. 15:40

2002 Sept. 57

2002 Oct. 91

2002 Nov. 68 03 Nov. 22:30

30 Nov. 10:16

2002 Dec. 46 30 Dec. 17:41

Total ev. î nregistrate

î n anul 2002 612

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



71

&

geroasã, cu temperaturi de pânã la –18° ºi furtuni de zãpadã. Acþiunile desalvare ºi aprovizionare a regiunii au fost îngreunate de ºoselele deveniteimpracticabile în urma declanºãrii ºi activãrii alunecãrilor de teren.

China. Lacul de acumulare Xinfeng se afla situat la circa 170 km nord-est de oraºul Guangzhou, din sudul Chinei, ºi este împrejmuit de un barajînalt de 105 m cu o lungime de 440 m. Dupã umplerea lacului de acumulare,

î n 1959 a început o serie de cutremure, al cãror numãr a înregistrat 250.000

î n 1972. Ca urmare a acumulãrii apei î ntr-o falie, a pãtruns apa, iar rezistenþala fiecare s-a redus ºi tensiunile elastice acumulate î n rocã s-au putut elibera.


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 pentrusocietate ºi de ce?

o 4. Pe baza hãrþilor seismice întocmiþi harta expunerii la risc seismica teritoriului României ºi arãtaþi cauzele.

o 5. Care sunt fenomenele seismice cele mai periculoase?

o 6. Cum se pot diminua efectele negative asupra populaþiei, economieiºi mediului ale vulcanilor ºi cutremurelor?

o 7. Care sunt cele mai dezastruoase fenomene vulcanice ºi seismicedin ultimii cinci ani? informaþii de pe INTERNET.

Figura 2.16.

Magn itudine a estimata si produsa a

cu tremurelor vrânc ene în prima parte a lun ii

februarie 2005

0

1

2

3

4

5

1 II 3 II 11 II 12 II 13 II 14 II 16 II

2005

m a g .

( ° R i c h t e r )

Magnitudinea estimata Magnitudinea produsa

Magnitudinea estimatã ºi produsã acutremurelor vrâncene în prima parte a lunii

februarie 2005



72

+Test de autoevaluare

1. Descrieþi harta seismicã a României (fig. 2.15). Arãtaþi riscul la seismeîn diferite unitãþi mari de relief ºi explicaþi cauza.

2. Explicaþi fig. 2.13, ce concluzii se pot trage?



73

&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.



74

+



75

&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. Dealtfel, majoritatea fenomenelor geomorfice vizeazã ºi calitatea solului. Însens restrâns, fenomene strict geomorfice de risc sunt doar acelea care se

referã la modificãrile formei de relief. De exemplu, eroziunea hidricã peversanþi care degradeazã solul este în egalã mãsurã un hazard geomorfic ºipedologic, iar sãrãturarea solului depinde ºi de caracteristicile reliefului.

Probleme generale definiþii ºi clasificare, categorii ºi tipuride degradãri

Degradãrile de teren sunt modificãri negative ale proprietãþilor fizice ºichimice ale solurilor ºi maselor litologice (rocile din substrat, depozite decuverturã), ale caracterelor dimensionale ºi de formã ale reliefului datoritã

unor procese geomorfologice ºi pedologice, având drept consecinþã diminuareasau suprimarea temporarã sau definitivã a posibilitãþilor de utilizare optimãa fondului funciar (Florea, 2003).

Degradãrile de teren sunt generate de douã categorii de procesefizico-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 seresimt în diminuarea capacitãþii de producþie a ecosistemelor, în pertur bareacircuitelor biogeochimice ale car bonului, azotului, sulfului ºi altor elementechimice. Se ºtie cã civilizaþii înfloritoare s-au dezvoltat pe teritorii cu solurifertile în India, Mesopotamia, Egipt., America Centralã. Din momentul încare solurile s-au degradat ºi le-a scãzut fertilitatea, populaþiile s-au strãmutatsau civilizaþiile au pierit. Pânã în prezent circa 2 miliarde de ha de teren,cândva fertile, au devenit neproductive prin degradarea solurilor. Rata curentãde degradare a terenurilor este de 57 milioane ha/an (Florea, 2003).Consecinþa acestui ritm alarmant va conduce la dezechilibre ºi degradãri ale

Procesele

geomorfologiceºi degradarea

terenurilor



76

+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 demodelare a reliefului ºi solului sunt absolut normale. Raportate la activitatea

societãþii de folosire a terenurilor ele exercitã acþiuni destructive devenindastfel procese de degradare a terenurilor.Aceste procese degradeazã terenurile fie în condiþii naturale de evoluþie

(procese cu manifestare energicã continuã sau sezonierã 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 antropiceDe cele mai multe ori procesele naturale de degradare a terenurilor sunt

generate de activitãþile necorespunzãtoare ale omului (defriºãri, agrotehnicãinadecvatã 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 proce-selor 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 riscpentru societate. Ambele pot afecta populaþia în diferite grade atât direct câtºi indirect prin dereglãrile induse mediului de subzistenþã.

Procesele geomorfologice cu impact negativ asupra populaþiei ºi me-diului pot fi clasificate dupã mai multe criterii. Existã totuºi douã mari tipuride procese, ºi anume procese de versant ºi procese de albie, la care se adaugãºi alte tipuri speciale (eoliene, litorale, glaciare). Acestea din urmã întrã înparte în vederea proceselor provocate de fenomenele atmosferice sau chiar hidrologice. De aceea fenomene strict geomorfice de risc sunt cele care inducmodificãri în formele de relief ºi au impact asupra populaþiei. Din aceastã

perspectivã, procesele de versant se pot grupa în procese gravitaþionale (dedeplasare a maselor pe versant sub impusul gravitaþiei) ºi procese hidrice deversant (procese în care pe lângã gravitaþie intervine ºi apa). Ambele tipuride procese influenþeazã ºi calitatea solului. La acestea se adaugã meteorizaþia.

În literatura de specialitate geomorfologicã ºi geologicã, în funcþie decriteriul utilizat, sunt definite mai multe tipuri de deplasare a maselor ºi,implicit, mai multe tipuri de procese, cunoscute ºi sub denumirea de procesegravitaþionale, întrucât sunt supuse forþei de gravitaþie (figura 3.1).

* Dupã Grecu, Palmentala (2003), Geomorfologie dinamicã, cu modificãri.



77

&

Îmbinând mai multe criterii, dar mai ales þinându-se cont de criteriulgenetic, de complexitatea mecanismelor deplasãrii, procesele de deplasare amaterialelor 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 proceselederazionale, încovoierea capetelor de strate, nisipurile curgãtoare etc. (figura3.2).

În sens restrâns, eroziunea este doar procesul mecanic de desprinderea particulelor. În cazul solului însã, eroziunea este fenomenul de naturãmecanicã de desprindere a particulelor de material de la suprafaþa terenului,dar ºi de transportare ºi de depunere a acestora, procese care se producaproape simultan. Ca ºi în cazul altor procese geomorfologice, intensitatea ºiritmul eroziunii depind de caracteristicile agenþilor ºi factorilor ce conduc ladeclanºarea 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 eroziuneaprofilului de sol, este produsã de: agenþi naturali, când are loc independent

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

Surpare Alunecare de blocuri

Desprindereastratelor

Alunecare la roci

Alunecarea deluviului

Curgerea deluviuluiAlunecare rotaþionalã

Proceselede deplasare

ºi riscul



78

+

de voinþa societãþii ºi nu poate fi controlatã decât prin mãsuri speciale deprevenire(eroziune naturalã, normalã ); agenþi antro pici (eroziune antro picã ),în special prin acþiuni directe ale omului ce ar putea fi controlate, dirijate ºicare conduc de cele mai multe ori la accelerarea procesului (eroziuneaacceleratã ).

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 hidricã 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 deprocese gravitaþionale sau pornituri prin cauze mecanice. Dupã cantitateamaterialului ºi modul de deplasare, se deosebesc: deplasãri individuale ºideplasãri în masã (de mase materiale). În funcþie de caracterul miºcãrii elepot fi bruºte ºi lente.

3.1.2.1. Rostogolirile ºi cãderile li bere

Rostogolirile sunt procesele de miºcare a particulelor datoritã pierderiiechilibrului static ca urmare a acþiunii concomitente a trei factori greutatea

Fig. 3.2. Clasificarea proceselor de deplasare

a maselor pe versanþi (dupã Chorley, 1985)

Curgere

Râuri

Curgeri noroioase

Solifluxiune

Rostogoliri Creep

Alunecãri

U m e d

U s c a t

Rapide D

e p l a

s a r e

Încet

P a n t a



79

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

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

A B

Prãbuºiri (A) ºi rostogoliri (B)

Câmp de pietre

Panta grohotiºuluidepinde de constituienþii

sãi

Con degrohotiº

Con dedejecþie

Con deavalanºe

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

Rostogolirea particulelor de rocã se realizeazã astfel încât blocurile de

dimensiuni mai mari se distanþeazã mai mult faþã de locul desprinderii ºi debaza versanþilor, iar cele fine, mai puþin. Se formeazã trena de grohotiº (peversanþi cu pante relativ uniforme pe distanþe mari) ºi conurile de grohotiºsau formaþiuni de rostogolire ( formations d’éboulis, slide rock ). Evoluþiaulterioarã a conurilor de grohotiº se face spre atingerea unui echilibru; înacest caz sunt consolidate ºi acoperite cu o pãturã finã de materiale dedezagregare ºi solificare. Se formeazã o unitate de racord între versantulabrupt ºi partea relativ planã de la piciorul acestuia.

La formarea acestor trene contribuie ºi materialele rezultate prin cãdereli berã, particulã cu particulã (de diferite dimensiuni), deprinse din pãrþilesuperioarã sau medie ale versantului spre baza acestuia.

3.1.2.2. Prã buºirile ºi sur pãrile

Prã buºirile sunt deplasãri brusce sub formã de cãdere a particulelor individuale cu dimensiuni mari sau a unor depozite, pe versanþi cu declivitatefoarte mare (circa 90 grade) (figura 3.3). Astfel sunt:

prãbuºiri individuale când desprinderea ºi punerea în miºcare se facepentru particule de diferite dimensiuni, proces similar cãderilor libere;

prãbuºiri de mase ºi prãbuºiri de versant, când se prãbuºesc masemari de materiale sau porþiuni de versant, termenul de prãbuºire aplicându-seacestui tip.

Hazarduldatorat

deplasãrilorgravitaþionale



80

+Cauzele prãbuºirilor sunt înclinarea mare a stratelor, gradul ridicat de

diaclazare ºi fisurare, adâncirea râurilor, eroziunea lateralã a râurilor sausubsãparea bazei versantului prin acþiuni antropice etc. Prãbuºirile au loc deobicei în roci puternic coezive care au fost fisurate ºi dezagregate. Existã ºi

prãbuºiri pe verticalã a unor mase situate deasupra unor cavitãþi, cum suntpeºterile sau minele, cavitãþi datorate unor exploatãri subterane, a dizolvãrirocilor etc. (de exemplu, prãbuºirile de la Ocnele Mari, produse ca urmarea exploatãrii subterane a sãrii).

Surpãrile se produc de obicei în roci cu coezivitate redusã, favorabilemecanismelor de întindere ºi forfecare: marne, argile, loessuri. Are loc acolounde panta limitã a fost depãºitã de o anumitã greutate datoritã dislocãriisuportului iniþial, prin eroziunea bazei versantului. Sunt frecvente pe malurileconcave ale râurilor, în sectoare de coturi ale acestora situate la bazaversanþilor, în falezele marine, lacustre. În loessuri ºi depozite loessoide,sur pãrile se desfãºoarã în releu ºi duc la formarea teraselor de sur pare.

3.1.2.3. Avalanºele

Avalanºele sunt procese gravitaþionale reprezentate de masele de zãpadãºi gheaþã care alunecã sau se rostogolesc la vale, mãrindu-ºi în aval, volumul,greutatea ºi viteza. Numele avaler = a coborî; se folosea ºi termenul delavalanºã, care desemneazã curgerea în lanþ a materiei fiind din aceeaºicategorie cu lava. Termenul de avalanºã sau lavinã este folosit de oamenii demunte pentru toate miºcãrile de zãpadã sau de gheaþã de mari proporþii. Caºi în cazul altor deplasãri gravitaþionale existã factori potenþiali ºi factorideclanºatori 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 declan-ºarea avalanºelor. Dupã grosimea zãpezii se considerã cã prezintã un anumitrisc pentru:

turiºti: 3050 cm; cãi de comunicaþie: 4070 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 premergavalanºele. Sunt ºi situaþii când nu vântul declanºeazã avalanºa.



81

&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).

Fig. 3.4. Curba intrinsecã a douã tipuri de zãpadã

[kg/dm2]

N

T[kg/dm2]

5

5

Z ã p a

d ã î n

m u i a t ã

Z ã p a d ã

p

r o a s p ã

t ã

Rezistenþa pãturii de zãpadã este determinatã de acþiunea forþei degravitaþie, materializatã prin unghiul de pantã. Pentru zãpadã, unghiul de

frecare staticã este de circa 50°. Pentru zãpada proaspãtã însã are valori de90°.

În straturile succesive de zãpadã depuse pe un strat preexistent, tensiuneanormalã ºi tensiunea de forfecare cresc proporþional, coeficientul deproporþionalitate 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 unghiulde frecare cinetic (frecare de alunecare). Pe versanþii al cãror unghi cuorizontala este cuprins între unghiul de frecare cinetic ºi unghiul de frecarestatic, zãpada nu curge, dar, pusã în miºcare datoritã unor cauze brutale, eanu se mai opreºte.

Pe mãsurã ce o masã de zãpadã coboarã, lucrul mecanic al greutãþii estemai mare decât lucrul mecanic al frecãrii interne. O anumitã cantitate deenergie eliberatã rupe coeziunea zãpezii ºi pune în miºcare particuleleînvecinate. Astfel încât masa de zãpadã care coboarã este din ce în ce maimare în aval, producându-se o avalanºã.



82

+Tipuri de avalanºeExistã mai multe tipuri de avalanºe, în funcþie de criter iul folosit.

1. Du pã grosimea stratului de zã padã antrenatã în miºcare: avalanºe de suprafaþã; avalanºe de adâncime.2. Du pã calitatea zã pezii:

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 caracte-

risticilor zãpezii, Gumuchian (1983, citat de Voiculescu, 2002) dã urmã-toarea clasificare: avalanºe de zãpadã recentã, avalanºe de zãpadã pudroasã,avalanºe mixte, avalanºe în plãci, avalanºe rezultate din topirea zãpezilor deprimãvarã.

Alte clasificãri au în vedere pe lângã caracteristicile zãpezii ºi altecriterii, cum sunt cauza desprinderii, tipul de desprindere ºi tipul de depla-sare, poziþia suprafeþei de alunecare ºi forma traseului de deplasare, criterii carese regãsesc la deplasarea ºi a altor mase de materiale pe versanþi (tabelul 3.1).

Diferenþieri

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

Avalanºã de fund - suprafaþa de alunecare pe sol

Avalanºã de zãpadã curgãtoare

Avalanºã de zãpadã umedã

Avalanºã de culoar

Avalanºã de versant - pânã la piciorul versantului

Avalanºã provocând pagubecorporale- schiori ºi alpiniºti

Tabelul 3.1Clasificarea avalanºelor (dupã Societe OFEEP, 1997, cf. Voiculescu, 2002)

Criteriul

Forma spãrturii

Poziþia suprafeþei dealunecare

Miºcarea

Umiditatea

Forma traiectoriei

Lungimea traiectoriei

Tipul pagubelor

Tip ºi caracteristici

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

Avalanºã de suprafaþã - suprafaþã de alunecare în stratulde zãpadã

Avalanºã pudroasã

Avalanºã de zãpadã uscatã

Avalanºã de suprafaþã

Avalanºã de vale- pânã în vale

Avalanºã provocând pagubemateriale- case, pãduri, cãi de comunicaþie



83

&Avalanºele de zãpadã prãfoasã, uscate, se produc în zãpada proaspãtã,

fãrã coeziune, la scurt timp dupã cãderea ei (figura 3.5). Frecvenþa lor este

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

AEROSOL

AER COMPRIMAT

AER IMOBIL

(pA)

w

h´(p´)

v

α

maximã în mijlocul iernii, în Alpi, Anzi, Himalaya, Arctica. Sunt avalanºefie superficiale fie de adâncime, foarte repezi. Avalanºele de adâncime sunt

specifice regiunilor cu climã rece ºi uscatã. Avalanºele sunt periculoase nunumai prin efectul greutãþii zãpezii, ci ºi prin presiunea aerului care areefectul unui uragan. Diferenþa dintre coeficientul cinetic ºi cel static estefoarte mare, din aceastã cauzã viteza zãpezii creºte rapid pe pantã. DupãOechslin (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).



84

+

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

Zãpadã proaspãtã

Zãpadã semidurã cu boabe fine

Zãpadã durã cu boabe fine

Zãpadã curgãtoare

Zãpadã durã

R u p

t u r a

S t r a t u l g l i s a n t a l a v a l a n º e i

T e r e n

Stratul dur pe careavalanºa gliseazã

Stratul lubrefiant

VITEZAFRONTULUI



85

&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 dela cãderea zãpezii, când se formeazã o crustã superficialã ºi o anumitãconsolidare ºi datoritã vântului. Mecanismul avalanºei se aseamãnã puþin cucel al alunecãrilor (figura 3.7).

Fig. 3.7. Avalanºã în plãci de zãpadã, (dupã Lliboutry, 1965)

A

Locul dedesprindere Fisuraþie

Suprafaþa de

alunecare

Peretele derespingere

Peretele derespingere

Suprafaþa dealunecare

Fracturã perpendicularã pe pantã

Blocuri din pãtura de zãpadã alunecatã

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:

V = 18 h m/s.

Survin de obicei î n locuri previzibile de aceea pagubele sunt mai reduse

decât la celelalte tipuri de avalanºe.

3.1.2.4. Im pactul asu pra po pulaþiei

Spre deosebire de cutremure ºi vulcani, unde factorul preventiv estelimitat, în cazul deplasãrii materialelor pe versanþi, mãsurile de prevenire ºide combatere sunt mult mai eficace. Prãbuºiri ºi rostogoliri de roci se producpe tot globul unde versanþii prezintã condiþii favorabile. Frecvenþã mare auînsã în regiunile favorabile îngheþ-dezgheþului sau cu alternanþe puternice ºirepetate de temperaturã de la zi la noapte, care favorizeazã proceselefizico-mecanice de distrugere a rocii. Una din cele mai mari prãbuºiri seciteazã a fi cea din Munþii Pamir, din valea Bartango, în 1911. Masa de rocãdeplasatã a fost de circa 4800 milioane metri cubi, care a barat râul creând

Risculºi procese

gravitaþionale



86

+un lac de circa 75 km lungime ºi 262 m adâncime. În þara noastrã, tipicã esteprãbuºirea unui pinten de munte care a barat valea Bicazului ºi a creat LaculRoºu, în 1837.

Avalanºele constituie unele dintre fenomenele cu cel mai ridicat risc

pentru societate, datoritã impactului direct pe care îl au asupra populaþiei ºimediului. În Munþii Alpi se produc în permanenþã avalanºe cu urmãricatastrofale, în decursul istorie sute de mii de oameni cãzându-le victime. În14 ani (19751989), în Munþii Alpi s-au înregistr at 1622 de morþi datoritãavalanºelor. Evoluþia anualã a numãrului de victime în aceeaºi perioadã aratãcã în iernile 19771978 ºi 19841985 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 cuzãpezi. În Car paþii Româneºti avalanºele sunt puþin cercetate, o cartare ariscului la avalanºe fiind deosebit de utilã.

Fig. 3.8. Numãrul de morþi datoritã avalanºelor în Munþii Alpi (19751989)

Fig. 3.9. Numãrul anual de morþi datoritã avalanºelor în Munþii Alpi (19751989)

ELVEÞIA413

FRANÞA452

GERMANIA36

AUSTRIA381ITALIA

340

500

400

300

200

100

076 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89

2000

1500

1000

500

0

100 123 147102 100 109 106 103

140180

146

85123

58

Morþi/Ani Cumul Alpi

3.1.3. Procesele de deplasare prin sufoziune ºi tasare

3.1.3.1. Sufoziunea

Sufoziunea este procesul de îndepãrtare a particulelor fine din interiorulrocilor afânate sau poroase de cãtre apa ce circulã prin roci. Termenul desufoziune semnificã a sãpa pe dedesupt, a submina ºi derivã de la latinescul



87

&suffodio. A fost introdus de Pavlov în 1898. În funcþie de agentul principalcare determinã sufoziunea existã douã tipuri principale:

sufoziune chimicã; sufoziune hidrodinamicã.

Sufoziunea chimicã este procesul de îndepãrtare a particulelor fine prindizolvarea sãrurilor depuse pe porii rocilor ºi transformarea lor în soluþie. Înspaþiile libere are loc migrarea particulelor fine ºi accentuarea golurilor, apoitasarea acestora ºi formarea unor microdenivelãri la suprafaþa terestrã.

Sufoziunea hidrodinamicã sau sufoziunea mecanicã are înþelesul desufoziune în sens larg ºi este procesul de antrenare de cãtre apa subteranã a celor mai fine particule din masa rocilor nisipoase, atunci când în timpulfiltrãrii se depãºeºte o anumitã vitezã, numitã viteza criticã . Este frecventãºi în zona sãpãturilor pentru construcþii, în bazinele de decantare din industria

minierã ºi cea energeticã.Sufoziunea hidrodinamicã lentã are loc în condiþiile curgerii subteranenaturale, iar cea ra pidã ºi foarte ra pidã , în cazul antrenãrilor din sãpãturipentru fundaþii sau în alte scopuri.

Procesul de sufoziune hidrodinamicã apare ºi evolueazã în funcþie decaracteristicile rocilor (mãrimea granulelor, porozitate, gradul de îndesire,coeficientul de neuniformitate), de caracterul curgerii subterane, respectivde gradientul sãu hidraulic.

Sufoziunea hidrodinamicã are loc în roci nisipoase sau î n depozite de

nisipuri î n amestec cu alte depozite mai grosiere sau mai fine.

Curgerea subteranã depinde de viteza de filtrare. Sufoziunea are loc încazul unei curgeri tur bulente a apei subterane ºi nu în curgerea laminarã.

Viteza criticã de filtrare este viteza care marcheazã trecerea de la curgerealaminarã la cea tur bulentã (tabelul 3.2). La viteze de filtrare mai mici decâtvcr curgerea este laminarã ºi nu se produce antrenarea particulelor. La nisipuri,viteza criticã de antrenare a granulelor de nisip se reduce o datã cu micºorareadiametrelor granulelor.

Coeficientul de neuniformitate al nisipurilor ºi porozitatea influenþeazãdirect intensitatea sufoziunii.

Tabelul 3.2Câteva 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

v cr(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

Hazarduldatorat

sufoziuniiºi tasãrii



88

+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 datoritãsupraîncãrcãrii prin construcþii, alunecãri, nãruiri, când tasarea devine maiactivã. Fenomenul se produce atunci când indicele golurilor raportat lagreutatea materialelor pe unitatea de volum creºte sau când greutatea semãreºte. 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, azãcãmintelor 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 deformabileste egalã cu grosimea zonei asecate h, p1 = 0 la partea superioarã a stratuluideformabil (a zonei asecate) ºi p2 = Äσq; în acest caz tasarea este datã deformula:

S = E

hq·

2

σ∆

Äσq = sarcina geologicã generatoare a subsidenþei daN/cm2.

Äσq = (ãst ãi) h

î n 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).


Cunoaºterea mecanismului sufoziunii mecanice ºi al tasãrii are impor-tanþã practicã deosebitã, în special pentru amplasarea construcþiilor, stabi-

litatea iazurilor de decantare etc. Exemple pot constitui galeriile efectuatepentru construcþia metroului din Bucureºti ºi procesele de pe terasa Dunãriila 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



89

&relief rezultatã. În sens restrâns, strict, al noþiunii, alunecãrile de teren suntprocese gravitaþionale, în general, rapide (pot fi însã ºi lente)de modelare aterenurilor în pantã, la care masele sau materialele care se deplaseazã suntseparate printr-un plan sau sisteme de plane de alunecare de partea stabilã,

neantrenatã în miºcare. În limbajul popular din România existã termeni princare se încearcã o separare a procesului (fugiturã, rupturã) de forma de relief rezultatã glimee, þiglãi, iuþi, fãrâmituri , aceºtia din urmã precizând ºicaracteristicile morfografice de ansamblu a cor pului alunecãrii de teren. ªi înliteratura de specialitate de pe plan mondial termenii utilizaþi definesc atâtprocesul cât ºi forma de relief rezultatã: landslide englezã, glissement de

terrain francezã, erdrutsch germanã, oïoëçeíü rusã, frana italianã (cusens mai larg, de deplasare a materialelor pe versanþi).

Alunecãrile de teren fac parte din categoria proceselor de versant careschimba geomorfometria majorã a versantului. Aceste modificãri pot fi:

– de amploare ce nu de pãºeºte potenþialul de modificare al versantului;materialele se deplaseazã pe versant dintr-un loc în altul, schimbându-imorfografia; 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 ordineamaterialelor, ele pot fi însã uºor reluate de eroziunea hidricã de pe versanþiºi 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, relativpuþin studiate ca astfel de sisteme, procese care reclamã cercetãri inter-disciplinare de mare specializare. Atât pe plan mondial cât ºi în Româniaexistã o amplã literaturã de specialitate ce vizeazã în general douã maridomenii: geomor f ologia ºi ingineria. Dacã geomorfologii (geografi saugeologi) pun accent pe forma de relief, incluzându-se în mod necesar ºifenomenele cauzale, precum ºi cele evolutive, inginerii studiazã alunecãrilede teren în legãturã directã cu efectele procesului asupra diferitelor activitãþiumane (construcþii, utilizarea terenurilor etc.) ºi, în consecinþã, alegereamãsurilor optime de combatere. Alãturi de cele douã mari domenii, se impun

cercetãri pedologice, silvice, precum ºi mãsurãtori ºi analize în teren, înlaborator, utilizarea GIS. Studiul alunecãrilor de teren are o deosebitãimportanþã 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-mecanicepremergãtoare alunecãrii (procesele cauzale anteprag geomorfologic), procesulde alunecare propriu-zis ºi durata acestuia (translarea pragului), forma derelief (efectul translãrii pragului).

Primele observaþii asupra alunecãrilor de teren sunt legate de dezastreleproduse încã din antichitate.

Descriereahazarduluialunecãriide teren



90

+Descrierea ºtiinþificã a procesului, rolul ºi locul sãu în dinamica

versanþilor au stat în atenþia teoreticienilor geomorfologi, atenþie specialãacordându-li-se în secolul XX. Date fiind varietatea mare a modului demanifestare a alunecãrilor, precum ºi varietatea formelor rezultate, unele dintre

primele preocupãri au fost gãsirea unor elemente comune de generalizare acaracteristicilor ºi, implicit, a unor criterii de grupare care sã permitãclasif icarea lor (vezi capitolul Clasificãri ºi ti puri de alunecãri de teren).Majoritatea cursurilor sau tratatelor de geomorfologie generalã, dar mai alescele de geomorfologia versanþilor prezintã dupã o anumitã schemãproblematica alunecãrilor de teren, problematicã ce poate fi grupatã în douãmari 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 alunecãriide teren.

În cazul unor procese clasice, tipice, forma de relief se defineºte prin:râpa de desprindere, cor pul alunecãrii, fruntea alunecãrii ºi suprafaþa dealunecare (figura 3.10).

Fig. 3.10. Elementele alunecãrii de teren

Corniºã principalãCorniºãsecundarã

Suprafaþã de alunecareFisuri de tracþiune

Flanc

A

B

D

C

C o r p u l

L u n g i

m e a t o

t a l ãL ã þ i m e a

Adâncimea alunecãriiPanta corniºei principale

Panta medie a masei alunecate

Panta terenului

Panta corniºei secundare

Râ pa sau niºa (corniºa) de des prindere a alunecãrii se aflã în partea dela obârºia arealului alunecat, situatã în amonte pe versant; micromorfologiarâpei depinde de dinamica sa ulterioarã, comportându-se ca microversanþi cualtitudini ºi pante variante; la alunecãrile profunde, râpa poate atinge zeci demetri; formarea râpei se realizeazã atât deodatã, pe toatã lungimea, cât ºipunctual, miºcarea propagându-se pe suprafeþe din ce în ce mai mari, în plus,ea precede doar parþial deplasarea masei de teren, cele douã elemente



91

&producându-se aproape concomitent. În funcþie de crãpãturile preexistente,de caracteristicile rocii ºi de evoluþia ulterioarã, râpa poate avea formãrectilinie, semicircularã, compusã etc.

Cor pul alunecãrii, suprafaþa de teren alunecatã cu micromorfologie foarte

variatã, prezintã în general elemente morfometrice haotic dispuse; dupãelementele predominante de micromorfologie se definesc ºi tipuri de alunecãri

în trepte, în brazde, movile, glimei etc.; între ondulãrile longitudinale sedispun microdenivelãri negative cu exces de umiditate, uneori cu bãlþi saumici lacuri, datoritã stratului de rocã impermeabilã din patul alunecãrii.

Fruntea alunecãrii ( frontul) este partea terminalã situatã în aval peversant, 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).

Su prafaþa de alunecare sau patul alunecãrii se observã în secþiune

longitudinalã, fiind de dimensiuni aproximativ egale cu ale cor pului alunecãrii;în lungul ei se produce deplasarea masei de teren, fiind în general binedelimitatã. Sunt situaþii când patul de alunecare este dat de un pachet de rocide diferite grosimi, cu caracteristici fizico-mecanice ce favorizeazã deplasareamaterialelor. În concluzie, ca ºi râpa de desprindere, suprafaþa de alunecaretrebuie analizatã de la caz la caz, în condiþiile concrete ale terenului. În unelestudii, în suprafaþa de alunecare este inclusã ºi râpa de desprindere, ca oparte 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 dedesprindere îºi diminueazã panta, uneori este fixatã prin vegetaþie ar borescentã.Cor pul alunecãrii, prin reluarea în alte procese de versant, are omicromorfologie modificatã, vegetaþia ºi solul rãmânând principalii indicatoriai unui areal afectat de alunecãri.

3. La alunecãrile reactivate, asociate cu juxtapunerea alunecãrilor noipeste 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 saurapidã a unei pãrþi din versant ºi care au loc în tendinþa restabilirii echilibruluinatural al versantului.

Totalitatea fenomenelor ce au loc înaintea translãrii pragului de alunecareºi care reprezintã elementele cauzale ale sistemului alunecare, obiºnuit seîmpart în:

potenþiale, sau: naturale, pregãtitoare, antropice. declanºatoare.



92

+Trebuie spus însã cã între factorii pregãtitori ºi cei declanºatori nu existã

o delimitare decât de intensitate a acþiunii, primii se constituie în factori dedeclanºare în momentul acumulãrilor cantitative. Precipitaþiile atmosferice,prin acþiunea îndelungatã se înscriu în categoria factorilor pregãtitori.

Caracterul torenþial, dupã perioadele de uscãciune poate declanºa alunecãride mari proporþii.

Factorii potenþiali sunt grupaþi în: caracteristici ale substratului geo-logic; relieful panta versantului (figura 3.11), stadiul evoluþiei (dinamica deansamblu) acestuia; umiditatea.

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 peo suprafaþã neregulatã de alunecare (dupã Carson ºi Kirkby, 1972).

componentã în jurul panteim.g. sin ββ

componentã perpendicularã = m.g. cos β

a s u p r a f a þ ã

v e r t i c a l

s u p r a f a þ ã

s u p r a f a þ ã

p o s i b i l ã d e a l u n e c a r e

b

componentãnormalã = y z · cos2

β

c

s u p r a f a þ ã

componentã transversalã =y.z. sin β cos β

β

z

centru de gravitate al maseide alunecare posibilã

direcþia componentei transversalea greutãþii

direcþia componenteinormale a greutãþii

centru de curburã al suprafeþei

de alunecare posibilã

Modificarea proprietãþilor fizico-mecanice ale rocilor în timp geologicsau chiar în timp mai scurt, prin alterare, conduce la modificarea stãrii destabilitate. Dintre aceste proprietãþi, coeziunea, greutatea volumetricã ºiunghiul de frecare internã prezintã importanþã deosebitã. Determinareaunghiului de frecare internã ºi a coeziunii se face utilizându-se relaþia datãde Coulomb:

τ = σ tg ϕ + c



93

&Terzaghi completeazã relaþia lui Coulomb, þinând cont de presiunea

apei din pori. Astfel relaþia Coulomb-Terzaghi are expresia:

τ = (σ – u) × tg ϕ + c

î n care u este presiunea apei î n poriu = γ a × ha

γ a = greutatea specifica a apei;

ha =înãlþimea echipotenþialei duse în punctul a (de pe suprafaþa dealunecare) (figura 3.12).

Fig. 3.12. Graficele ecuaþiei Coulomb-Terzaghi

Presiunea apei din pori depinde de nivelul apei subterane ºi de situaþiarocilor la excavare. Sub acþiunea apei din pori se reduce rezistenþa la forfe-care a rocilor ºi implicit cresc forþele de alunecare. Reducerea rezistentei laforfecare 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 plioceneºi între 1,5 ºi 2 cm la alte argile. Valorile mici ale ha determinã valori reduseºi pentru presiunea apei din pori ºi invers. De exemplu, presiunea apei înpori 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 argiloasãa rocilor moi (d < 2 µ).El este în raport invers, în sensul cã unghiul defrecare internã se reduce pe mãsura creºterii conþinutului în fracþiune argiloasã.De exemplu, pentru o creºtere de la 20 la 80%, unghiul intern poate sã scadãde la 30 la 10°.

τ = ( σ u

) t g ϕ + c a

r g i l e

ϕ

ϕ

c

σ daN/cm2

τ

d a N /

c m

2

τ = ( σ

u )

t g ϕ n

i s i p u r i

O

u = γ aha

haa

Argile

Suprafaþa de alunecare

NH2



94

+În concluzie, rocile poroase, puþin coezive, bogate în coloizi ºi care au

în interiorul lor o serie de crãpãturi, ce favorizeazã pãtrunderea apei, suntcele mai favorabile alunecãrilor. Din aceasta categorie fac parte argilele ºimarnele. 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 depantã, în strânsã corelare cu alþi factori, în special antropici (greutateaconstrucþiilor, excavarea bazei versantului, defriºãri).

Dintre factorii determinanþi, declanºatori, cei mai activi sunt cei legaþide acþiunea a pei sub diverse forme. Preci pitaþiile atmosferice, prin acþiunealor îndelungatã, se înscriu în categoria factorilor pregãtitori. Caracterultorenþial, dupã perioade de uscãciune, conduce la declanºarea unor alunecãride teren.

Eroziunea apelor curgã toare exercitatã asupra bazei versantului ducede asemenea la micºorarea forþelor de rezistenþã prin subminarea punctelor de sprijin a taluzelor.

Cutremurele de micã magnitudine, dar cu frecvenþã mare conduc lareducerea stãrii de rezistenþã a versanþilor prin apariþia fisurilor de diferitedimensiuni; cele de magnitudine mare pot declanºa alunecãri, prãbuºiri dedimensiuni apreciabile. Seismul din 4 martie 1977 cu magnitudinea 7,2 ºiepicentrul î n Vrancea a reactivat alunecãri vechi, dar a ºi declanºat importantealunecãri 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) de2 km lungime ºi 4 m adâncime. Dinamica versanþilor a înregistrat paroxismeevidente 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 aversantului exprimatã prin coeficientul de siguranþã (η) pânã la pragul limitã,când starea de dezechilibru duce la declanºarea procesului de alunecare deteren.

Alunecãrile dator ate eroziunii bazei versanþilor se propagã de jos în

sus, de la baza versanþilor spre partea superioarã fiind combinate de multeori cu procesele de prãbuºire (alunecãri delapsive).

Acþiunea apelor subterane genereazã cele mai frecvente alunecãri deteren. Aceasta se manifestã prin: presiunea apei din pori; presiunea de filtrarea 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 diferiteactivitãþi ale omului, grupate în categoria cauzelor antropice, cum suntdespãduririle (fãrã a fi considerate o cauzã absolutã, ci numai în relaþie cualte cauze), diferite construcþii, excavarea bazei versanþilor, trepidaþiile etc.

Cauzelealunecãrilor

de teren,dinamica

ºi evoluþia



95

& Î n concluzie, rãmân ca importante pentru alunecãrile de teren, ca dealtfel

pentru toate procesele de versant, cauzele datorate substratului geologic ºicaracteristicilor 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 suprafeþeide alunecare (0), este dat de raportul dintre momentul forþelor de rezistenþã( M r ) ºi momentul forþelor de alunecare ( M a):

η = M r / M a

Când M r > M a atunci η > 1 versantul este î n echilibru stabil;

M r = M a atunci η = 1, stare de echilibru limitã;M r < M a 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).

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

timet2t1

a

b

c

D1

O

1

2η

D2

În faza lentã, apariþia procesului de alunecare este rezultatul reduceriicoeficientului de siguranþã de la o valoare supraunitarã pânã la mãrimeacriticã, respectiv η = 1, când se declanºeazã alunecarea propriu-zisã. Au locmodificãri progresive chiar în versanþi consideraþi stabili, datoritã unor cauze





97

&1925; Ladd, 1935; Savarenski, 1937; Shar pe,1938; Emelianova, 1952; Varnes,1958, citaþi de Zaruba, Mencl, 1974). La sfârºitul anilor 1960 se foloseaudeja circa 100 de clasificãri. Aceastã mare varietate a tipizãrilor se datoreazãcondiþiilor extrem de diver sificate î n care se produc, surprinse î n diferite

regiuni ale globului.Cunoaºterea incompletã a mecanismului alunecãrilor teren, precum ºi

varietatea cauzelor ºi formelor rezultate, combinarea diferitelor criterii înfuncþie de scopul propus fac ca stabilirea unor criterii unanime de clasificaresã constituie încã un deziderat. Cele mai multe clasificãri au ca scop

sistematizarea alunecãrilor cartate în anumite unitãþi teritoriale, de aceea auo importantã localã, dificil de aplicat la alte regiuni. Totuºi, sistematizareaacestor rezultate este deosebit de importantã, ea constituind material fapticpentru generalizãrile pe spaþii extinse. Existã însã ºi ample preocupãri teoreticeîn acest sens (Surdeanu, 1998).

Clasificarea alunecãrilor de teren trebuie sã permitã stabilirea poten-þialului lor de evoluþie, pe de o parte, precum ºi elaborarea mãsurilor destabilizare, pe de altã parte. De aceea criteriile de clasificare folosite mai desîn practicã, ce conduc la gãsirea soluþiilor de stabilizare, sunt cele mai utilizateºi mai eficiente.

1. Adâncimea suprafeþei de alunecare ºi caracteristicile materia-lelor deplasate

Stabilirea adâncimii su prafeþei de alunecare este elementul esenþial îngãsirea 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 alunecaresituatã la câþiva zeci de metri.

Dupã Collin (1846) asemenea alunecãri sunt cele de suprafaþã ºi celeadânci.

Savarenski (1937) precizeazã adâncimea în metri, astfel: alunecãri de suprafaþã < 1 m; alunecãri de micã adâncime 15 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 ti purilor de formaþiuni antrenate înmiºcare (sol, depozite ºi rocã) (Zaruba, Mencl, 1974; Posea ºi colab., 1976etc.).

1) Alunecãrile în pãtura de sol au aspectul unor ondulãri sau micibrazde formate prin ruperea pãturii înier bate, datoritã umezirii puternice saudezgheþului pãturii superioare a solului ce se deplaseazã lent pe un substratfie îngheþat, fie cu alte caracteristici fizico-chimice. În condiþiile climatice dela noi din þarã prezintã frecvenþã mare primãvara ºi toamna.

Tipuride alunecãri

de terenºi

periculozitatea



98

+Solifluxiunile (termen introdus de Anderson în 1906 pentru regiunile

polare)sunt alunecãrile superficiale, produse în pãtura de sol, intrate înliteratura de specialitate ca procese ce desemneazã fie numai procese tipicepentru periglaciar, fie toate procesele de deplasare a materialelor pe versanþi

în care apa are un rol hotãrâtor, sau chiar pentru alunecãri în general (înunele lucrãri din literatura francezã, dupã Tufescu, 1966). Solifluxiunea estedeplasarea care afecteazã o masã noroioasã dezlipitã de un substrat stabil. Ease referã numai la materiale argiloase susceptibile de a se transforma în noroiprin creºterea conþinutului lor în apã lichidã (Coque, 2000, p. 138).

Solifluxiunile intrã în categoria deplasãrilor lente de pe versanþii puþinînclinaþi (se pot produce ºi pe pante de sub 5 grade).

2) Alunecãrile în formaþiunile superficiale, în pãtura de alterãri potafecta parþial sau total profilul depozitului, reluând în deplasare ºi deluviivechi 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 dedesprindere de circa 13 m, cor pul fiind secventat de brazde de alunecare, iar fruntea nu este delimitatã prin abrupturi. Alunecãrile în deluviile vechi aumor f ologii ºi morfometrii diferite.

3) Alunecãrile ce afecteazã roca în loc sunt foarte diferite ca formã(vezi Ti purile morfologice ale alunecãr ilor ) ºi se produc fie numai în strateargiloase situate la suprafaþã, fie în complex de strate care intersecteazãstrate marno-argiloase. De aceea se deosebesc: alunecãrile de mai micãadâncime, care au în general forma de limbã, cor pul alunecãrii având aspectulunei curgeri sau de trepte, datorate încãlecãrilor din amonte; local se numescºi iuþi (Posea ºi colab., 1976); alunecãrile masive de teren caracterizeazãcomplexele de strate deplasate.

2. Criteriul poziþiei suprafeþei de alunecare faþã de structurageologicã

Clasificarea pe baza acestui criteriu a fost elaboratã tot de Savarenskiîn 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, acestease formeazã pe suprafeþe de stratificaþie, pe falii sau linii tectonice, deci pesuprafeþe de separaþie care favorizeazã deplasarea. Forma suprafeþei dealunecare este în general în funcþie de forma suprafeþei de stratificaþie ºiforma reliefului de la contactul deluviului cu roca în loc. Frecventã esteforma planã .

Alunecãrile insecvente se formeazã în structuri geologice având cãdereastratelor spre versant sau în formaþiuni orizontale. Suprafaþa de alunecare



99

&

intercepteazã stratele sub diferite unghiuri. Când se produc pe versanþi abrupþi,se îmbinã cu procesul de sur pare.

Alunecãrile asecve nte se formeazã în depozite nestratificate, atât înroci moi cât ºi în roci stâncoase. În cazul rocilor dure, alunecarea estefavorizatã de fisuraþie. Forma suprafeþei de alunecare este cilindricã-circularã,

deci cur bilinie ºi este condiþionatã de proprietãþile fizico-mecanice ale rocii.Se observã mai uºor în partea superioarã a versantului ºi mai dificil în ceainferioarã.

3. Criteriul vitezei de alunecareShar pe 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/lunã 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 masãcu grosimi mari.

4. Criteriul direcþiei de evoluþie a alunecãrii pe versantStabilirea alunecãrilor dupã modul de propagare a deplasãrii are o

deosebitã importanþã practicã, mai ales pentru mãsurile de combatere aeventualelor reactivãri.

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

Masa alunecatã

a


Masa alunecatãSuprafaþa de

alunecare


Masa alunecatã

b

c

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



100

+ Alunecãrile dela p sive (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 îm pingere) se formeazã în partea

superioarã a versantului, evolueazã în direcþia de deplasare a acumulatului, sprebaza versantului; au caracter progresiv. Uneori suprafaþa de alunecare se gãseºtesub nivelul topografic al bazei versantului ducând la ridicarea fundului vãii prindepozite deluvio-coluviale. Cele mai multe alunecãri rãmân însã suspendate peversanþi, sub forma deluviilor de alunecare.

Comisia Suedezã de Geotehnicã a grupat alunecãrile în funcþie de direcþiade evoluþie a deplasãrii, în alunecãri regresive ºi alunecãri progresive. ÎnSuedia, clasificarea alunecãrilor dupã acest criteriu este folosit ºi astãzi, pentrucã el cuprinde într-o formã limitatã ºi evoluþia alunecãrii, extrem de utilã înspecial 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 poatefi circularã, caz în care masa alunecatã nu este deformatã, sau necircularã,când masa alunecatã este parþial deformatã; au o lungime limitatã ºi se producpe pante mai abrupte.

Alunecãri de translaþie: se dezvoltã pe suprafeþe de stratificaþie sau peo 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 cãtregeomorfologi Cu unele mici diferenþieri de la autor la autor, dupã morfologiealunecãrile de teren se încadreazã în urmãtoarele mari tipuri (Tufescu, 1966).Menþionãm cã de cele mai multe ori arealele afectate de alunecãri îmbracãmorfologii variate, totuºi ele pot fi grupate dupã tipul predominant.

Tipuri elementare

Alunecãri în brazde (su perficiale) se produc numai în pãtura de sol, lasub 1m adâncime; morfografia este de brazde mici, înguste, înier bate, care

constituie materialul deplasat; între brazde apar suprafeþe denudate; sedeosebesc de cãrãrile de oi prin caracterul haotic. Favorizeazã apariþiaunor alunecãri mai profunde prin inf iltrarea apei prin arealele fãrã vegetaþie(în condiþii de substrat propice). În condiþii de îngheþ-dezgheþ, la altitudinisau latitudini superioare se dezvoltã solifluxiunile. Producându-se numai înpãtura de sol, nu se datoreazã caracteristicilor rocii din substrat.

Alunecãri lenticulare (lu pe de alunecare) (loupes de glissement ) seproduc în roci impermeabile de felul argilelor. Deplasarea antreneazã atâtsolul cât ºi roca în loc pânã la circa 15 m, pe pante relativ reduse. Prezintãelemente clasice ale unei alunecãri: corniºa sau râpa de desprindere, cor pul



101

&este dat de valuri scurte, lenticulare, etajate haotic . Deplasarea este lentã ºiîn mai multe etape, având deci vârste diferite în acelaºi areal.

Alunecãri în monticuli, movi le 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, glimeeetc. Caracteristice sunt pentru Podiºul Transilvaniei, unde au ºi fost studiateîn detaliu. Termenul de glimee a fost introdus în literatura de specialitate, lacel de-al XXI-lea Congres internaþional de geografie (India, 1968) da cãtreMorariu ºi Gâr bacea (1968).La majoritatea arealelor cu glimee se conservãelementele caracteristice alunecãrilor: râpa de desprindere, cor pul, frunteaetc. prin evoluþia ulterioarã a versanþilor, în unele areale lipsesc sau suntfoarte estompate unele elemente, în special corniºa, astfel încât glimeele seextind pânã spre interfluviu (Gâr bacea, 1964, 1992; Morariu, Gâr bacea, 1968;Morariu ºi colab., 1964; Josan, 1979; Gâr bacea, Grecu, 1983; Grecu, 1982,1983, 1985, 1992, 1997, 1999; Grecu, Josan, 1997; Grecu ºi colab., 2001;Buzilã, Munteanu, 1997 etc.).

Alunecãri în tre pt e (pseudoterase) sunt alunecãri cu suprafaþa dealunecare la mari adâncimi (5 30 m), ce se desfãºoarã pe lungimiconsiderabile sub formã de trepte, pe pante relativ mari. Se pot confunda cuterasele râurilor, datoritã formei caracteristice. Corniºa este bine pusã înevidenþã, masa alunecatã deplasându-se pe o suprafaþã bine înmuiatã, fãrãsã-ºi deranjeze structura internã. Materialele deplasate pot avea duritãþi diferite.Fiind alunecãri profunde, de cele mai multe ori vechi, ele nu prezintã un riscprea mare decât atunci când sunt reactivate, mai ales în partea superioarã,spre corniºa de desprindere.

Alunecãri curgãtoare se produc în formaþiuni argiloase marnoaseprin înmuiere puternicã, fãcând trecerea spre curgerile noroioase. Sunt binepuse în evidenþã corniºa, cor pul ºi fruntea alunecãrii. Cor pul alunecãrii sedetaºeazã printr-un ºanþ longitudinal pe ambele laturi ºi prezintã numeroasecrãpãturi, ºanþuri transversale, cu denivelãri de 12 m.

Alunecãrile-sur pãri se produc datoritã eroziunii bazei versantului, cândare loc ruperea ºi cãderea verticalã a stratelor, însoþite de o împingere cefavorizeazã alunecarea pe un plan puternic umectat. Se extind în susulversantului; microrelief cu trepte ºi crãpãturi transversale. Sunt pr ovocate ºide debleerea sau taluzarea terenurilor. În aceastã categorie intrã ºi alunecãrilesufozionale cu frecvenþã mare în depozite loessoide.

Tipuri de alunecãri complexe

Versanþii de alunecare se caracterizeazã prin suprafaþa mare afectatã deun singur tip de alunecãri sau de mai multe tipuri. De asemenea aceºti versanþiprezintã stadii diferite de evoluþie, o etajare a alunecãrilor; de cele mai multeori asemenea versanþi sunt modelaþi de un complex de procese actuale, fiindgreu de difer enþiat rolul fiecãruia în dinamica versantului.În arealele cu glimeeînsã este evident rolul acestor alunecãri ce se desfãºoarã pe sute de hectareîn crearea glacisului de alunecare, sau chiar a unor alte forme, cum suntînºeuãrile sau interfluviile de alunecare (Florina Grecu, 1992).



102

+ Alunecãrile de vale (termen introdus de V. Mihãilescu, 1942) sunt

alunecãri complexe ce cuprind ambii versanþi, inclusiv obârºia râului; formeazãun 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 deobicei la prezent, la momentul cartãrii pentru cã multe alunecãri pot fireactivate. 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 ºivârsta. 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 aalunecãrii. De aceea, în stabilirea caracteristicilor alunecãrilor de teren trebuieavute în vedere toate criteriile de clasificare. Definirea tipului simplu dealunecare 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 formatde 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-aprodus 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, înspecial de torenþialitate, sporind riscul la reactivare.


Impactul alunecãrilor de teren asupra societãþii trebuie analizat atât prinurmãrile directe, ce vizeazã în general declanºarea ºi evoluþia, cât ºi prinurmãrile indirecte, legate de formele de relief create, forme a cãror utilizareîn agriculturã este diminuatã datoritã degradãrii terenurilor, riscul







105

&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.



106

+



107

&4. Procese hidrice de versant

4.1. Eroziunea hidricã neconcentratã pe versanþi

Eroziunea hidricã pe versanþi este desprinderea (transportul ºi depu-nerea) materialelor datorate apei. Trebuie spus cã triada eroziune-trans-port-acumulare formeazã un sistem în care fiecare subsistem nu poate funcþionaseparat. Concret, nu existã transport fãrã eroziune, sau depunere fãrã transport.Mai mult încã, orice material desprins a fost supus în acelaºi timp ºi unuiincipient proces de transport. Eroziunea hidricã pe versanþi este un procesextrem de complex, ce se produce evolutiv, î n 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 decãtre apa ce se scurge pe pante;

antrenarea ºi trans portul particulelor de sol sau rocã de cãtre apã;– depunerea materialelor erodate ºi transportate de apãÎn 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(0,55 m3/ha. an), eroziune moderatã(515 m3/ha. an), eroziune puternicã(1550 m3/ha. an), eroziune foarte puternicã (5o 200 m3/ha. an), eroziunecatastroficã (peste 200m3 /ha. an).

Pentru eroziunea î n adâncime, valorile sunt: sub 100 m3 / km (fãrãeroziune), 100300 m3 /km (eroziune slabã), 3001.000 m3 /km (moderatã),10003000 m3/km (puternicã), 300010.000 m3/km (foarte puternicã), peste10.000 m3/km (eroziune excepþionalã).

Descriereaprocesului

de eroziunehidricã

pe versant



108

+4.1.1. Eroziunea prin picãtura de ploaie

Cele mai agresive asupra terenurilor sunt picaturile de ploaie cu energiecinetica 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 15 30 60

it (mm/min) 1,25 0,59 0,42 0,34

Picãturile de ploaie desprind particulele de sol ºi rocã în urma impactuluicu suprafaþa terestrã ºi le antreneazã împreunã cu stropii de apã pânã laînãlþimi de 6080 cm pe distanþe de pânã la 11,5 m.

Caracteristicile picãturii de ploaie

Fotografierea ºi filmarea picãturii de ploaie în momentul impactului aupermis stabilirea parametrilor geometrici cu rol în desfacerea agregatelor demateriale în teren. Într-o ploaie mãrimea ºi distribuþia picãturilor sunt foartevariate; diametrele picãturilor variazã în general între 0,2 ºi 6 mm, predominãînsã cele de 1 mm. Majoritatea picãturilor din nori înainte de cãdere audimensiuni de 1030 microni ºi viteza de înaintare de câþiva centimetri pesecundã (1020 cm/s). Înãlþimea norului influenþeazã granulometria picãturiide ploaie.

Forma ºi mãrimea picãturii de ploaie sunt interdependente. Picãturilerelativ mici (cu diametrul sub 2,9 mm) au o forma aproape sfericã. Picãturilecu diametre mai mari de 2,9 mm au o bazã turtitã în partea de jos, datoritãforþei de reacþie a aerului. Picãturile cu diametre mai mari, în cãdere se spargîn picãturi mai mici. Majoritatea ploilor erozive cu caracter torenþial au picãturicu diametre de 14 mm.

În timpul cãderii energia potenþialã ( p.h) a unei picãturi de greutate ( p)

aflatã la înãlþimea (h) se transformã în energie cineticã:

p · h =2

2mV

Viteza de cãdere liberã a picãturii de la înãlþimea h este V = hg ⋅2

greutatea picãturii fiind p= m.g, iar lucrul mecanic efectuat ( p.h) se scrie:

22

22 mV

g

V gm =⋅ , adicã energia cineticã a picãturii de masã m ºi vitezã

V . Energia cineticã reflectã agresivitatea ploii.

Denudarea datoratã ploii

Procesul de eroziune datorat ploii începe cu desfacerea agregatelor prinizbire, apoi are loc distensia ºi, ulterior, dispersia liantului dintre particule.





110

+

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 carecapacitatea de transport se diminueazã, concentraþia amestecului fiind maimare decât capacitatea de transport.

Capacitatea de transport (K t ) este dependentã de pantã ºi de debitullichid:

K t = k . I 1,67. Q R1,67

î n care: k este factor de sol, I = panta, Q R = debitul lichid

Eroziunea hidricã pe versanþi este controlatã de legea gravitaþiei.

Pentru estimarea eroziunii s-au utilizat mai multe formule, în funcþie delungimea de scurgere ( L), de panta terenului ( I ), de intensitatea ploii (i) ºi dedurata ploii. Unitãþile de mãsurã ºi limitele de aplicabilitate diferã însã de lao formulã la alta, iar coeficientul k include ºi influenþa altor factori careinfluenþeazã eroziunea (Moþoc ºi colab., 1975). Astfel de formule au fostelaborate 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) pentruestimarea eroziunii medii anuale este mai complexã ºi se prezintã astfel:

E = k .Lm.I n .S.C.C s

î n care: k este indicator erozional,

S = indicator al erodabilitãþii solului,C = indicator al protecþiei oferite de culturi,C s= indicator al efectului lucrãrilor antierozionale.

Aceastã formulã a fost adaptatã de Moþoc sub forma:

E = k . S . C . C s . L 0,3 . i1,4

î n care: E este eroziunea medie anualã (t ha.an),

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

Predominã

erozi unea

Predomi nã

trans port ul

Predominã

ac um ularea

1

2

3

4

dx

Er

Ed

Ac c > Kt

c < Kt

c = Kt

Q s

Q R

Capacitateade transfera curenþilorpeliculari



111

&k = coeficientul de agresivitate pluvialã (figura 4.2),S = coeficientul pentru erodabilitatea solului (tabelul 4.1),

C= coeficientul privind influenþa vegetaþiei (tabelul 4.3),C s= 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

1 1,2

2 1,0

3 0,8

4 0,7

5 0,7

6 0,6

Valoarea coeficentuluide corecþie pentru

erodabilitãþi în formulade calcul a eroziunii

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

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune

micã, slab structurateSoluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziunemijlocie sau slab ºi moderat erodate cu coeziune micã

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune

mare, bine structurate, profil puternic dezvoltat

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

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

Tabelul 4.1

Clasificarea solurilor în raport cu erodabilitatea

Caracterizarea solurilorClasa



112

+

Tabelul 4.3Valorile coeficientilor C s si C

Specificaþie Pante versant (%)

0-5 5-10 10-15 15-20 20-25 >25

Sistemul de cultura 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

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

Grupa Clasa Denumirea terenului

Simbol Panta % Simbol Panta % Versant

I 0-5 A 0-2 Practic 0

B 2-5 Extrem de slab înclinat

II 5-12 C 5-8 Foarte slab înclinat

D 8-12 Slab înclinat

III 12-25 E 12-18 Mijlociu înclinat

F 18-25 Puternic înclinat

IV 25-50 G 25-35 Foarte puternic înclinat

H 35-50 Extrem de puternic înclinat

V Peste 50 I 50-70 Abrupt

J 70-100 Foarte abrupt

L Peste 100 Extrem de abrupt





114

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

Fig. 4.3. Morfografia versanþilor A versant convex; B versant concav; C versant complex

Strat de solA

Rocã la suprafaþãRocã

Râu

Rocã la suprafaþã

Strat de sol

ColuviiRâu Rocã

Strat de sol

Rocã la suprafaþãDeluvii

Strat de sol

RocãRâu

B

C

Tabelul 4.4

Influenþa formei versantului asupra scurgerii ºi eroziunii

Concav Drept Convex 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

Pierderea de sol. (eroz., t/ha)Timpul ploii

simulate

(min.)

Pierderea de apã (scurgerea, mm)





116

+

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-soa-relui 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 stabileºtede fapt ºi factorul C din ecuaþia universalã a eroziunii. Aceste faze favorizeazãsau nu atât reþinerea unei cantitãþi din precipitaþii, cât ºi extinderea sistemuluiradicular. De exemplu, rãdãcinile grâului de primãvarã pãtrund în pãmântpânã la 2 m, cele de floarea-soarelui pânã la 2,75 m, cele de lucernã pânã la6m (dupã 12 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 particularitãþilesistemului foliaceu, prin structura pãdurii, prin cantitatea litierei. Un rolimportant îl are pentru reþinerea apei din precipitaþii prin densitatea sidimensiunea frunzelor. Molidiºurile pure reþin circa 37% din cantitatea anualãde precipitaþii, stejãretele 22%, pinetele 1315%, mestecãniºurile doar 9%.

În ecosistemele de fag normal constituite, scurgerile de suprafaþã suntfoarte reduse (sub 2% din cantitatea ploii). Din aceastã cauzã, la fãgetele cumult 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 demolid, brad, larice aceste valori sunt mult mai reduse.

Tabelul 4.5

Influenþa expoziþiei ºi formei versantului asupra eroziunii

Tipul de sol ExpoziþiaForma Ecuaþia Eroz.pt. L

Indicele (e)versantului eroziunii ºi panta

stand. (m3)

ConvexãCastaniu Vesticã treimea E=7,52L0,52i0,28 3839 1,00

deschis superioarã

Nordicã Idem E=7,76L0,44i0,35 2716 0,70

Cernoziom Vesticã Dreaptã E=7,71L0,51i0,25 4225 1,00carbonatic

Sudicã Dreaptã E=10,40L0,45i0,25 3952 0,93castaniu

Cernoziom Vesticã Dreaptã E=5,13L0,60i0,21 3939 1,00

levigat Sudicã Dreaptã E=14,60L0,43i0,19 3766 0,95

Brun deVesticã Dreaptã E=0,823L0,79i0,44 4472 1,00

pãdure Esticã Dreaptã E=0,0636L1,21i0,38 3255 0,73





118

+Tabelul 4.6

Clasificarea potenþialului productiv al terenurilor agricole

Elemente caracteristice

Terenurile respective au condiþii foarte bune pentru

creºterea ºi dezvoltarea plantelor ºi de mecanizarea tuturor lucrãrilor agricole. Pot fi cultivatemajoritatea plantelor de culturã din zona bioclimaticã respectivã, cu tehnologiile cele maimoderne, investiþii minime ºi randamente maxime.

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

Terenurile cu procese evidente de degradare.

Sortimentul plantelor de culturã este limitat decondiþiile climatice ºi de cele edafice. Suntnecesare lucrãri de amenajare hidroameliorativãºi mãsuri agropedoameliorative. Terenul trebuiesa prezinte cel puþin o limitare sau un proces dedegradare cu o intensitate mijlocie.

Terenurile cu soluri afectate de limitãri sau procesede degradare puternice, terenuri cu pante mari,afectate de procese negative de intensitate mare.Terenurile sunt la limita folosirii arabilului, fiindnecesare mãsuri ºi lucrãri complexe de amenajare

ºi ameliorare, iar pentru a fi mecanizate estenecesarã o sistemã de maºini cu tractoare pe ºenile.

Terenuri neindicate pentru a fi arabile cu limitãrifoarte severe, cu producþii slabe ºi foarte slabe.Se includ solurile mlãºtinoase, saline ºi alcaline,cele excesiv scheletizate ºi prundiºurile slabsolificate. Prezintã limitãri absolute, pante peste35%, alunecãri active. Pentru amenajare ºiameliorare comportã investiþii mari, nemaiputândfi ameliorate în condiþii economice.

Se includ solonceacurile cu crustã, soloneþurilefãrã vegetaþie, cele exclusiv mlãºtinoase,

fitosolurile antropice, gropile de împrumut,ravenele, râpele, torenþii

Clasa Clasa de calitate a solurilor

I Terenuri de calitate foarte bunã,

fãrã restricþii F = 100–81

II Terenuri de calitate bunã curestricþii mici F = 80–61

III Terenuri de calitate mijlocie, curestricþii mijlocii F = 60–41

IV Terenuri de calitate slabã,curestricþii severe F = 40–21

V Terenuri de calitate foarteslabã, restricþii excesive F < 20

Terenuri neproductive

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



119

&4.2. Eroziunea prin curenþi concentraþi (eroziune

torenþialã)

4.2.1. Procese elementare ale apariþiei eroziunii torenþiale-

ravinaþia

Scurgerea pelicularã, în anumite condiþii de pantã se concentreazã decele mai multe ori în canale (ºanþuri) de diferite dimensiuni care rezistã întimp ca formã de relief; cele cu adâncimi ºi lungimi foarte reduse pot fidesfiinþate prin lucrãri agrotehnice simple. Dupã dimensiuni ºi stadiu deevoluþie aceste canale sunt: rigola, ogaºul ºi ravena.

Într-un stadiu incipient al eroziunii se formeazã rigola, care poate finivelatã prin arat. Rigola face trecerea între eroziunea pelicularã ºi eroziuneaîn adâncime. De fapt între aceste tipuri de eroziune, limita este conven-

þionalã, datã dupã dimensiunile rigolelor. La ploi torenþiale aceasta seadânceºte, trecând într-un nou stadiu de evoluþie ogaºul (cu adâncimi depânã la 2-3 m). Ravena reprezintã un stadiu mai înaintat de evoluþie aformei(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 abrupturiaccentuate, extrem de activã prin înaintarea spre amunte pe versant;

malurile ravenei, abrupte, cu procese intense de spãlare ºi sur pãri; 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 (10001500 ha).

Panta, excesul de precipitaþii ºi caracteristicile rocii impun atât concen-trarea apei, cât ºi succesiunea dintre eroziune, transport ºi acumulare în lungulravenei. Raportul dintre tur biditate ºi capacitatea de transport prezintã unmecanism asemãnãtor cu cel prezentat la eroziunea pelicularã ºi la râuri.

Procesul de eroziune capãtã intensitãþi ºi aspecte variate, cea mai activãfiind eroziunea de obârºie sau de la vârful ravenei.

Materialele erodate ºi târâte de curentul de apã torenþial sunt redepusehaotic pe patul ravenei, la diminuarea debitului. Astfel, eroziunea de fund se

manifestã cu intermitenþã ºi cu intensitate variate în lungul ravenei în funcþieºi de substratul geologic. Pe malurile abrupte, neprotejate de vegetaþie,eroziunea de mal contribuie la lãrgirea ravenei, dar ºi la apariþia unor praguriîn lungul acesteia din materialele provenite de pe maluri. De fapt acest tipde eroziune se combinã cu sur pãri provocate de subsãparea prin eroziunealateralã a curentului de apã torenþialã. Eroziunea de mal favorizeazã apariþiaunor rigole care prin evoluþie pot genera noi ravene, afluente, ducând laramificarea ravenei primare.

O caracteristicã a eroziunii prin ravenaþie este dinamica extrem de activãºi modificarea morfografiei ºi morfometriei.

Evoluþiaeroziunii

torenþiale



120

+

con aluvial

Fig. 4.4. Ravena

Fig. 4.5. Configuraþia în plan a ravenelor

Ravenã sub formãde bulb

Ravenãzãbrelitã

Ravenã paralelã

Ravenã liniarã Ravenã dendriticã Ravenã compusã



121

&

Pe terenurile în roci moi, slab consolidate, ravenele au adâncimi mari

ºi un profil transversal în V ascuþit. În rocile dure ogaºele ºi ravenele auadâncime micã ºi deschidere mare, fundul fiind sãpat în rocã (când nu s-aatins stadiul de echilibru). Rocile uºor erodabile,ca nisipurile, loessurile ºidepozitele loessoide, pietriºurile sunt supuse unor procese de eroziune înadâncime rapide, ravenele atingând 2040 m, adesea asimetrice, cu maluri ceating 50 m. În rocile mijlociu erodabile (marne, argile, calcare, unele gresii)eroziunea în adâncime este relativ rapidã (pot atinge 1530 m); deschidereaeste egalã sau mai mare decât adâncimea.

Pe terenurile formate în roci necoezive, profilul transversal este trape-zoidal datoritã depunerii materialelor pe fundul ravenei.

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

Deleni-Iaºi Crãeºti-Bujor-Galaþi CAB

ECrãeºti-Bujor-Galaþi

D Todireni-Botoºani

Suliþa - Botoºani

H

G

F

versant

albiemajorã

versantCepleniþa-Iaºi

Belceºti-Iaºi



122

+4.2.2. Clasificarea formaþiunilor de eroziune în adâncime

Microrelieful, morfografia ºi morfometria formaþiunilor de eroziune înadâncime 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, f ormaþiunile cu adâncime de 0,22,0 m (3,0 m): o gaºe mici,20–100 cm adâncime, o gaºe mari, peste 100 cm adâncime; o gaºe rare lapeste 30 m distanþã, o gaºe dese la 530 m distanþã, o gaºe f oarte dese la sub

5 m distanþã;• ravenele, f ormaþiunile cu adâncimea de peste 2,0–3,0 m.

Ravenele se împart tot dupã anumite criterii: dupã ad âncime 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 su prafeþei de rece p þie: 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 î n stadiu incipient, ravene

active î n stadiu evoluat, ravene stabilizate parþial, ravene stabilizate t otal ; dupã gradul de t orenþialitate: ravene net orenþiale cu sub 4 m3 /ha.an

er oziune specificã medie; ravene mijl ociu t orenþiale cu 4–32 m3/ha.an er oziunespecificã medie; ravene excesiv t orenþiale, cu peste 32 m3/ha.an er oziune

specificã medie. Micromorfologia creatã de er oziunea 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: f orma

pr ofilului transversal, pr ofilul longitudinal, raportarea la structura geologicãetc.

4.2.3. Organismul (sistemul) torenþial

Noþiunea de torent vizeazã caracteristici geomorfologice ºi caracteristicihidrologice, ambele dând de fapt conþinut sistemului torenþial. Geomorfologic,torentul reprezintã forma de relief complexã, creatã prin procese de eroziuneîn adâncime, respectiv o vale îngustã în formã de V ascuþit, cu versanþiabrupþi, vale ce primeºte în partea superioarã afluenþi torenþiali (vãi torenþiale)de diferite dimensiuni (rigole, ogaºe). Hidrologic, torentul este un curs naturalde apã cu scurgere intermitentã (rareori cu scurgere tot timpul anului), cubazin hidrografic redus (sute sau câteva mii de hectare), pante relativ





124

+Spre aval are loc ºi deplasarea continuã a micilor conuri de dejecþie

pânã la reducerea pantei când conul devine stabil. În amunte evoluþia serealizeazã prin eroziune regresivã, deasupra punctului de inflexiune apar noirigole sau ogaºe, eroziunea de mal favorizând apariþia unor ravene afluente.

Cele trei subsisteme fiind funcþionale, prin procese complexe de versant ºialbie, organismul se dezvoltã în suprafaþã. Extinderea însã este limitatã tocmaide procesele de depunere din partea inferioarã, concomitent cu reducereapantei. Torentul îºi realizeazã profilul de echilibru.

Evolu þia descendent ã continuã spre stingerea torentului; panta deechilibru duce la limitarea eroziunii în adâncime, la dezvoltarea eroziuniilaterale ºi deci la lãrgirea fundului, scãderea capacitãþii de transport, depunereamaterialelor spre amunte, are loc deci aluvionarea canalelor dinspre aval spreamunte, proces invers celui din faza de dezvoltare, concomitent se diminueazãºi 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 ameninþãstarea de sãnãtate ºi de hranã a populaþiei. Din aceastã perspectivã, pedologicse 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 ecua-torialã; clima tropicalã cu douã anotimpuri, cel umed mai extins ca timp;

clima subtropicalã umedã); datoritã cãldurii ºi precipitaþiilor, activitateabacterianã intensã duce la distrugerea totalã a vegetaþiei moarte, cu repercusiuniîn diminuarea pânã la absenþã a humusului. Oxizii de fier insolubili (Fe2O3)

se acumuleazã sub forma argilelor roºii (laterita). Precipitaþiile bogate duc laspãlarea silicei din sol având loc un proces de desilicifiere. Lateritizareaconduce la formarea unui sol cu fertilitate foarte scãzutã î n lipsa bazelor ºia humusului.

Gleizarea ºi pseudogleizarea se produc în condiþii de rocã, sol ºimicrorelief care favorizeazã stagnarea temporarã sau de duratã mai lungã aapei la suprafaþa terenurilor în urma ridicãrii nivelului apelor freatice aproape

de suprafaþã sau chiar apariþia la zi. Sursele excesului de apã sunt: precipitaþiileabundente, revãrsãrile periodice, creºterea nivelului râurilor ºi implicit apânzelor freatice care se alimenteazã din ele. Gleizarea este caracteristicãsuprafeþelor slab drenate, fiind tipicã pentru climatele umede ºi reci, arealelor mlãºtinoase din climate continentale cu ierni reci. Sub materia organicãacumulatã la suprafaþã (datoritã temperaturilor scãzute) se formeazã un orizontde 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 ºipseudogleizãrii, prin apariþia orizonturilor gleizate ºi pseudogleizate, au



125

&fertilitate redusã deoarece în împrejurãrile menþionate substanþele organicenu pot fi descompuse de oxidaþie ºi activitatea bacterianã. Gleizarea ºipseudogleizarea semnificã formarea ºi acumularea unor produºi de reducerechimicã, în primul rând fierul ºi manganul, care imprimã orizontului respectiv

un colorit specific.Solurile gleice, lãcoviºtile ºi semilãcoviºtile, solurile pseudogleice seîntâlnesc în câmpiile de subsidenþã, acolo unde apele freatice sunt la maipuþin de doi metri adâncime, în luncile rar inundabile ºi pe terasele inferioareale marilor râuri, în microdepresiunile de tasarea loessului formate î n 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 drenateºi cu evapotranspiraþie puternicã. Salinizarea solului se produce însã ºi înareale extradeºertice cu condiþii climatice ºi de relief similare. Salinizarea

afecteazã soluri din lunci, câmpii joase, cu apã freaticã situatã deasupra unuinivel critic, încãrcatã cu sãruri provenite fie din regiuni mai înalte, fie dinareale cu sare. Majoritatea sãrurilor care se acumuleazã sunt cloruri, sulfaþi,car bonaþi, 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, pertur bând creºterea plantelor ºi avândefecte toxice asupra acestora. Salinizarea ca proces pedogenetic se î mparteîn douã categorii: salinizarea primarã ºi salinizarea secundarã

Salinizarea primarã a solurilor are loc pe formaþiuni salifere (sare ºibrecia sãrii). Solificarea este dirijatã de roca uºor solubilã, evolueazã spre

salinizarea puternicã cu clorurã de sodiu a întregului profil, rezultând astfelsoluri specifice ca soloneþuri ºi solonceacuri. Salinizarea se transmite ºi asupraterenurilor limitrofe datoritã spãlãrii solurilor ºi infiltrãrii apei în sol, dar ºiasupra solurilor ºi aluviunilor din lunci. Prin salinizarea primarã impusã derocile car bonatice se formeazã rendzinele ºi pseudorendzinele. Solificareaeste dominatã de excesul de ioni de calciu furnizaþi de roca parentalã. Princoncreþionarea periodicã a sãrurilor la suprafaþã se produce ridicarea graduluide calcizare ºi, implicit scãderea fertilitãþii acestora.

Salinizarea secundarã a solurilor este rezultatul climatului cu nuanþesemiaride din partea de sud-est a þãrii (precipitaþiile sunt depãºite deevapotranspiraþie, 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 suprafaþãsãruri care precipitã sub formã de eflorescenþe.

Salinizarea secundarã se manifestã în sezonul cald, în perioadelesecetoase, pe terenurile supraumectate din lunci ºi terase joase, dinmicrodepresiuni de tasare, din vãile autohtone slab drenate. Intensificareamineralizãrii, urmatã de salinizarea secundarã, conduce la formarea solurilor salinizate ºi a sãrãturilor (soloneþuri ºi solonceacuri).

Desalinizarea ºi degradarea alcalinã a solurilor are loc atunci cândnivelul apei freatice coboarã ºi umezirea capilar freaticã a orizontului



126

+superior poate sã înceteze ºi odatã cu aceasta ºi acumularea de sãruri solubile.Conþinutul în sãruri scade, are loc un proces de desalinizare, reacþia soluluidevine puternic alcalinã. Argila ºi humusul, componente saturate în ioni desodiu sunt antrenate de apele de infiltraþie în orizontul inferior. Pe mãsura

acumulãrii argilei, acest orizont devine mai compact. Este un orizontargiloiluvial natric ºi este specific soloneþurilor.

Podzolirea intensã este un proces care contribuie la deprecierea calitãþiisolurilor zonale. Pe terenurile mai puþin înclinate din munþi ºi dealuri, dincauza circulaþiei descendente a soluþiei solurilor are loc eluvierea coloizilor ºi a bazelor care înregistreazã o mãrire a conþinutului de silice, ºi deci, aaciditãþii. Iluvierea (acumularea) argilei în orizontul B care devineimpermeabil, face ca podzolirea sã fie secondatã de pseudogleizare. Mediulacid în care evolueazã solurile din etajul montan este întreþinut de proceselede descompunere a litierei pãdurii. Podzolirea puternicã caracterizeazã întreaga

clasã a solurilor argiloiluviale. Alte influenþe negative asu pra solificãrii ºi solului

Pe cale naturalã sau antropicã, solificarea ºi pãtura de sol pot fi supuseºi altor influenþe negative, acestea conducând la întârzierea sau întrerupereapedogenezei, la deformarea proceselor pedogenetice specifice mediuluigeografic respectiv, la înlãturarea sau amestecarea orizonturilor caracteristicediferitelor tipuri de sol, în final la formarea de soluri cu fertilitate redusã, laapariþia de solur i degradate. În acest mod rezultã solurile neevoluate, trunchiatesau desfundate, solurile organice ºi solurile poluate. Degradãri de soluri producprocesele 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 deterenuri, modelãri) ºi prin poluare, fie indirect, prin intensificarea proceselor denudaþionale (eroziunea acceleratã), încât eroziunea depãºeºte ca ritmprocesele de formare ºi regenerare a solului. O formã gravã de degradare asolurilor este poluarea, care atrage diminuarea sau anularea însuºirilor utilitareale acestora. Poluarea solurilor poate sã aibã loc în moduri diferite: prinaplicarea inadecvatã a îngrãºãmintelor chimice ºi a pesticidelor, prin deversãride 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 saurestricþie care nu trebuie confundatã cu degradarea solurilor. Limitarea(restricþia) este o însuºire nativã a solului care restrânge utilizarea acestuiaîntr-un anumit scop sau pentru o anumitã culturã. În cazul terenurilor curestricþii trebuie sã se adapteze destinaþia ºi folosinþa terenului, precum ºicultura dacã este cazul, þinându-se cont de aceºti factori limitativi. Factoriirestrictivi pot fi absoluþi (necorectabili) temperatura joasã, panta mare,caracterul intens bolovãnos al solului sau restrictivi corectabili (care pot fi



127

&amelioraþi prin diverse tratamente sau lucrãri (aciditatea ºi sãrãturarea solului,excesul de apã). Spre deosebire de limitare degradarea solului este cauzatãde om care foloseºte solul fãrã a þine seama de restricþiile terenului respectivºi 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 (figura4.8) influenþeazã direct capacitatea de susþinere a populaþiei planetei prinrezervele de hranã. Se preconizeazã cã între 1990 ºi 2030, populaþia planeteiva 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 seînregistreazã atât în sectorul cultivãrii plantelor, cât ºi în cel zootehnic. Înacest ultim sector, de exemplu, pierderile anuale în regiunile secetoase se

ridicã la circa 23,2 miliarde dolari, la nivel planetar, pe continente, cele maimari pierder i 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 19501990 reducerea a fostde la 0,23 la 0,13 hectare pe cap de locuitor; î n anul 2030 va ajunge la 0,08

hectare (Lester R. Brown, Hal Kane, 1996).

În România, circa 7 milioane hectare sunt terenuri afectate de procesede degradare (47% din suprafaþa agricolã). Din aceastã suprafaþã, circa 3,1milioane hectare prezintã un risc de la mediu la foarte puternic. La acestease 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 î n urma exploatãrii unui ºist (folosit la confecþionareatãbliþelor de scris) începutã î n 1868, ºi realizatã la o adâncime tot mai mare î nmunte (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,

roca a î nceput sã crape încet, continuu, apãrând crãpãturi la suprafaþa. Treptat î ncâteva zile au î nceput sã se desprindã ºi sã cadã stânci mai mici, prima cãdere mai

mare fiind o surpare de munte. În scurt timp blocuri mari de stâncã prãvãlite auumplut 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 sur pareaprincipalã, care s-a apreciat ca având un volum de 10 mil. mc. Aceastã masãdesprinsã din munte iniþial s-a îngrãmãdit la poalele acestuia ºi ulterior a fost

deviatã lateral, pe vale, revãrsându-se jos, acoperind solul, distrugând casele ºiprovocând moartea a 115 persoane, care au fost î ngropate î n stratul gros de 5-50

m. Masa de stânci, bolovani ºi roci care aluneca avea o vitezã de 180 km/h ºi s-aoprit dupã o distanþã de 1500 m. Ca urmare a undei de presiune creatã oamenii aufost ridicaþi de vârtej î n aer ºi trântiþi la o mare depãrtare, unii reuºind sa scape î nacest fel.

Exemplede riscuri

geomorfologice



128

+

H A R T A

R I S C U L U

I L A

E R O Z I U N E

H I D R I C

Ã

L e g e n d ã F

ã r ã r i s c l a

e r o z i u n e h i d r o l o g i c ã

C u r i s c m i c

l a


C u r i s c m e d i u l a


C u r i s c m a r e

l a


C u r i s c f o a r t e m a r e l a


F i g . 4 . 8



129

&

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

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





131

&Cãderile de stânci de la Arth-Goldau (Elvetia). Au avut loc î n 1806 ºi

s-au soldat cu pierderea a 457 de vieþi ºi distrugerea localitãþii Arth-Goldau. Cauzaproducerii acestei prãbuºiri o constituie presiunea exercitatã de apele interstiþialedin rocã, î n urma cantitãþilor ridicate de precipitaþii cãzute.

Prãbuºirile sunt frecvente în zonele montane, iar Alpii nu fac excepþie. Unalt exemplu este cel din Alpii Elvetiei, pe valea râului Ticino, î ntre localitãþileGiornico ºi Lavorggo, unde pe o lungime de 5 km s-au înregistrat prãbuºiri datorateretragerii masive a gheþarilor, î n urma cãrora versanþii stâncoºi ºi-au pierdutstabilitatea. 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

î n Alpii Elvetiei a avut drept consecinþã distrugerea oraºului Yvone ºi 300 demorþi. Iar î n iulie 1987, o masã de rocã de circa 40 milioane m3 s-a prãbuºit î nvalea Adda ( î n Alpi), cu o viteza de pânã la 400 km/h, î n numai 2 minute.

4.6. Riscuri glaciare

Mattmark reprezintã un lac din Elveþia, localizat î n Alpi. În 1965, î n timpulconstrucþiei barajului pentru lacul de acumulare Mattmark, aflat î n apropiereagheþarului Allaling mase de gheaþã s-au desprins din acesta ºi au cãzut pestelocuinþele 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, î n 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 masede 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 î nãlþime de aproximativ 1 km, s-a sfãrâmat î n 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 denãmol. Dupã ce a strãbãtut o diferenþã de nivel de 4000 m îºi mãreºte volumul la13 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 prãvãlitla 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 10m) 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 la80 m deasupra albiei râului pe versantul opus, unde a afectat satul Matacoto.Cutremurul care a declanºat aceastã catastrofã s-a soldat î n total cu 48.000 demorþi.





133

&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 datorateunor cutremure au dus la bararea unor râuri ºi formarea lacurilor de acumulare.


o 01. Care sunt factorii care influenþeazã apariþia ºi evoluþia proce-selor torenþiale?

o 2. Ce se înþelege prin eroziunea datoratã picãturii de ploaie ºi careeste 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.



Relaþii financiar monetare internaþionale



135

&BIBLIOGRAFIE

Airinei ªt. (1987) Geotermia cu a plicaþii la terit oriul R omâniei, Edit. ªtiinþificãºi Enciclopedicã, Bucureºti.

Allison R.J. (ed.) (2002) – Applied Geomorphology, John Wiley & Sons Ltd.,

Chichester, England, 480 p.

Armaº I. (2006) – Risc ºi vulnerabilitate. met od e d e evaluare a plicate îngeomorf ol ogie, Ed. Univ. Bucureºti.

Armaº I., Damian R., ªandric I., Osaci Costache G. (2003) – Vulnerabilitateaversanþil or la alunecãri d e teren în sect orul subcar patic al vãii Prahova, Ed.

România de Mâine, 208 p.

Atanasiu Ion (1961) C utremure d e pãmânt d in R omânia, Edit. Academiei,Bucureºti.

Badea L., Bãcãoanu V., Posea Gr. (coord.) (1983) – Relieful, î n Geografia

României, I, Geografia fizicã , Ed. Academiei, Bucureºti.

Bãlteanu D. (1992) – Natural hazard î n Romania, Revue roumaine de geographie,

36, 47–57.

Bãlteanu D. (2004) – Hazar dele 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 geomorf ologic(Exemplificãri din Subcar paþii ºi Podiºul Getic), St.cerc. geol., geofiz., geogr.,

Geografie, XXXI, 9–13.Bãlteanu D., Trandafir P., editori (2004) – Hazar d e naturale ºi tehnol ogice în

R omânia, 1 , Tornada de la Facaeni, 12.08.2002, Telegrafia, Bucureºti,56 p.

Baulig H. (1940) – Le profile d ’é quilibre des versants, î n Essais de Gé omorphologie,

1950, Paris.

Baulig H. (1959)– Morphométrie, Ann.Geogr .,LXVIII, 369, sept.–oct.

Bãcãoanu V., Donisã I., Hârjoabã I. (1974) – Dic þionar geomorf ol ogic, Ed.ªtiinþificã, Bucureºti.



136

+Bãlan ªt., Cristescu V., Cornea I. (coord.) (1982) C utremurul d e Pãmânt d in

R omânia d e la 4 martie 1977 în C ar paþii ºi Subcar paþii Buzãului, St. Cerc.

Geol., Geofiz., Geogr., Geografie, t.XXVI.

Bãncilã I. (coord.) (19801981), Geol ogie 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 catastr o fe, 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 geomorf ologilor din R omania, 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) – C asa plinã. Reevaluarea ca pacitãþiiPãmântului d e a-ºi susþine populaþia, Editura Tehnicã, Bucureºti.

Brunet R., Ferras R., Thery H. (1998) – Les mots de la gé ographie. Dictionnaire

critique, Reclus, Paris, 520 p.

Brunet R. (1970) – Les phenomenes de discontinuite en gé ographie, Mem.doc., 7,1967, Paris.

Cairano A.M. (2003) – Rischio id raulico ed id r ogeol ogico , Ed. EPC Libri, R oma.

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 4 th–9th, Proceedings,

Camerino, Italy, 178 p.

Cãescu L. (2001) – Cartea cutremurelor.Vrancea, Aur ora, 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 cer cetãrii hazar delor naturale, Comunicãrid e geografie, vol. VI, Ed.Universitãþii din Bucureºti, 183188.

Cioacã (2002) Munþii Perºani. Stud iu geomorf ol ogic , Ed. Fundaþia R omânia deMâine, 148 p.

Cioacã A., Dinu M. (1998) – Necesitatea reabilitarii unor teritorii afectate dealunecãri din judeþul Prahova, Anal Universitatii „Spiru Haret ”, I / 1997, 49–56.



137

&Cioacã A., Bãlteanu D., Dinu M., Constantin M. (1993) Studiul unor cazuri de

risc geomorf ologic în Car paþii de la Cur burã, Stud ii ºi cer cetãri d e 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 î n cercet ãri geografice, Discurs de

recep þie, Ed. Academiei.

Constantinescu Liviu, Enescu Dumitru (1985) – C utremurele d in Vrancea încad rul ºtiinþific ºi tehnol ogic , Ed. Academiei, Bucureºti.

Coque R. (2000), Gé omorphologie, A.Colin, Paris.

Cornea,I., Drãgoescu I., Popescu M., Visarion M. (1979) Harta miºcãril or 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, î n 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 Fã gãraºului. Stud iu geomorf ol ogic , Ed. Foton, 114 p.

Florea N. (2003) – Degrad area, pr otec þia ºi ameliorarea soluril or ºi terenuril or,Bucureºti, 312p.

Florea M.N. (1996) –Stabilitatea iazurilor de decantare, Edit. Tehnicã, Bucureºti.

Florea M.N. (1979) – Alunecãri d e teren ºi taluze, Edit. Tehnicã, Bucureºti.

Florea N., Bãlãceanu V., Rãuþã C., Canarache A. (!987) – Met odol ogia elaborãrii

stud iil or pedol ogice, 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, î n 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, Stud ia Univ. Babeº- Bolyai, Geogra phia, Anul XXXVII, nr. 1–2.



138

+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 d e umid itate d in C âm pia R omânã d e nor d -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 d e-a douaconferinþe regionale de Geografie, 1994, Timiºoara, p. 1824.

Grecu F. (1997a) – Etapele întocmirii hãrþii expunerii la risc a terenurilor dinbazine hidr ografice de deal, Mem. Sec þ. ªt. Acad ., Seria IV, XVII, 1994, 307–323.

Grecu F. (1997b) – Fenomene naturale d e risc , geol ogice 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, Gé omorphologie. Relief,

Processus, Environnement , avril-juin, no 2, 197 – 206.

Grecu F. Palmentola G. (2003) – Geomorf ol ogie d inamicã , 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, î n Riscuri ºi catastr o fe, vol. II, Casa Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca,p. 323332.

Grecu F. (2004) – Hazar d e ºi riscuri naturale, ediþia a II-a, Ed. Universitarã,Bucureºti.

Grecu F., Comãnescu L. (1998) Stud iul reliefului. Înd rumãt or 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 d e geografie, vol. V, Ed. Universitãþii dinBucureºti, 6372.

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.





140

+Mihai B., Sandric I. (2003) Analiza pretabilitãþii reliefului în aria Vârful C ristianul

Mare, Poiana Ruia (Masivul Po stãvarul), Comunicãri de geografie, VII,p. 7380.

Mihãilescu V.(1968) – Geografie teoreticã.Princi pii fund amentale,orientare

generalã în ºtiinþele geografice, Edit. Academiei, Bucureºti.Morariu T., Gârbacea V. (1968) Dèplacements massifs de terrain de type glimee

en R oumanie, Revue roumaine de gé ologie, gé ophysique et gé ographie,

Gé ographie, t. 12.

Moþoc M., Munteanu S., Bãloiu V., Stãnescu P., Mihai Gh. (1975) – Er o ziunea solului ºi met od ele d e combatere, Ed. Ceres, Bucureºti.

Munteanu S.A. (coord.) (1991, 1993) – Amenajarea bazinel or hid r ografice t orenþiale prin lucrãri silvice ºi hid r otehnice, I, II, Edit. Academiei, Bucureºti.

Panizza M. (1995) – Geomorfologia a pplicatã , 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) – Gé omorphologie dynamique, L’é rosion á la surface des continents,

A. Colin, Paris.

Petrea Dan (1998) – Pragurile d e sub stanþã, ener gie ºi inf ormaþie în sistemelegeomorf ol ogice, 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) C auzele ºi efectele inund aþiil or pr od use în lunaiulie 1991 î n Moldova, St.cerc. geol., geofiz., geogr., Seria Geografie, XXXIX.

Posea Gr. (2001) – Vul canismul ºi relieful vul canic.Hazar d e, riscuri, d ezastre.Relieful vul canic d in R omânia, Edit. Fundaþiei România de M âine, Bucureºti.

Posea Gr., Ilie I., Grigore M., Popescu N. (1970) – Geomorf ol ogie generalã ,Ed.

Didacticã ºi Pedagogicã, Bucureºti.

Prigogine I., Stengers Isabelle (1997) – Între eternitate ºi tim p , Edit. Humanitas,Bucureºti.

Rãdoane Maria, Ichim I., Rãdoane N., Surdeanu V. (1999), Ravenele.F orme, pr ocese, evoluþie, Ed. Presa Univ. Clujeanã, Cluj-Napoca.

Rãdulescu Dan (1976) – Vul canii astãzi ºi în trecutul geol ogic, Edit. Tehnicã,Bucureºti.

Richards K. (1985) – Rivers. Form and Process in Alluvial Channel, Methuen,

London and New York.



141

&Rittman A. (1967) – Vul canii ºi actualitatea l or , Edit. Tehnicã, Bucureºti.

Sandu Maria (1994) – Harta de risc geomorfologic a culoarului depresionar Sibiu-

Apold , Lucrãrile Sesiunii ªtiinþifice anuale 1993, Academia R omânã, Inst. deGeografie, Bucureºti.

Sandu Maria, Bãlteanu D. coord. (2005), Hazar d e naturale d in C a praþii ºiSubcar paþii d intre Tr otuº ºi Teleajen, Ed. Ars Docendi, Bucureºti.

Scheidegger A.E. (1970) – Theoretical Geomorphology, Springer-Verlag, Berlin,

Heidelber g, New York (vezi ºi ed. din 1991).

Scheidegger A.E. (1994) – Hazards: singularities in geomorphic system ,

Geomorphology, 10.

Scheidegger A.E. (1994) – Hazards: Singularities î n Geomorphic System,

Geomorphology, vol. 10, Edit. Elsevier, Amsterdam.

Schreiber W. (1980) – Harta riscului intervenþiilor antropice î n peisajul geografic

al Munþil or Har ghita, 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), IzvestiaRusscogo Geograficescogo Obscestva, nr. 2.

Sever M., Diaconu D. (2006) – Consid eraþii privind mãrimea viituril or d in se ptembrie 2005, pe cursul mijl ociu al râului Ial omiþa, Comunicãri deGeografie, 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, î n Riscuri ºi catastr o fe, I, Ed. Casa

Cãrþii de ªtiinþã, Cluj Napoca, 5565.

Sorocovschi V., ed. (2002 ºi 2003) Riscuri ºi catastrofe, I, II, Ed. Casa Cãrþii deªtiinþã, Cluj Napoca.

Sorocovschi V., ed. (2005) Riscuri ºi catastr o fe, IV, 2, Ed. Casa Cãrþii de ªtiinþã,Cluj-Napoca.

Strahler A.S. (1973) – Geografia Fizicã, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti.

ªelãrescu M., Podani, M. (1993) – A pãrarea îm potriva inund aþiil or, Edit. Tehnicã,Bucureºti.

Tazieff H. (1966) – M od elarea naturalã a reliefului ºi er o ziunea acceleratã, Edit.

Academiei, Bucureºti.

Trofimov M.A., Kotleakov V.M., Seliverstov I.P., Zainnllina (2000) Concepþiasocial-economicã a riscului acceptabil, Izvestia Russcogo Gheograficescogo

Obcestva, 3, 2228 (l. rusã).

Tufescu V. (1966) – M od elarea naturalã a reliefului ºi er o ziunea acceleratã ,Ed. Academiei, Bucureºti.

Turcotte D. (1992) – Fractals and Chaos in Geology and Geophysics, Cambridge

Univ.Press.



+Vallario Antonio (1999) – Frane e territorio.La frane nella morfogenesi dei versanti

e nell’uso del territorio, Liguori Editore, Napoli.

Vâlsan G. (1945) – Pr ocese elementare în mod elarea 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 tehnol ogice, Fac. de Geografia Turismului,

Sibiu.

Voiculescu M. (2002) – Fenomene geografice d e risc în Masivul Fã gãraº, 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 d e teren ºi stabilizarea l or , Ed. Tehnicã,Bucureºti.

Zãvoianu I. (1985) – Morphometry of Drainage Basins, Ed. Elsevier, Amsterdam.

Zãvoianu I., Dragomirescu S. (1994) Asupra terminologiei folosite î n 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.

Documents

Hazarde si riscuri08