Ii_

CAPITOLUL II NOŢIUNI DE BAZĂ 2.1. NOŢIUNI DE HIDRAULICĂ Hidraulica este ştiinţa care studiază mişcarea şi echilibrul fluidelor, în scopul realizării unor probleme inginereşti.

Ea studiază legile echilibrului şi mişcării fluidelor şi interacţiunea mecanică dintre acestea şi corpurile solide cu care vine în contact.

Obiectul de studiu al hidraulicii îl constituie corpul continuu denumit generic fluid (lichidele şi gazele).

Lichidele se caracterizează prin volum determinat şi formă nedeterminată iar gazele prin volum şi formă nedeterminată.

Cunoştinţele de hidraulică, fiind legate de un element esenţial vieţii (apa), sunt din timpuri îndepărtate. Mărturii ale vechimii cunoştinţelor de hidraulică dobândite prin observarea şi înţelegerea fenomenelor naturale sunt lucrările de irigaţii executate de popoarele antice din Asia, Egipt, China şi altele, lucrările de alimentări cu apă ale romanilor şi grecilor precum şi mijloacele de transport pe apă.

Primele scrieri de hidraulică au fost cele ale lui Arhimede (287 – 212 i.Hr.) asupra plutirii corpurilor şi hidrostaticii.

Principalele probleme inginereşti la rezolvarea cărora contribuie şi hidraulica sunt: - stabilirea încărcărilor din apă, pe diferite construcţii; - măsurarea debitelor fluidelor; - transportul fluidelor în conducte sau canale şi protecţia instalaţiilor respective; - transportul unor materiale în suspensie; - protejarea contra inundaţiilor şi a excesului de umiditate; - folosirea şi disiparea energiei apei; - transportul pe apă; - captarea apei pentru folosirea ei în industrie sau alimentaţie; - protecţia calităţii apelor şi epurarea apelor uzate.

10

Noţiunile de hidraulică sunt absolut necesare cunoaşterii lucrărilor de îmbunătăţiri funciare. Dimensionarea canalelor, drenurilor, conductelor, digurilor, barajelor şi a altor lucrări hidrotehnice constituie aplicaţii ale hidraulicii. În studiile sale hidraulica admite să lichidele sunt omogene şi izotrope (au aceleaşi proprietăţi în toate punctele lor), mobile şi incompresibile. Aceste proprietăţile au însă numai lichidele perfecte, ideale, nu şi lichidele naturale, reale. De aceea elementele hidraulice obţinute pe baza formulelor teoretice şi care corespund lichidelor perfecte, trebuie corectate cu o serie de coeficienţi pentru a le face concordante cu realitatea.

Hidraulica are două părţi: hidrostatica şi hidrodinamica.

Hidrostatica este partea hidraulicii care studiază legile de echilibru ale fluidelor şi determină acţiunea fluidelor în repaus asupra corpurilor solide (baraje, stăvilare, pereţii rezervoarelor, bazinelor etc.).

Hidrostatica se ocupă de presiunile din interiorul fluidelor care se datorează acţiunii reciproce dintre particulele fluidului, manifestate sub forma unor forţe de presiune.

Forţele interioare care acţionează asupra unui lichid pe unitatea de suprafaţă se numesc presiuni hidrostatice.

Forţele interioare care acţionează asupra unui lichid pe unitatea de suprafaţă se numesc presiuni hidrostatice.

Presiunea medie hidrostatică (Pm) reprezintă raportul dintre modulul forţei (∆F) şi suprafaţa (∆S) pe care se exercită această forţă: Pm =

→ ∆F ∆S

Presiunea hidrostatică într-un punct (P) este limita către care tinde acest raport când suprafaţa tinde către „0”. → p = lim

∆S →0

∆F ∆S

Presiunea se măsoară conform SI în unităţi pascal (Pa). O unitate pascal este raportul dintre newton (N) şi metrul pătrat.

Unităţi de presiune tolerate sunt: atmosfera, barul etc.

11

kgf daN MPa = = bar = 10 5 Pa = = 10mCA 2 2 10 cm cm at – atmosferă tehnică; daN – decanewton (10 N); at =

MPa – megapascal (106Pa); CA – coloană de apă

Fig.2.1 – Schemă pentru ilustrarea legii fundamentale a hidrostaticii

Presiunea hidrostatică este normală la suprafaţa pe care acţionează şi reprezintă un efect de compresiune, nu depinde de orientarea suprafeţei pe care acţionează, având aceeaşi valoare după toate direcţiile.

Forţa totală, rezultată din însumarea tuturor presiunilor hidrostatice ce acţionează pe o anumită suprafaţă se numeşte forţă hidrostatică.

Ecuaţiile fundamentale ale hidrostaticii sunt: - ecuaţia presiunii hidrostatice; - ecuaţia forţei hidrostatice.

Ecuaţia presiunii hidrostatice (P): p A rel = ρ ⋅ g ⋅ hA , - relative, este: - absolute, este: p A abs = p0 + ρ ⋅ g ⋅ hA în care: ρ este densitatea specifică a fluidului [Kg/m3]; g – acceleraţia gravitaţională [m/s2]; hA – adâncimea la care se găseşte punctul A [m]; 12

p0 = prel

p0 – presiunea la nivelul suprafeţei libere a apei [N/m2] deseori

p at = 1at = 1Kgf / cm 2 = 10,133 ⋅10 4 N / m 2 = 10mCA

Ecuaţia forţei hidrostatice O forţă hidrostatică este rezultanta presiunilor exercitate de un lichid în repaus pe un perete solid. Peretele poate fi plan sau curb.

Expresia de calcul a forţei hidrostatice ce acţionează pe suprafaţa S este: F ( S ) = ( p0 + ρ ⋅ g ⋅ Z G ) ⋅ S unde: ZG este coordonata centrului de greutate a suprafeţei asupra căruia acţionează fluidul. În cazul fluidelor cu nivel liber (p0 = pat) forţa hidrostatică F ( S ) = ρ ⋅ g ⋅ ZG ⋅ S devine: Hidrodinamica este partea hidraulicii care se ocupă cu studiul mişcării fluidelor în vederea stabilirii relaţiilor de calcul hidraulic necesare proiectării sistemelor hidraulice în diferite condiţii de mişcare. În studiul mişcării fluidelor, noţiunile cele mai importante sunt: traiectoria particulei, linia de curent, tub de curent, fir de curent, curent, iar în calculul aplicaţiilor practice secţiune udată (suprafaţă vie), perimetrul udat, rază hidraulică şi debit.

Traiectoria particulei este drumul real parcurs de o particulă fluidă.

Linia de curent este curba la care vitezele de la un moment dat sunt tangente în fiecare punct.

Tubul de curent reprezintă o suprafaţă tubulară generată din linii de curent care se sprijină pe o curbă închisă (fig.2.2).

a. b.

13

Fig.2.2 linie de curent tub de curent

Fir de curent este linia fluidă din interiorul unui tub elementar de curent.

Prin curent se înţelege masa de fluid în mişcare delimitată de un tub de curent.

Secţiunea vie (udată) ω reprezintă suprafaţa normală pe toate liniile de curent care o străbat.

Perimetrul udat P reprezintă lungimea conturului secţiunii vii în lungul căruia lichidul se află în contact cu pereţii solizi.

Raza hidraulică se defineşte ca fiind raportul dintre suprafaţa vie (secţiunea udată) şi perimetrul udat: R=

ϖ p

Debitul (Q) – reprezintă cantitatea de fluid ce trece în unitatea de timp prin secţiunea udată a unui curent.

Cele mai importante ecuaţii ale hidrodinamicii sunt: - ecuaţia de continuitate; - ecuaţia energiilor (Bernoulli).

Ecuaţia de continuitate exprimă invariabilitatea debitului (Q) în lungul unui tub de curent fluid.

Q = V1 ⋅ϖ1 = V2 ⋅ϖ 2 = ... = const.

Ecuaţia energiilor arată constanţa energiilor unui curent de fluid. Pentru regimul permanent, aceasta are următoarea formă generală: α1v12 p α v2 p + 1 + Z1 = 2 2 + 2 + Z 2 + ∆H r 1−2 = const.

2g ρg 2g ρg Ecuaţia lui Bernoulli pentru sistemele de transport cu nivel liber este prezentată în fig.2.3.

Fig.2.3

14

α1v12 α2 v22 ;

2g

2g

sunt energiile cinetice ale curentului cu secţiunile

locale ortogonale 1-1, respectiv 2-2; p1 p 2 ; - energiile potenţiale de presiune în aceleaşi secţiuni; ρg ρg

Z1, Z2 – energiile potenţiale de poziţie; Hr 1-2 - pierderea de energie hidraulică, adică energia mecanică disipată de fluid pentru învingerea rezistenţelor pe parcursul h 1-2 între cele două secţiuni; α1 şi α2 sunt coeficienţi de neuniformitate a distribuţiei de viteze în secţiunile 1-1 şi 2-2, denumiţi şi coeficienţii Coriolis.

OBS. 1. Pentru α 1 = α2 = ,1,0 ecuaţia energiilor este cunoscută în literatura de specialitate sub denumirea de ecuaţia Bernoulli.

2. Când p1 = p2 = pat specific curgerilor cu nivel liber, albii sau canale, ecuaţia devine: v1 v + h1 + z1 = 2 + h2 + z 2 + ∆H r 1−2 2g 2g

i - panta longitudinală a canalului; ip – panta piezometrică; ie – panta energetică c −c h −h H − H2 i= 1 2 ip = 1 2 ie = 1 L1− 2 L1− 2 L1− 2 Pentru regimul permanent şi uniform ele sunt egale i = ip = ie.

Ecuaţia lui Bernoulli aplicată la circulaţia apei prin conducte sub presiune (fig.2.4) este: α1v12 p α v2 p + 1 + Z1 = 2 2 + 2 + Z 2 + hr 1−2 = const .

2g ρg 2g ρg unde:

α1v12 α2 v22 2g

;

2g

sunt energiile cinetice ale curentului cu secţiunile

locale ortogonale 1-1, respectiv 2-2; p1 p 2 ; - energiile potenţiale de presiune în aceleaşi secţiuni; ρg ρg 15

Z1, Z2 – energiile potenţiale de poziţie; hr 1-2 - pierderea de energie hidraulică, adică energia mecanică disipată de fluid pentru învingerea rezistenţelor pe parcursul lungimii l1-2 între cele două secţiuni; hr = hf + hrl; hf – pierderi liniare de sarcină h f = λ hrl – pierderi locale de sarcină hrl = ξ

L v2 ⋅ ; D 2g

v2 ; 2g

L – lungimea tronsonului; v– viteza apei; D – diametrul conductei; λ – coeficientul de rezistenţă care depinde de rugozitatea conductei şi regimul de curgere; ξ – coeficientul de pierdere de sarcină locală.

Fig.2.4 - Reprezentarea ecuaţiei lui Bernoulli în cazul mişcării lichidelor în conducte sub presiune

Hidraulica mişcării fluidelor prin medii poroase se ocupă cu studiul mişcării şi a stabilirii legilor mişcării apelor subterane.

16

Hidraulica subterană stabileşte metodele de calcul hidraulic ale sistemelor captării acestor ape şi al celor de reglare a umidităţii din sol (fântâni, drenuri, calculul infiltraţiei apei prin baraje, diguri, canale).

Modelul fizic al hidraulicii subterane este cel al mişcării printrun mediu poros, iar cel analitic este dat de legea lui Darcy (fig.2.5).

Legea lui Darcy se exprimă prin ecuaţia debitului: Q = K ⋅i ⋅ S

unde: K este conductivitatea hidraulică, coeficientul permeabilitate (tabelul 2.1), în m/zi sau m/s; i– panta hidraulică sau gradientul presiunii: ∆h i = 1−2 L1−2 S – aria suprafeţei secţiunii transversale, în m2.

de

Fig.2.5 – Modelul fizic al hidraulicii subterane

Tabelul 2.1 Valorile coeficientului de permeabilitate K (Orlescu M.) 17

Pământul Pietriş cu granulaţia (4 ÷ 7) mm Pietriş cu granulaţia 2 mm Nisip Nisip argilos Nisip argilo-lutos Argilă Argilă compactă

K (m/s) 3,5 ×10-2 3,0 ×10-2 (1,0 ÷ 0,01) ×10-2 (0,01 ÷ 0,005) ×10-2 5 ×10-5 ÷10-6 10-6 ÷10 10-9 ÷ 10-12

2.2. NOŢIUNI DE HIDROLOGIE. CIRCUITUL APEI ÎN NATURĂ

Hidrologia este ştiinţa care se ocupă de studierea resurselor de apă din natură în vederea folosirii lor în economie. Mai precis, se ocupă de proprietăţile apelor de suprafaţă, de dinamica apelor şi de prognoza evoluţiei elementelor hidrologice.

Una dintre noţiunile de hidrologie care interesează lucrările de îmbunătăţiri funciare este circuitul apei în natură.

Circuitul apei este un proces complex prin care apele din natură trec succesiv prin stadiile de evaporaţie, de nori, de precipitaţii, de infiltraţie şi de scurgere. Acest proces care se repetă la nesfârşit, are loc sub influenţa energiei solare, a curenţilor de aer şi a gravitaţiei.

Schematic, circuitul apei în natură se prezintă ca în fig. 2.6.

Fig.2.6 – Circuitul apei în natură

În principiu există două circuite: unul la suprafaţa uscatului şi altul la suprafaţa lacurilor, mărilor şi oceanelor.

18

În ambele cazuri apa evaporată ajunge în atmosferă sub formă de nori, se condensează şi revine de unde a plecat prin precipitaţii.

O parte din precipitaţii este reţinută de plante, o parte se infiltrează în sol, o parte se evaporă şi o altă parte se scurge ajungând înapoi în mări şi oceane.

Nu se poate face o delimitare strictă între cele două circuite, pentru că datorită curenţilor de aer, vaporii de apă trec dinspre uscat spre mări şi oceane şi invers.

Circuitul apei în natură nu are o desfăşurare uniformă, ci prezintă diferenţieri mari în distribuţia elementelor sale în timp şi spaţiu, din care cauză determină apariţia pe glob a mai multor climate: foarte umede, umede şi aride.

Lucrările de îmbunătăţiri funciare, împreună cu celelalte lucrări care se fac în agricultură pot influenţa, într-o mare măsură, distribuţia elementelor circuitului hidrologic. Ele pot interveni în reducerea evaporaţiei, diminuarea scurgerilor de apă şi sporirea infiltraţiei apei în sol.

Elementele circuitului apei în natură sunt următoarele: • precipitaţiile atmosferice; • infiltraţia şi filtraţia; • evaporaţia şi transpiraţia; • scurgerea.

2.2.1. Precipitaţiile atmosferice Prin precipitaţii atmosferice se înţeleg toate procesele de condensare şi cristalizare a vaporilor de apă din atmosferă care ajung la suprafaţa pământului sub formă lichidă (ploaie, burniţă), solidă (ninsoare) sau ambele în acelaşi timp (lapoviţă). În hidrologie interesează cunoaşterea precipitaţiilor sub formă de ploaie şi zăpadă, deoarece numai acestea constituie surse primare ale scurgerilor.

Precipitaţiile se analizează din punct de vedere al cantităţii, duratei, intensităţii şi distribuţiei în timp.

Cantitatea precipitaţiilor se defineşte prin grosimea stratului de apă ce s-ar forma după căderea lor pe o suprafaţă plană, 19

considerată impermeabilă. Se exprimă în mm coloană de apă sau litri pe metru pătrat, precum şi în metri cubi pe hectar.

1 mm c.a. = 1 l/m2 = 10 m3/ha Pentru măsurarea cantităţii de precipitaţii se utilizează pluviometre sau pluviografe (aparate înregistratoare), rigla de zăpadă.

Cantitatea totală anuală diferă de la an la an, de aceea în calculele hidrologice se foloseşte media multianuală rezultată din înregistrările pe o perioadă cât mai îndelungată şi cât mai recentă.

Precipitaţiile medii multianuale pentru ţara noastră sunt de 630 mm. În dimensionarea lucrărilor de gospodărirea apelor o importanţă deosebită o are şi cunoaşterea cantităţilor minime de precipitaţii căzute într-o anumită perioadă şi anume: 24 ore, 2-3 zile consecutiv, o decadă, o lună etc. Repartiţia precipitaţiilor în ţara noastră este foarte variabilă atât în timp cât şi în spaţiu. Cantitatea cea mai mare cade la sfârşitul primăverii, începutul verii şi iarna, iar cantitatea cea mai mică vara până spre octombrie-noiembrie.

Relieful are un rol hotărâtor în repartiţia precipitaţiilor, care cresc în funcţie de altitudine cu aproximativ 22 mm la 100 m.

Intensitatea precipitaţiilor reprezintă raportul dintre cantitatea de apă căzută (hp) şi durata de cădere a ploii (tp). i=

hp tp

Se măsoară, de obicei, în mm/min. sau în l/s.ha l mm/min. = 166,7 l/s.ha Din punct de vedere al intensităţii, ploile se împart în:  ploi torenţiale;  ploi de durată.

Torenţialitatea unei ploi se apreciază după mai multe criterii.

Cel mai folosit este criteriul Helmann, care ia în considerare atât intensitatea ploii, cât şi durata de cădere.

Astfel: Se consideră torenţială o ploaie cu durata (tp): - tp = 1-5′ dacă i > 1 mm/min; - tp = 5-15' dacă i > 0,8 mm/min; - tp = 16-30' dacă i > 0,6 mm/min; - tp = 31-45' dacă i > 0,5 mm/min; - tp = 46-60' dacă i > 0,4 mm/min; 20

- tp = 61-120' dacă i > 0,3 mm/min; - tp = 121-180' dacă i > 0,2 mm/min; - tp > 180' dacă i > 0,1 mm/min; Pentru calcule aproximative se consideră ploaie torenţială dacă i > 0,5 mm/min, şi ploaie de durată dacă i < 0,5 mm/min.

Ploile torenţiale, în funcţie de poziţia intensităţii maxime, sunt:  cu intensitate uniformă pe toată durata ploii;  cu intensitate mare la începutul, la mijlocul şi la sfârşitul perioadei de cădere.

Pentru ploile torenţiale, intensitatea şi durata de cădere, precum şi suprafaţa de cuprindere, sunt într-un raport invers proporţional, la intensitate mare corespunde o durată de cădere redusă şi o suprafaţă mică.

Intervalul de timp cu intensitatea maximă se numeşte nucleul ploii torenţiale.

Fig.2.7– Poziţiile nucleului ploilor torenţiale

Tipul ploii torenţiale are o mare importanţă pentru că ne arată modul cum se realizează scurgerea apei pe teren: - ploile cu nucleul la început nu produc scurgeri mari deoarece intensitatea ploii coincide cu dinamica infiltraţiei apei în sol (mai mare la începutul ploii când solul este uscat); 21

- ploile cu nucleul la sfârşitul duratei dau naştere la scurgeri foarte mari, pentru că infiltraţia este redusă în acel moment (solul fiind aproape saturat cu apă).

2.2.2. Infiltraţia şi filtraţia Aceste elemente ale circuitului apei în natură sunt considerate moderatori ai scurgerilor, deoarece la valori mari ale infiltraţiei şi filtraţiei, scurgerea apei este redusă şi invers.

Infiltraţia, ca şi filtraţia se află în strânsă legătură cu permeabilitatea pentru apă a solului, acea proprietate care permite circulaţia mai lentă sau mai rapidă a apei în profilul solului.

De permeabilitate este legată mişcarea apei în sol, iar mişcarea apei, la rândul ei, depinde de însuşirile solului (mai ales de textură) şi de gradul de umezire a solului. În solul nesaturat cu apă se întâlneşte fenomenul de infiltraţie, iar în solul saturat, fenomenul de filtraţie.

La începutul ploii, solul fiind de obicei uscat, se comportă ca un burete, adică absoarbe apa. Când solul ajunge la saturaţie, când toţi porii sunt plini cu apă, se comportă ca un filtru.

Indicele hidrofizic al fenomenului de infiltraţie este viteza de infiltraţie. Se notează cu VI şi se exprimă, de obicei, în mm/h.

Viteza de infiltraţie este o mărime variabilă. La începutul pătrunderii apei în sol, viteza de infiltraţie este foarte mare, apoi scade treptat, pe măsură ce solul se umezeşte, ajungând după 4-6 ore la o mărime mai mult sau mai puţin constantă (fig.2.8). De aceea, se poate vorbi de o viteză de infiltraţie iniţială, o viteză la un moment dat (după o oră, după două, trei ore etc.) şi viteza de infiltraţie finală sau stabilizată.

22

Fig.2.8 – Variaţia vitezei de infiltraţie

Viteza de infiltraţie depinde de:  proprietăţile solului: textură, porozitate, umiditatea iniţială a solului;  gradul de acoperire a solului: cu vegetaţie, fără vegetaţie;  starea suprafeţei solului: crustă, tasare, afânare;  calitatea apei: chimism, turbiditate, temperatură etc.

Viteza de infiltraţie depinde şi de felul cum se introduce apa în sol, de aceea şi metodele de determinare sunt diferite:  în regim static;  în regim dinamic;  în regim de aspersiune (picurare). În solul saturat cu apă se întâlneşte fenomenul de filtraţie.

Indicele hidrografic este viteza de filtraţie, notată cu VF sau K şi se măsoară în mm/h sau, mai frecvent, în unităţi 10-6cm/s.

2.2.3. Evaporaţia şi transpiraţia Evaporaţia reprezintă cantitatea totală de apă care se răspândeşte în atmosferă sub formă de vapori, prin acţiunea radiaţiilor solare, a influenţei umidităţii atmosferice şi a curenţilor de aer.

Transpiraţia este cantitatea de apă efectiv consumată de plante.

23

Atât evaporaţia cât şi transpiraţia se măsoară în mm c.a sau în m3/ha. Cunoaşterea evaporaţiei de la suprafaţa apei permite determinarea pierderilor de apă din lacuri, canale etc. Este dată de cerinţa de evaporaţie a atmosferei (numită şi evaporaţie potenţială) şi se poate măsura experimental folosind evaporimetre de diferite tipuri. În reţeaua de avertizare a udărilor din sistemele de irigaţie din ţara noastră se folosesc evaporimetre Bac clasa A. Evaporaţia apei de la suprafaţa solului depinde de factori climatici şi pedologici.

Factorii climatici includ deficitul de saturaţie în vapori de apă, temperatura, radiaţia şi vântul.

Factorii pedologici sunt caracteristicile solului care determină circulaţia apei în sol, conductivitatea hidraulică, textura, porozitatea.

Se deosebesc două situaţii şi anume: evaporaţia în absenţa şi în prezenţa apei freatice.

Evaporaţia în absenţa apei freatice este procesul de uscare a solului. Viteza de uscare a solului variază în timp, ea scade rapid deoarece curând după începerea fenomenului se formează la suprafaţa solului un strat uscat prin care apa nu mai circulă decât extrem de încet şi care protejează solul împotriva evaporaţiei. Canarache arată că solul se poate usca prin evaporaţie pe o grosime de 30-50 cm.

Deşi redusă cantitativ, evaporaţia poate avea efecte importante pentru producţia agricolă, afectând stratul superficial de sol. Uscarea acestuia poate întârzia sau chiar reduce total germinaţia şi răsăritul sau se pot pierde plante abia răsărite.

Evaporaţia, în prezenţa apei freatice, creşte pe măsură ce creşte sucţiunea în stratul superior al solului şi pe măsură ce adâncimea apei freatice este mai mică.

Apa pierdută prin evaporaţie este înlocuită de apa stratului freatic.

Pe solurile fără vegetaţie evaporaţia este mai mare decât pe solurile acoperite de vegetaţie.

Transpiraţia depinde de diferenţa de presiune a vaporilor din stomate şi a celor din atmosferă. Este influenţată de stadiul de dezvoltare al plantelor, temperatură, radiaţie solară, vânt şi umiditatea solului. Dintre elementele componente ale circuitului apei, transpiraţia 24

este cel mai complex, deoarece pe lângă sol şi atmosferă este inclusă şi planta, deci pe lângă procese hidrofizice şi meteorologice sunt şi procese fizico-vegetale.

Pe un teren cultivat este greu să se măsoare distinct evaporaţia şi transpiraţia, de aceea cele două elemente se determină împreună.

Această sumă de cantităţi de apă pierdute de sol se numeşte convenţional evapotranspiraţie sau consum total de apă.

Prin evapotranspiraţie se înţelege suma pierderilor de apă rezultate prin transpiraţia plantelor şi evaporaţia din sol.

Evapotranspiraţia este influenţată în principal de climă, dar un rol important îl ocupă planta (prin particularităţile anatomo-fiziologice ale speciei, stadiu de dezvoltare etc.), solul (prin umiditatea sa şi accesibilitatea apei pentru plante, agrotehnica aplicată, metoda de udare, atacul de dăunători etc.). În funcţie de modul cum acţionează factorii de influenţă, evapotranspiraţia este de diferite forme: Evapotranspiraţia reală (ETR) reprezintă cantitatea de apă pierdută prin transpiraţie şi evaporaţie de o cultură de pe o anumită suprafaţă.

Evapotranspiraţia reală maximă (ETRM) este evapotranspiraţia reală a unei culturi bine aprovizionate cu apă.

Evapotranspiraţia reală optimă (ETRO) reprezintă evapotranspiraţia care asigură cea mai bună eficienţă a apei, obţinându-se producţii maxime, cu un consum minim de apă.

Evapotranspiraţia potenţială (ETP) sau consumul total de apă (prin transpiraţie şi evaporaţie) al unui covor vegetal (ierburi perene) bine încheiat în faza creşterii active, bine aprovizionat cu apă.

Evapotranspiraţia climatică (ETPc) reprezintă evapotranspiraţia calculată pornind de la formule matematice.

Prin evaluarea evapotranspiraţiei se folosesc metode directe (metoda lizimetrelor, metoda parcelei cu regim optim de irigare) şi metode indirecte (metode care utilizează formule de calcul şi metode care folosesc evaporimetre).

Cu ajutorul lizimetrelor se măsoară cantitatea de apă administrată şi cea colectată, prin aducerea umidităţii solului la 25

capacitatea de câmp, pierderile de apă reprezintă evapotranspiraţia produsă în perioada considerată.

Metoda parcelei cu regim optim de irigare se bazează pe ecuaţia regimului bilanţului apei, urmărindu-se ca apa distribuită prin udări să nu depăşească capacitatea de reţinere a solului, pe adâncimea de dezvoltare a masei de rădăcini (strat activ de sol H).

Evaporimetrul care se foloseşte la avertizarea aplicării udărilor în sistemele de irigaţie din ţara noastră este evaporimetrul BAC cl.A. Prin această metodă se măsoară cantitatea de apă evaporată din evaporimetre.

Fig.2.9 – Evaporimetru BAC cl.A

Cele mai cunoscute formule pentru calcularea evapotranspiraţiei sunt cele determinate de Thornthwaite, BlaneyCriddle, Penman, Ture etc. Pentru Câmpia Banatului rezultate remarcabile s-au obţinut şi prin metoda Lowry-Johnson care este uşor de aplicat datorită simplităţii formulei şi a înregistrării factorului climatic luat în calcul. Valorile evapitranspiraţiei determinată prin metodele indirecte corectate cu un coeficient determinat pe cale experimentală pentru fiecare zonă, cultură şi perioadă de timp (lună) sunt transformate în consum de apă pentru cultura respectivă, în perioada dată.

2.2.4. Scurgerea Din cantitatea totală de precipitaţii căzute, partea care nu se infiltrează şi nu se evaporă reprezintă scurgerea. Scurgerea are loc pe terenurile în pantă. Prezintă importanţă în formarea debitelor 26

cursurilor de apă, în alimentarea lacurilor, mărilor şi oceanelor. În acelaşi timp are şi efecte negative prin fenomenele de eroziune pe care le provoacă. Scurgerea se întâlneşte pe versanţi şi în albii. Pe versanţi scurgerea poate fi dispersată, când se produce pe suprafeţe întinse şi concentrată sub formă de şuvoaie de apă. Scurgerea în albii se întâlneşte în cursurile de apă: pâraie, râuri, fluvii.

Scurgerea este influenţată de factori naturali şi de factori antropici.

Factorii naturali • clima: precipitaţiile prin durată, intensitate şi distribuţie; • caracteristicile bazinului hidrografic: forma şi mărimea bazinului, • relieful, solul, vegetaţia.

Factorii antropici • activitatea omului: poate mări sau micşora scurgerea.

Parametrii scurgerii Scurgerea pe versanţi se caracterizează printr-o serie de parametri şi anume:  coeficientul de scurgere;  scurgerea medie specifică;  viteza de scurgere a apei;  timpul de concentrare;  volumul şi debitul scurgerii.

Coeficientul de scurgere (Ks) reprezintă raportul dintre volumul de apă scurs (Ws) în urma unei ploi şi totalul precipitaţiilor căzute (Wp) într-o perioadă dată.

Ks =

Ws <1 Wp

Scurgerea medie specifică (modulul scurgerii) reprezintă volumul de apă scurs de pe suprafaţa de 1 Km2 în unitatea de timp. Se măsoară în l/s.Km2. Are o variaţie în limite foarte largi, de la 0,5-2 la şes, până la 50 pentru munţii înalţi.

Viteza de scurgere a apei pe versanţi (V) se poate determina cu mai multe formule. Cea mai întâlnită este următoarea: V = m2 ⋅ c ⋅ Ks ⋅ i ⋅ L

27

în care: m este un coeficient egal cu 1 în cazul scurgerii laminare şi cu 2 în cazul scurgerii turbulente; c=α I ; α - coeficient de rugozitate (7 - 30); Ks –coeficient de scurgere; I – panta terenului; i – intensitatea precipitaţiilor (m/s); L – lungimea versantului (m).

Timpul de concentrare (Tc) este timpul necesar apei de scurgere pentru a ajunge de la locul de formare, până la un punct considerat, sau timpul parcurs de o picătură de ploaie de la cel mai îndepărtat punct al bazinului, până la punctul considerat. Depinde de lungimea de scurgere (L) şi de viteza apei scurse (v): Tc =

L 60 ⋅ v

[ min ]

în care: L – distanţa de la locul de formare a scurgerii până la punctul considerat (m); v – viteza apei, (m/s).

Timpul de concentrare se foloseşte la dimensionarea lucrărilor de combatere a eroziunii solului. Poate fi mai mare sau mai mic decât durata ploilor.

Volumul scurgerii (Ws) şi debitul de scurgere (Q) se pot determina cu formulele: Ws = 10 ⋅ S ⋅ K s ⋅ H

Q =0,167 ⋅ S ⋅ K s ⋅i ⋅

tp Tc

în care:S este suprafaţa de colectare a apei, în ha; H – ploaia de calcul, în mm; Ks – coeficient de scurgere; i – intensitatea ploii, în mm/min.; tp – durata ploii; Tc – timpul de concentrare; 0,167 – coeficientul care rezultă din transformarea suprafeţei din ha în m2 şi intensitatea ploii din mm/min. în m/s.

28

2.3 NOŢIUNI DE HIDROGRAFIE Hidrografia este o ramură a hidrologiei care se ocupă cu descrierea şi caracterizarea apelor de suprafaţă de pe un anumit teritoriu, precum şi cu modul de reprezentare grafică a diverselor elemente ale cursurilor de apă. În cadrul hidrografiei se studiază următoarele noţiuni: bazinul hidrografic şi reţeaua hidrografică, precum şi elementele unui curs de apă.

2.3.1. Bazinul hidrografic al unui curs de apă Sinonime: bazin de recepţie sau bazin de colectare a apei.

Bazinul hidrografic este teritoriul de pe care un curs de apă îşi colectează scurgerea.

Are, obişnuit, forma unei frunze (fig.2.10).

Fig.2.10 – Bazinul hidrografic al unui curs de apă

Parametrii bazinului hidrografic Perimetrul bazinului hidrografic (Pb) Reprezintă linia închisă a cotelor celor mai înalte ale suprafeţei bazinului hidrografic, care separă teritoriul interesat de bazinele hidrografice limitrofe. Se mai numeşte cumpăna apelor sau linia de despărţire a apelor. Trasarea perimetrului se face pe hărţi topografice, având relieful redat prin curbe de nivel. Se măsoară în Km. Suprafaţa bazinului hidrografic (Sb) Reprezintă aria teritoriului delimitată de cumpăna apelor. Se măsoară în Km2 sau în ha.

Suprafeţele bazinelor hidrografice pot fi de la câţiva Km 2, până la zeci, sute de mii şi chiar milioane de km2.

29

Forma bazinului hidrografic Se exprimă prin lăţimea medie a bazinului (Bmed): S Bmed = b L în care:Sb este suprafaţa bazinului; L – lungimea bazinului pe axul median.

Din punct de vedere al formei se întâlnesc: bazine înguste (alungite), ovale sau circulare, triunghiulare, sub formă de pară etc. În legătură cu forma bazinului, se calculează indicele de formă (ϕ) care exprimă abaterea de la forma circulară de aceeaşi suprafaţă. ϕ = 0,282

Pb Sb

Altitudinea medie a bazinului (Hm).

Se determină de pe planuri de situaţie nivelitice.

Hm =

1 2S b

∑s ( H i

i

+ H i +1 )

în care:si – suprafeţele parţiale dintre două curbe de nivel; Hi, Hi+1 – cotele curbelor de nivel care delimitează suprafeţele parţiale.

Panta medie a bazinului hidrografic (Im) Se calculează cu formula: Im =

∆H ⋅ ∑l Sb

în care:ΔH este echidistanţa curbelor de nivel; Σl – lungimea totală a curbelor.

Orientarea bazinelor hidrografice Bazinele hidrografice pot avea orientări N-S, E-V etc.

Orientarea bazinelor influenţează viteza de topire a zăpezilor de pe versanţi. Orientarea N-S determină o topire mai puţin accentuată, versanţii fiind expuşi alternativ razelor solare. În schimb orientarea E-V provoacă topiri bruşte şi ca urmare, scurgeri mari de apă.

2.3.2. Reţeaua hidrografică 30

Totalitatea firelor de apă permanente sau temporare, naturale sau artificiale de pe un anumit teritoriu reprezintă reţeaua hidrografică.

După mărimea lor, reţelele pot fi:  elementare: izvoare, şuvoaie, pâraie;  principale: râuri mici, mijlocii şi mari;  magistrale (fluviale): fluvii.

Reţeaua hidrografică se prezintă sub forma unui trunchi de copac cu multe ramificaţii (fig.2.11).

Fig. 2.11 –Reţeaua hidrografică

Parametrii reţelei hidrografice Lungimea reţelei (L) Reprezintă suma lungimilor tuturor ramificaţiilor. Se măsoară în Km. Desimea reţelei (d) Există mai multe criterii pentru a defini desimea unei reţele hidrografice: - ca raport între numărul total al afluenţilor (nr.afl.) şi suprafaţa bazinului (Sb); - ca raport între lungimea totală a reţelei (L) şi suprafaţa bazinului (Sb). d =

nr.afl.

Sb L d= Sb

[nr.afl. / Km ] 2

[ Km / Km ] 2

Densitatea medie pentru ţara noastră este de 0,48 Km/Km2.

31

2.3.3. Elementele cursurilor de apă Albia unui curs de apă este determinată hidrografic prin trei elemente: traseul în plan, profilele transversale, profilul longitudinal.

Traseul în plan În general, se prezintă sub forma unor sinuozităţi normale şi pronunţate, curbe şi contracurbe legate între ele prin aliniamente de lungimi diferite. Sinuozităţile pronunţate se numesc meandre.

Un traseu cu aspect sinuos normal este redat în fig.2.12. Se observă principalele elemente: talvegul (linia care uneşte cotele cele mai joase ale traseului albiei; arată şi traiectoria curenţilor de apă), malul concav cu procese de erodare şi malul convex cu depuneri de aluviuni.

Fig.2.12 – Traseul unui curs de apă

În legătură cu traseul în plan se determină coeficientul de sinuozitate (Cs) care este raportul dintre lungimea reală a sectorului de râu şi lungimea segmentului de dreaptă dintre capetele sectorului.

Cu cât râul este mai rectiliniu, cu atât coeficientul Cs se apropie de l. În profil transversal Cursurile de apă prezintă o albie minoră în care se scurg apele mici şi mijlocii şi o albie majoră prin care se scurg apele mari (viiturile), la revărsări (fig.2.13).

32

Fig.2.13– Profilul transversal al unui curs de apă

Albia minoră are, în general, o formă parabolică, iar albia majoră are o formă aproape dreptunghiulară. În profil longitudinal Profilul longitudinal al unei albii se prezintă ca o linie frântă, cu pante repezi urmate de pante domoale şi chiar contrapante (rampe).

La profilul longitudinal se disting trei sectoare: I. Sectorul amonte (sau superior) cu pante mari caracterizate prin procese de eroziune datorate vitezelor mari de scurgere a apei; II. Sectorul de tranzit (sau mijlociu) cu pante mai mici decât cele ale sectorului amonte. Prezintă o stare de echilibru între eroziune şi depunere.

III. Sectorul aval (sau inferior) cu pantele cele mai mici, rezultând depuneri şi o tendinţă de ridicare a fundului albiei.

2.4. NOŢIUNI DE HIDROMETRIE Hidrometria este ramura hidrologiei care se ocupă de măsurarea parametrilor cursurilor de apă (niveluri, viteze, debite etc.).

Măsurarea acestor parametri se execută în punctele caracteristice ale cursului de apă numite, după importanţa lor, staţii sau posturi hidrometrice. Totalitatea staţiilor şi posturilor de pe un teritoriu constituie reţeaua hidrometrică. Staţiile alcătuiesc reţeaua de bază, sunt de durată şi efectuează studiul general al apelor. Posturile alcătuiesc reţeaua ajutătoare care studiază numai anumite laturi ale regimului apelor. Staţiile şi posturile hidrometrice se amplasează pe sectoare rectilinii ale albiei minore, cu secţiune transversală cât mai constantă, cu pantă uniformă şi cu procese reduse de albie. Sunt 33

prevăzute cu aparate speciale, utilaje, construcţii, personal tehnic, reţea de comunicare etc. Se fac observaţii asupra nivelului de apă, adâncimii, vitezei, debitelor lichide şi solide, evaporaţiei la luciul de apă, temperaturii apei şi altele. Tot aici se prelevă probe de apă pentru stabilirea indicilor de calitate.

Rezultatele măsurătorilor efectuate în reţeaua hidrometrică se publică în anuare speciale.

2.4.1. Hidrometria nivelurilor de apă Operaţia principală a posturilor şi staţiilor hidrometrice o formează măsurarea nivelurilor de apă.

Nivelul este cota oglinzii de apă într-un punct oarecare al albiei şi la un moment dat. Se măsoară cu instalaţii speciale de tipul mirelor hidrometrice, limnigrafelor şi telelimnigrafelor.

Mirele hidrometrice sunt rigle asemănătoare mirelor topografice confecţionate din lemn, pe care se aplică plăci metalice cu diviziuni din 2 în 2 cm şi cu cifre indicatoare de decimetri (fig.2.14).

Mirele se instalează vertical (fig.2.14a) sau înclinat (fig.2.14b).

Vertical, se fixează pe suporţi existenţi sau pe piloţi. Mirele se amplasează şi pe maluri înclinate, numai că, în acest caz, gradaţiile să corespundă diferenţei de înălţime pe verticală de 2 cm. La albii întinse amenajarea staţiei constă din piloţi bătuţi în pământ pe direcţia unui profil transversal. Piloţii se numerotează şi au cotele cunoscute transmise de la un reper nivelitic apropiat. Măsurarea nivelurilor se face cu ajutorul unor mire portabile. Staţiile mai sunt prevăzute cu mire speciale (cu zimţi) care marchează, într-o anumită perioadă de timp, nivelul maxim, respectiv minim al apei (fig.2.14c).

34

a.

b.

Fig.2.14 – Diferite tipuri de mire hidrometrice

c.

Fiecare miră hidrometrică are cota punctului „zero” cunoscută, trecută în anuare hidrologice. Cota luciului de apă se poate determina adunând la „cota zero” a mirei, nivelul de apă citit pe miră (H).

Cota apei = Cota „0” + H Limnigrafele sunt aparate automate pentru înregistrarea nivelurilor de apă. Limnigrafele pot înregistra variaţiile zilnice, săptămânale sau lunare ale nivelurilor de apă.

Părţile componente ale unui limnigraf sunt redate în fig.2.15.

La posturile hidrometrice importante, dar îndepărtate de aşezările omeneşti sau cu acces anevoios, se foloseşte sistemul de teletransmisie.

Telelimnigrafele sunt instalaţii de acest fel care măsoară şi transmit automat nivelul la distanţă sau chiar diagrama de variaţie în timp a nivelurilor.

Reprezentarea grafică a nivelurilor de apă în ordine cronologică se numeşte hidrograful nivelurilor.

35

Fig.2.15- Schema unui limnigraf

2.4.2. Hidrometria adâncimilor cursurilor de apă Măsurarea adâncimilor se face cu ajutorul unor dispozitive speciale. Aparatura folosită este în funcţie de mărimea adâncimilor, lăţimea albiei, viteza curentului şi de precizia impusă.

Pentru adâncimi mici, de sub 1 m, se pot folosi mire topografice, bare sau ţevi gradate, prăjini etc. iar pentru adâncimi mari se folosesc sonde de mână sau instalaţii speciale care utilizează cabluri metalice înfăşurate pe trolii portabile sau montate pe bărci, pontoane, şalupe (fig.2.16).

Fig.2.16 – Măsurarea adâncimilor cursurilor de apă

La măsurarea adâncimilor se ţine seama şi de viteza apei care, dacă depăşeşte 1,5 m/s, poate deforma citirile, mai precis, poate deplasa cablul spre aval cu un unghi α (de 15-200 în cazuri frecvente).

36

Pentru adâncimi foarte mari se foloseşte procedeul acustic, cu unde sonore sau ultrasonore.

Prelucrarea datelor referitoare la adâncimea cursurilor de apă se poate face prin construirea profilelor longitudinale şi transversale, precum şi prin construirea planului cu izobate.

Izobatele sunt liniile curbe de aceeaşi adâncime (asemănătoare curbelor de nivel).

2.4.3. Hidrometria vitezelor Viteza apei se măsoară cu ajutorul flotorilor, a tubului Pitôt şi a moriştii hidrometrice.

Flotorii sunt corpuri plutitoare (sticle umplute 3/4, rondele de lemn etc.) care lansate pe firul apei se deplasează împreună cu apa (fig.2.17). Pentru măsurarea vitezei apei cu ajutorul flotorului se fixează pe unul din malurile cursului de apă două repere A şi B situate la o distanţă (L) de 50-200 m.

Fig.2.17 – Flotori: a-de suprafaţă; b-de adâncime

Se cronometrează timpul (T) parcurs de flotor între cele două puncte. Viteza apei rezultă din relaţia: Vmed = K ⋅

L T

unde K este un coeficient de corecţie pentru determinarea vitezei medii (0,6 – 0,85).

Metoda de măsurare a vitezei apei cu tubul Pitôt constă în următoarele: tubul de sticlă de forma literei L se introduce în apă cu latura scurtă îndreptată în sens invers curentului de apă (fig.2.18).

37

Fig.2.18 – Măsurarea vitezei apei cu tubul Pitôt

Viteza se măsoară pe baza supraînălţării apei în tub (h) datorită energiei cinetice.

Vmed = K

2 gh

2

în care: g = 9,81 m/s Cu cât curentul de apă este mai rapid, cu atât supraînălţarea apei în tub este mai mare. Metoda dă rezultate bune numai pe cursurile de apă cu viteze de peste 0,30 m/s şi cu adâncimea apei sub 1,50 m.

Determinarea cu ajutorul moriştii hidrometrice este o metodă precisă şi rapidă. Se bazează pe proporţionalitatea dintre viteza de rotaţie a elicei şi viteza apei. Cu cât viteza apei este mai mare, cu atât elicea se roteşte mai repede.

Fig.2.19 – Morişca hidrometrică

Morişca se introduce în apă la adâncimea dorită, cu elicea îndreptată în sens invers curentului de apă.

38

Cu ajutorul unui mecanism de înregistrare se poate cunoaşte numărul total de rotaţii (nr.) realizate într-un interval de timp (t). Pe baza acestor date se calculează turaţia specifică (ns). ns =

nr.rotatii t

[ rot / s ]

Viteza apei se determină în funcţie de turaţia specifică, folosind curba de etalonare a moriştii. v = ans ± b

[ m / s]

unde: v este viteza apei, în m/s; a şi b – coeficienţi, funcţie de caracteristicile aparatului; ns – turaţia specifică.

Pentru măsurători cu morişca hidrometrică adâncimea apei trebuie să fie de min. 0,15 m, iar viteza, de peste 0,1 m/s.

Variaţia vitezei apei Vitezele au o variaţie atât în plan orizontal, cât şi în plan vertical. În fig. 2.20 sunt redate diagramele respective.

Fig.2.20 – Variaţia vitezei apei a-într-un canal trapezoidal; b-într-o conductă

2.4.4. Hidrometria debitelor Debitul reprezintă volumul de apă ce trece printr-o secţiune în unitatea de timp. Se măsoară în m 3/s sau l/s. Debitele se pot determina prin: metoda directă, metoda vitezelor, micşorarea locală a secţiunii de scurgere şi metoda chimică (a diluţiei).

Cea mai utilizată este metoda vitezelor. Prin această metodă debitul se determină astfel: 39

 se desenează profilul transversal al albiei la o scară potrivită şi se calculează suprafaţa secţiunii ocupată cu apă (secţiunea muiată);  se determină viteza medie a apei folosind una dintre metodele prezentate anterior.

Debitul de apă rezultă din relaţia: Q = ω ⋅Vmed

în care: ω este secţiunea muiată, în m2; Vmed – viteza medie a apei, în m/s.

2.5. NOŢIUNI DE HIDROGEOLOGIE 2.5.1. Consideraţii generale Hidrogeologia este ştiinţa care se ocupă cu studiul apelor subterane. Mai precis, cu geneza, dinamica şi cu proprietăţile fizicochimice şi biologice ale apelor subterane.

După originea lor, apele subterane sunt de două feluri: ape vadoase şi ape juvenile.

Apele vadoase provin din apele de infiltraţie rezultate în urma precipitaţiilor.

Apele juvenile provin din condensarea vaporilor de apă rezultaţi din procese fizico-chimice de adâncime.

Pentru lucrările de îmbunătăţiri funciare interesează îndeosebi cunoaşterea apelor vadoase.

Apele vadoase se împart în: ape freatice şi ape de adâncime.

La rândul lor apele freatice se împart în mai multe categorii, cele mai importante fiind: apele suprafreatice şi apele freatice propriu-zise (fig.2.21).

Apele suprafreatice apar în perioadele umede ale anului, mai frecvent în primăverile ploioase, când apa gravitaţională în exces se acumulează în partea inferioară a profilului de sol. Aceste ape nu au caracter permanent.

Apele freatice propriu-zise sunt cantonate în straturi permeabile situate deasupra unui strat impermeabil. Se găsesc sub formă de pânze de apă libere, mai profunde decât apele suprafreatice, având un caracter permanent. Aceste ape sunt influenţate direct de 40

condiţiile climatice. Nivelul apelor freatice urmăreşte, în linii generale, alura terenului.

Fig.2.21 – Ape suprafreatice şi freatice

Apele de adâncime sunt situate la adâncimi mari, în straturi permeabile sub cel puţin un strat impermeabil, alimentarea cu apă făcându-se numai prin capetele de strat.

Fiind cuprinse între straturi impermeabile aceste ape sunt captive. Când straturile acvifere au poziţie orizontală, apele sunt fără presiune. Când straturile sunt curbate, apele sunt sub presiune. În această situaţie apele pot avea un caracter ascendent sau artezian.

2.5.2. Distribuţia apelor subterane pe verticală În urma infiltrării apei în sol şi a răspândirii diferitelor forme de apă se pot deosebi, pe verticală, de sus în jos, două zone principale: zona de aeraţie şi zona de saturaţie (fig.2.22).

Fig.2.22 – Distribuţia pe verticală a apelor subterane

41

I. Zona de aeraţie este cuprinsă între nivelul terenului şi nivelul apei freatice. Grosimea ei variază de la zero sau câţiva centimetri pe terenurile mlăştinoase, până la zeci de metri în regiunile aride. Această zonă se caracterizează prin existenţa, în perii solului, atât a apei cât şi a aerului.

Cuprinde trei subzone: de evaporaţie, intermediară şi capilară.

1. Subzona de evaporaţie se află imediat sub nivelul terenului.

Are grosimea de până la 1-2 m. În această subzonă evaporaţia este intensă, atât la contactul aer-sol, cât şi în interiorul solului.

2. Subzona intermediară este caracterizată printr-o umiditate practic constantă.

3. Subzona capilară este situată deasupra zonei de saturaţie.

Se datoreşte ascensiunii capilare a apelor freatice şi din acest motiv se mai numeşte franj capilar.

II. Zona de saturaţie este acea zonă în care se află apa freatică, unde toţi porii solului sunt plini cu apă. Zona de saturaţie se sprijină pe un strat impermeabil.

Prin lucrările de îmbunătăţiri funciare, în special cele de irigaţii interesează subzona capilară (franjul capilar) a cărei grosime depinde de înălţimea ascensiunii capilare.

Franjul capilar poate să ocupe în profilul solului trei situaţii: a) – la suprafaţa terenului (lipsesc subzonele de evaporaţie şi intermediară); b) – în zona rădăcinilor sau foarte apropiat; c) – în adâncime, sub zona rădăcinilor plantelor. În prima situaţie, solul este în permanenţă umed, suferind şi de un oarecare grad de sărăturare. Se pune problema îndepărtării excesului de umiditate prin lucrări de desecare-drenaj.

A doua situaţie se întâlneşte în solurile freatic umede, unde aportul freatic reprezintă o sursă importantă de apă, dar insuficientă pentru plante. Irigarea se impune în acest caz, dar trebuie făcută cu grijă, mai ales când apa freatică este mineralizată.

A treia situaţie este întâlnită în solurile zonale cu apa freatică la peste 5 m. Sunt cele mai interesate la irigaţii pentru că aici singura sursă de alimentare cu apă o reprezintă precipitaţiile atmosferice.

42

În legătură cu solurile freatic umede se pune problema cunoaşterii aportului freatic care influenţează mărimea normei de irigare a unei culturi agricole. Acest aport are valori cuprinse între 500 şi 3000 m3/ha, depinzând de textura solului şi de adâncimea la care se află nivelul freatic.

2.5.3. Regimul apelor freatice şi hidrometria lor Regimul apelor freatice se caracterizează prin variaţii periodice (lunare, anuale, multianuale) influenţate de: • factori naturali; • factori artificiali (antropici).

Factorii naturali  Precipitaţiile atmosferice determină creşterea nivelului freatic; Se poate calcula chiar coeficientul de efectivitate care exprimă influenţa precipitaţiilor asupra nivelului freatic: ce =

C P

în care:C este creşterea nivelului freatic în urma precipitaţiilor; P – cantitatea precipitaţiilor căzute.

Are valori în funcţie de natura structurilor acvifere, de obicei între 0,15 ÷ 0,55.  Evapotranspiraţia: scade nivelul freatic;  Cursurile de apă din apropiere influenţează variaţia nivelului freatic: la debite mari în râu, creşte şi nivelul freatic (se spune că râul alimentează freaticul), iar la ape mici scade şi pânza freatică (râul drenează).

Factorii artificiali  în urma executării bazinelor de acumulare în zonă, nivelul freatic suferă o creştere;  irigaţiile excesive determină creşterea nivelului freatic;  lucrările de desecare-drenaj scad şi până la urmă echilibrează stratul freatic;  nivelul freatic scade şi atunci când stratul este exploatat exagerat pentru alimentări cu apă, irigaţii etc.

43

2.5.4. Măsurarea şi prelucrarea elementelor hidrogeologice În scopul cunoaşterii regimului apelor subterane se fac observaţii şi măsurători periodice asupra nivelului, debitului şi chimismului.

Pentru aceasta sunt organizate reţele de posturi hidrogeologice sub formă de foraje.

Nivelurile apei subterane se măsoară cu dispozitive simple sau cu aparate speciale denumite sonde. În fig. 2.23 sunt prezentate sonda cu fluier şi sonda electrică.

Fig.2.23 – Dispozitive pentru măsurarea nivelurilor de apă subterană

Sonda cu fluier are ca piesă activă un cilindru deschis la un capăt, prevăzut cu un orificiu de fluier. Când se introduce în foraj şi atinge nivelul de apă, aerul din cilindru se comprimă, iese prin orificiul de fluiere şi emite un semnal.

Sonda electrică are la bază un circuit care se închide atunci când firul de oţel introdus în foraj atinge nivelul de apă.

Pe planurile de situaţie nivelul apelor subterane se prezintă prin hidroizohipse (linii curbe care unesc punctele de aceeaşi cotă a apelor subterane) şi prin hidroizopieze (când apele subterane sunt sub presiune).

Nivelul freatic se reprezintă prin izofreate (linii curbe de egală adâncime a apelor freatice).

44