CAPITOLUL 8

M O R F O L I T O L O G I A

Mineralele. Rocile: roci magmatice, roci sedimentare, roci metamorfice. Proprietăţi fizico - mecanice ale rocilor: rezistenţa la forţele distructive; comportarea la solicitările tensionale; Susceptibilitatea rocilor la solubilitate. Tipuri de relief litologic. Relieful granitic. Relieful grezos şi conglomeratic. Relieful argilos. Relieful dezvoltat pe nisipuri. Relieful loessian. Relieful calcaros. Relieful carstic. Exocarstul. Endocarstul. Carstul şi zonalitatea climatică. Carstul dezvoltat pe alte roci.

Geomorfologii au tot încercat să găsească răspunsuri la ce, unde şi când, dar de puţine ori au încercat să întrebe cum. Ei niciodată nu au întrebat de ce. Este un mare mister de ce ei niciodată nu au întrebat de ce!

Dacă geomorfologii nu vor studia problemele controlului rocilor vor lăsa multe

probleme învăluite în dubii. Când s-a aflat despre modul cum oamenii de ştiinţă din alte domenii s-au străduit să investigheze proprietăţile rocilor, a devenit evident că această fază a studiilor geomorfologice a fost neglijată.

Eiju Yatsu (1966)

Totalitatea formelor de relief a căror geneză, evoluţie şi aspect exterior sunt condiţionate

predominant de natura rocilor pe care acestea se dezvoltă alcătuieşte complexul reliefului petrografic sau litologic. Influenţa rocilor asupra reliefului se evidenţiază prin proprietăţile lor fizice şi chimice, care răspund în mod cu totul specific faţă de eroziune. Pentru a înţelege modul cum are loc controlul rocilor asupra formelor de relief este necesară o scurtă incursiune în câteva noţiuni de petrologie. Desigur, scopul geomorfologiei nu este studiul mineralelor şi nici cel al rocilor, dar o prezentare a unor aspecte generale este necesară pentru înţelegerea fenomenelor de morfogeneză, începând de la cele morfotectonice la cele care, efectiv, aparţin aproape în exclusivitate proceselor geochimice de modelare a reliefului. In plus, mineralele au “capacitatea” ca în depozitele sau rocile sedimentare să “memoreze” specificitatea unor condiţii ale mediilor morfogenetice.

69

8.2. Tipuri de relief litologic Una şi aceeaşi rocă are mai multe dintre însuşirile menţionate şi poate răspunde diferit atunci

când este supusă acţiunii factorilor denudaţionali. In consecinţă, natura petrografică a substratului geologic se va înscrie distinct în peisajul diferitelor zone geografice ale Globului. În funcţie de exprimarea sa în morfologia scoarţei terestre geomorfologii deosebesc mai multe tipuri de relief petrografic sau litologic: granitic, grezos şi conglomeratic, argilos, nisipos, loessic, calcaros, carstic ş.a.

8.2.1. Relieful granitic Acest tip de relief apare pe granite şi, cu aspecte similare, pe unele roci, care se comportã

asemãnãtor fatã de agenţii modelatori, cum sunt, granodioritele, dioritele, sienitele. Granitul rãmâne însã roca pe care se modeleazã formele tipice ale acestui relief.

Fiind o rocã eruptivã de adâncime, holocristalinã, granitul este dur şi compact. Datoritã rigiditãţii sale, însã, masa granitului se fisureazã în timpul mişcãrilor tectonice, când este supusã la presiuni foarte mari. Deşi este impermeabil ca rocã, din cauza reţelei de fisuri, capãtã un anumit grad de permeabilitate. Din cauza fisurilor şi diaclazelor, disoluţia acţioneazã în masa granitelor în lungul planurilor de fisuraţie s-au chiar numai la contactul granulelor componente. Solubilitatea este facilitatã de eterogenitatea granulelor, de gradul de solubilitate mai ridicat al unor minerale (mai ales feldspatul) etc., granitul fiind supus mai uşor dezagregãrii şi alterãrii. Astfel, cuarţul, feldspatul şi mica prezintã indici de dilatare foarte diferiţi, motiv pentru care coeziunea rocii se distruge relativ repede. De aceea, granitul, când este supus amplitudinilor termice importante (rãciri şi încãlziri bruşte şi repetate) se dezagregã. Granitul, în schimb, rezistã foarte mult la acţiunea de eroziune exercitatã de apele curgãtoare. Dacã în masa granitului biotitul este abundent, prin gonflare (umflare), lamele sau foitele din care este alcãtuit acest mineral îşi mãresc volumul, contribuind astfel la distrugerea rocii. Când biotitul este însã în cantitate micã, coerenţa granitului devine cu mult mai ridicatã, dilatarea fiind redusã, foiţele sau lamele de biotit menţinându-se strâns legate între ele, mineralul devenind astfel mai puţin alterabil. O astfel de comportare a granitului în funcţie de conţinutul în biotit este deosebit de evidentã în condiţiile climatului cald şi umed.

Granitul proaspãt este o rocã foarte masivã. În granit, ca şi în alte roci endogene cu structurã masivã, diaclazele formeazã sisteme care se întretaie aproape perpendicular, înlesnind procesul de hidrolizã, orientând descompunerea şi influenţând modelarea reliefului.

Fig. 8.1. Îngrămădiri de blocuri.

Climatul deţine unul din rolurile esentiale în modelarea reliefului pe granite. Într-o manierã generalã, se considerã cã pe granite

70

iau naştere predominant forme pozitive de relief în regiunile cu climã rece şi forme negative de relief în regiunile cu climã caldã.

Trăsăturile reliefului modelat pe acest tip de rocă sunt marcate de forme masive, greoaie, cu contururi larg rotunjite, văi adânci şi versanţi convecşi. De asemenea, forme distincte pentru terenurile granitice sunt:

Arena graniticã apare, de obicei, în climatele calde şi în cele temperate. Ea rezultã ca urmare. a dezagregãrii, fiind constituitã dintr-o pãturã groasã de materiale colturoase şi în general mãrunte, care acoperã baza versanţilor, protejând roca din bazã. Procesele de şiroire pot deplasa acest material cãtre fundul vãilor, nivelând mult aspectul lor în profil transversal. Din cauza arenei, unele vãi mici au fundul plat, înecat în astfel de materiale. Umiditatea excesivã permite aici instalarea turbãriilor, arena graniticã funcţionând ca un sol poros, care se satureazã cu apã. Arena graniticã este supusã procesului de alterare chimicã, datoritã excesului de umiditate şi stagnãrii apei, transformându-se treptat în argilã finã de tipul caolinului.

Îngrămădirile de blocuri (fig. 8.1) de diferite dimensiuni se formează, uneori, înainte de apariţia arenei granitice propriu-zise. Acestea fi întîlnite nu numai pe poalele versanţilor, dar şi pe spinãrile culmilor, aşa cum se constatã în Dobrogea, în Munţii Pricopanului. Fãrimiţarea acestor blocuri, într-o fazã urmãtoare a dezagregãrii, determinã formarea arenei, care prezintã, în ansamblul ei, aspectul de "pietriş granitic". Unele blocuri masive pot fi întâlnite şi la partea superioară a unor vârfuri sub forma de pietre oscilante (cum ar fi de exemplu în Culmea Pricopanului). Prezenţa lor este legată tot de nişte fisuri care au facilitat sculptarea mai accentuată şi individualizarea blocurilor respective.

Blocurile sferice (fig. 8.2) sunt deosebit de tipice pentru regiunile granitice, dispuse sub forma unor ag1omerãri, blocuri izolate şi blocuri balansoare. Desfacerea în blocuri sferice este favorizatã de existenta reţelei de fisuri şi diaclaze ortogonale, mai ales în masa granitelor cu granule grosiere. Imagini caracteristice de acest gen oferã regiunile montane situate la sud de Masivul Central francez şi arealul Huelgoat din Bretania. În mod asemãnãtor sunt modelate şi blocurile sferice pe diorite, bazalte şi andezite (Munţii Cãliman).

Fig. 8.2. Exfolierea unui bloc sferic din

roci granitice.

Cãpãţânile de zahãr (pains de sucre) se dezvoltã în condiţiile climatului intertropical, cald şi umed, cu un anotimp ploios. Au formã de monticuli, cu aspect de cupole relativ conice, ale cãror înãlţimi ajung pînã la câteva sute metri (100-300 m). Aspectul lor ovoidal sau rotunjit este detererminat de procesul descuamãrii sferice. Siluetele cãpãţânilor de zahãr apar în peisajul geomorfologic al unor regiuni din Guyana Francezã, Sudan, India, Madagascar, în împrejurimile golfului Rio de Janeiro (fig. 8.3).

71

Taffonii sunt excavaţii semisferice, cu diametre ce ating uneori câţiva metri, care se întîlnesc pe pantele accentuate, acolo unde roca este dezvelitã. Modelarea lor se face în climatele unde existã un anotimp secetos. Golurile cresc în volum, prin dizolvare sau alterare chimicã. Evacuarea argilei care rezultã se face, mai ales, prin şiroire. Creşterea progresivã a excavaţiei se realizeazã de jos în sus, prin erodarea boltei. Ei sunt repartizaţi în zonele unde roca se usucã repede la suprafaţã.

Fig. 8.3. Muntele “căpăţână de zahăr”, Rio de Janeiro, Brazilia, unul din cele mai bine cunoscute domuri de exfoliere a granitului (Waugh, 1990).

Totodatã, tafonii sunt determinaţi genetic de structura concentricã interioarã a rocii, care condiţioneazã formele rotunjite sau de tip sferic. De altfel, taffonii şi formele rotunjite ale reliefului granitic coexistã în piesajul geomorfologic şi nu odatã se observã cum taffonii se instaleazã pe blocurile sferice. Taffonii sunt caracteristici pentru regiunile climatelor intertropicale, semiaride şi moderat aride. În arealele deşerturilor reci, regiunile subpolare şi în cadrul masivelor montane, taffonii prezintã, în general, dimensiuni mici. În zonele cu climat umed şi semiumed din Portugalia, Spania, Corsica, Sardinia, Hong-Kong, Antile etc. taffonii apar în cadrul arealelor de litoral.

Trãsãturi asemãnãtoare granitului înscriu în relief şi alte tipuri de roci cum sunt granulitele, dioritele, sienitele şi unele şisturi cristaline.

8.2.2. Relieful dezvoltat pe gresii şi conglomerate Datoritã permeabilitãţii gresiilor, reteaua de vãi este în general rarã. Vãile prezintã în profilul

longitudinal rupturi de pantã, iar în profilul transversal, nivele de umeri. Acolo unde se interpun, în alternanţã, bancuri mai dure se pot forma poliţe sau trepte locale. Gresiile silicioase, cum sunt cele de Kliwa din Carpaţii Orientali, determinã vãi cu aspect de chei.

Dacã gresia este durã, dar şi permeabilã, pe ea se dezvoltã un relief masiv, care se apropie ca înfãţişare de cel granitic, evoluînd în urma dezagregãrii fizice. La baza versantilor are loc o acumulare de depozite nisipo-argiloase, alcãtuind o trenã sau un tãpşan. În alte condiţii se depun grohotişuri.

Gresiile cu elemente sau ciment de naturã calcaroasã permit apariţia unor forme pseudocarstice (lapiezuri slab dezvoltate, doline, chei, grote etc.). Gresiile argiloase şi marnoase pot da alunecãri de teren, organisme torenţiale etc. Alternanţa gresiilor cu alte tipuri de roci, ca de exemplu cu marne sau diferite intercalaţii de formaţiuni carbonatice, genereazã modelarea umerilor petrografici, pereţilor, arcadelor, turnurilor, ciupercilor ş.a., forme de relief condiţionate de eroziunea diferenţialã.

Gradul ridicat de coerenţã a particulelor din conglomerate favorizeazã un relief de tipul abrupturilor, sectoarelor de chei, vãilor de decolare, care rezultã în urma procesului de lãrgire puternicã a diaclazelor mari existente în masa rocii, turnurilor etc. Asemenea forme sunt prezente în mai multe masive montane din ţara noastrã (Ceahlãu, Ciucaş-Zãganu, Bucegi etc.). De asemenea,

72

conglomeratele care au un ciment calcaros genereazã forme de eroziune diferenţialã (coloane, sfincşi, babe, ciuperci, hornuri, poliţe, pseudolapiezuri, alveole de dizolvare etc.).

Fig. 8.3. Piramide

coafate formate în conglomerate cu matrice argiloasă în Val d’Herens, Elveţia (Robinson, 1969). Turnuri modelate în alternanţă de roci grezoase (Virtual Geomorphology).

Dacã conglomeratele conţin şi argilã, datoritã şiroirii apar bad-landsuri. Când un bloc de rocã mai durã protejeazã masa de materiale mai friabile de dedesubt se individualizeazã coloane, stâlpi, forme denumite şi piramide de pãmînt sau coafate(fig. 8.4).

8.2.3. Relieful modelat pe argile Argilele rezultã prin cimentarea sau consolidarea pelitelor, adicã a unui material cu o granulaţie

foarte finã, care nu depãşeşte 2µ. Existã mai multe tipuri de argile, în functie de constitutia lor mineralogicã. Cele mai sãrace în silice formeazã caolinitul, iar cele mai bogate în silice poartã denumirea de montmorillonit. Intre ele existã un tip intermediar, numit illit. Argila trece drept rocã impermeabilã. In stare uscatã, ea este foarte avidã de apã. Când este saturatã cu apã, argila este impermeabilã, iar prin gonflare îşi mãreşte volumul, devine plasticã şi alunecã pe pantã. Deci, înmagazinarea unei cantitãţi de apã sau pierderea ei prin evaporare determinã importante variaţii de volum. La un grad foarte ridicat de îmbibare cu apã, argila capãtã un caracter semifluid. Când se usucã intens, argi1a poate ajunge pînã la deranjarea coeziunii particulelor componente, fiind uşor pulverizatã de vînt.

Fig. 8.5. Relief de badlands, Arizona (Blakey, 2000).

Printr-o serie de proprietãti pe care le au, marnele se comportã similar argilelor, în privinţa morfologiei pe care o genereazã. Pentru aceste considerente, tipului de relief petrografic argilos i se

73

include şi acela modelat pe marne. Una din trãsãturile de bazã ale acestui tip de relief este datã de reţeaua hidrograficã, care prezintã

vãi largi, cu frecvente mlaştini ce întrerup firul apei. Versanţii prezintã pante mici şi foarte mici, interfluviile avînd predominant aspect rotunjit şi plat. Energia reliefului este redusã, fapt determinat de rezistenta micã a argilelor faţã de eroziune. Izvoarele sunt rare sau foarte rare, apa avînd un grad ridicat de turbiditate. Scurgerea apei provenitã din precipitaţiile atmosferice se face repede, datoritã comportãrii argilelor ca roci impermeabile, atunci când ele ajung la saturaţ.ie. Se dezvoltã intens eroziunea liniarã, în primul rînd acolo unde lipseşte covorul vegetal. Apar ravene şi ogaşe, care evolueazã repede cãtre organisme torenţiale. În zonele cu climat subdeşertic şi mediteraneean, şiroirea şi ravenele sunt foarte intense, formând excavaţii în labirint, dese şi destul de adînci, de la câtiva metri pînã la câteva zeci de metri şi separate între ele prin creste înguste. Aceste forme de relief sunt cunoscute prin termenul de bad-lands-uri (pãmînturi rele), tipic dezvoltate în statul Dakota (S.U.A.), de unde au primit şi denumirea. Trãsãtura cea mai caracteristicã a morfologiei dezvoltatã pe argile este datã de alunecãrile de teren şi curgerile noroioase.

În România, morfologia dezvoltatã pe argile este prezentã în numeroase unitãţi, cum sunt: Podişul Sucevei şi Podişul Central Moldovenesc, Cîmpia Moldovei, Colinele Tutovei, Cîmpia Transilvaniei şi Podişul Tîrnavelor, zona montanã a flişului, zona subcarpaticã (în special în Subcarpaţii de Curburã) ş.a.

8.2.4. Relieful modelat pe nisipuri

Nisipul este o rocã detriticã, necimentatã, avînd ca proprietãţi specifice marea mobilitate şi

permeabilitate. Gradul ridicat de permeabilitate se datoreşte prezenţei porilor sau spaţiilor libere, numeroase. Apa din precipitaţiile atmosferice se infiltreazã repede în masa nisipurilor, pãtrunzând pînã la stratele de roci impermeabile. De aceea, modelarea reliefului se face într-o mãsurã micã prin intermediul apelor curgãtoare.

Fig. 8.6a. Trovanţi în nisipurile burdigaliene din Dl. Costeşti, Vâlcea (foto L.Popescu). Pe nisipuri se dezvoltã un relief, în

general, instabil, cu linii şterse sau estompate, energie micã, forme plate, cu pante mult reduse. Acolo unde existã nisipuri pure, şi deci permeabile, apar vãi seci, care numai în cazul unor precipitaţii atmosferice foarte abundente prezintã în albiile lor apã. In profil transversal, vãile sunt foarte mult lãrgite, iar versanţii sunt

lini, avînd poalele înecate în materialul nisipos alunecat din pãrtile superioare. Dacã fundul vãilor atinge, datoritã adâncirii râurilor, o rocã impermeabilã, atunci reţinerea apei în albii este de duratã sau devine chiar permanentã In urma îmbibãrii puternice cu apã, în depozitele de nisipuri situate în anumite condiţii de pantã dinamicã are loc procesul cunoscut prin denumirea de nisipuri curgãtoare. O asemenea suprasaturare a nisipului cu apã şi fluidizarea acestuia presupun existenţa în subasment a unor orizonturi de rocã relativ impermeabilã. Infiltraţia apelor în nisipuri condiţioneazã uneori formarea, prin cimentare, a unor

74

concreţiuni, proces frecvent în vecinãtatea pînzelor freatice. Concreţionarea poate merge pînã la crearea unor orizonturi cu duritate mai mare,. datoritã cãrora versanţii prezintã pante mai accentuate, protejând în acelaşi timp şi nisipurile de dedesubt faţã de eroziune.

Concretiunile cu formã sfericã (fig. 8.6) sunt denumite trovanţi, iar popular bãlãtruci, dimensiunile lor ajungând, uneori, la peste un metru în diametru. Asemenea forme sunt întâlnite în ţara noastrã la nord de Pucioasa (la Bela şi Miculeşti), deasupra municipiului Cluj-Napoca în Dealul Feleacului, în Colinele Tutovei, pe valea Timişului în Banat etc.

8.2.5. Relieful modelat pe loess

Loessul constituie o rocã detriticã, alcãtuitã din particule foarte fine, cu dimensiuni de ordinul

zecimilor şi sutimilor de milimetru (0,05-0,005 mm), prezentându-se în stare uscatã, sub aspectul unei roci prãfoase, uşor cimentatã, cu structurã afânatã. Datoritã culorii sale brun-roşcat-gãlbuie, loessul a primit şi denumirea de "pãmînt galben". Termenul de loess sau loss este german (lose), însemnînd material sfãrîmicios şi afânat, ce se desface uşor. Loessul nu are stratificatie ca celelalte roci sedimentare, in schimb prezintã o mare omogenitate. În alcãtuirea loessului intrã particule de cuarţ, argilã, calcar, o serie de minerale grele şi uşoare, unele fosile şi resturi organice. În masa lui se aflã canalicule verticale denumite cornevine, considerate ca fiind urme ale rãdãcinilor plantelor ierboase, precum şi concretiuni datoritã circulaţiei capilare a apei încãrcatã cu sãruri. În ansamblul lor, loessurile sunt depozite cuaternare.

Aproape fiecare din tipurile genetice de loess prezintã caractere proprii, care pot fi puse în evidenţã pe baza analizelor complexe (mineralogice, granulometrice, morfoscopice etc.). Aceste trãsãturi specifice sunt rezultatul condiţiilor distincte în care a avut loc formarea lor, dar şi a prefacerilor suferite ulterior depunerii. Din acest punct de vedere se face distincţie între loessul primar sau propriu-zis, loessul secundar, remaniat (restratificat), loessul degradat sau levigat; între loess şi depozitele loessoide, lehmuri, luturi loessoide etc. Deşi prezintã o serie de varietãţi, loessul, ca rocã, se comportă destul de asemãnãtor de la un loc la altul, în ceea ce priveşte trãsãturile şi formele pe care le îmbracã relieful. Porozitatea şi structura prãfoasã sunt caracteristice pentru aproape toate tipurile de loessuri şi depozite loessoide. Loessul absoarbe apa cu multã uşurinţã, circulaţia acesteia fiind favorizatã de marea densitate a canalelor şi porilor. In geneza şi evoluţia reliefului dezvoltat pe loess, sufoziunea şi tasarea prezintã importanţã deosebitã.

Relieful dezvoltat pe loess prezintã forme destul de variate, dar de dimensiuni reduse şi puţin rezistente în timp. Apele curgãtoare se adâncesc repede, excavând vãi strâmte şi adânci de tipul cheilor, ai cãror versanţi se prãbuşesc şi se surpã; în regiunile unde loessul prezintã grosimi mari, cheile devin foarte adînci. Asemenea vãi se întîlnesc frecvent în China, iar la noi în ţarã, în Dobrogea.

Desprinderea şi desfacerea verticalã, sub formã de felii, a loessului este o caracteristică distinctã pentru morfologie, ca de altfel şi prãbuşirea in trepte. Sufoziunea şi tasarea sunt cauzele principale ale producerii treptelor de prăbuşire. Circulaţia lesnicioasã a apei în loess determină levigarea şi deplasarea CO3Ca cãtre baza orizontului, mai umedã şi mai puţin permeabilã, favorizând apariţia unor concreţiuni calcaroase, denumite pãpuşi de loess sau broboane.

Ca rezultat al sufoziunii urmatã de tasare, pe loess iau naştere mici excavaţii închise, având contururi circulare sau ovale, denumite crovuri sau gãvane. Aceste forme sunt frecvente pe interfluviile acoperite cu loess din Câmpia Românã, Dobrogea şi Banat. Însãşi denumirea de "Gãvanul Burdea" din Câmpia Românã, atestã prezenţa acestor forme de relief. Diametrul lor poate evolua de la câţiva metri pînã la zeci de metri, iar adâncimea de la câţiva decimetri pânã 1a câţiva metri. Evoluţia crovurilor învecinate poate duce treptat la asocierea acestora, conturându-se adevãrate vãi de crovuri (cu

75

numeroase coturi), prin care apa, în perioadele cu precipitaţii abundente, se strecoarã foarte încet sau, de cele mai multe ori, stagneazã.

Lãrgirea şi adâncirea continuã a crovurilor sau gãvanelor conduce la formarea unor spaţii depresionare cu dimensiuni mari, denumite padine. In cadrul lor se stabilesc aşezãri, pâlcuri de pãdure şi o vegetaţie ierboasã mai abundentã. Aici, pânza freaticã este superficialã. Padinele, ca şi vãile de crovuri, sunt prezente în partiea esticã a Cîmpiei Române şi în Dobrogea, fiind asemãnãtoare unor mici "oaze" pe întinsul zonelor de stepã. Procesul de sufoziune creeazã la suprafaţã o pâlnie de sufoziune, continuatã în adânc cu un canal vertical şi îngust (aven sau horn), care strãbate depozitul de loess pe toatã grosimea lui. Datoritã îngemãnãrii pâlniilor se formeazã râpe de sufoziune, delimitate de versanti abrupţi şi închise la cele douã extremitãţi. Cãtre obârşiile lor, râpele de sufoziune au legãturi prin hrube subterane cu alte pîlnii de sufoziune.

8.2.6. Relieful dezvoltat pe roci calcaroase Specificul modelãrii rocilor calcaroase propriu-zise condiţioneazã formarea unui relief calcaros

şi a unui relief carstic. Relieful calcaros, rezultã în urma unei modelãri determinatã de proprietãţile fizice ale rocii, intre

care un rol important îl au duritatea, masivitatea, omogenitatea şi permeabilitatea, legatã mai ales de gradul de fisuraţie. Se înţelege cã, deşi, cu totul limitat, participã şi unele procese de naturã chimicã, ca de exemplu disoluţia, a cãrei influenţã rãmîne minorã în trãsãturile reliefului.

Relieful carstic, este generat de însuşirile chimice ale calcarelor, în funcţie de care apele de suprafaţă şi de adâncime acţioneazã prin coroziune, dizolvând roca, şi parţial, prin eroziune mecanică. Actiunea factorilor fizici poate contribui la amplificarea sau diminuarea procesului de carstificare.

8.2.6.1. Relieful calcaros Prin specificul sãu genetic, relieful calcaros se dezvoltã numai în condiţii exogene, fiind, în

ansamblul sãu, rezultatul proceselor de fragmentare a masivelor şi blocurilor de calcare, cât şi al nivelãrii suprafeţelor acestora. Existã forme de relief care se dezvoltã în cadrul interfluviilor şi forme de relief care apar în domeniul versanţilor, suprafeţelor de racord şi al vãilor. In primul caz, formele de relief se dezvoltã predominant în plan orizontal, iar în cel de-al doilea caz, în plan vertical ori cu înclinãri deosebit de accentuate.

Platourile calcaroase sunt modelate pe suprafaţa masivelor şi blocurilor de calcare, care prezintã o stratificare pe grosimi mari. De cele mai multe ori, platourile au aspect aproape tabular, fiind ciuruite de forme de relief carstic de tipul dolinelor, uvalelor, poliilor etc. Individualizarea lor apare şi mai pregnantã atunci când modelarea suprafeţei acestora s-a desfãşurat printr-un proces de eroziune diferenţialã în raport cu masele de calcar înconjurãtoare, mai friabile, pe care le dominã altimetric.

Abrupturile încadreazã, frecvent, periferia platourilor calcaroase, ele rezultând printr-un proces de retragere paralelã a versanţilor de calcare. De asemenea, aceste abrupturi calcaroase pot corespunde şi unor fronturi de cueste, denivelãrilor create de falii sau aliniamentelor de faleze din zonele marine. Uneori, abrupturile prezintã şi porţiuni de surplombe, situate cãtre partea superioarã a peretelui de calcar. Baza abrupturilor este acoperitã cu tãpşane de grohotişuri, rezultate prin dezagregarea intensã a masei de calcar, care se desface în blocuri cu dimensiuni variabile. Prezenţa abrupturilor calcaroase este frecventã în perimetrul multor masive montane din ţara noastrã, ca de exemplu, în Hãghimaş, Bucegi, Piatra Craiului, Pãdurea Craiului, Munţii Cernei etc.

Vãile de tip canion prezintã profile transversale înguste şi mult adâncite şi sunt marcate de versanţi abrupţi. Canioanele tipice sunt întîlnite în cadrul platourilor calcaroase larg dezvoltate, unde şi

76

grosimea calcarelor este deosebit de mare. Aşa sunt canioanele: Colorado din S.U.A., Tarn din Masivul Central Francez, Neretva din Alpii Dinarici ş.a.

Fig. 8.7. Turn de dolomite, Montagne Noir, Franţa (M. Bleahu, 1974). Cheile, deşi cu dimensiuni în general mai mici în comparaţie cu canioanele, constituie un tip specific de vale care se formeazã pe calcare. Au profile transversale deosebit de înguste, pereţi abrupţi şi pe alocuri în surplombă. De cele mai multe ori, versanţii vãii se unesc la nivelul albiei minore. În perimetrul vãilor de tip chei pot apare fenomene şi forme de relief carstic. Atât cheile cât şi, în general, toate vãile adâncite în calcare prezintã lateral, pe versanţi, cât şi pe fundul albiei minore, excavaţii generate, predominant, de eroziune (evorsiune) şi într-un procent mai mic, de cãtre coroziune, denumite marmite ("oalele giganţilor" în denumirea popularã).

8.2.6.2. Relieful carstic

Majoritatea cercetãtorilor sunt de pãrere cã procesul

de carstificare este condiţionat, în rocile carbonatice, de gradul de solubilitate, diaclazare şi omogenitate al acestora, în raport de care apa prin circulaţia sa la suprafaţã şi în interiorul formaţiunilor petrografice, modeleazã forme specifice de relief.

Termenul de carst este o adaptare germană a cuvântului slavon kras sau krs şi cuvântul italian carso, care în literatură înseamnă “un loc pustiu fără apă” şi de asemenea înseamnă o suprafaţă de rocă nudă. Prima descriere clasică a carstului a fost făcută asupra Podişului Karst, situat în Peninsula Istria din Slovenia, unde grosimea calcarului pur depăşeşte 4000 m. Această regiune este caracterizată printr-o morfologie neregulată ce conţine numeroase depresiuni şi văi întrerupte. Investigaţia ştiinţifică a fost făcută ăn 1893 şi aparţine lui Jovan Cvijic. Autorul a definit formele de relief carstice şi a demonstrat predominanţa proceselor de soluţie în formarea lor.

Procesul de carstificare îmbracã trãsãturi specifice şi complete pe calcare şi dolomite şi, într-o mãsurã mai puţin expresivã şi originalã, pe alte roci carbonatice, cum sunt creta şi gipsul, pe roci cu ciment calcaros, ca de exemplu gresiile calcaroase, conglomeratele, marnocalcarele ş.a., sau pe sare, care este o rocã extrem de solubilã.

In astfel de roci acţioneazã o serie de factori hidrologici şi hidrogeologici, aşa cum sunt diferitele surse de apã încãrcatã cu CO2 şi diferiţi acizi, în condiţii climatice, topoclimatice şi microclimatice variabile. Interacţiunea dintre rocã şi apa care circulã determinã trecerea unei părţi din calcar în soluţie, sub formã de bicarbonat. de calciu, care, datoritã caracterului sãu instabil din punct de vedere chimic, trece in calcit, aragonit, travertin. Capacitatea de dizolvare a apei depinde mai ales de concentraţia ei în acid carbonic, ce rezultã prin hidratarea gazului carbonic din aer. La rândul sãu volumul de gaz carbonic din atmosferã variazã în funcţie de tipul şi gradul de acoperire cu vegetaţie, de temperatura aerului, presiunea atmosfericã, aeraţie etc. De exemplu, apele din regiunile mai reci conţin mai mult CO2 în soluţie, fiind deci cu mult mai agresive în procesul de carstificare, dar acesta este împiedicat de

77

prezenţa permafrostului. Regiunile cu precipitaţii reduse, cuplate cu temperaturi şi rate de evaporaţie mari sunt mai puţin susceptibile dezvoltării carstului. În zona tropicală umedă sunt condiţii ideale de temperaturi şi precipitaţii care conduc la procesul de carstificare, în aceste regiuni existând o mare abundenţă şi varietate de forme carstice.

a) Dinamica apelor în carst

Circulaţia apei în regiunile carstice prezintã o serie de particularitãţi ce decurg din raporturile pe

care acestea le au cu etajele de regim hidrogeologic. In ordinea poziţiei lor, de la suprafaţã spre interior, se succed câteva etaje: etajul de aeraţie (absorbţie) sau al epicarstului, în domeniul cãruia apa se deplaseazã în general pe verticalã (existenţa lui este cu totul temporarã, depinzând direct de regimul precipitaţiilor atmosferice); etajul intermediar sau de circulaţie permanentã (al mezocarstului), în interiorul cãruia apa are predominant o circulaţie orizontalã, fiind propriu pentru geneza golurilor carstice de tipul grotelor şi al peşterilor larg dezvoltate; etajul inferior (de profunzime), umed în permanenţă, care se desfãşoarã de la nivelul celor mai adânci ape freatice pânã la nivelul patului impermeabil din interiorul sau de la baza masivului calcaros.

Circulaţia subteranã se realizeazã prin intermediul sistemelor de galerii, puţuri şi canale cu dimensiuni extrem de variabile, conform principiului vaselor comunicante, prin sifonaj simplu sau multiplu. În ansamblul ei, circulaţia apelor în interiorul calcarelor este independentã de nivelul de bazã oceanic, marin şi fluvial.

Într-o strânsã dependenţã de specificul regimului circulaţiei apelor în masa de calcare se aflã izvoarele carstice. Sursele lor de alimentare sunt multiple: precipitaţii atmosferice, cursuri autohtone şi alohtone, apã acumulatã în.golurile carstice ş.a.

In zonele periferice ale maselor calcaroase sunt prezente izvoarele permanente, alimentate de apele etajului de profunzime; de aceea ele au debite mari şi relativ constante. Atunci când aceste izvoare apar din deschideri de genul puţurilor şi diaclazelor verticale, sub impulsul presiunii hidrostatice, poartã denumirea de izvoare vocluziene (de exemplu, izvorul Vaucluse din provincia Dauphine, Franţa). Tot ca izvoare permanente, dar sub forma de fântâni arteziene, funcţioneazã şi morile de mare. Ele se formeazã în sectoarele de ţãrmuri calcaroase, unde apele dulci continentale, ajunse prin fisuri şi sifoane sub nivelul mãrii, tâşnesc la suprafaţa acesteia, ca nişte vârtejuri puternice, cu forţã artezianã. Acest fenomen poate fi observat pe litoralul insulei Kefalonia (Grecia), în peninsula Istria (Slovenia) etc.

Existã şi izvoare periodice (intermitente sau cu sifonaj), ce se caracterizeazã prin erupţii ale apei. Din aceastã categorie fac parte izbucurile, care funcţioneazã prin umplerea (interval de pauzã) şi golirea (izbucnirea apei ca izvor) unor goluri din interiorul masei de calcar. Frecvenţa izbucnirilor depinde de abundenţa şi regimul anual şi sezonier al precipitaţiilor atmosferice din regiune. La periferia platoului Vaşcãu din Munţii Codrului se gãseşte un izbuc, situat la 2 km sud de comuna Cãlugãri, iar în valea Poşaga afluent pe stânga al Arieşului, în masivul Muntele Mare - Gilãu se aflã izbucul Bujorul.

b) Relieful carstic de suprafaţã Carstul de suprafaţã sau exocarstul se dezvoltã în regiunile calcaroase, mai ales atunci când roca

nu este acoperitã cu soluri şi vegetaţie. Relieful este constituit din microforme, depresiuni carstice şi văi carstice.

In cadrul microformelor carstice se includ: Lapiezurile (fig. 8.7) sunt forme de ordin minor, constituite dintr-o alternanţã de excavaţii, cu

aspect de şanţuri superficiale, late de câţiva centimetri şi adânci de câţiva decimetri, şi mici creste plate

78

sau ascuţite. Lapiezurile se prezintã, în mod obişnuit, grupate şi intersectate între ele, rezultând reţele sau sisteme destul de complexe şi ramificate. Ansamblul unor asemenea desfãşurãri în spaţiu ale lapiezurilor este cunoscut prin denumirea de "câmp de lapiezuri". Cele mai favorabile regiuni pentru formarea lapiezurilor sunt cele umede, lipsite de vegetaţie şi acoperite o parte a anului cu zăpezi.

Fig. 8.7. Câmp de lapiezuri (foto I.

Popescu-Argeşel). Orga constituie o formã carsticã

rezultatã prin umplerea unor excavaţii sau goluri, având profile conice sau cilindrice, cu material detritic, în general, fin, nisipo-argilos. Aceasta se formează prin evoluţia lapiezurilor şi a altor fisuri şi crăpături care sunt umplute cu material detritic argilo-nisipos adus de ape.

În categoria depresiunilor cartice se includ:

Dolinele (fig. 8.8) sunt forme negative al cãror contur poate fi elipsoidal, circular, iar, uneori, sinuos. Ele variază în diametru de la 10 la 100 m şi adâncimi de la 2 la 100 m. Versanţii sunt de cele mai multe ori cu pante mari, iar roca este parţial sau în totalitate la zi. Fundul acestor forme depresionare este relativ plat şi acoperit cu o argilã de decalcifiere. Ea constituie un reziduu calcaros pe seama cãruia se dezvoltã un sol roşcat de tip terra rosa, care permite practicarea unor culturi. În secţiune, dolinele pot avea aspect de pâlnie sau puţ, fiind denumite şi pâlnii carstice. Geneza dolinelor se datoreşte acţiunii combinate a proceselor de coroziune (disoluţie), eroziune şi tasare şi prăbuşire.

Fig. 8.8. Dolină în platoul Vaşcău (Bleahu, 1972)

Dolinele de soluţie adesea

denumite şi doline farfurii sunt doline în geneza cărora predomină dizolvarea. Apele ce se infiltrează prin crăpături şi fisuri le lărgesc prin soluţie şi crează

depresiuni circulare, închise, puţin adânci, destul de largi şi cu versanţi cu înclinare redusã. Dolinele de prãbuşire sau microavenele rezultã, predominant, prin procesul de prãbuşire, fiind

destul de adânci şi cu pereţi abrupţi. Adesea, procesul de dizolvare are loc sub stratul de suprafaţă, format din regolit sau alt material necalcaros. Golul se măreşte prin dizolvare şi determină prăbuşirea plafonului, formându-se o depresiune adâncă. Dolinele, prin poziţia lor în spaţiu, jaloneazã, uneori, traseul vãilor seci, care au constituit anterior o veche reţea hidrograficã de suprafaţã, intratã într-o fazã de dezorganizare datoritã evoluţiei carstului.

Uvalele sunt forme negative, ovale, circulare sau cu o bordurã festonatã, care au rezultat prin îngemãnarea mai multor doline, datoritã disoluţiei şi a şiroirii. La geneza lor poate participa, uneori, şi tectonica. Diametrul uvalelor variazã de la câteva sute de metri pînã la peste un kilometru. Adâncimile variază de la 1 m la peste 200 m. Resturi din vechii pereţi ce separau dolinele, reprezentând martori de

79

eroziune cu aspect rotunjit, purtând denumirea de hum-uri, mai pot persista o perioadã în interiorul uvalelor. În ţara noastrã se întîlnesc uvale în culoarul Bran-Rucãr, în Muntii Apuseni (de exemplu, chiuveta lacului de la Ponoare corespunde unei uvale cu formã lobatã), cât şi în alte regiuni.

Poliile (fig. 8.9) sunt forme de relief negative, cu aspect alungit, relativ circular, elipsoidal ori neregulat, cu lãţimi medii de câţiva kilometri şi lungimi de zeci de kilometri. De exemplu, Livno polje din Iugoslavia înregistreazã dimensiunile de 50 km/ 10 km. Existã polii ai cãror parametri dimensionali sunt cu mult mai mici. Orientarea şi alungirea poliilor pe anumite direcţii se aflã într-o strânsã legãturã cu accidentele structurale şi litologice ale masivelor de calcar. Termenul de polie (polje) este echivalent celui de "câmpie", utilizat în Iugoslavia. Poliile funcţioneazã ca regiuni endoreice, fiind parţial sau în totalitatea lor lipsite de apã. Fundul plat, alteori vãlurit, poate fi acoperit cu sol şi drenat de râuri mici. De asemenea, izolat ori grupaţi, sunt prezenţi şi martori de eroziune denumiti hum-uri. Sorburile marcheazã locurile unde apele din cadrul poliilor pãtrund în subteran.

Avenul este un puţ absorbant care se formeazã în punctele de intersecţie sau convergenţă ale diaclazelor sau acolo unde calcarul este tectonizat mai intens. Apa, care pãtrunde în lungul acestor linii de puternicã fisuraţie, contribuie prin eroziune şi dizolvare la mãrirea dimensiunilor acestora. De asemenea, avenul poate lua naştere şi în urma prãbuşirii unui sector de tavan al unei mici grote subterane, realizându-se legãtura acesteia cu exteriorul. In unele cazuri, avenul poate fi instalat pe fundul unei doline, apa din cadrul acesteia fiind drenatã în profunzimea masei de calcar prin intermediul lui. In adîncime, avenul poate face legãtura cu galerii de peşteri, grote, râuri subterane etc. Avenele prezintã adâncimi destul de variabile, uneori mãsurând mai muite sute de metri. Aşa este, de exemplu, avenul Tron du Gllaz din peştera Guiers Mort (Isere, Franta) de 603 m, avenul PierreSaint-Martin (Munţii Pirinei) de 940 m, avenul Berger (Isere, Franta) adînc de 1 126 m ş.a.

Fig. 8.10. Polia Lika din Slovenia (după I. Cvijic)

Pe teritoriul ţãrii noastre existã o serie de avene, adâncimile unora dintre ele depãşind 100 m, iar

diametrele lor mãsurind de la cîţiva metri pînã la câteva zeci de metri. Gheţarii de la Scãrişoara şi Borţig sunt cantonaţi pe fundul unor avene. Avenul Şesuri din Munţii Bihor este ce mai adânc din ţara noastrã, atingând 180 m.

Ultima categorie de forme carstice de suprafaţă sunt văile carstice. Vãile şi râurile carstice prezintã o serie de caractere geomorfologice şi hidrografice specifice.

Astfel, frecvent, cursurile râurilor îşi pierd apa printr-un ponor situat în patul aluvial sau la baza versanţilor, pentru a reapare la zi în cadrul aceluiaşi bazin hidrografic, sub forma unor izvoare puternice de tip vocluzian. De asemenea, sunt frecvente captãrile carstice de suprafaţã şi de adâncime

80

prin intermediul avenelor şi al fisurilor. Vãile prezintã aspecte de degradare odatã cu formarea dolinelor de-a lungul albiilor acestora.

Datoritã particularitãţilor genetice şi de evoluţie pot fi deosebite mai multe categorii de vãi în cadrul carstului de suprafaţã.

Vãile seci (sohodolurile) se formeazã atunci când cursurile autohtone ori alohtone, traversînd o suprafaţã carsticã, sunt degradate progresiv, prin apariţia dolinelor. In stadiul iniţial al evoluţiei lor, vãile nu au apã în intervalul secetos al anului. Odatã cu perioada ploioasã începe ridicarea nivelului pînzei freatice, restabilindu-se curgerea in cadrul albiei. Adîncirea continuã a albiei condiţioneazã, ulteribr, secarea totalã a cursurilor râurilor, acestea devenind vãi seci. Cazuri de acest gen le constituie vãile Sohodol din apropierea localitãţii Motru-Sec, Runcu din nordul Olteniei, Roşia din Munţii Apuseni ş.a.

Vãile oarbe se formeazã pe traseul unor foste albii de râuri cu ape permanente. Prin adâncire, fiind atins un punct de absorbţie, sectorul de albie situat în avale de acest loc seacã în totalitate, iar cel din amunte îşi pãstreazã drenajul continuu. Cu timpul, şi acest sector superior va pierde apa, dar el se va prezenta mai adâncit in comparaţie cu cel inferior, racordul dintre ele realizându-se printr-o denivelare denumitã treaptã antiteticã, care marcheazã şi poziţia avenului sau a puţului din albie.

c) Relieful carstic de adâncime (endocarstul)

Denumit şi carst subteran sau endocarst, acest subtip de relief petrografic este reprezentat, în

ansamblul sãu, prin peşteri, în interiorul cãrora se individualizeazã o gamã de alte forme de un grad minor, generate prin procese de disoluţie, coroziune, eroziune, precipitare chimicã şi acumulare.

Apele care pãtrund în interiorul masivelor calcaroase acţioneazã asupra rocii prin intermediul unor cupluri de procese, aşa cum sunt: disoluţie-precipitare chimicã; coroziune-eroziune; eroziune-acumulare; precipitare chimicã-acumulare şi, posibil, alte asemenea cupluri.

Peşterile (fig. 8.11) se formeazã acolo unde circulaţia intensã a unei mari cantitãţi de apã în interiorul calcarelor creeazã prin disolutie spaţii mari sau goluri subterane, cu înfãţişãri, configuraţie, complexitate morfologicã, structuralã, de volum etc. deosebit de variate de la un loc la altul. Peşterile cu dimensiuni mari au în alcãtuirea lor alternanţe şi îmbinãri de spaţii foarte largi, de tipul sãlilor şi al galeriilor, cu dimensiuni foarte variabile.

Pe anumite sectoare sau etaje ale peşterilor, apa circulã prin intermediul "sifoanelor" (goluri tuibulare cu diametre de ordinul centimetrilor şi al decimetrilor), sub presiunea nivelului mai ridicat dinspre amunte. Uneori, peşterile sunt strãbãtute şi de rîuri subterane, cursuri afluente râurilor de la suprafaţã, ori genereazã lacuri, care inundã peşterile şi galeriile mai coborîte. Râurile subterane sapã galerii noi, pãrãsind temporar sau definitiv vechea albie şi se adâncesc tot mai mult în funcţie de nivelul vãii principale care funcţioneazã ca nivel de bazã. În acest fel rezultã peşterile etajate, cu serii de galerii suprapuse, ca de exemplu, Peştera Meziad (cinci etaje), Peştera Vântului (trei etaje), ambele din Munţii Apuseni ş.a. Meandrele râurilor subterane, plafoanele plane ale peşterilor şi alte forme de acest gen sunt generate de acţiunea mecanicã, erozivã, a apelor curgãtoare. De asemenea, în albiile râurilor care strãbat. peşterile sunt prezente marmite, forme cu aspect de excavaţii circulare, cu diametre şi adâncimi, de cele mai multe ori, de ordinul decimetrilor, generate predominant de eroziune şi mai puţin de coroziune. În majoritatea lor, marmitele subterane rezultã prin acţiunea curgerii de tip torenţial. Cele existente în bolta peşterilor (denumite şi marmite inverse) au fost modelate, în general, de apa ce curgea sub presiune, prin sisteme de galerii cu aspect de conducte. Asemenea gen de marmite sunt prezente în Peştera Pojarul Poliei, Peştera Vântului. (Muntii Apuseni) etc.

81

Fig. 8.11. Peşteră cu stalactite, stalagmite şi speleoteme (Fairbridge, 1968). 1, Stalactite simple; 2, “scobitori”, unele atingând apa din lac; 3, stalactite-ridichi; 4, stalactice cu bulb; 5, stalactite cu conducte laterale; 6, fanioane din travertin; 7, timpane de travertin; 8, stalagmite baghete; 9, stalagmite diverse; 10, con stalagmitic cu o cupă la vârf (uneori umplută cu perle de cavernă); 11, stalagmite compuse; 12, coloane; 13, draperie de travertin; 14, blocuri de calcar căzute din tavan; 15, sol (paleosol) pe fundul peşterii, adesea alternând cu strate de travertin; 16, stalagmită cu un strat transversal de travertin, indicând un nivel de evoluţie; 17, baraj de travertin cu mici bazinete; 18, lac într-un bazin barat de travertin.

În interiorul peşterilor (fig. 8.11) apa creeazã numeroase forme carstice, distincte din punct de

vedere genetic şi evolutiv. Atunci când apa de infiltraţie pãtrunde în spaţiile create de golurile carstice mai mari, în prezenţa bioxidului de carbon (CO2) din aer, formeazã acidul carbonic (H2CO3), care acţioneazã asupra carbonatului de calciu (CaCO3) din calcare; se formeazã bicarbonat de calciu Ca(HCO3)2, solubil, care prin descompunere dã calcita (bioxidul de carbon se degajã, apa se evaporã, iar carbonatul de calciu cristalizeazã). Formele create prin depunerea carbonaţilor se numesc speleoteme.

Astfel, picãturile de apã ce se desprind din plafonul peşterilor lasã, treptat, mici cantitãţi de calcitã, mai întîi cu aspect de gurguie sau mici proeminenţe, care cresc în dimensiuni primind forma unor coloane, denumite stalactite. Picãturile de apã care cad pe planşeu (podea), clãdesc în decursul timpului forme asemãnãtoare cu stalactitele, opuse ca poziţie acestora şi ceva mai masive, denumite stalagmite. Prin unirea stalactitelor cu stalagmitele se formeazã coloane de calcitã. Atunci când apa nu mai cade sub formã de picãturi, ci curge pe planşeu, apar simple cruste stalagmitice. Cele mai mici proeminenţe, care existã pe podeaua unei grote sau peşteri, pot genera acumulãri de calcitã ce determinã autobararea apelor, rezultând mici bazinete lacustre denumite gurs-uri.

82

Fig. 8.12. Perle de cavernă (Porter, 2000).

Concreţiunile rezultate prin depunerea concentricã a orizonturilor de calcitã în jurul unor granule de nisip, argilã, resturi organice etc. condiţioneazã formarea unor pietricele aproximativ rotunde, asemãnãtoare cu. perlele de mãrgãritar, motiv pentru care au fost denumite perle de cavernã. Pe pereţii, tavanul şi podeaua peşterilor pot apare microlapiezuri, striuri, hieroglife, diferite forme cu aspect concoidal, cum sunt "linguriţele" şi " farfurioarele" turbionare ş.a.

Microformele îmbracã, adeseori, aspecte dintre cele mai surprinzãtoare, aşa cum sunt scurgerile stalamitice, denumite cascade împietrite, diferitele "flori” din calcar, concreţiuni filiforme sau aciculare etc.

Între peşterile celebre (de fapt sisteme de peşteri sau sisteme de reţele endocarstice) cu o mare bogăţie de procese şi forme caracteristice, integrate unor peisaje subterane complexe se numără şi giganticul sistem Flint Ridge-Mammoth Cave (SUA) cu 341 km; Holoch (136 km) în Alpii calcaroşi ai Elveţiei; Eisreisenwelt (Lumea gheţarilor giganţi) din Austria (42 km); Postojna din Iugoslavia (23 km) ş.a.

La noi, rocile carstificabile ocupă cca 4700 km2, iar relieful carstic de un pitoresc deosebit caracterizează multe regiuni muntoase şi de podiş (Munţii Apuseni, Piatra Craiului, Hăghimaş-Bicaz, Munţii Vâlcan şi Mehedinţi, Munţii Banatului, Dobrogea Centrală şi de Sud). Cele mai mari dintre cele 11 000 de peşteri din România sunt: Peştera Vântului din Munţii Pădurea Craiului cu trei etaje (32,5 km) şi Topolniţa din Podişul Mehedinţi (20,5 km); Peştera din Pârâul Hodoroabei (18 km) şi Peştera Neagră – Zăpodie din Munţii Bihorului (12 km); Izvoru Tăuşoarelor din Munţii Rodnei (11 km). Interesante şi pitoreşti, adevărate monumente ale naturii, sunt apoi peşterile din complexul carstic Cetăţile Ponorului, Scărişoara, Meziad (3,5 km cu cinci etaje), Urşilor de lângă Chişcău-Bihor; Comarnic şi alte câteva zeci din zona carstică a Aninei; Cloşani, Polovragi, Muierii ş.a. din nordul Olteniei etc.

8.2.6.3. Ciclul de evoluţie carstică Dezvoltarea accentuată a proceselor de carstificare, a exo- şi endocarstului, duce la distrugerea

maselor de roci calcaroase. De aceea se vorbeşte despre un ciclu de evoluţie a carstului (fig. 8.13); acesta ar putea fi definit ca timpul nedeterminat necesar modelării unui masiv calcaros (de la intrarea sa în sfera factorilor destructivi, până la consumarea integrală a rocilor solubile). În prima etapă de dezvoltare a unui astfel de ciclu predomină văile înguste şi adânci, lapiezurile şi dolinele, iar endocarstul este slab reprezentat; maturitatea corespunde cu accentuarea văilor în chei şi în canion, cu formarea de uvale şi polii de dimensiuni mici şi cu un mare volum de goluri subterane care sustrag

83

cursurile epigee, iar stadiul final se caracterizează prin polii foarte extinse, numeroase hum-uri, frecvente spinări tocite şi alte proeminenţe ruiniforme. Reţeaua hidrografică de tip carstic se transformă într-o reţea normală ca şerpuieşte pe patul impermeabil de sub forma masă calcaroasă care aproape s-a epuizat.

8.2.6.4. Tipuri morfogenetice de carst Morfologia carstică depinde, mai întâi, de felul în care se prezintă depozitele geologice

modelate, în timp şi spaţiu, de factorii hidro-climatici. Din acest punct de vedere se pot distinge trei tipuri morfogenetice de carst:

a) holocarstul sau carstul perfect (complet sau descoperit) dezvoltat pe roci masive, lipsite de cuvertură de sol sau vegetaţie, cu o mare bogăîie de forme externe şi interne, cum este cel dinaric;

b) merocarstul (carstul acoperit), legat de formaţiuni calcaroase cu grosimi mai mici, uneori suprapuse (formate în mai multe etape). Faptul că este acoperit cu pături continui de roci insolubile (argile, marne, nisipuri etc) şi calcarele sunt subţiri, cu multe impurităţi, merocarstul este considerat un carst imperfect. Evoluţia sa decurge mult mai lent. La suprafaţă se pot schiţa totuşi doline şi văi seci, uneori chiar uvale şi polii – când depozitele acoperitoare nu depăşesc 30 – 40 m, iar carstificarea interioară este slabă, cu goluri mici şi adesea cu caracter fosil, cum este cazul Podişului Negru Vodă din Dobrogea de Sud. Din interferenţa celor două tipuri de carst rezultă

c) carstul de tranziţie, cu o dezvoltare diferită (mai evoluată sau mai întârziată) întâlnit în Franţa, în unele regiuni din Europa Centrală. În această categorie se încadrează şi cea mai mare parte a carstului din ţara noastră.

Fig. 8.13. Evoluţia reliefului pe roci

calcaroase: A. În faza iniţială domină formele carstice de suprafaţă (lapiezuri, doline, uvale) prin intermediul cărora apele de precipitaţii pătrund în interiorul calcarului, săpând galerii; B. Odată ce calcarul “se consumă” prin dizolvare, tavanele pşterilor se prăbuşesc, depresiunile de suprafaţă se lărgesc, se dezvoltă poliile cu pat aluvial, câmpii pe care se practică agricultura (Strahler, Strahler, 1992).

8.2.6.5. Carstul şi zonalitatea climaticã In. ansamblul sãu, relieful carstic este prezent, prin formele sale mai complexe ori mai simple, de

la marile latitudini ale Globului pînã la ecuator, cât şi de la nivelul oceanelor şi mãrilor pînã la marile înãlţimi montane.

84

In zonele cu climat rece, datoritã temperaturilor scãzute, apa care circulã prin rocile calcaroase prezintã un grad accentuat de agresivitate. In schimb, îngheţul frecvent şi de duratã condiţioneazã o anumitã limitare a procesului de carstificare, deoarece disoluţia este împiedicatã de orizontul îngheţat (pergelisol) ori de formaţiunile argiloase care pot acoperi masivele calcaroase. Datoritã unor astfel de condiţii, relieful carstic se dezvoltã, mai ales la suprafaţã.

In zonele cu climat temperat, datoritã condiţiilor de carstificare relativ complexe şi optime, se dezvoltã o gamã largã de forme de suprafaţã şi de adâncime. Relieful carstic care rezultã reflectã, într-o mare mãsurã, acţiunea diferenţiatã a procesului carstic în funcţie de anotimp.

In zonele cu climat mediteraneean, carstul întruneşte caracteristic tipice: în intervalul cald al anului predominã alterarea fizicã, pe când în cel rece şi umed acţioneazã intens disoluţia, şiroirea şi torenţialitatea. Nota deosebit de specificã este imprimatã de carstul golaş (clasic sau complet), în cadrul cãruia sunt prezente aproape toate formele endo- şi exocarstice.

În zonele cu climat oceanic rece şi umed, apele, deosebit de bogate, cu circulaţie foarte activã, dezvoltã puternic disoluţia, amplificatã şi de marea cantitate de bioxid de carbon condiţionatã de vegetaţia abundentã. In carstul de suprafaţã predominã câmpurile carstice de micã altitudine, presãrate cu lapiezuri, doline şi uvale. Endocarstul se prezintã şi el destul de complex, având o hidrografie dezvoltatã, cu frecvente grote şi peşteri.

In zonele cu climat cald şi umed (de tip tropical şi ecuatorial), prezenţa unui carst foarte dezvoltat se datoreşte în cea mai mare mãsurã rolului pe care-l joacã situarea stratului acvifer la suprafaţa masivelor calcaroase, ca urmare a abundenţei ploilor torenţiale (de exemplu, în Jamaica, Djawa, Cuba, Haiti etc.). Peisajul morfologic este constituit, predominant, din câmpuri carstice, strãbãtute de o reţea hidrograficã de suprafaţã şi subteranã, destul de bine organizatã, alãturi de care apar numeroşi martori de eroziune de tipul conurilor sau turnuruilor, motiv pentru care mai poartă denumirea de carst conic (germană kegelkarst). Prezenţa numeroaselor doline pe suprafaţa câmpurilor carstice dã carstului un aspect celular (ciuruit).

In zonele cu climat cald şi arid, apa este caldã şi în cantitãţi reduse, încât ea exercitã o acţiune de dizolvare limitatã asupra calcarelor. Totodatã, vegetaţia sãracã, în unele locuri chiar inexistentã, condiţioneazã degajarea unei mici cantitãţi de bioxid de carbon. Peisajul geomorfologic este caracterizat, în ansamblul sãu, prin extinderea platourilor sau a cîmpurilor carstice cu trãsãturi de excesivã ariditate. Formele carstice de suprafaţã prezintã tendinţã de fosilizare parţialã, uneori integralã.

8.2.6.6. Carstul dezvoltat pe alte roci Exceptînd calcarele şi dolomitele, formele de relief carstic mai pot fi întîlnite şi pe unele roci

care prezintã comportare similarã (similicarst) în procesul de carstificare. Se înţelege cã formele de relief ce rezultã nu exprimã în aceeaşi mãsurã specificul carstului tipic, pãstrându-se, în general, numai anumite caractere ale acestuia.

Carstul dezvoltat pe cretã se caracterizeazã prin existenţa unor platouri, pe suprafaţa cãrora se formeazã, foarte rar, lapiezuri, doline, polii şi uvale, datoritã gradului ridicat al friabilitãţii rocii.

Carstul dezvoltat pe gips, sare, sulf şi pe unele sulfuri este reprezentat la suprafaţã prin forme de tipul lapiezurilor, dolinelor şi uvalelor, iar în interior, prin goluri şi grote carstice foarte puţin dezvoltate, la care se adaugã şi o morfologie specifică, condiţionatã de intervenţia antropicã (gropi, saline prãbuşite, puţuri, galerii etc.).

Carstul dezvoltat pe conglomerate şi gresii calcaroase ori cu ciment calcaros se înscrie în relief prin acelaşi complex de forme endo- şi exocarstice tipice, care au o rezistenţã mai mare în timp. În ţara

85

noastrã, un astfel de relief modelat pe conglomerate calcaroase este prezent în Ceahlãu, Ciucaş, Bucegi etc.

Bibliografie selectivă

BARBU, N. (1976), Obcinele Bucovinei, Ed. şt. şi pedag., Bucureşti. BĂCĂUANU, V. (1968), Câmpia Moldovei. Studiu geomorfologic. Editura Academiei, Bucureşti. BLEAHU, M. (1974), Morfologia carstică, Ed. ştiinţifică. CORBEL, J. (1957), Les karst du Nord-Ouest de l‘Europe et de quelques regions de comparaison,

Mem. et documents, 12. NAUM, T., GRIGORE, M. (1974), Geomorfologie, Ed. Did. şi Ped., Bucureşti. RADOANE, MARIA et al. (1999), Ravenele. Forme, procese şi evoluţie, Presa Univ. Clujană. SENCU, V. (1970), Văile de doline din carstul Munţilor Banatului, SC GGG, 17. SURDEANU, V. (1999), Geografia degradării terenurilor, Presa Universitară Clujană. POSEA, GR., POPESCU, N., IELENICZ, M. (1974), Relieful României, Ed. şt., Bucureşti. ROBINSON, H. (1969), Morphology and Landscape, University Tutorial Press, London. STRAHLER, A.H., STRAHLER, A.N. (1992), Modern Physical Geography, Wiley and Sons, New

York. THORNBURY, W.D. (1969), Principles of geomorphology, Wiley and Sons, London. TUFESCU, V. (1966), Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea accelerată, Editura Academiei,

Bucureşti. VÂLSAN, G. (1971), Opere alese, Ed. şt., Bucureşti.