Curs 7: RELIEFUL PETROGRAFIC

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.

7. Tipuri de relief litologic

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, loessian, calcaros, carstic ş.a.

7.1. 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 foiţele din care este alcãtuit acest mineral îşi mãresc volumul, contribuind astfel la distrugerea rocii. Când biotitul este însã în cantitate micã, coeziunea 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.
Climatul deţine unul din rolurile esentiale în modelarea reliefului pe granite. Într-o manierã generalã, se considerã cã pe granite 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:
a) 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 colţuroase 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.
b) Îngrămădirile de blocuri 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.
b) Blocurile sferice 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 regiunea Huelgoat din Bretania. În mod asemãnãtor sunt modelate şi blocurile sferice pe diorite, bazalte şi andezite (Munţii Cãliman).
c) 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 determinat 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.7.1.).
d) 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.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.

Fig. 7.1. Muntele “căpăţână de zahăr”, Rio de Janeiro, Brazilia, unul din cele mai bine cunoscute domuri de exfoliere a granitului (Waugh, 1990).


7.2. Relieful dezvoltat pe gresii şi conglomerate

7.2.1. Relieful dezvoltat pe gresii

Datoritã permeabilitãţii gresiilor, reţeaua 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. 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.

7.2. 2. Relieful dezvoltat pe conglomerate

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, conglomeratele care au un ciment calcaros genereazã forme de eroziune diferenţialã (coloane, sfincşi, babe, ciuperci, hornuri, poliţe, pseudolapiezuri, alveole de dizolvare etc.).
Dacã conglomeratele conţin şi argilã, datoritã şiroirii apar badlands-uri. 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.

7.3. Relieful modelat pe argile

Argilele rezultã prin cimentarea sau consolidarea pelitelor, adicã a unui material cu o granulaţie foarte finã, care nu depãşeşte 2. 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, argila poate ajunge pînã la deranjarea coeziunii particulelor componente, fiind uşor pulverizatã de vînt. 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 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 saturaţie.
• 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 badlands-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.

7.4. 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. 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.
În 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.
Infiltraţia apelor în nisipuri condiţioneazã uneori formarea, prin cimentare, a unor 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.Concreţiunile cu formã sfericã 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), la Costeşti – Vâlcea, în Dealul Feleacului, în Colinele Tutovei, pe valea Timişului în Banat etc.

7.5. 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 ansamblul lor, loessurile sunt depozite cuaternare.
Ţinând seama de geneza diversificatã a loessului, se deosebesc urmãtoarele tipuri de loess: eolian, existent în general de-a lungul vãilor, pe terase şi pe versanti; aluvial, situat în cadrul vãilor propriu-zise şi pe unele terase mai vechi; fluvio-glaciar, situat în zonele marilor cîmpii deltaice şi fluvio- glaciare; deluvial, existent în regiuni de câmpii piemontane, câmpii joase, depresiuni, vãi mult lãrgite etc.; proluvial, întîlnit în mod deosebit în perimetrele conurilor de dejecţie; eluvial, de pe sectoareţle cumpenelor de ape, suprafeţele şi versanţii cu înclinare slabã.
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 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. Padinele, ca şi vãile de crovuri, sunt prezente în partea 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.

7.6. Relieful dezvoltat pe roci calcaroase

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 în 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.
În 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 în 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.
Este clar din aceste reacţii că soluţia calcarului se învârte în jurul sistemului chimic CaCO3 - CO2 - H2O. Forma cea mai generală a procesului poate fi exprimată în felul următor:

CaCO3 + H2O + CO2 (dizolvat) = Ca+2 + 2HCO3¯

Într-un sens larg, cantitatea de CO2 reglează solubilitatea calcarului; când cantitatea de CO2 dizolvat în apă este mare, fluidul va ataca cu agresivitatea calcitul. Procesul prin care masa de rocă este redusă prin acţiunea de dizolvare exercitată de apa încărcată cu diferiţi agenţi poartă denumirea de coroziune.
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.
În 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.




7.6.1. Relieful carstic de suprafaţã (exocarstul)

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 forme negative şi forme pozitive.



7.6.1.1. Relieful carstic de suprafaţã – exocarstul. Forme negative

(i) Lapiezurile 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 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. Pe terenurile înclinate se formează lapiezuri liniare ca urmare a proceselor de şiroire şi de coroziune a apei. Pe suprafeţele orizontale sau uşor înclinate, care favorizează stagnarea apei şi, respectiv, corodarea corodarea locală a rocii se formează lapiezuri tubulare (sub forma unor alveole, excavaţii).
(ii) Dolinele 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.
(iii) 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 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.
(iv) Poliile 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. Esenţial pentru definirea poliilor este caracterul de depresiune carstică endoreică, sculptată până la nivelul substratului necalcaros. Ele pot proveni atât din extinderea şi adâncirea uvalelor, cât şi în urma creşterii unor întinse goluri subterane însoţite de prăbuşiri tectonice sau gravitaţionale. 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 (hum-uri). De sub rama de calcare a poliilor apar izvoare ascendente permanente (vocluziene) şi intermitente (izbucuri) care alimentează reţeaua hidrografică. În unele cazuri cursurile hipogee (de suprafaţă) se transformă brusc în cursuri epigee (subterane) dispărând în adâncime prin intermediul ponoarelor. În perioadele cu precipitaţii bogate sau în urma topirii zăpezilor, când ponoarele nu pot drena în timp util întreaga cantitate de apă, poliile se transformă în lacuri temporare, iar scurgerea liberă din dreptul ponoarelor capătă caractere de sorburi (apa se drenează turbionar, sub presiune).
(v) Văile carstice sunt, în general, înguste şi adânci, sub formă de chei şi canioane. Acestea 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 (izbuc). De asemenea, sunt frecvente captãrile carstice de suprafaţã şi de adâncime prin intermediul avenelor şi al fisurilor. Vãile prezintã aspecte de degradare odatã cu formarea dolinelor de-a lungul albiilor acestora. 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).
Datoritã particularitãţilor genetice şi de evoluţie pot fi deosebite mai multe categorii de vãi în cadrul carstului de suprafaţã: văi transversale, oarbe, seci, cu trepte antitetice.
• Văile transversale sunt sculpate de cele de către râurile alohtone. În momentul când ajung şi străbat depozitele calcaroase formează chei (în profil transversal au forma literei V) şi canioane (adânci, cu versanţii foarte abrupţi şi fundul plat) pentru ca mai departe activitatea lor să reflecte din nou condiţiile unor roci necarstificabile. Adâncirea succesivă în cuprinsul unor mase de roci calcaroase se poate face prin epigeneză (exemplu, Cheile Turzii) sau prin antecedenţă (Defileul Dunării, Cheile Bicazului, Ialomiţei)
• Vãile seci (sohodolurile) se formeazã atunci când cursurile autohtone ori alohtone, traversînd o suprafaţã carsticã, se infiltrează în substrat (permanent sau numai la ape mici). 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 amonte 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.
• Opusul văilor oarbe sunt văile în fund de sac (cu recul), care se dezvoltă datorită unor râuri ce apar brusc din peşteri sau de sub pereţii înalţi de calcar (de exemplu Valea izbucul Galbeni din M. Bihor).

7.6.1.2. Relieful carstic de suprafaţã – exocarstul. Forme pozitive

Dintre formele pozitive de relief mai reprezentative sunt crestele calcaroase (Culmea Bedeleu-Trascău, creasta Pietrei Craiului, Creasta Buila-Vânturariţa etc.), abrupturile cu înălţimi de sute de metri (versantul vestic al Pietrei Craiului, cel al Hăghimaşului etc.), muchii ascuţite, "ace", obeliscuri, turnuri separate de ferestre etc. (în Piatra Craiului, Rarău-Pietrele Doamnei, Hăghimaş-Piatra Unică, Piatra Altarului etc.).

7.6.2. 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.
Legătura carstului de suprafaţă cu cel subteran se face prin intermediul unor canale şi galerii cu cele mai diferite aspecte şi poziţii. Între acestea se numără şi avenele care sunt canale verticale 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. În unele cazuri, avenul poate fi instalat pe fundul unei doline, apa din cadrul acesteia fiind drenatã în profunzimea masei de calcar prin intermediul lui. În adîncime, avenul poate face legãtura cu galerii de peşteri, grote, râuri subterane etc. Avenele prezintã adâncimi destul de variabile, uneori mãsurând mai multe sute de metri. Aşa este, de exemplu, avenul Tron du Gllaz din peştera Guiers Mort (Isere, Franţa) de 603 m, avenul Pierre Saint-Martin (Munţii Pirinei) de 940 m, avenul Berger (Isere, Franţa) adînc de 1 126 m ş.a. 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. Cel mai adânc este Avenul de Sub Colţii Grindului (Piatra Craiului) de – 540 m.
Peşterile 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. 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 interiorul peşterilor apa creeazã numeroase forme carstice, distincte din punct de vedere genetic şi evolutiv. 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 (la început subţiri = stilolite). 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.
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. Microformele îmbracã, adeseori, aspecte dintre cele mai surprinzãtoare, aşa cum sunt scurgerile stalagmitice, 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 cca 500 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.