5.Internationaler Kongress für Speläologie. Abhandlungen. Band 1: Sektion, Morphologie des Karstes


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5.Internationaler Kongress für Speläologie. Abhandlungen. Band 1: Sektion, Morphologie des Karstes

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Title:
5.Internationaler Kongress für Speläologie. Abhandlungen. Band 1: Sektion, Morphologie des Karstes
Creator:
International Speleological Congress
Publisher:
International Union of Speleology
Publication Date:
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1 online resource

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Subjects / Keywords:
Speleology ( lcsh )
Caves ( lcsh )
Karst ( lcsh )
Genre:
Conference papers and proceedings ( lcgft )

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University of South Florida
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Verband der Deutschen Höhlenund Karstforscher e.V., München SJNIERNATIONALERpSTUnGART KONGRESS FÜR SPELÄOLOGIE « ABHANDLONGEN Sektion Morphologie des Karstes In Kommission bei der Fr.Mangold’schen Buchhandlung, Blaubeuren V. Int. Kongr. Speläologie Stuttgart 1969, Abh. Bd. 1 München 1969

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Gedruckt ait Zuschüssen des Bundesmînistsriuis für Bildung und Wissenschaft in Bonn, des Kultusainisten'uas BadenWürttemberg in Stuttgart und der Vorarlberger Landesregierung in Bregenz. Herausgeber: Verband der deutschen Höhlenund Karstforscher e. V.;, München. Geschäftsstelle: 0 744 Nürtingen, Eschenweg 3. Schreibarbeiten und 2„ Korrektur: Öbersetzungsbüro G. UPPENBRINK, D 7o15 Korntal. 1. Korrektur: BINDER, K, E* BLEICH, K. DOBAT, F. FUCHS, A. GERSTENHAUER, 0. KOEDER, D. LICHTENSTEIN, G„ NAGEL, K.-H, PFEFFER, E. WARTTMANN„ Druck: ELMAR WEILER, D 7o21 Musberg,

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Band 1 Morphologie des Karstes Inhaltsverzeichnis Contents Table des Matières 1. ENGELEN, G. 8.: Genesis and Transformation of Staircase Karst at Fanes Piccota 2. WENZENS, G. : Gipskarstforaen ira Sontraer Zechsteingebiet 3. DE GOICOECHEA, N.: Foraas Karsticas de Itxina K. COLEMAN, J. C. : Soae Marine and Lacustrine Karst Features in Ireland 5. MERLAK, E„: Rapporti dl carstificabilltS fra le piccole diaclasi (little joints) e le grandi diaclasi (large joints) 6. H.A.rop6yHD8a,r.A.Í-1aHCMMoBMH 03EPA HAPCTOBuX PAPIOHOB 7. TESTAZ, G. : Caractères «orphol o giques distinctifs des phénoraènes karstiques en Bas Vivarais 8. MINET, A,: Hydrogéologie et géoaorphologie karstiques du sud de TEntresambre et Meuse 9. KIPIANI.SH,: Principales étapes de l'étude géographique du Karst de la Géorgie et problè«es actuels dans ce dosai ne 10. JIMENEZ, A.N., PANOS, V. i STELCL, 0.: The Differentiated Developnent of the Karst of the Cuban Isles and its Causes 11. DE GOICOECHEA, N.: El karst de Itxina 12. CORBEL, J. i MUXART, R.: Les karsts des régions chaudes 13. WHITE, W.: The Appalachian Karst an Overview 14. LANG, S. : Entwicklungsproblese des tropischen Karstes 15. AUB, C. F.: Ths Nature of Cockpits and other Depressions in the Karst of Jasaica 16. AUB, C. F. : Sone Observations on the Karst Morphology of Jasaica 17. FUCHS, F.: Subséquente Karstwannen in den Venezianischen Voralpen 18. GROSCHOPF, P. : Altersfragen der Verkarstung der Schwäbischen Alb „ „„ „ 3M>EHT CYETPOPIHME C H OPO H/IMNATA C MyCCOHHOfl TCHflEHL|HEPl HA PA3BHTHE 19. H.B.HABPH !" KAPCTA rQPHuX gmx ßECOÜ rpy3m 20. GEZE, 8.: Le principe de l'inversion de relief en région karstique 21. JAKÂL, J. S MAZOR, E.: Grundsätze der typologi s ehen Gliederung des Karstes der Slowakischen Karpaten 22. MIOTKE, F.-D. : Der Gipskarst östlich Shamrock, Nordtexas 23. MERLAK, E.: Analisi cosparata delle defomazionfc tettoniche e del carsisso nel settore di Aurisina, Trieste 24. NiCCO, J.: Sur l'évolution des formes karstiques dans les Dolomies en Provence 25. BALAZS, D.: Nusa Barung, eine Karstinsel in der indonesischen Inselwelt 26. FENELON, P.: Observations sur l'évolution des versants en roche calcaire 27. FEZER, F.: Karbonathaushalt und Verkarstung in circuaalpinen Terrassenschottem 28. URBAN!, F. : Notas prelist n ares sobre el carso Venezolano 29. MISTARDIS, G.: Recherches sur le karst du Nord-Est de l'Attique 30. WILLIAMS, P. W. : Cave and Karst Areas in East New Guinea 31. WILLIAMS, P. W.: Illustrating Morphssetric Analysis of Karst with Exasples fro« New Guinea 31. KRIEG, W.: Seichter Hochkarst aa Hohen Ifen ein Beispiel von allgemeiner Bedeutung 32. PRIESNITZ, K. : Das Karstrelief des südlichen HarzvorTandes ia Lichte neuerer Arbeiten zu» Systes CaSO. NaCl H O 4 2. 33. MONROE, W. H The Relation of Zanjones to Caves and Rivers in Puerto Rico 34. DUBOIS, P.: Sur les karstifications tertiaires et quaternaires du Bas Languedoc 35. KIPIANI, CH.: Types et Régions Géomorphologiques du Karst Géorgien 36. 8.EAHU, M. D.: Sur l'évolution de quelques régions karstiques de la Roumanie 37. RElFF, W. S STROBEL, W. : Karsterscheinungen is Raume von Stuttgart M 1 M 2 M 3 M 4 M 5 M 6 M 7 M 8 M 9 M Io M 11 M 12 M 13 M 14 M 15 M 16 M 17 M 18 M 19 M 2o M 21 M 22 M 24 M 25 M 26 M 27 M 28 M 29 M 3o M 31 M 33 M 34 M 35 M 36 M 37 M 38 M 39 M 4o

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M 1/1 Genesis and Transformation of Staircase Karst at Fanes Piecola (NW Dolomites, N» Italy) G, Bo ENGELEN (Instituée of Earth Sciences, Free University, Amsterdam / Netherlands) Summary : An area with well-developed staircase karst in an alpine karst region in the southern Alps (NW Hoi omites, N. Italy) is described. Its mode of origin and the transformation by minor morphological processes in the Holocene are discussed. Introduction: The a-ea of Fanes Piccola in the NW Dolomites in Northern Italy is a fine example of a type of karstic landscape that may be called staircase karst (Harman: Schichttreppenkarst; French: karst à banquettes structurales), ßögl i (1964) described this kind of landscape for the first time in detail from the Härenberg plateau in central Switzerland. He explained it as a result of stripping off the mantle of soil and weathered rocks by glacier action from a previously weathered and karstified limestone area. This type of karst is best developed in regions with horizontal or gently sloping limestone strata. The slopes of the valleys look like »ist» c ases, in which the steps are formed by the bedding planes of the beds (Fig, 1). The staircase karst is characterised by the absence of a sheet of moraine deposits. According to B'dgli such moraines disappeared by solution after the glaciation. Occasionally he observed large erratic bouliers on a re¬ sidual pedestal of limestsne for which he used the term "corrosion tables" (comparable to glacier tables). The area of Fanes Piccola is described in some detail in this paper. The processes which tend to modify and destroy the typical features of the staircase karst are discussed as well as the concomitant forms. Topography and geology of the Fanes Pieeal a area: The Fanes Piccola area is situated in the karstic headwater zone of a small creek: the Rio di San Vi gil i o in the Dolomi t es. The staircase karst occupies the central part of the topographic and tectonic basin-like depression of Fanes Piccola, at an altitude of 2000 2400 m. The surrounding mountain chains go up to about 3000 m, The out¬ crops in the central area consist mainly of liassic limestones. The beds show two predominant ranges of thickness: 35 50 cm and 100 120 cm. The strata are horizontal or have only a dip of some degrees. Further details on the geology and geomorphology of the Fanes region are presented by Hutschlechner (1932), Merla (1932), Bevilacqua (1953), and Engelen (1963). The genesis and forms of the staircase karst : The Fanes depression is part of an old fluviatile valley system. Its origin goes back at least to the Upper Tertiary. The weathering processes in preglacial and interglacial periods disrupted the cohesion of the strata by solution along vertical joints and horizontal bedding planes. Proofs of such processes were found by the author in the comparable nearby Fosses area, loamy, red-coloured weathering residues are preserved there it) deep fissures. During the subsequent stagesof glaciation of the area, the mantle of soil and the underlying zone of loose blocks were carried off by the ice. The valley bottom and the slopes were stripped bare down to the fixed, non-weathered bedrock. The general topographic slope of the valley sides in the staircase karst was measured in many locations around the La Varella settlement. The slope varies between 18° and 45°. The modal slope frequency is 31° 32°, which implies a maximum deviation of 13° in both directions. The width of the steps of the staircase karst is mostly 1/2 1 m, in places it may attain 3 5 m on the thick beds of 1.0 1.2 m (Fig. 2).

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M 1/2 The minor morphological features which were already.present just after the retreat of the ice are 1 isted below: a) The tapering lower parts of grikes along joints, which went down into the fixed bedrock and which had been preserved, b) Â veil of moraines with dispersed larger angular blocks of limestone on the bottom and the flat parts of the slopes. c) The outcropping upper rims of the limestone beds which had been rounded well by glacial abrasion The features described under a) and b) have also been described by B'dgli for the mentioned Swiss region (see also Haserodt, 1965), The subsequent transformation of the staircase karst : The staircase karst is attacked in several ways during the postglacial period The processes and the elated forms are briefly discussed below (see for a general schematic drawing Fig, 6). ", Clints (German: Rillenkarren; French: lapils â cannelures) form in the rounded upper rims of the thicker beds by direct run-off of precipitation and snow meltwater. The dints have attained a depth of 15 cm and a length up to 1 m (Fig. 3). Their occurrence is mainly restricted to the tiick beds, T. Clints of a shaft type (German: Lochkarren; French: lapîês S puits) come into existence by vegetational action They are oval to rounded shafts with a maximum diameter of 30 40 cm and a maximum depth of 70 cm. Those solutional features are found on the broad flat steps of the staircase karst as well as in the very steep rounded rims of the beds. Small alpine shrubs, grasses and ferns grow at their bottom and they evidently caused the considerable local solution by the production of humic acids and carbon dioxyde. 3. The preserved lower parts of dints along joints (German: Kluftkarren; French: lapils S diaclases) were not obliterated by glacial scour on account of their position in the fixed, non-weathered bedrock. These dints or grikes are widened now by solution along the steep sides. The younger, vertical dints within the grikes have very sharp edges and are especially well developed along the upstream side of the grikes, where most of the surficial run-off that is intercepted and caught by the grike flows in. The floors of the larger grike* are often covered with rock fragments, illuvial soils and vegetation. 4. Frost shattering produces locally small, angular rock fragments on bare patches within the grass cover of fHe steps of the staircase. The fragments range in size from some centimeters to 15 cm. but they are often small. The thin beds are more subjected to this type of désagrégation than the thicker ones. 5. A remarkable notch of 5 15 cm heighi and 10 30 cm depth was observed along the lower side of many thick limestone beds, and along partings within thicker beds which crop out in the slopes (Fig. 2 and Fig 3). The formation of this feature may be explained in the following way: Rainwash concentrates water, soil par tides and tiny rock fragments in the angles of the steps of the staircase karst. Consequently a moisture reserve is created in an elongate strip at the base of the bed. This moisture attacks the lower side of the adjacent limestone bed along the bedding plane. As soon as a small notch has come into being, the solutioral process may continue more easily. The rainwash-flowing over the steep side of the overlying stratum, turns into the ceiling of the notch and then the water drips or flows on the moist and shadowy bottom. Then flakes with an area of 2 3 square decimeters and a thickness of 1 2 cm get detached in the ceiling of the notch and fall down. This disintegration of the overlying bed takes place under the influence of gravity, sideward infiltration of wafer along minor bedding planes and vertical micro-joints within the thicker beds, and by frost action. The rock fragments which fall info the moist weathering residue at the bottom of the notch gradually disappear by solution. The notch constitutes a favourable microcl imaiological zone for vegefation, which in turn promotes further solution by the production of humic acids and carbon dioxyde, 6. The veil of small-grained moraine deposits has gradually disappeared by solution and it has been washed away partly since the end of the glaciation. The dispersed large angular blocks of the moraines have been rounded by solution and now have a diameter ranging from 1/2 « 1 m. Those erratic boulders can clearly be distinguished from the younger, larger and angular blocks which are discussed in the next paragraph The formation of corro¬ sion tables (German: Karrenfische; French: tables de corrosion) as described by Bögli for Switzerland is not obvious in the Fanes Piccola area.

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M 1/3 Fig.l. General view of the stair¬ case karst area of Fanes Piccola in the NW Dolomites in M. Italy. The liassic limestones in front of the stepped slope are dissected along joints. To the left of the La Varella settlement postglacial ponds and peaty deposits fill in the depressions of the topography. The blocky talus cone above it was formed by a huge postglacial rockf al 1. Fig. 2. Staircase karst at Fanes Piccola, 500 m NNE of the La Varella settlement. Note the upper rims of the beds which have been rounded by glacial abrasion. The solution notches along the lower side of the beds are visible. Fig. 3 . Detail of the staircase karst at Fanes Piccola, 500 m NNE of the La Varella settlement. The glacially rounded upper rims of the beds, and the postglacial solution furrows are visible. A solution notch along the base of the stratum and the zone of désintégration above it are shown.

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M 1/4 R g. 4 . Break away of three angular blocks of limestone along joints and the underlying bedding plane. The di¬ mensions of the blocks are 200 à 300 x 150 x 120 cm. Note the increase in tilt of the successive blocks. The steps of the staircase karst in the back¬ ground are sparsely strewn with much smaller and well-rounded erratic lime¬ stone boulders. Fig. 5 . Sapping of a limestone bank at Fanes Piccola by an interstratal spring in the foreground. Large angu¬ lar blocks break away and slide downslope on the underlying bedding plane. The surface of sliding is lubricated during part of the year by a thin veneer of ice from frozen spring water. The greatest distance over which one of the blocks moved is 15 m. A pitted microrelief on the bedding plane due to solution by water of the spring is visible between the isolated blocks. Fig. 6 . Block diagram of the staircase karst at Fanes Piccola in the NW Dolomites (N.Italy). See for explanation the corresponding cyphers in the text. .6

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M 1/5 7„ The thick strata of the staircase karst locally begin to fall apart in blocks along joints. The blocks which ara produced in this way are angular and tumble sidewards by gravity They did not move more than 1.2m. Fig. 4 shows this process of disintegration where three blocks were separated from the bed and *1 He away with a successively increasing tilt. The steps of the staircase karst in the background are sprinkled with the smaller, rounder erratic boulders. 8, An example of disintegration of the limestone beds by the action of interstratal springs is shown in fin 5. The angular blocks are detpched along joints and bedding planes, flow the blocks have moved much farther away from their break-away points than in the foregoing case. The greatest distance covered is 15 m. Ilidim of the blocks over thin sheets of frozen water in spring and autumn may explain this. 9. The bedding planes owe^ which interstratal springs flow out show a marked, irregular and pitted microrelief of 1/? 3 cm, due to solu+ion. 10, T he large depressions in the area are occupied by periodic lakes and ponds and are partly filled with peaty deposits. Coacl uslefi : The area of Fanes Piccola presents a very good example of staircase karst. The overall effects of holocene alterations is fairly small and restricted to minor morphological features. References: Anonymous (1965) Vocabulaire français des phénomènes karstiques. Commission française des phénomènes karstiques (Comité national de Géographie). Ed. Centre Régional d'Equijsment et de Documentation Pédagogiques de L'Académie d'Orléans. 75 pp. Sevilacqua, E. (1953) Âspetti morfologici della regione di Fanes. Richerche sugli aspetti morfologici dî territori italiani, no. 1. Centro di studi per la geografía fysica del Consiglio nazionale delle richerche. Stab, graficico F. lli Lega. Faenza. 66 pp. Bögli, A (1964) Le Schichttreppenkarst. Un exemple de complexe glaciokarstique Revue Belge de Géographie. 24 année. Fase. 1-2, pp. 63-82. Engelen, G.B. (1963) Gravity tectonics in the NW Dolomites (North Italy), Geológica Ultraiectina 13. Thesis Utrecht. 92 pp. Haserodt, K. (1965) Untersuchungen zur Höhenund Altersgliederung der Karstformen in den nördlichen Kalkalpen. Münchner Geogr. Hefte, 27, Verlag Lassleben. Kallmünz-Regensburg. 114 Merla, G. (1932) Osservazioni morfologiche e tettoniche sugli altipiani ampezzani (Fosses. Sennes Fanes). Atti. Soc. Toscana di scienze naturali, Vol . 42, pp. 23-64. Mutschi e c hner, G. (1932) Geologie der Sankt Vigilen Dolomitedn. Jahrb. Geol . Bundesanstalt Wien. 83. 1-2, pp. 1 6 3 -273. Trimmei, H. (Red,), (1965) Speläologisches Fachwörterbuch (Fachwörterbuch der Karstund Höhlenkunde). Landesverein für Höhlenkunde in Wien und Niederösterreich. Wien, 109 pp.

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M 2/1 Gipskarstformen im Sontraer Zechsteingebiet GERD WENZENS (Darmstadt / Bundesrepublik Deutschland) Summary Ihase infundibular depressiens, which suddenly arise fraiti caving-in at the surface and mostly cerne inis existence by extractian af salt or gypsum in the undergraund belang to the karst forms of gypsum in the upper permian region af Santra and were particularly examined. The questions ef demarcaban against similar features, conditions of origin, distribution, development of these farms and conditions of the sslutian stoed in the centre. Fham the moment af sagging dawn till the formation of a ^ farm of rest" (a bowl-shaped, dish¬ shaped feature) with almost all features of the examined region several stages of development were run through. Thus farm, deepness and dimensiens mainly depend on the fallowing factors: Age af the sag dawn, thickness af the salved gypsum strata in the undergraund, distance between buddle af extractian and surface, morphological nature of upper strata and morphological form of the surrsundings. Zusammenfassung Van den Gipskarstfarmen Jes Sontraer Zechsteingebietes wurden die Erdfälle näher untersucht. Im Mittelpunkt standen die Fragen der Abgrenzung gegenüber anderen Hohlfarmen, der Entstehungsbedi n g §p¡gen, der Verbreitung, der Formentwicklung und der Lösungsbedingungen. Vom Zeitpunkt des Einbruches bis zur Bildung einer "iTuheform’' (Erdfal l s c hüssel , Erdfallschale) wurden bei fast alten Erdfällen des Untersuchungsgebietes mehrere Entwicklungsstadien durchlaufen. So hängen Farm, Tiefe und Größe eines Erdfalles im wesentlichen von folgenden Faktoren ab: Alter des Einbruchs, Mächtigkeit der gelosten Gipsschichten im Untergrund, Abstand zwischen Aus¬ laugungsherd und Tagesoberfläche, morphologische Beschaffenheit der Deckschichten und merphel®gische Farm der Erdfallumgebung. Ist erst einmal ein Auslaugungsherd eingestürzt, so führt die vermehrte Wasserzufuhr durch den Erdfallmund oft zu einer vollständigen Gipsauslaugung im Bereich der Kluft oder unterirdischen Entwässerungsader. Bei vielen Erdfällen können deshalb mehrere Nachsackungsphasen unterschieden werden, die ebenfalls die Formentwicklung beeinflussen. Eine der charakteristischen Eigenschaften der Erdfälle ist ihr schwarmartiges Auftreten. Es sind meist 4 bis 7 Erdfälle, die mit einem Dureh m esser zwischen 5 und 50 Meter dicht zusammenliegen. Bei den riesigen Erdfallketten westlich Rockensüß, nördlich Heyerode und südlich Gut ßoxerode handelt es sich um mehrere ursprünglich isolierte Einbrüche, die durch Abtragung der Erdfallwände zu einem Komplex zusammengewachsen sind. Ober das Alter der einzelnen Erdfälle lässt sich nur wenig aussagen; es handelt sich durchweg um jüngere Farmen, da ältere Erdfälle meist durch Löss und Solifluktion aufgefüllt oder an das ober¬ irdische Entwässerungsnetz angeschlossen sind. Die Gipslösungsfähigkeit des Grundwassers ist, wie Quellenuntersuchungen und Laborversuche zeigten, unabhängig van der Menge der bereits gelösten Caund Mg-Ianen des Plattenoder Hauptdolomites, Die Höhe der Sulfathärte hängt ausschliesslich van der Dauer des Lösungsvorganges ab. Die Gips¬ auslaugung ist deshalb dort am intensivsten, wo der Ältere Gips über der lokalen Eresisnsbasts ansteht. Auslaugungsherde können zwar auch unterhalb des Grundwasserspiegels liegen. Dies ist jedoch die Ausnahme, wie die wenigen Einbrüche im Raum Seifertshausen zeigen,

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1 * Eschh/ecjer fiecAen 2»&
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Abb. 3: Erdfallkette westlich Rockensüss Abb. 4 Wassermessungen an der Sontra und ihren "'s Nebenflüssen "\ B = Berneburg C = Cornberg D = Dens \ 1 Di= Diemerode H = Heyerode Ho= Hornel K = Königswald 1 0 JJ Lindenau s M = Mönchhosbach N = Nentershausen i R = Rockensüß S Sontra W = Weißenhasel Zum Abschnitt: 5» Lösungsfragen Ausgangs¬ lösung mg Ca/1 Zusatz 2,4 g Gips 1-2 Min. mg Ca/1 5 Min. mg Ca/l 15 Min. mg Ca/l 30 Min. mg Ca/l 60 Min. mg Ca/l 120 Min. mg Ca/l aqua dest. 250 360 565 570 575 578 Ca C0 5 22,7 325 535 550 565 572 Ca Mg(C0 5 ) 2 15,1 290 515 530 555 568 mg Ca/1

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Zwischen der Fulda im Westen» der Werra im Osten, der Rhön im Süden und den Meißner im Werden treten innerhalb einer flachwelligen Triaslandschaft die Ablagerungen des Perms mehr oder weniger weiträumig an die Oberfläche, Sie erzeugen innerhalb der Buntsandsteinlandschaft des Richelsderfer Gebirges, des Sentraer Hügellandes und der Spangenberger Hügelketten ein abwechslungsreiches Relief» das durch die unterschiedliche Gesteinsbeschaffenheit und msrphelsgischen Eingenschaften der Zechsteinfarraatien heryergerufen wird, ln der gealsgischen Literatur wird dieses Gebiet deshalb auch Richelsdarfer-, Ssntraerund Retenburger Zechsteingebirge benannt. Eine Unter¬ teilung dieser Landschaft in drei verschiedene ^Gebirge" ist jedoch keineswegs geegraphisch gerechtfertigt, und se hat J, Hagener (1951; 90) in seiner Landschaftsgliederung Hessens (Abb.1) dis Permvarkammen zwischen der Fulda im Westen und dem Sentraer Graben im Osten als Santraer Zeebstsingebiet zusammengefasst. Die Zechsteinfarmatian setzt sich in diesem Raum aus folgenden Gesteinen zusammen: ( Untere Letten Obere Abteilung ( PIattendalemit ( Obere Letten Mittlere Abteilung Untere Abteilung ( Hauptdalsmit ( Äi t ere Gips ( Zechsteinkalk ( Kupferschiefer ( Zechsteinkangl amerat im Untersuchungsgebiet sind keine Zechsteinsalze erbshrt» salzführende Schichten sind aus der nördlichen Rhönvarland bekannt. Die ursprüngliche und die heutige Grenze des Salzlagers stimmen jedoch keineswegs überein, da ein Gressteil des Salzes durch Auslaugungsvergänge verschwunden ist. Die primäre Ablagerungszene stimmt nach 3 0 Richter (1941) ungefähr mit der Hochfläche des Richels-derfer Gebirges überein. Wie die Untersuchungen G„ Richters zeigten» kam es im nördlichen Sentraer Zechsteingebiet während des Zechsteins verwiegend zur Ausscheidung ven Anhydrit, Gips und Kalken, während im Süden gleichzeitig Salze und Jane abgelagert wurden. So lassen sich zwei verschiedene Zenen innerhalb des Santraer Zechsteingebirges unterscheiden: a) eine primär salzfreie Zone im Norden und b) ein durch Salzauslaugung hervergerufener Salzhang in Süden. Auch morphologisch weisen die einzelnen Zechsteinareale einen unterschiedlichen Farmenschatz auf. Während der südlich der Richelsdarfer Saitelachse auftretende Zechstein eine allmählich van 400 m ü NN auf 340 m ü NN abfallende Fläche bildet» die von mehreren Bächen durchzogen wird» sind die westlichen Zechsteininseln bei Seiferthausen nur kleinräumig im Bereich der tief eingeschni t i enen Flüsse frei gelegt worden und treten als flach abfallende Tal hänge in Erscheinung. Dagegen steift das Zechsteingebiet im Raum Sontra einen zusammenhängenden Kemplex dar, dem einzelne Bunts andsteinkuppen aufgesetzt sind (Abb, 2). 1. Ausfcaugung und Verkarstung 3ohr»«*ergebnisse und Grubenaufschlüsse haben gezeigt, dass in der mittleren Zechsteinformati o n des Sentraer Zechsteingebietes ein zusammenhängender, durchschnittlich 45 Meter nächtiger AnhydritHorizont ausgebildet ist, der nach Zutritt von Wasser in Gips übergeht. Vielfach ist der Anhydrit durch Wasseraufnahme schon in grossen Tiefen in Gips umgewandelt. Die Hydratisierung ist mit einer Val umenzunahme van 62$ verbunden (H, Weber, 1 952; 65)-Liegt die Umwandlungstiefe nur wenig unter der Tagesoberfläche» so wird der Übergang van Anhydrit zum Gips durch eine Aufwölbung der hangenden Schichten erkennbar., Es entstehen dann die sag. Gipsquel 1 kuppen,, Sie sind meist nur wenige Meter hoch, da gleichzeitig mit der Hydratisn eine Gipslösung einsetzt (vgl, H, Weber, 1952, R. Hundt, 150 u.a.). Der Einfluss des Gipses auf die Oberflächengestaltung kommt im Santraer Zechsteingebiat weniger im Aufpressen und Zutagetreten der Schichten als in der lokalen Auslaugung dieser Formatisn zur Gel tung.

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M 2/3 Unter Auslaugung ist nach H* Weber t, d i e Fsrtführung löslicher Verbindungen aufgrund eines einfachen Lösungsvsrganges, unter Umständen, wie beim Kalziumsulfat nach vorausgegangener Hydration, durch das unterirdische und das Oberflächenwasser 1 ' (H, Weber, 1952; 63) zu verstehen. im Gegensatz zur Auslaugung, die sich durch eine einfache Auflösung auszeichnet, stellt die Verkarstung einen chemischen Prazess dar, dessen Ablauf sich in der bekannten Gleichung Ca Cü 3 * H 2 Ü * C0 2 Ca (H CO^ ausdrücken lässt. Die chemische Reaktion ist recht kompliziert und die ebige Gleichung bildet lediglich die Summe von Teilreaktisnen (A. Gerstenhauer und K, Pfeffer, 1966; 2). Der durch Auslaugung van löslichen Gesteinen und den Verkarstungsprozess geschaffene Formenschatz weist keine völlige Übereinstimmung auf. Da zu ihrem Ablauf unterschiedliche Bedingungen erfor¬ derlich sind und es erhebliche gesteinsbedingte Modifikationen gibt, ist eine Trennung zwischen Gipsauslaugung und Verkarstung durchaus berechtigt und angebracht. Berücksichtigt man ferner die erheblich voneinander abweichenden Lösungsgeschwindigkeiten, die sich im Fsrmenschatz mannigfach widerspiegeln, se ist es ratsam, eine grundsätzliche Unterscheidung zwischen dem Verkarstungsprazess der Karbonate und der Auslaugung der Salze vorzunehmsn Obwohl im Santraer Zechsteingabiet bei den löslichen Oberflächengesteinen dis Kalke und Dolomite bei weitem vorherrschen, sind die in Erscheinung tretenden Karstformen fast ausschliesslich Auslaugungsfarmen, Das Ssntraer Zechsteingebiet stellt so ein typisches Gipskarstgebiet dar, das sich vielfach van den Karstlandschaften der Kalke und Dslsmite unterscheidet. Es findet zwa"' auch eine Kalklösung statt, entscheidend für den Karstfarmenschaff ist allein die Gipsaus1 a ugung, 2, Definition und Abgrenzung der Erdfälle !m Unterschied zu den an der Tagesoberfläche gebildeten Gipskarstformen, die an den Ausstrich der Schichten gebunden sind, finden die durch unterirdische Gipsauslaugung an der Oberfläche verursachten Veränderungen vorwiegend in den hangenden Schichten des Gipses statt. im Ssntraer Zechsteingebiet sind es vor allem die Erdfälle, die darauf Hinweisen, dass es sich hier um ein Gipskarstgebiet handelt. Diese Einbrüche heissen im Volksmund Kutten oder Kauten und werden inder Literatur oft als Einsturz« oder Nachsackungsdslinen bezeichnet. In jüngeren morphologischen Arbeiten, die sich mit diesen Formen auseinandersetzen, wird zwar der Begriff "Erdfal] ! ! angewendet, doch wird meist auf eine Abgrenzung gegenüber anderen Hohlformen verzichtet. Um Missverständnisse zu vermeiden, verstehe ich im folgenden unter Erdfall "eins an der Ober¬ fläche plötzlich durch Einsturz entsteííñde trichterbis schachtartige Vertiefung, die durch Einsturz der (meist) durch Auslaugung von Salz oder Gips erstandenen Hohlräume im Untergrund zustandekammt," (Fachwörterbuch für Karstund Höhlenkunde, 1955; 22). R. Goedecke (1966) rechnet die Erdfälle, die in seinem Untersuchungsgebiet z.T, im Muschelkalk Vorkommen, zum unterirdischen Karstphänomen (55, 56). Legt man jedoch die Definition Katzers zugrunde, der unter dem unterirdischen Karstphänomen die Lösung ven Kalkgestein oder Gips unter unlöslichen Gesteinen verstand (vgl, A. Penck, 1924; 176), so können nicht alle Entfalle des Untersuchungs¬ gebietes diesem Begriff zugeordnet werden, da einige der Einbrüche in den ebenfalls löslichen hangenden Schichten des Gipses ausgebildet sind. Aber auch die Bezeichnung Oberflächenkarst für jene formen im Hauptdolemit ist nicht zutreffend, da sie durch Auslaugung des Gipses im U tergrund hervorgerufen wurden. Deshalb sollen im folgenden für alle abgeschlossenen Senken, die durch Lösung des Gipses im Unter¬ grund entstanden sind, der Oberbegriff Gipskarstforman eingeführt werden, in den auch die an der Tagesoberfläche im Gips ausgebildeten Karstformen einbezogen werden.

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N 2/6 Diese mehr thesreiischen Überlegungen zeigen» dass eine Unterscheidung zwischen Karstfermen des Gipses und der Karbenate angebracht ist» da die Begriffe Oberflächenkarst» unterirdischer Karst und bedeckter Karst nicht ausreichen, die wesentlichsten Unterschiede der Karstfermen und die Ursachen ihrer Entstehung zu beschreiben. Ven den Gipskarstfermen des Sentraer Zechsteingebietes wurden die Erdfälle näher untersucht. Der Vergang, der zur Bildung eines Erdfalles führt, ist wiederhelt beschrieben werden und wird deshalb nur kurz zusammengefasst (vgl. H. Seederf» 1955; 26 und R. Geedecke, 1966; 62). An Störungslinien und Klüften dringt das Niederschlagswasser in grösseren Mengen in die Tiefe. Trifft es J®rt auf die leichtlöslichen Gipse, s® setzen lösungsvergänge ein, die eine Vergrösse'/ung der Kluft zur Felge haben» (Der Einfluss der hangenden Del emite und Kalke auf die Gipsaus¬ laugung wird im Abschnitt 5 untersucht.) Hat der Hshlraum ein bestimmtes Ausmass erreicht, s* stürzen di* hangenden Schichten ein. Da zahlreiche Erdfälle im Buntsandstein ausgebildet sind, ist eine geringe Deckschichtenmächtigkeit nicht erfordert ich. Im Gegensatz zu den Lösungsdalinen des Karstes, deren Fermen auf lange Zeit unverändert bleiben, ist die Gestalt eines Erdfalles vem Zeitpunkt des Einbruches an einem raschen Wandel unterlegen. Das Sentraer Zechsteingebiet ermöglicht durch die Vielzahl der jungen Einbrüche, die allmähliche Umgestaltung zu verfelgen. Obwehl im Arbeitsgebiet günstige Ver^ussetzungen für die Aufnahme der Fermentwicklung bestehen, sind die Gipskarstfsrmen des Sentraer Zechsteingebietes in der Literatur bisher kaum erwähnt werden. Der einzige, in verschiedenen Schriften genannte Erdfall ist der bereits 1840 ven Althaus vermessene ^Denser Landsee", der sich durch seine Wasserbedeckung ven den übrigen Hehlfarmen unterscheidet. Nicht immer ist es einfach, einen Einbruch als Erdfall anzusprechen, denn Hehlräume können im Gelände auf mannifache Weise entstehen. Es ist deshalb erferderl ich, die Erbfälle ven den übrigen Senken des Sentraer Zechsteingebietes, die durch natürliche ®der anthrspagene Faktsren hervsrgerufen wurden, abzugrinzen. 1. Die Möglichkeit, dass Verstürze im Sentraer Zechsteingabiet durch die rege Bergbautätigkeit verursacht werden sind, kennte für weite Gebiete, ver allem für den nördlichen Teil, w® die Mehrzahl der Erdfälle kartiert wurde, ausgeschlossen werden. Dagegen blieben die in der Nähe der Schachtanlagen des Richelsdarfer Gebirges befindlichen Hehlräume ausserhalb der Betrach¬ tung, da es sich nicht immer feststellen liess, ab es sich bei den Absackungen durch anthrop®gene Faktsren eder durch natürlichen Versturz verursachte Fermen handelt. 2. V»n den plötzlich einbrechenden Erdfällen sillen auch die Sackungserscheinungen unterschiedin werden. Diese stellen allmählich absinkende Hehlfermen dar, die auf eine mehr flächenhafte Gipsauslaugung mit einer gleichzeitigen Senkung der hangenden Schichten beruhen. Sie weisen im Gegensatz zu älteren Erdfällen, die durch Sslifluktion und Löss aufgefüllt wurden, nur eine dünne Bsdendecke auf, die der nicht abgesunkenan Umgebung in Mächtigkeit und Zusammensetzung entspricht. Sie sind durch den geringen Abstand zwischen Auslaugungsherd und Tageseberfläche bedingt und k«mmen ausschliesslich auf flach abfallenden Flächen des Hauptdel®mi t e s und der Letten v#r. Die Neigung ihrer Böschungswinkel ist im Unterschied zu Erdfällen nur gering, meist unter 10 . Diese flachen Hehlfsrman sind meist nur ein bis zwei Meter tief und unter¬ scheiden sich deshalb v®n den Erdfällen recht deutlich. Bei diesen Fermen kann es sich nicht um Lösungsdelinen handeln, da der unter einer Bedendecke anstehende Kalk keine Lösungsspuren aufweist, und ®ft ein stufenlsser öbergang vem Hauptdslemit zu den Unteren Letten verbanden ist. Fusshöhlen, unterirdische 3ewässer«*adern und Nischen im Dolemit kennten zwar eft beobachtet werden, sie sind jedech nur kleinräumig ausgebildet, da sie der K®nkurrenz mit der Gispaus¬ laugung infelge der gressen Gipslöslichkeit unterliegen.

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M 2/7 3. Ven diesen abgeschlssssnen flachen Hehlfarraen sind jene Sackungserscheinungen zu unterscheiden, die im Oberflächenbild nicht in Erscheinung treten. Es handelt sich dabei um die ven F. Haefke (1926; 80 f.) am Südharzrand beschriebenen Säcke und Orgeln, die im Arbeitsgebiet in verschie denen Sipssteinbrüchen beabachtet wurden. Diese meist abgerundeten, taschenförraigen geologischen Orgeln, deren Füllung mit Verwitterungsmaterial die bucklige Gipsoberfläche ausgleichen, sind ebenfalls van den Erdfällen zu unterscheiden, da ihnen der plötzliche Einbruch fehlt. Die Entstehung dieser Orgeln und Säcke ist von E. Haefke eingehend beschrieben worden und sali hier nicht wiederholt werden. 4. Die Bildung van Hohlformen durch Gispauflösung von der Tagesoberfläche her (vgl. H. Lehmann, 1956; 4) kennte in den räumlich eng begrenzt zutage tretenden Gipsschichten nicht beabachtet werden, überall, wo der Gips im Sontraer Zechsteingebiat ansteht, bildet er steile Talhänge, die durchweg erst durch dis pleistozäne Taleintiefung herauspräpariert wurden. In diese fast senkrechten Felswände sind tiefe und lange Karren eingeschnitten, die nach Hangabrutschungen innerhalb kurzer Zeit wieder ausgebildet wurden. Der Einfluss der oberirdischen Gipsauflösung auf die Erdfallform ist nur in jenen Fällen möglich, wo Gips an einer Erdfallwand ansteht. Dies trifft nur für die Erdfälle westlich Heyerade sowie nördlich Berneburg zu. Da diese Hehlformen durchweg steile Hänge, die sich z.T. aus unlöslichem Material zusammensetzen, aufweisen, müssen jene Trichter mit einem abrupten Einbruch eines unterirdischen Auslaugungsherdes entstanden sein. Einige der aus Gips bestehenden Erdfallwände besitzen zahlreiche sich verästelnde Nischen, die bis zu drei Meter lang sind. Auf dem Erdfallbaden zwischen Lackermassen liegende Gipsbracken lassen auf den Versturz dieser Nischen schliessen. So ist mit ständigen Hangrutschungen zu rechnen, die die Trichterform des Einbruches erhalten. In diesen Fällen liegen Kembinatienen van Auslauggungsformen und Gipslösungsdelinen vor. Bei der Kartierung der Gipskarstfermen des Sentraer Zechsteingebietes wurden die ersten drei beschriebenen Ssnkungstypen von den Erdfällen unterschieden. Dolinen, sowie Hshlfsrmen, die durch periglaziale Vorgänge entstanden sind, kannten nicht nachgewiesen werden. 3. Die Formentwicklung der Erdfälle In der folgenden Betrachtung werden nur solche Hehlräume berücksichtigt, die auf den Einbruch von natürlich entstandenen unterirdischen Auslaugungsherden zurückzuführen sind. Diese Erdfälle wurden auf ihre Ferm, Grösse, Tiefe, Höhenlage und Vergesellschaftung untersucht. Auf die mehr statistische Verteilung und die verschiedenen Erdfal 1 fermen wird nicht näher einge¬ gangen, da sie bereits von mehreren Autoren (3. Goedecke, 1966, F. Haefke 1926, R, Hundt, 1950, H. Seedorf, 1955, H. Weber, 1953 und 1955 u.a.) hinreichend geschildert wurden. In den folgenden Ausführungen wird versucht, die Ursache der Mannigfaltigkeit der Erdfallfarmen im Untersuchungsgebiet zu erklären. Obwohl eine Reihe von Grundfsrmen (Erdfal 1 s chüssel , -schale und-trichier) in fast allen Auslaugungslandschaften beobachtet wurde, scheint es mir nicht ratsam, für die Fsrmentwicklung allgemeingültige Entwicklungsstadien abzuleiten. Sa konnte weder die Angabe van H. Seedarf, "je vereinzelter die Trichter,auftreten, destoggrösser sind sie auch" (1955; 26), nach die Behauptung H. Webers (1929), dass Erdfälle im Buntsandstein selten varkemmen, im Sentraer Zechsteingebiet bestätigt werden. Bei diesen Verallgemeinerungen wird meist übersehen, dass Zeitpunkt und Gestalt eines Einbruches von mehreren Faktaren abhängt, die im Zusammenspiel Farm Tiefe und Lage bestimmten. Die Farm eines Erdfalles wird im wesentlichen von falgendembeeinflusst: Al ter des Einbruches, Mächtigkeit der gelösten Gipsschichten im Untergrund, Abstand zwischen Auslaugungsherd und Tagesoberfläche, morphalegische Beschaffenheit der Deckschichten und marphelogische Farm der Erdfal!Umgebung.

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M 2/8 Da es sich um mehrere variable Grössen handelt, kann sich die Gestalt der Auslaugungsfermen selbst auf kurze Entfernung ändern. Sa kenmen Erdfalltrichter, -schusseln und -schalen in unmittelbarer Nähe selbst im Unteren Buntsandstein (nordwestlich Königswald, nordöstlich van Nentershausen) vsr. Unabhängig von diesen "Ruhefermen’' weisen alle frischen Erdfälle steile, manchmal sogar senkrechte Wände auf. Der Einbruch selbst kann kreisrund, eckig oder quadratisch sein. Der Durchmesser eines solchen frischen Einsturzes beträgt nur wenige fieter. Wie lange die Entstehungsform erhalten bleibt, richtet sich ver allem nach der Beschaffenheit der Deckschichten. Im weichen Material, wie in den Letten oder im Bröckelschiefer, findet innerhalb kurzer Zeit eine Verschüttung des Erdfal 1 mundes durch Rückverlegung der Erdfallwand statt. Die Einbruchsferm kann im Hauptoder PI attends! smi t jahrelang erhalten bleiben, wie der Erdfalltrichter östlich der Strasse Berneburg nach Hübenthal zeigt. Die nahezu völlige Abtragungsruhe innerhalb dieser Einbrüche wird durch die bis zu senkrechten Erdfallwände belegt. Da bei einer ganzen Reihe vsn Erdfällen auch nsch nach Ausbildung eines flachen Erdfallbsdens Einbrüche stattfinden, lässt es sich nicht immer mit Bestimmtheit sageh, eb ein Erdfall seine "Ruhefsrm 1 1 erreicht hat. Durch diese Nachsackungen kämmt es zu einer weiteren Fsrmenvariante: Symmetrische Erdfall schusseln und -schalen können durch erneute Einbrüche wieder vellksmmen un¬ regelmässige Gestalt annehmen. Die Ursache eines erneuten Versturzes liegt in der vermehrten Wasserzufuhr durch den Erdfallmund, se dass es im Bereich der Kluft bzw. Verwerfungsspal te bis zur endgültigen Gipsauslaugung kommen kann. Diese Nachsackungen werden durch Sekundärtrichter, terrassierte Erdfallwände sowie auf die Erdfallmitte geneigte Bäume angezaigt (vgl. R. Geedecke, 1965; 66). 4. Die Verbreitung der Erdfälle Auch die Verbreitung der Erdfälle ist nicht zufällig, sendern hängt ven bestimmten Faktoren ab. Obwohl im Sentraer Zechsteingebiet die Veraussetzung für die Entstehung von Erdfällen, abgesehen ven jenen Stellen, an denen der Gips und die liegenden Schichten als Bestandteil der Struktur!andschaft an die Oberfläche treten, nahezu überall erfüllt sind, ist die lokale Dichte der Erdfälle sehr unterschiedlich. Se wurde die Mehrzahl der Erdfälle an steilen Hängen festgestellt. Zahl¬ reiche Erdfälle kämmen auch auf den verschiedenen Ebenheiten vsr. Gemeinsam ist allen die relativ hohe Lage über dem Vsrfluter, in den Talauen wurden nur wenige Erdfälle beobachtet. 3s befindet sich z.3. im Zechsteinaufbruch van Herlefeld der grösste und bekannteste Erdfall dieses Gebietes "das Tiefe Lsch" unmittelbar im Flussbett des Landebaches (Gesamthärte 61,2 d.H., Karbsnathärte 13,5 d.HL, Sulfathärte 47,7 d.H.) Dieser Einbruch zeigt, dass Auslaugungsvorgänge auch unter dem Grundwasserspiegel stattfinden können. Die Ursache dieser Erdfälle ist in tektonischen Ursachen zu sehen. Eine Eigenschaft der Erdfälle, die zu verschiedenen Überlegungen geführt hat, ist ihr schwarm¬ artiges Verkommen. Ihre meist lineare Anardnung wird oft mit Einbrüchen entlang Verwerfungs¬ linien erklärt. Auch im Ssntraer Zechsteingebiet konnten mehrere Erdfal 1 gruppen festgestellt werden, die an tektonischen Störungen "perlschnurartig' 1 aufgereiht sind. In diesen Fällen ist die Auslaugung des Gipses auf die Kluft beschränkt, an der das Wasser in die Tiefe dringt. Das dichte Nebeneinander von Erdfällen ist auf den kaminartigen Auslaugungsherd zurückzuführen, der selbst im fortgeschrittenen Stadium nicht nach der Seite zu wachsen scheint. Sa sind die grassen, z.T. über 100 Meter im Durchmesser erreichenden Erdfälle nördlich Heyerode und westlich Rockensüß, erst durch Rückverlagerung bzw. Abtragung der Erdfallwände mehrerer isolierter Einbrüche entstanden (Abb. 3). Ein typisches Beispiel für das Zusammenwachsen vsn Erdfal 1 ketten ist der grasse Einbruch b&fáüeh Heyerede, bei dem die einzelnen Einstürze bereits einen zusammenhängenden Kemp-Tex bilden. Die noch nicht restlos abgetragenen Erdfallwände lassen jedoch erkennen, dass es sich um ursprünglich mindestens sieben isolierte Erdfälle gehandelt hat.

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M 2/9 Das Ausciass der an Verwerfungen gebundenen Erdfälle ist recht unterschiedlich. Der Durchmesser der Einbrüche schwankt zwischen drei und einigen 100 Metern, die Tiefe zwischen zwei und 38 Metern. Ver allem die Einsekungen, die im Zusammenhang mit Schal 1 e nbewegungen entstanden sind, können erhebliche Veränderungen der Landschaft hervsrrufen. Oft erwecken sie den Anschein, sie seien an der Nahtstelle zweier Flächensysteme eingebrechen. 3s täuscht die Erdfal 1 gruppe nördlich Heyerede an der Einbruchsstelle eine Flächenkante mit einem Höhenunterschied vsn 20 Metern vor. Im allgemeinen lässt sich eins Verwechslung mit einer echten Abtragungsstufe vermeiden, wenn man die nähere Umgebung der Einbrüche mit in die Überlegung einbezieht. Neben den Erdfällen, die an Verwerfungslinien entstanden sind, treten auch Einstürze auf, die keine Verbindungen zu tektsnischen Störungen erkennen lassen. Zu diesen zählen die vielen Ein¬ brüche zwischen Berneburg und Hübenthal unmittelbar an der nördlichen Talseite der Ssntra. Die Anhäufung der Erdfälle und der bis zum heatigen^Tag andauernde Auslaugungsprezess lassen die Vermutung zu, dass hier ein weitverzweigtes unterirdisches Hehlraumnetz verliegt, das zu Iskalen Einbrüchen führt, wenn die Deckschichten nicht mehr standfest genug sind. In diesem 3ebiet fallen mehrere talartige Einsekungen auf, denen ein gleichsinniges Gefälle fehlt. Sie setzen am Flächenrand mit einem ardfallähnlichen Einbruch an und führen zur Sandra. Im Gegensatz zu den isslierten Erdfällen an Verwerfungslinien liegt hier ein zusammenhängender tal¬ artiger Kemplex fer. Diese Erdfal 1 r eihen führe ich auf den Einsturz ven unterirdischen Wasserläufen zurück. Hinweise geben die Härtebestimmungen der Quellen, die unmittelbar an der Gipswand bei Berneburg austreten. Die Gesamthärte schwankt hier zwischen 70 und 90 DH . Andererseits kann jedoch nicht ausgeschlessen werden, dass es sich bei diesen Fermen um Einbrüche am Beden eines Trackentales handelt, sbwahl nirgends ein Zusammenhang zwischen Erdfal 1 ketten und Trackentälern beobachtet werden kennte. Lediglich am Talabschluss sind meist Erdfälle eingebrechen, deren Entstefeang durch den starken Zufluss ven Grundwasser an dieser Stelle begünstigt wurde. Oft sind diese Hahlfsrmen durch rückschrei tende Eresien an die oberirdische Entwässerung angeschlassen. $e ist eberhalb der Quelle des Pfaffenbaches eins Talweitung zu beebachten, deren Füllung mit Buntsandsteinmaterial innerhalb dieses Zechsteingebietes ihre ursprüngliche Entste¬ hung als Erdfall erkennen lässt. Es muss deshalb damit gerechnet werden, dass viele ältere Einbrüche durch rückschreitende Eresian an die eberirdische Entwässerung angeschlessen sind und heute nicht mehr als Erdfälle in Erscheinung treten, über die Verbreitung älterer Erdfälle lasá sich daher nur wenig aussagen, zumal tertiäre ader al tpleistezäne Füllungen nicht nachge¬ wiesen werden kennten. Es erhebt sich daher die Frage, ®b zu allen Zeiten die Veraussetzungen zur Erdfal 1 bi 1 dung gleich günstig waren. Dies scheint'nicht immer der Fall gewesen zu sein. Untersucht man nämlich den Einfluss der verschiedenen Vertsarstungsfakteren, se stellt man fest, daß sich im Sentraer Zech¬ steingebiet ver allem die Lage des Verfluters seit dem Al tpleistezän erheblich geändert hat. Durch das Einschneiden der Flüsse während des Pleistezäns sind die Niveauunterschiede zwischen den Gipsherizenten und der lekalen Eresiensbasis erhöht werden. Da nun das Grundwasser größere Höhenunterschiede im Gips überwinden muß, wird die Entstehung ven Hehlräumen dicht unter der Oberfläche begünstigt. Diese Überlegung erklärt auch die Tatsache, daßim westlichen Sentraer Zechsteingebiet nur wenige Erdfälle festgestellt wurden. Hier liegen die gipsführenden Schichten unter dem Verfluterni v eau, sa dass nur an tektenischen Klüften mit Anhydrit bzw. Gips in Berührung kommen kann. Dies bestätigen auch die geringen Härtewerte der Quellen. (z.B. Roßbach (255 m U. NN) Gesamthärte 31,4 d.H., Karbenathärte 12,6 d.H., Sulfathärte 18,8 d.H.). Die Vielzahl der^histerischer Zeit erfolgten Einbrüche kann außerdem im Zusammenhang mit den Grundwasserschwankungen stehen, die durch die Bergbautätigkeit hervsrgerufen wurden. 5. Lösungsfragen Von den vielen Faktoren, die den Übergang des festen Gipsgesteins in den löslichen Zustand beeinflussen, soll die Bedeutung des Lösungsmittels näher untersucht werden. In der Literatur wurde bisher lediglich die Abhängigkeit der gelösten Calziumsulfatmenge in Bezug auf salzhaltiges Wasser erwähnt. Im Sontraer Zechsteingebiet kommen jedoch vor allem Calziumund Magnesiumionen der Dolomite als Lösungsgenossen in Betracht. Es erhebt sich daher die Frage, in welcher Weise durch beide die Lösungsgeschwindigkeit des Gipses beeinflußt wird.

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M 2/10 Um die Abhängigkeit der Calziumsul fail'dsung ven verschiedenen Ausgangsbedingungen festzustellen, wurde felgende Versuchsreihe durchgeführt: (Die 6esamthärte wurde mit Indikater-Puffertablette in ammeniakalischer Lösung bestimmt, in verschie¬ denen Fällen wurde der Calziumund Magnesiumgehal t getrenntbestimmt. Als Indikater wurde bei der Kalk¬ härte Calcencarbensäure durch Zusatz vsn flatrsnlauge benutzt. Bei beiden Härtebestimmungen erfolgte die Titratian der Wässer mit 0,1 m Titriplexll! Lösung (R, Merck). Die Karbenathärte wurde mit dem Mischindikatar M ermittelt, titriert wurde mit 0,1 n Salzsäure.) 10 g Calziumkarbsnat bzw. 10 g Dalemitpulver wurden in einem Liter dest. Wasser, das einige läge offen in einem Behälter gestanden hatte, gegeben und mit demMagnetrührer gerührt. Mach 20 Stunden wurden die gelösten Ca und Mg Mengen bestimmt» Anschließend wurden jeweils 2,4 g Gips, der aus dem Steinbruch bei Mönchhosbach stammte und auf 2mm Korngrösse zertrümmert werden war, hinzugegeben. Ein Blindversuch wurde ebenfalls durchgeführt, ln verschiedenen Zeitabständen wurden die Lesungsmengen erneut festgestellt. Anschließend wurden dem Blindversuch einige Gramm Calziumkarbenatpul v er hinzugegeben und nach zwei Stunden die Lösungsmenge festgestellt. Es zeigte sich, dass das Wasser nach Kalziumisnen aufnehmen kennte. Bei diesen Versuchen kam es nicht zur Ausfällung van Ca S0^ bzw. Ca CO^, da keine gesättigten Lösungen Verlagen. Die Auswertung der Ergebnisse ergibt, dass eine nahezu gleichmäßige Menge gelöster Ca-lonen bei allen drei Ausgangsbedingungen nach 15 bis 30. M i n uten vorliegen. Daraus folgt, dass die Menge des gelösten Gipses unabhängig von den verschiedenen Ausgangsbedingungen ist. Wassermessungen im Sentraer Zechsteingebiet (Angaben in deutschen Härtegraden.) label 1 e 1 Lokal 1 tät pH Gesamthärte Karbonathärte Sulfathärte 1 Roswiesen 6,5 4,2 2,6 1,6 2 Mühlenbach 7,8 9,9 6,4 3,5 3 Liebeswinkel 7,9 10,4 5,3 5,1 4 Sontra 7,3 11,3 5,6 5,7 (325 m ü. NN) 5 Metzlarer Bach 7,3 11,7 6,2 5,5 6 Rechtenbach 8,2 18,0 13,2 4.8 7 Rettelsgraben 7,0 20,2 13,8 6,4 8 Bsrnquel 1 e 7,3 21,4 16,4 5,0 9 Pfefferbach 7.4 22,1 15,0 6,1 10 Södenberg 7,5 23,1 15,0 8,1 11 Kl are See 8,0 24,3 15,0 8,3 12 Bexersde 7,4 26,4 14,1 12,3 13 Heyerede 7.9 27,0 16,5 10,5 14 Schlackenmühle 7,5 27,1 14,5 12,6 15 Mönchhosbach 7,5 31,2 16,5 14 7 16 Mottengraben 8,5 34,5 15,3 19,2 17 Quel 1 e Schmand 7,4 35,2 15,4 19,8 18 Fel dborn 7,4 36,5 13,0 23.5 19 Sentra 7.2 37,8 13,9 23,9 (280 m ü. NN) 20 Densbach 7,9 51,8 15,4 36,4 21 Unter der Liede 6,8 52,6 13,4 39,2 22 Pfaffenbach 7,3 53,5 14,7 38,8 (310 m U. NN) 23 Katzkepfquel l e 7.4 54,6 12,9 41,7 24 Quelle Berneburg 7,6 94,5 12,5 82,0 25 Gipshöhle Berne7,2 97,4 12,3 85,1 bürg

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M 2/11 In Abbildung 4 werden die Standpunkte der einzelnen Wassermengen durch die entsprechenden Zahlen angegeben» Vergleicht man einige Quellwasser im Sentraer Zechsteingebiat auf ihre Härte, si läßt sich felgendes feststellen ( s. auch Tab. l)s Abgesehen van den Quellen, die im ßr'dckelsehiefsr und in den Oberen Letten entspringen, weisen alle übrigen eine relativ gleiche Karbanathärts zwischen 13 und 16 DH auf. Daraus felgt, dass das Wasser, ehe es auf die Qipsfermation trifft, eine nahezu kenstante Menge Karbanate hat. Sie setzt sich aus rund 25$ Calziumkarbanathärte und 75$ Magnesiumkarbanathärte zusammen, das entspricht etwa 84 mg MgCO^ und 90 mg Ca CO^ prs Liter. Im Gegensatz zu dieser fast kanstanten Karbsnathärte ist der Schwankungsbereich der Gesamthärte (18,0 bis 52,6 DH ) sehr hech, das entspricht einer gelösten Ca SO^-Menge van 126 bis 952 mg/1. Berücksichtigt man nech die Quelle an der Gipswand in Berneburg, se erhält man segar einen Wert vsn über 2000 mg Gips pre Liter. Öberraschend niedrige Werte wurden im Denser See festgestellt. Die Wassermassen jenes riesigen Einbruchskessels weisen bei einem pH-Wert ven 8,5 eine Gesamt¬ härte ven 15 DH auf, webei die Karbenathärte Uber 10 DH beträgt. Jener ebsrflächlich zuund abflußlese See scheint ausschließlich mit Grundwasser aus dem Buntsandstein und der ebenen Zechsteinfermatien gespeist zu werden. Q Alle Gesamthärten Uber 50 DH wurden in Quellen gemsssen, die unmittelbar ver einer Gipswand entspringen. Die hohen Werte der gelösten Gipsmengen erklären die Vielzahl der Einbrüche in der näheren Umgebung. Legt man bei der Quelle des Katzkepfes, die in einem Erdfall an die Oberfläche tritt, eine Schüttung vsn nur 20 Liter prs Minute zugrunde, s® werden jährlich Uber 100 kg Gips durch sie weggeführt. Dieses Beispiel zeigt, dass in naher Zukunft mit weiteren Einbrüchen im Sentraer Zechsteingebiet zu rechnen ist. Aufgrund der Geländebesbachtungen, Wasseranalysen und geslogisch-tektsnischen Verhältnissen sind felgende Räume des Sentraer Zechsteingebietes durch die Gipsauslaugung am meisten gefährdet: Das Gebiet zwischen Berneburg und Hübenthal, das Gebiet westlich Csrn^berg, das Gebiet nördlich Rsckensüß und das Gebiet südöstlich Dens. Literaturverzeichnis Fachwörterbuch für Karstund Höhlenkunde 1964. Jahreshefte für Karstund Höhlenkunde H. 5 Gerstenhauer, A. und Pfeffer, K. 1966: Beiträge zur Frage der Lösungsfreudigkeit vsn Kalkgesteinen Abh, Karstund Höhlenkunde Reihe A, H. 2 Gaedecke, R. 1966 Die Oberflächenfarmen des Elm. Göttinger Gesgr. Abh. H. 35 Haefke, F. 1926 Karsterscheinungen am Südharz. Mitt. der Geegr.Ges. in Hamburg 37, S. 77 105 Hundt, R. 1S5Û Lehman, H. 1956 Penck, A. 1924 Richter, G. 1941 Seedsrf, H. 1955 Sobotha, L. 1932 Weber, H. 1929 Weber, H. 1952 Ettifall tektenik. Halle Der Einfluss des Klimas auf die marphsl § g i s e he Entwicklung des Karstes. Repart @f the Csuimissisn af Karst Phenomena. S. 3 7 Das unterirdisehe Karstphänsmen. Cvijic Festschr. S. 175 197 Palä®ge®graphisehe und tektsnische Stellung des Richelsdsrfer Gebirge* im hessischen Raume. Jahrb. d. Reichsstelle f. Bsdenf. f 1940. 61 S. 283-332 Reliefbi 1 dung durch Gips und Salz im niedersächsischen Bergland. Sehr. Wirtsch. wiss.Ges. z, Studium Niedersachsens N.P. 56 Sber Salzauslaugung, Tsktenik und Oberflächenfermen zwischen Westharz und Vogelsberg-Rhön. Zeitschr.Dtsch.Gesl.Ges. 84, S. 725 732 Geamerphsl@gisehe Studien in Westthüringen. Fersch z. deut Landesund Vslkskde. 27, 3. 257 ~ 474 Pliezän und Auslaugung im Gebiet der oberen Werra. Geolegica 8

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M 3/1 Formas karsticas de Itxina NESTOR de GOICOECHEA (Bilbao/España) El grupo Espel e olôglco Vizcaino, juntamente con el Instituto de Hidrología Continental y Científica de Madrid, esbozo estas primeras notas generales que explican las formas karsticas : aéreas y subterráneas del macizo "árstico de Itxina, situado en la provincia de Vizcaya, norte de España, con una altitud media de 1.100 m. Las formas exokarsticas . 1. Lapiaz . Las formas de Lapiaz son variadísimas. En pocos lugares se pueden encontrar tantos tipos reunidos en una zona relati¬ vamente pequeña. Nos limitaremos a citar los principales y a indicar unas breves notas sobre los factores que han influido en su morfogénesos : Lapiaz en meandros , con bordes redondeados (fot.1). Lapiaz en surcos , con bordes agudos, mis verticales que el anterior y frecuentemente con microcorrosiones de borde en las aristas (fot. 2 ) . El primero predomina en las calizas claras y el segundo en las obscuras. Las primeras suelen estar más fisuradas que las segundas. Lapjaz de génesl s nival . Normalmente en surcos, a veces verticales. Se encuentran cuencos de alimentación, que reco¬ gen la nieve que al fundirse, originan los surcos. Lapiaz en huella de pisada (fot. 3 ). Muy abundante en las calizas claras y en distintos grados de desarrollo. Mlcrolapiaz en rellenos calcíticos de fisuras. Les principales factores morfogenéticos son : litológicos (calizas mis puras y microcristalinas), estructurales (las calizas están muy fisuradas, con fallas y microfisuras abundantes), climatológicos (precipitación media anual 1.0001.200 mm. regularmente distribuida a lo largo de todo el año, intensas nevadas), biológicos (abundante vegetación), geomorfológicos (suelos arenosoarcillosos con elevado poder de retención, ausencia total de escorrenterla superficial por la forma del relieve), paleogeogrlficos (las calizas han estado recubiertas por capas de areniscas permeables y en su interior se ha establecido durante largo tiempo una capa freática, con la consiguiente disolución a través de todas las fisuras, grandes o pequeñas. 2. Polinas, Los factores morfogéneticos son los mismos, incluyendo ademas en este caso la presencia de grandes cavidades de la red freática, que han facilitado la génesis de dolinas sobre las mismas, algunas por hundimiento de la bóveda. Los tipos principales son : Dolinas disimétricas , impuestas por la estructura. Dolinas alargadas , en forma de pequeños valles kársticos. Se encuentran en las zonas periféricas ( L e k anda , ¡txingot e ) , favorecidas por la estructura para la génesis de este tipo de depresiónes. Doli nas nival es , muy abundantes, sobre toda hacia la parte occidental. Son en forma de embudo muy pendientes (teseref) o pozos cilindricos verticales (kotlitchi), en ambos casos con lapiaces en surcos en las paredes (fot. 4 ) . Dolinas de hundimiento , Sobre grandes cavidades infrayacentes. Por ejemplo la de la Gran Grieta Central o Itxulegor. Dolinas complejas , o grandes depresiónes con otras pequeñas dolinas en su interior. Iodo el conjunto constituye una depresión compleja, que se descompone en varios sectores, que a su vez contienen nume¬ rosas dolinas en su interior. Es lo que se llama PODI en el karst yugoeslavo. Las formas endokársticas . Describiremos aunque brevemente, las cavidades cuya génesis a tenido lugar en la zona vadosa y en la zona freática, dejando un pequeño apartado para las surgencias actuales. Cavidades de génesis freática . Compuesta por diversos pisos oscilando entre las altitudes de 1.150 m. las superiores (Cueva de Elorrea ) hasta la cota inferior del macizo de 700 m. (cueva de Ot x abide ) . Describiremos brevemente diferenciándolas según su altitud. Cavidades de la zona alta : Se trata principalmente de trozos de galerías freáticas, cortadas por formas de desarrol¬ lo exokárstico, como las cuevas de Goikotxabolalde , Axpezar , Arko-Atxa , Ojo de Atxular ) ( f ot.7), son típicas las gran¬ des huellas de corriente, canales y marmitas de bóveda y secciones elípticas o circulares de sus galerías. Las cavi¬ dades situadas a esa altitud y en la ladera norte de Itxina, se tratan de antiguas surgencias, cuyas aguas han abor¬ tando por descender el nivel de base, al mismo tiempo que el agua se ha adptado a la estructura del terreno.

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M 3/2 Cavidades de la zona media : Formada por dos grandes complejos, el de Lezandi y el de Gran Grieta Central-Supe! e gor (fot. 5 y 6). Son galerías de grandes dimensiones, en Lezandi alcanzan los 30 y 40 m. de altura, debida al agranda miento por fenómenos clásticos. Son numerosos los "pendant* y los techos en "sponge mork", huellas de corriente grandes o medianas, pero nunca de pequeñas dimensiones. Cavidades de la zone profunda : Formada exclusivamente por la cueva de Otxablde de más de 6 km. de galerías, en to¬ das las cuales la morfologiá exclusiva es la freática. Actualmente por esta cavidad, corre por una de sus galeriás el río subterráneo principal que drena Itxina , que sumiéndose en la Campa de Arraba , surgen por Aldabide. En esta ca¬ vidad se aprecio diversas muestras de marmitas invertidas (fot. 9 ) definidas por Bdgli como corrosión por mezclas de aguas. Simas freáticas , el agua en la capa freática, aprovecho todas las fisuras (horizontales y verticales), ensanchándolas, por lo que existen en abundancia este tipo de simas. Una muestra característica es la sima que nos permite penetrar en el complejo de Otxablde (fot. 8 ) de 160 m. verticales, a cuyos pies se abren los 6 km. de galerías. Se caracteri¬ zan principalmente, por atravesar las redes freáticas y profundizar en el karst. Cavidades de génesis vadosa . Las cavidades horizontales que en este apartado se encuentran, son conductos iniciales freáticos que se han desarrol¬ lado posteriormente. Sin embargo algunos tipos de cavidades verticales son netamente vadosas. Encontramos : Simas ponor , tratándose de perdidas de aguas de arroyamiento, entre las actualmente activas, solo encontramos la per¬ dida del río de Arraba, y entre las muertas, exclusivamente la l-S-76, en la depresión de Itxingote. Simas formadas por ampliación de fisuras por disolución , so muy numerosas y de profundidad variada, abundando la simas de sub-lapiaz de escasa profundidad. Algunas alcanzan las galerías de la antigua red freática. Es difícil hacer una clara distinción entre las que han sido originadas por la acción de las aguas agresivas al infiltrarse en la zona va¬ dosa y aquellas otras que tienen su origen en condiciones freáticas y que posteriormente han evolucionado en condi ciones vadosas, al descender el nivel piezomátrico. Foibas , se tratan de pozos que parten del mismo suelo de galerías interiores, formados por percolación a través deiossedimentos de las galerías son casi excasos. Algunos de los pozos en realidad se tratan de formas exokársticas de genesis nival, que son tratados en su apartado cor¬ respondiente. Surgencias activas. Son de dos tipos, las drenadas por las aguas procedentes del la pequeña depresión de Itxingote como la surgencia de Altxiturri y las que descargan las aguas autóctonas del macizo, juntamente con las alóctonas de Arraba , como Aldabide. Esquema general . Destacaremos ante todo dos rasgos sobresalientes : la exuberancia y riqueza de las formas exokársticas, debida a cir¬ cunstancias altamente favorables durante todo el cuaternario; y el gran desarrollo alcanzado en tan escaso espacio por las cavidades subterráneas en su mayor parte pertenecientes a una misma red freática, como sugiere el esquema 1. El hecho comprobado de que el propio Ojo de Atxular ha sido una surgencia (travertinos al exterior, sedimentos detrí¬ ticos al interior) indica que esta circulación en capa freática ha tenido lugar en Épocas anteriores al cuaternario , hipótesis que apoya también la presencia de sedimentos detríticos, procedentes de las areniscas, en todas las cavida des de la red. Es interesante observar que la red freática, instalada en forma de redmixta de fisuras y conductos, engloba también importantes cavidades verticales o simas, interconectadas con las galerías horizontales. Es un hecho, que pocas veces se considera, que la circulación en capa freática en un acuífero karstico, tiene como consecuencia la ampliación por disolución de todas las fisuras de la roca, disolución que no tiene lugar en el mismo grado en todas las fisuras, de¬ bido a la heterogeneidad y anisotropía de los principales factores : litológicos, estructurales, estado de tensiones y distribución del potencial de carga hidraúlica. Esta anisotropía fondamental impone necesariamente una cierta selección de algunas fisuras, que resultan muche más am¬ pliadas que otras, lo que a su vez provoca una autoaceleración del proceso, llegándose finalmente a la constitución de grandes conductos, que drenan a veces un caudal no muy considerable, a pesar de lo que sugiere su gran tamaño. Este proceso suele tener lugar durante un periodo de tiempo no muy prolongado, que en algunos casos puede abarcar todo el neógeno y parte del cuaternario. Es imposible por ahora determinar la edad del karst de Itxina , por falta de datos, y es solamente la presencia de los rasgos geomorfológicos citados, unido a que no tienen relación alguna con el relie¬ ve subaéreo actual, el que nos sugiere la atribucción de una génesis pre-cuaternaria para las formas endokársticas de Itxina.

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y Urtutxe VAitzgorigane \ Atxoragaun ^ Ojo Atxular i t N [gaLirintza ^ \ Lekanda i ^ i i .A/ ( r; Jt • %  '%(£' 1 %  1 ''-^ ' .-ï’ • %  ’' i'v, .’ : . .}.\T ,í^'' , ^:;:;, %  4 ,.,,7 »/ ^ / Atxere > '---g'?' 7 11 ’O '' t' " // N ir s #• o. Ku'txak ! ^ Supelegor ,v Gran Grieta : -V : Lezandi Otxabide Escala Apr.: l.n.OOO N. Atxa Ja / u si ta Nv ^ ^ Pedrontegui Fig. 1: Esquema de las principales cavidades, en planta. Se ve claramente cómo se superponen y pertenecen a un mismo complejo subterráneo. v» Campa de Arraba

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Fot. 1 Lapiaz en meandros. Calizas obscuras Fot. 2 Fot. 3 Fot. 4 Fot. 5 Galería de génesis freática. Se observa la diferencia entre dos tipos de calizas, y la formación de "pendants" en la parte inferior. Cueva de la Gran Grieta Central. Itxina (Vizcaya) Fot, 6 Anastomosis de galerías de génesis freática, con "pendants". Cueva de la Garn Grieta Centra. Itxina (Vizcaya). Lapiaz en surco, con microcorrosiones de borde. Lapiaz en "huella de pisada". Colina nival, con lapiaces en surco. 2

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M 5/6 Fot. 7 Fragmento de una cavidad freática surgente. Ojo de Atxular. Itxina (Vizcaya). Fot. 8 Sima de génesis freática. Cueva de Otxabide. Itxina (Vizcaya). Fot. 9 Marmita invertida por corrosión en capa freática (corrosión por mezcla de aguas s/Bögli ). Cueva de Otxabide. Itxina (Vizcaya).

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M 3/7 En la actualidad no parece que haya una capa freática importante. El conjunte descarga principalmente por dos surgencias : Aldabide y Al txi turri , y recibe dos aportes superficiales albctonos en las pérdidas de Arraba et Itxingote además de las infiltraciones dispersas sobre su superficie. Algunas observaciones parecen indicar que las variacio nes de caudal en las surgencias son muy bruscas y siguen casi inmediatamente a las precipitaciones. Otro aspecto interesante es la relación entre las cavidades freáticas, las simas que llegan a ellas desde la superfi¬ cie, los pozos de génesis nival, las bolinas y el lapiaz. En cuanto a los tres últimos tipos : los pozos nivales no suelen tener relación alguna con las cavidades subterráneas, pues son formas claramente engendradas desde la superficie, y que se desarrollan hacia abajo ; hay dolinas que no tienen relación con las cavidades y otras que si, estas últimas no son sólo las de hundimiento, sino algunas otras, sinples o complejas, cuyo desarrollo se ha visto favorecido por las cavidades preexistentes, como las de la depres sión centra] de Asiaor , separando asi el conjunto de la red freática en partes hoy dfa independientes, y permitiendo el fácil acceso a ella por las cavernas horizontales cortadas, como Supelegor etc..; en cuanto al lapiaz se puede hacer notar un hecho de interés : las cavernas freáticas a veces están muy próximas a la superficie, con unos pocos metros de cobertera, y sobre ellas, como en todo Itxina, abunda el lapiaz extraordinariamente désarroi lado, a pesar de lo caul las cavidades presentan sus formas freáticas casi intactas y no hay forma de corrosión actual, salvo en lugares aislados en relación con fracturas o simas, lo que indica la casi inexistencia del llamado leñar o lapiaz inverso, que casi siempre se ha confundido con las citadas formas freáticas (fot. 6). Es algo mis complejo y difícil de ver la relación entre las simas y las redes freáticas. Desde luego hay simas que se forman en la zona da aireación, exclusivamente por disolución de las aguas percoladas través de la fisuras, y que se desarrollan hacia abajo y hacia arriba, llegando algunas hasta la superficie y otras no. Pero la comprobación de que en el complejo subterráneo hay simas que están claramente insertas en el mismo proceso de génesis y desarrollo de la red freática, hace pensar que algunas de las simas que se abren desde la superficie también fueron engendradas en condicones freáticas. Esto resulta más patente en las que llegan a las galerías horizontales y no se detienen en ellas, ni apenas cambian de forma ni de sección, sino que continúan profundizando. En la parte central del macizo confluyen las grandes cavernas freáticas, y parece que han pertenecido a dos capas pro¬ cedentes de zonas de alimentación distintas : una zona hacia el sur, donde si situa el macizo del Gorbea y otra hacia el este donde hoy día esta la Campa de Arraba . Naturalmente el relieve sería muy distinto del actual. Posteriormente han ido quedando cada vez más recortadas al excavarse los valles que rodean a Itxina , ya durante el cuaternario. Asi pues, la génesis del karst subterráneo de Itxina hay que supornerla en relación con el macizo del Gorbea , y es quizá contemporánea a las cavidades désarroi l a das en este macizo, una de las cuales, la cueva de Mai r ulegorreta, es una im portante caverna de más de 10 km. . La clave para dilucidar esta relación reside probablemente en el valle de Zaste gui , que probablemente ha desorganizado el karst de ambos macizos, Gorbea e Itxina , dejándolos desconectados, como aparecen hoy día. La zona de descarga parece que ha ido evolucionando, desplazándose hacia el oeste desde el Ojo de Atxular y adaptán dose a la estructura del macizo, según iba descendiendo, como ya hamos indicado, el nivel de base local. Discusión : (KIOTKE : Hannover) Fue esta region una glaciación y que importancia es la precipitación de nieve actualmente para 1 a carstificación ? (de G0IC0ECHEA) El karst de Itxina se halla a una altitud media de 1.100 mts. El régimen de precipitación es eminen¬ temente pluvial con una media anual de 1000 1200 mm., pero con abundantes nevadas. La abundancia de dolinas y lapiazes nivales demuestra la influencia que tuvo en los procesos de karstificacion. (MONROE : SAN JUAN ) Donde están las montañas de Itxina ? El karst de Itxina forma parte del macizo montañosos de Gorbea, situado en la provincia de Vizcaya y a 30 Km. al SE de Bilbao. Cual es la edad de las calizas? (de G0IC0ECHEA) : El karst de Itxina se ha desarrollado sobre un potente paquete calizas urgonianas. Esta facies urgoniana se puede encontrar en diversos niveles del Cretácico inferior y medio, y no corresponde a un piso determinado. Se trate de unas condiciones de sedimentación especiales que se han reanudado varias veces a lo largo del tiempo.

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Some Marine and Lacustrine Karst Features in Ireland d. 0. COLEMAN (Dublin, Ireland) Abstract The major portion of the carboniferous limestone area of Ireland lies between 0-100 m. Coastal exposures exhibit typical forms from pinnacles to spray zone pitting. Limestone lakes shores in the Central Lowland show cylindrical drilling and hemispherical pitting of rock surfaces. Scalloped cave and fissure walls occur in some lakeside sites. Introduction The purpose of this paper is to draw attention to some minor karst features exhibited on the limestone coasts of Ireland and along the -shores of lakes that have limestone exposures. Very little work has bean carried out on this subject in Ireland, and, indeed, generally on karst surface features (Williams 1966), although caves have received considerable attention (Coleman 1965), In this paper ! only propose to list and briefly describe these marine and lacustrine sites, without any attempt to discuss the theories of formation (Guilcher, 1964). All the sites described are in the Carboniferous Limestone. In Ireland this rock reaches its maxime? elevation of C. 350 m in the plateaux of SIigo-Fermanagh and the hills forming the Surren area of NorthWest Clare. Generally throughout the country the limestone lies between 0-100 m and in the Central Lowland islargely covered with glacial deposits and post glacial peat beds. Note After the name of each site is given, first the number of the Ordnance Survey of Ireland map, 1/2 inch to 1 mile, (1 : 126,720) followed by the National Grid Reference. North-West Clare 1. Hurroogh (No. 14, HI 3 6098) 9 m high cliff of boulder clay with 2-3 m of a darker deposit at base (probably of the older glaciation). The deposits rest on a limestone platform covered high tide. Where recently denuded of clay, the rock shows closed jointing. Seawards, joints are enlarged, solutional pits increase in frequency and at low water mark pinnacle structures are well developed. The site shows that pavement dissection does not go on under overlying deposits. Extensive sandhills He to the south of the site and to the north a boulder beach. 2. Poulsal 1 agh (No. 14, M085018) Harina site with storm beach of large rounded boulders, mostly of limestone. Solution pitting is well developed in rocks at the north end of the beach. Above the cliff, the horizontally bedded limestone shows an extensive spray zone. A notch is well displayed at high water mark along the cliff. An unroofed canyon-type cave passage (typical Co. Clare form) is also a feature of the site. At the south end of the beachis a glaciated rock surface from which boulder clay is being eroded. 3. Doolin (No. 14, RÛ35968) Coastal site with small strand backed by an extensive boulder beach. At the boat pier the pinnacle structures at low water mark are the finest on this coast. Above them lies a rough pitted area -d higher up a spray pitted zone. South-east of the pier, the rock coast shows interesting abraded ("sand blasted") solution pits which merge into the extensive Doolin sand beach. Beyond this Naraurian rocks form a cliff which culminates seawards in the Cliffs of Hoher (185 m maximum).

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M 4/2 A Riverstown Co. Clare (site 4) B Pinnacles.-Doolin Co. Clare (site 3) C Abraded pitting, Doolin Co. Clare (site 3) D Unroofed cave passage, Poulsallagh Co. Clare (site 2) E Cylindrical drilling of limestone block Knockferry SU side of Lough Corrib (site 7) F Hemispherical pitting do. (site 7) G Boulder clay cliff and platform, Murroogh Co. Clare (site 1. H Platform viewed from top of cliff (approx. 50 x 50 m.) Murroogh, Co. Clare (site l) J Pinnacles at low tide mark, Murroogh Co. Clare (site l) K Multi-directional ("ossillation") scalloping from a small cave, Kilbeg Bay, Killarney Co. Kerry (site 6) phot ographs : J . S .Coleman

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M 4/4 4, I n c hiquinn Lough (No„ 14, R2709Q0) Near Corofin in the lowland south-east of the more elevated Sufren, this lake was once more extensive but drainage operations (C.1850) lowered the level. Evidence of former higher levels are indicated by "MUSHROOM ROCKS" near Killanaboy (R271912) and an exposure of rock running along the outfall of the lake at Riverstown Bridge (R263890). Nearly circular deep hemispherical pitting averaging 3-4 cm in diameter is displayed on this rive#side rock. It is similar to such forms found near Loughs Corrib and Mask, Co. Salway. County Kerry 5. Bal l y b union (No. 17, Q865414) Coastal site with extensive sandy beaches and fine cliff exposures of upper carboniferous shales and flagstones. At the south end of the beach below the old castle is a small exposure of limestone, the beds dipping north at 40-60 . The tidal planation surface of the beds shows irregular pitting at low water mark and also, shorewards, many pits elongated along the strike of the beds. 6. Killarney (No. 21, V965908) The north-east and east sides of the Lower Lake of Killarney and parts of the Muckross (Middle) Lake have limestone shores. The rock is thin bedded and high cleaved in many places (Wright, 1927). At the north side of Kilbeg Bay (V960857) in Muckross Lake is a convex glaciated rock surface rising some 10 m above the water. The surface shows well-developed Rinnenkarren. Many small caves are found in the limestone west of Kilbeg Bay and most of them are water-floored depending upon the variations in water level. The walls of these caves and also many open fissures show a pattern of small multi-directional or "oscillation" scalloping caused by the movement of the lake water. The pattern does not exist below water level. Balway and Mayo 7. Lough Corrib (Nos. 11 and 14 M16045Ü) The largest lake in western Ireland measuring 40 km inlength and attaining a maximum depth of nearly 50 m in thenon-1imestone part of the lake (Chariesworth, 1963), Limestone forms the east, south and south-west shores and extensive drainage operations around 1855 lowered the lake level by over 1 m, thereby exposing considerable areas, particularly along the limestone shores (Kinahan, 1870). Onmany parts of the limestone shore, blocks show cylindrical holes 2-4 cm in diameter, sometimes running completely through the blocks. Others are covered on the upper surface only with a closely connected series of small hemispherical pits. Limestone exposed as rock benches along the shore also show these features. No such pitting occurs on blocks or rock beneath the lake level. Indications of a spray zone (due to the prevailing westerly or south-westerly winds) exist on some parts of the easternshore of the lake. 8. Lough Mask (No. 11, M160650) Another large lake to the north of Lough Corrib. The drainage between them is throuljh sub¬ terranean channels in the limestone of the Cong "peninsula" (Coleman, 1955). The eastern and south-eastern limestone shores show features similar to those described for Lough Corrib above. To the east of the old canal entrance (M108576) where the lake waters sink ir many places, extensive pitting and drilling of beds is displayed. Additional sites Other sites in Ireland where marine and lacustrine karst forms exist are listed below. No detailed fieldwork has been carried out and only a superficial examination has been made of the sites by the writer.

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Marine M 4/5 9. B undoran, Co. Donegal (No. 3, Q815588) 10. Muckross Head, Co. Donegal (No. 3, 3620735) 11. Enniscrone, Co. Sligo (No. 6, 3285300) 12. Halahide, Co. Dublin (No. 13, 0245450) 13. Hook Head, Co. Wexford (No. 23, X740962) Lacustrine 14. Lough Ree, Co. Roscommon (No. 12, N030530) 15. Lough Carra, Co. Mayo (No. 11, M180720) 16. Lower Lough Erne, Co. Fermanagh (No. 7, H150550) References Charlesworth, J. K. 1963 The Bathymetry and origin of the larger lakes of Ireland Proc. Roya 1 Irish Acad. 63 3 61-69 Coleman, J. C. 1965 The Caves of Ireland (Tralee) Coleman, J. C. 1955u Caves in the Cong area of Galway and Mayo Irish Geography 3, 94-106 -Quilcher, A. 1964 Coastal and Submarine Morphology (London) Kinahan, G. H. 1870 Geological Survey Memoir to sheet 95 (Dublin) Williams, P. W. 1966 Limestone Pavements with special reference to Western Ireland Trans. Inst. British Geographers No. 40, 155-172 Wright, W. B. 1927 The Geology of KiHarney and Kenmare CDublin) Discussion : G. I. WARWICK (Biroingham): (1) 1 have only visited this area for 1 1/2 days in 1968, but I would confirm the observations of Hr. COLEMAN and make some tentative conclusions of my own. The coastal zone has typical brown-stained limestone with kamenitza and rillenkarren on steep slopes caused by water running back to the sea, and meanderkarren on gentler slopes. I have also seen potholes produced by the sea, using pebbles. (2) I have seen trittkarren inland and also above the normal spray zone, associated with nearly horizontal limestones which appear to have fine layers of algal (?) origin. They appear to be a micro-slope retreat phenomenon, but I do not know how they start. COLEMAN: Kamenitza and other surface limestone features have not been extensively studied in Ireland. Indeed one of the primary objects of my short paper was to draw attention to areas where fieldwork would be rewarding. E. K. TRATMAN (Bristol): In the coastal area of Co. Clare, Ireland, salt spray may be blown as much as 2 kminland in the winter gales. COLEMAi: Along most of the west coast of Ireland this is noticeable during winter gales and spray zones are also in evidence along the shores of big inland lakes such as Corrib, Mask, Ree and Derg. F. -D. MIOTKE (Hanover): These trittkarren were analysed in the Picos de Europa, Northern Spain, where one can see that there is a direct sequence of development from trittkarren to kamenitzas. These solution features are formed by the increased rate of solutions which occur where there is turbulence in the water flow. COLEMAN: Whilst examples of this sequence of development can be observed in the coastal area of Co. Clare, Ireland, on perfectly bare horizontal limestone, kamenitzas appear to depend gieatly on solution resulting frombiological activity.

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M 4/6 D. C. FORD (Hamilton): Further remarks on trittkarren: I have observed trittkarren well developed upon avalanche blocks of Salliser Limestone (massive, crystalline Devonian), in the Rocky Mountains of Canada. There is no association of the trittkarren with lithological attitude and they are incised into slopes of gradient ranging 5 60 . COLEMAN: Arising from Dr. FORD's comment I would like to remark that lithological conditions (i.e. type of limestone) appears to influence development of micro-karst forms. Some bare limèstone coasts and lake shores in Ireland are devoid of forms.

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M 3/1 Rapport! di Carstif i c a b i l i t a fra le piccole diaclasi ( l i t t l e joints) e le grandi diaclasi (large .joints ) ENRICO MERLAK (Gruppo Grotte dell ' A ssociazione XXX Ottobre Sez. del C.A.I. di Trieste) Summary : This work represents a study of Karst morphology. The autor divides two types of joints : M large joints 11 and "little joints* and, with this distinction, studies a Karst zone, "large joints" mainly interest the underground phenomena and the main structures of the Karst elements; the "little joints" interest the origin of the superficial phenomena (ganes, outcrops, etc..) concurring to the enlargement of the dolinas and caves. Résumé : Ce travail constitue une étude de morphologie carstique. L’auteur part de l'analyse des fractures, divisées par "grandes" et "petites diaclases" sont cause directe de 1 ' e ncarsement hypogée et intéressent subordonnément la morpho¬ logie de la surface; les 'petites diaclases" sont cause directe du carsysme épigée et elles agissent parallèlement avec les précédentes dans l'agrandissement des avens et des cavités simples. Premessa : Il presente lavoro costituisce uno studio di morfologia carsica superficiale. Esso si basa sull'analisi delle fratturazioni superficial! di un settore del Carso di Aurisina (Trieste). Ai fini del lavoro le fratture vengono divise dall'autore in due classi distinte : piccole diaclasi e grandi diaclasi. Viene dimostrato corne questi due divers! sistemi di disomogenei tâ della roccia influiscano in modo differente nell Mncarsimento superficiale di una particolare zona carsica. La ricerca viene condotta in base all'analisi della tipica fenomenología del carsismo di superfi¬ cie (doline, campi solcati, grize, affioramenti) in stretta analogía con le deformazioni tettoniche del settore. Descrizione del Terreno II settore oggetto dello studio si estende per pochi chilometri quadrati entro un area posta in pendió da una quota massima di 249 metri ad una minima di 160, in prossimitâ dell'asse del soleo di Aurisina. I terreni affioranti sono riferibili al Cretáceo superiore . Si tratta di calcari compatti ad alto contenuto di CaCOj, calcar! fossiliferi ed orizzonti di breccie. La morfologia ê prettamente carsica. I rilievi appaiono denudati, privi di vegetazione e gli affioramenti rocciosi sono caratterizzati da un'intensa attivitá termoclastica con la predominanza del fenómeno "griza". Abbondanti risultano i campi solcati in corrispondenza delle aree di massima prendenza. Meno frequenti ma pur sempre presentí sono le doline generalmente poste in zone di depressione. Gli affioramenti piü caratteristici sono rappresentati da testate di stratos e da blocchi a contorno angolare definibili come "testimoni d'erosione". Questi affioramenti sono interessati da fenomeni secondari quali vaschette di varie dimensioni generatesi per lenta azione corrosiva dell'acqua meteorica stagnante, differenziazioni interstrato ed allargamenti dei giunti di stratificazione visibill nelle partí laterali degli affioramenti (fig. 1-7), sistemi di microfratture o fratturé embrional! entro le quali si impostano i processi di allargamento per solubilitá. (1 settore, profondamente incarsito, ê caratterizzato dalla presenza di numeróse cavité. Una grotta di particolare interesse, Grotta A.F. LINONER, scoperta nel 1967, raggiunge attraverso un chilometro di gallerie la profonditá di 180 metri ad una quota di 4 metri sul livello del mare. Interessata dalle acque del livello di base del Carso Triestino, questa grotta rappresenta una delle pid grandi scoperte speleologiche effettuate negli ultimi cinquant anni nella regione. Tutto cid ha portato ad intensi¬ ficare le ricerche nel settore alio scopo di migliorare le conoscenze finura acquisite sul fenómeno cársico. Rapport! di carsificabil i ta 1 In un terreno calcáreo 1 1 i n c arsimento si sviluppa per 1 ' a ccentuarsi del processo di corrosions e successivamente di erosione entro zone od aree di minor resistenza della roccia. Queste aree possono essere generalmente identifícate in piani di discontinuití quali giunti di stratificazione e piani di frattura. In una massa calcarea non sempre appaiono evident! perd quei piani e, nel settore esaminato, il rapporte numérico fra fratture beanti e microfratture é hassissimo. Mel presente lavoro si è affrontata la possibilitá di distinguere nettamente due tipi di fratture : "little joints" o piccole fratture e "large joints", grandi fratture. Le prime sono generalmente entro piani perpendicolari al piano di strato e interessanti un solo strato e talora solo una piccola porzione del suo spessore; le seconde sono estese entro piani che interessano piJ strati e si presentano comunque pié appariscenti delle altre. Questa classificazione, del resto nota nella geología moderna, pud essere correlata pid o meno alia precedente accettando per giusto il fatto che microfratture e fratture beanti si differenziano per estensione nel piano.

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M 5/2 Little joints Sono frequent! negli affioramenti e si rivelano parti col ármente in corri spondenza di piani suborizzontali o tetti di strato affioranti. Si possono apparentemente distinguere in due tipi a seconda che appaiano pid o meno beanti e interessanti una porzione di strato o che si presentino sotto forma di brevi solchi o scanellature provocate dalla minor resistenza della roccia alla solubilitâ in corrispondenza delle microfratture. Si presentano generalmente in sistemi rombici ad angoli pid o meno acuti o adirittura in sistemi ortogonal! (fig. 2-3-4-5). II loro ruolo nella carsificabilitî della roccia riguarda solo alcuni aspetti, peraltro fondamental i , dello studio della morfología carsica. Le "little joints" sono responsabili uniche del!'evoluzione di affioramenti a Karren attraverso due principal! meccanismi : la formazione di solchi profond! e lunghi entro le piccole fratture e la predisposizione sgli effetti termedastici che talvolta operano la trasformazione di Karren a "griza*. Le "large joints", associate alle prece¬ dent!, appaiono quantitativamente e qualitativamente diverse. La loro frequenza è nettamente minore e la loro individuabilitî è chiara. Interessano pid strati in profond!tâ e si sviluppano in superficie anche per decina di metri. Esse costituiscono un facile punto d'attacco da parte degli agenti atmosferici e si presentano generalmente beanti. Responsabili dirette del 1 Mncarsimento ipogeo, influiscono solo secondariamente nella morfologia cársica superficiale. Sono altresi responsabili della separazione in grossi blocchi prismatici degli affioramenti principali e degli scoscendimenti in corrispondenza dei ripidi fianchi di alcune doline. incarsimento epigeo Si è cercato i interpretare la genes! e la morfologia di alcuni elements carsici superficial! in base al diverso rapporto di carsificabilitü fra le grandi e le piccole diaclasi. Le doline Escludendo da questo termine tutti gli avval 1 amenti del terreno e le depressionioriginatesi per fenomeni di crollo o di subsisdenza locale, consideriamo le doline esclusivamente come manifestazioni legate al 1 ' a ccentuarsi di fonomeni dicorrosione e subordinadamente di erosione entro roccie carbonatiche particolarmente fratturate. L'esatto msccanismo di formazione delle doline non í stato ancora ben compreso ma si pud dire, senza tema di errori , che "little'' et "large joints" svolgono un ruolo essenzials e quasi esclusivo sulla loro evoluzione. Le grandi diaclasi favoriscono, attraverso l'azione carsogenetica, 1 ' a ilargamento e quindi la formazione di vani sia in profondità che in lunghezza. A questa azione se ne aggiunge quelle delle piccole diaclasi che determinano, sia per solubilitâ che per distacco termoclastico, un progressive smantel 1 amento, strato dopo strato, della roccia in prossimità dei piani di frattura delle grandi diaclasi. Essendo quest! process! piQ intensi in superficie (effetto termoclastico ed escavazione entro le "little joints" ê logico che il progressive allargamento e abbassamento proceda dall'alto verso il basso. Fig. 1 .Differenziazione interstrato in un affioramento caratterizzato da solchi di pendió. Fig2 Sistema di "little joints" al pt.1 Fig. 3 .Sistema di "little joints" al pt. 2 Fig. 4 Sistema di "little joints" al pt. 3 Fig. 5 .Sistema di "little joints" al pt. 3 Fig. 6 Affioramento con esempio di distacco generale ad opera di "large joints" Fig. 7 .-Affioramento stratigrafico : sono ben visibili due strati di cui uno superiors interessato da poche frattu¬ re e da soichi di pendió e uno inferiore, intensamente fratturato ad opera di "little joints". A destra appare una "large joints" che intéressa entrambi. Fig. 8 Entrata della cavitâ al pt. 1 con riferimento agi i affioramenti circostanti Fig. 9 Entrata della cavitâ al pt.1. Si vade chiaramente la frattura principale e le piccole diaclasi responsabili dei fenomeni secondari di crollo. Fig.lO .Sistemi rombici di "little joints" con fascio di "large joints". (La frattura centrale corrisponde a quella in fig. 12 ). Fig. 1 1 Affioramento da stratificazione con gianto beante, piccole e grandi diaclasi Fig. 1 2 Affioramento con ben visibili 1e little joints limítate entro i singoli strati.

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M 5/5 Fig. 1 Fig. 7 Fig. 9 Fig. 10

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N N Fig. 8 Fig. 11 N N

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M 5/5 I cainpl sol cali Costitulscono, nel settore, l'elamsnto superficiale piil caratteristico ed abbondante,, Data la morfología stessa della zona, situata in pendo e caratterizzata quindi da un drenaggio delle acque in corríspondenza delle vie di massima pendenza, la maggior parte degll affioramenti si è evoluta a "karren di di pendió" e in questo caso è quasi nulla la influenza delle fratture, Laddove sia possibile perd 1 Mnstaurarsi di una lenta azione solvente da parte dell'acqua si assiste alla formazione in superficie di complessi reticoli di fratture con sistemi e stadi di evoluzione diversi. Solchi parti col ármente sviluppati in lunghezza e brusche interruzioni di affioramenti ad opera di ampie diaclasi riferibili a "large joints" sono indici principali dell ' i n f luenza delle fratture sullo sviluppo dei "karren di pendió" o "rinnenkarren". In misura minore sono presenti nella zona i "kluftkarren" o "karren" da frattudove il fenómeno predominante è 1 ' a ccentuarsi della solubilitâ entro le "little joints". Un 'ulteriore evoluzione di questi affioramenti da frattura porta alla formazione della "griza carsica". Conclusioni Piccole e grandi fratture agiscono entro una massa calcarea stratificata in modo differente ai fini della carsificabilitâ. Esse contribuiscono parallel ármente ai fini dello sviluppo degli elementi carsici. Negli affiotamenti di superficie le piccole diaclasi, "little joints", svolgono il ruolo predominante con la formazione finale di "grize". Le “large joints" intervengono con la separazione in grossi blocchi a contorno rómbico o rettangolare a seconda del sistema di fratturazione principale. Nella formazione delle doline sembra che i due tipi di fratture contribuiscano egualmente : le "large joints" nell'iniziale drenaggio verticale e nella tendenza alla raccolta delle acque in quel punto, le "little joints" con il disfacimento e l ' a l 1 argamento progressivo delle zone circostanti aile grandi fratture. Bibliografía : d'AKBROSI C. I960 Sull'origine delle doline carsiche nel quadro genético del carsismo in generale. Boll. Soc. Sdr. Sc. Nat., Vol 11, Trieste. FORTI F. .1968 La geomorfologi a nei dintorni di Slivia (Carso Triestinoj.in rapporto alla tettonica ed alla litologia. Atti Fiem.Comm. Grotte L. Boegan, 1967, ppgg 23-61, Trieste. GEZL 0. .1953 La genèse des gouffres. Premier Congres International de Spéléologie, Tome 1, Paris. GORTANI M. .1948 Compendio di Geología Vol. Il : Geodinámica esterna. Udine. VENZO G. A . FUGANTI A. 1965 Analisi strutturale delle deformazioni tettoniche del Carso goriziano (Gorizia) " Studi Trentini di Science Natural! ", sezione A, vol., XLII, n.2. Trento.

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M 6/1 %¡ 3EPA HAPCTOBbiX PAflOHOB K.A,rop6yHOBa,r.A.[ v laKCMMOBHH HHCTHTyi HapCTOBBflBHHH M CFIB/lBO/lOrHM , PlBpM'b , CCCP Osepa flB/ifiKDTCH HHTepecHbiMH a^ieneHTaMH KapcToeyx /lanfliuapTOB . H a y n e H M e MX MOP^O/IGTHM , BO^HOTO pewnna H xnnwHecKoro cocrasa nonorafcT n Q H B T t nHorne OCGöSHHOCTH aaKapcroBaHHbix TeppmopHH , B o ^y flaws H s 6 o " biii M x KapcToayx oaep Hcno/itayicTcn fl/iR xoaHHCTBSHHyx pe.nen . K p y n H b ie oaepa RB/IRKDTCR ipancnopTHbinn n.yTRMH M o^sSKTaMM Typnana. B HaOTORlflSM paÖOTS Ha OCHOBS OÖOÖlflSHMR H CHCTSMaTMaaUMH /IHHHblX H3Ö .HKDflSHHH 72-6,10,11/ M nnTspaiypHyx flaHHyx /1 ,7-9,12-27/ aaiopy BbiflS/iRHDT ocHOBHbie rsHSTHHBCKHS Tuny oaep oö/iacrsH pacnpocipaHSHMR KapöoHaTHoro . cy/vb(})aTHoro H co-nRHoro Kapcia , npoMcxowfleHHS , paas M T H S M soflHyn pewHM KOTopyx Techo c B R a a H c KapcTOByMH npoiASccaMM, ciopna oaephbix KOT/IOBMH B n/iane onpefls/iRSTCR MX npoHcxowflSH H S M , 3 TO noryr öbiTt npocrys , cflBOSHHbie , C/lOWHbie KOT JlOBMHbl .Cn/1'bHO BblTRHyiy HO iipOCTHpaHHKD T S K T O H H H S C K H X HapyiilSHMH OBSpa B %¡ O / ! t R X . Ha M 6 O/l tW M S nnoiflaflM H oö'beny BOflbi HMSIOT TSKTOHO K a p c i OBbie oaepa . H/ioiflafly HX HanepRSTCR flecHiwariH H COTHRHH 3 Ha K c n n a / itHbie o6»beny sofly B ceaoHHyx oaepax-no/itRx flocTnrarax 900 M ^ H , M .Bo/rbiuaR Hacry KapcroBbix oaep HMeer He6o/ibiuyra n^oiuafl-b,HO r/iyÖMHa oTfle^tHyx oaep npesyiuaeT cpeflHKDio r/iyÖHHy oaep nnpa 93 n/raó/inua/. ^ Ta6^. fziyöoKHe KapcroBye oaepa nnpa HaasaHMe oaepa,cxpana ri/ioiflaflb , TUc , M^ f ziyÖMHa , M /InTBparypH %  MCTOHHMH l4pBeHo,H3roc/iaBMR 3Q 300 719/ !4epMK-Ke/ib,CCCP 26 258 78/ HÍMpOTT,0paHpMfl 57Ü 99 721/ HHDTTeH,LiJBeMl4apMR 800 68 721/ Poro/ieK , C C C P 5,6 61 75/ VTKMHCKOe , CCCP 26 55 712/ TaöaLUMHCKoe,CCCP 53 713/ Be/ioe , CCCP 6,5 46 75/ B aaBHcnnocTH DT creneHH ynacTHR Kapcxa B popnnpoBaHHH oaepnoH K o T JI o B H H y a ranwe HanpasfleHHR KapcTOBoro npopecca /npeoö/iaflaHne BbiHoca HPIH aKKyny/iRpHH naTepna/ia/ KOT/IOBMH y oaep KapcTOBbix 06/iacTeH noflpaafle/iRHDTCR na xpn rpyny /4/: I-KapoTOBbie H TeKTono-KapcTOBbie .JI-n^oTHHHbie ,III-npeo6pa30BaHHye K ap CT QM H c/iowHye. Ha p c T O B b ie H TSKTOHo-KapcTOB b ie oaepHbie KOT/IOBMH y axo KapcTOBbie BOPOHKM,KOT/IOBMH y,flenpeccMM, nofltR , oöpaaoBaBLUMecR nyxen syifle/iaMMBaHMR KapcxyraiflMxcR nopofl c noaepxHocxM M>IM na r/iyÖMHe c noc/ieflyimflMM oöpyiueHMeM CBOfloa noflaennyx no;iocTeM , OCOöSHHO B aonax TeKTOHMHecKMX HapyuieHMM M /IMTO n .orMHecKMx KOHTaKTOB .OHM 4)opMMpyK]TCR npM HenocpeflHOCTM STMX oaep onpefle/iRKDTCR npHyposeHHocTbK] oaepnoH KOT/IOB n n y K onpefle/ieHHOM aone ABMWBHMR KapcTOBbix BOA , rMflpoflMHanMHecKMMM CBOMCTBaMM KapcTOBbix BOA /HeHanopHye, Hanopeye/ M CTeneHbKD ysacTMR MX B riMTaHMM oaepa,ilo STMM npnaHaKaM KapcxoBbie M xeKTOHO-KapcTOBbie oaepa noflpaafle/iRWTCR Ha Tpn xnna /pMC.1/. 1 .KapcTOBbie oaepa aon noBepxHOCTHoro M BepTMKa/ibnoro HMcxoflfliuero flBMweHMH /oö/iacTM nMxaHMR/ KapCTOByX BOfl 3T0 OÖbIHHO K O p p O 3 M O H H bl 6 , p 6 W 6 npOBa/lbhblG , BOpOHKM M KOT /iOBMHbl H3 B O fl Op 3 3 flB / 13 X , CK / ! O H a X , BbicoKMx apoanOHHbix T e p p a c ax ,/l,HMifla MX HaxoflRTCR anaHMTe/ibHo Bbiiue y p o B H R KapcTOBbix BOA M RB/IRIOTCR Kan 6bi naflBBUjeHHbiMM__no OTHOUJBHMK] H nocne^HMM . O C H O B H H M yc/ioanBM BOBHHKHOBSHUH oaepa HB.nHercB Korbnaram

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M 6/4 9 . / lu H. °uj M_H A ,£._ ¿ _C£HQ J n£B_,i] 1 _ 1 C_ ! _ KpacHNH K/IKDH . flpkipGfla ,M? 8,1957. I O^Ha K £MM°£H£ r.A, OCHGBbl K 3 p CT O B BflG H H fl , T . I , fl G p M b , 1 9 6 3 . II .naH_c£M£B£H_r_ ! _A_ L , fo£6yH£B£ ü . A , Kaper flepMCKOki o6/ia CT M , flepM-b , 1 9 5 8 . 1 2 . C0£0£b£B_tÍ3_ L A_ : _ YTKHHCHOe C norpSÖBHHbIM /1BCOM 03Bp0 H3 Yp 3 / I B . flp Hp 0^3 , (\l? 10,1949, 13 ,C T y n £ Lij £ H _A_ ! _B_ ! _ PaBHHHHbiki K a p c T H aaKOHOMBpHGCTM BPO paaBMTMB Ha npuMBps CpBflHBro noBG.nwbfl . KaaaHt, 1 9 6 7 , 14, £r£zpik M. Akumulacija na Cerkniskem in Planinskeiti pol ju . Geologi j a , kn , 7 , L j ubi j ana , 19 5 2 . 15, Ca£eI : l£ C_.F_. II fenómeno cársico in Piemonte . Bologna , 19 5 5 , 16 . Em > ig_W_ L H_ 1 Travertinw deposits of Oklahoma . Oklahoma Geol . Survey , Bull . ,N 29,1917. •Z. r £. e E. a E X'íí.* Iceland , London , 19 5o . • ^. a Z. a 5. z i A. Die Seen des Karst es , Abhandl . der k . k , Geogr . Gese llschaf t , , B . V , N 2,Wien,19o4, Congress Encursion through Dinaric Kar s t . L jub 1 jana , 1'9 6 5 2o . H.olt£dahl_ £, N orges geologi,B.II,Oslo, 1 9 5 3 . 21. £u£t£hi_n£ 0 £ £.•£• Treatise on Limnology ,V , I ,New York , London , 19 5 7 , 22. Jenk£ £, U mbildung des periodischen Sees von Cerknica ( S l o wenien»Jugoslawien ) in einen ständigeren See , P r o ceedings of the 4 Internat . C o n g res s of Speleology in Yugos lavia,V . 1 1 1 ,1968 . ^ 3 Jezera Slovenskêho kr a s u . Rozpravy11 , tr . C . akad . ,N 2 5 ,Praha , 19 39 . 24. La£pai?£n£ £•£• Les depots de travertins des montagnes afghanes à l’Ouest de Kaboul.Rev. géogr . p hys . e t geol . d ynam . , 8 , N 5,1966, 2 5 , Pay l£t £ c _Z_ ! _ Neki prob.lemi zastite Plitvickih j e zera . Pr iroda . 6-7 ,Zagr eb , 19 6 6 . 26, Ri£d£ H, Beobachtungen aus der Schwäbischen Alb . H ö hlenkundl . M i t t . , 12 ,N 6,1956. 27. R oglic^J^ The Depth of Fissure Circulation of Water and of the Evolution of Subterranean Cavities in the Dinaric Karst , P rob l ems of the Speleological Research . P raha , 1 9 6 5 . Institut Karstologie und Speläologie , P e rm , U dSSR %¡ oflnHCH nofl pHcyHKaNM K ps^spary K . A . fopöyHOBOM M F . A . MaHCHMOB HHa ”D3EPA KAPCTüBbiX PAflOHOB” r’HC . 1 . rBHBTMHBCHMB T M ilbl 03Bp HapCTOBblX paMOHOB Qaepa : 1 a , 6 , B noflBBiuBHHbiB , 2a rnAporBo/iornHscKHB OHHa,26 rHflporBo/iorMHBCKHB KOT/IW,2B -03Bpa-noTbR , 3 pOflHHKOBblB , 4 n/lOTHHHblG , P M c , 2 »BoflHbiH öa/iaHc napcroBbix oasp Hanpas/iBHMB npnTOKa M cTOKa:1 -noBspxHocTHoro , 2 -noBBpxHOCTHoro nBp B HG waioinBr o c R , 3 noflSBMHoro . Oaspa: I ÖBCCTOHHblB, II ~ nOBBpXHOCTHOCTOHHblB, III ~ nOBBpXHOCTHOnpOTOHHblB , IV “ GO B B p X H O C T H O np H T O H Hbl B , V nOflaBMHOnpOTOHHblB, p 3 V

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M 7/1 Caractères morphologiques distinctifs des phénomènes karstiques en Bas Vivarais GREGOIRE TESTAZ (Clärens / Suisse) ABSTRACT The Bas Vivarais (between the Massif Central and the Rhône Valley) shews two character! s t ic karst areas: 1) the karst of Jurassic and 2) the karst of Urgonien (Under Cretaceous). The differences between the two areas are especially distinct on the the surface: deep rills, no soil, monoclinal structure in the Upper Jurassic limestone; sporadic rock rills, Terra Rossa in the closed dips, very deep saturated karst in the karst of the Urgonien. Introduction: La bordure SE du Massif Central de la France présente une succession de régions karstiques presque continue, de la Mêditêrranle â la latitude de Valence (Vallée du Rhfine). Dans le Bas Vivarais (département de l'Ardèehe et extrême Nord du Gard), des Céyennes cristallines à l'ouest jusqu'au Rhfine â l'Est, la morphologie karstique est lettrait dominant du paysage. Le domaine souterrain a été étudié par plusieurs générations de spéléologues déjà, qui ont fait du Bas Vivarais un des centres de gravité de la Spéléologie mondiale. Les phénomènes karstiques intéres¬ sent des terrains assez différents du point de vue strati graphique, ayant eux-mêmes des particul ari tés morphologiques propres. L^observation des horizons du karst montre que les différences vont en s'atténuant de la surface vers la zone profonde. Nous avons tenté de représenter dans un tableau, les corrélations et dissemblances des zones principa¬ les distinguées habituellement en Bas Vivarais. Ce tableau montre les premiers résultats acquis dans une étude plus complète de ces régions. Ce tableau est commenté sous forme de notes en fin d'article; ces notes ont pour but de montrer que la schématisation peut cacher souvent des traits importants du visage propre de chaque zone étudiée. (Fig. 1) (Fig. 2). On distingue on Bas Vivarais deux zones karstiques principales. Nous les appellerons: 1) le karst de l'Urgonien, et 2) le karst du Jurassique supérieur (nommé parfois Cévennes calcaires). Il faut abandonner l'expression "karst urgonlen" su "karst jurassique", ces termes impliquant une notion de phase d'érosion, alors qu'il s'agit des étages strati graphiques constituant le karst. De mime, il faut réserver le terme de "Gras" aux gradins du Jurassique supérieur, bordant la dépression triasique péri-cévenole. Nous avons laissé de cfitê les mérokarsts du Trias et du Lias, le Juras¬ sique supérieur. (Fig. 3-4-S-6.) NOTES 1. La bande infracrétacêe peut no pas être une limite franche entre les phénomènes karstiques de l'Urgonien et du Jurassique supérieur. On observe en quelques endroits (N de Vallon-Pont d'Arc) le passage presque continu du karst entre Jurassique et Crétacé, Dans tout le SW du Bas Vivarais, le fossé tertiaire d'Alês forme une limite bien tranchés entre le karst du Jurassique (Les Gras) et le karst de l'Urgonien (plateaux de part et d'autre des Gorges de l'Ardèche). 2. Le long de la dépression péri-cévemole, le Jurassique semble décollé et poussé vers le NW. 3. Seul l'Urgonien présente des failles importantes: faisceau de la faille de Tiours, Gorges de l'Ardèche failles de Bidon, de Villeneuve de Berg, etc. 4. « Les % des surfaces de sol n'ont pas été planimêtrées, mais estimées sur quelques tranches représentatives. 5. Il s'agit d'un sol minéral brut, formé de sablons, sable et galets et quarzite déposés par un ancien affluent du Chassezac issu des Cévennes à l'W, et traversant le Bois de Paiolive. On retrouve un pareil sol, avec par¬ fois des traces ferrugineuses, en épandages sur le karst du Jurassique (N de Courry; NW de Chandolas). Voir carte géolo. 1:80 000, feuille Alès. 6. D'après une communication orale de K. André Bürger, directeur du Centre d'Hydro-géologie de L'Université de Neuchâtel . 7. Le karst de l'Urgonien nous semble une très vieille surface karstique qui, contrairement â l'hypothèse de cer¬ tains auteurs, n'a jamais eu de couverture postérieure à l'émersion, si ca n'est un sol plus largement répandu qu* aujourd'hui. 8. La tectonique du Bas Vivarais se révèle plus compliquée sur le terrain qu'à l'analyse de la carte géologique. Le Bas Vivarais s'il appartient au monde hercynien de par sa situation géographique, dépend du monde alpin quant aux accidents tectoniques morcelant les plateaux infracrétacés et dressant Trias et Jurassique contra le massif ancien. Les accidents NESW sont les derniers contre-coups de l'orogenèse alpine, alors que ceux dirigés SE NW relèvent de la phase orogénique pyrénéenne. Une série d'accidents dans l'Urgonien les grandes condrétions écroulées de l'aven d'Orgnac et de la grotte de Saint-Marcel sont à rapprocher de cette activité tectonique locale est peut-être à mettre en rapport avec l'activité volcanique tertiaire et quaternaire dans les réglons voisines: Coiron, Haute Ardèche, Auvergne.

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M 7/2 9. Du chenaux de dissolution; le terme de tube implique une notion de taille reprSsentant les conduits souter¬ rains du karst non noyé. A l'origine de la karstification, l'horizon supérieur du karst devait montrer une porosité de fissures. 10. Le tunnel artificiel donnant accès â la partie aménagée de la grotte de la Cocalière est absolument sec; il rencontre une seule diaclase, non exploitée par la dissolution. La "discontinuité initiale" â l'origine du vaste réseau de la cocalière doit être plus une affaire de lithofaciés que de failles. 11. La porosité de tubes existe dans le Jurassique supérieur, mais elle est très localisée: karst subsuperfi¬ ciel; quelques très grands réseaux, peu ramifiés. L'indice de cavernement est plus élevé pour l'Urgonien que pour le Jurassique supérieur. BIBLIOGRAPHIE BALAZUC, J. 1956 Spéléologie du département de l'ardèche. Rass. Spel. 1 t. I!, Como. B A DLIG, H. 1928 Le plateau Central de la France et sa bordure méditerranéenne. Thèse, A. Colin éd. Paris. HICH0U, J. 1940 A propos de la formation du bassin hydrographique de l'Ardèche. C.r.somm. soc. géol. France. REYNIER, E. 1932 L'Ardèche; géographie, histoire.Beurrelier èd., Paris. ROMAN, F. 1950 Le Bas Vivarais. Géol. rég. France, Hermann éd. , Paris. TESTAZ, G. 1967 Les karsts du Bas Vivarais. Livret-guide exc. Centre Hydrogéol. Neuchltel. VERMEIJ, P.B. 1937 L'évolution morphologique du bassin de l'Ardèche. Thèse, Utrecht. Travaux spéléelogiques de: R, de Joly, A. Hartl, J. Trébuchen, C. Bouquet. Cartes géologiques 1:80 000: feuille Drange 2 e éd., feuilie Al8s 3 e éd. , Cartes topographiques 1:25 000: Bourg St. Andéol (1-8), Bessèges (1-2, 3-4).

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M 7/3 Fig. 2 LES PRINCIPALES REGIONS KARSTIQUES DU BAS VIVARAIS. Limite N de la carte: massif volcanique du Coiron. Limite S: dépression oligocène de la Cèze.

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M 7/4 Fi g. 3 Berr/oí/ew Port I om di a vi Ki'm maridgian top. Ki'mmeriJg/tr» '»/• Callo vo~ Oxf-ordtav TT LITHOLOGIE COMPAREE DE L'URGONIEN ET DU JURASSIQUE SUPERIEUR. à gauche: Urgonien; à droite: Jurassique sup. 1. Aptitude à la karstification. 11. Gélivité. Fig. 4 ASPECT DE LA SURFACE KARSTIQUE DE L'URGONIEN. Tranche représentée: env. 20 m. a) éclats cryoclastiques (régolite) b) Terra Rossa c) di a clases d'extension avec sol résiduel d) ébauche de drainage karstique au contact d'un niveau mameux. Relief schématisé de la bordure NW des Gras; esquisse d'une "surface d'érosion", qui n'est en fait que le résultat de l'érosion "dorsale" très accentuée.

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Cavités dv> Jt/rossiyv*. sup. Entree Beasiyence da ¡a Lavxette it. 8-náré da C{u-z.t è r Qi ( C. Bouqu e t) o icm i — i Pla-n
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MJ/g ; Karst Sí l'Urganlen Karat du J’irasslqiî» supfrliur ! AI ti tiiáes íüoysnnss .Nif SE' ?.50:i 120m NW SE 25fm 150m Strati graph! s Lit'nofaciís i U Agonien « BarrSmisn supérieur rid f al : 300~400m, calcaire compact, massif; passées collthiquts ou crayeuses. Barr fai i en marneux ; 150m, calcaire aiarno-griseux. (1) Berriasisn : 3Cm, calcairecryptacrl stall in, marneux au sommet. Portîandian : 40-nOrfi, calcaires î silex, niveaux marneux vers 1 E bas. Kfoiwlclgisn supérieur : 42-oOm, calcaire compact,parfois doloaitis§. Kinimsridg ! ;en inférieur : 15-2Qis, calcaires 1 niveaux délités,marneux. Slquanler. ; marno-caicairos on plaquettes. (2) i Structure Antîc T i n aiix et synclinaux $ grands rayons de courbure., Au voisinage des failles, psndages forts : 20° « 30 6 -. (3) Horizontale-Honocl inale. f Sais (4) 1) 40$: pas da sol ¡surface ci salie de 1 api Is sur flaçcs et dîmes d'anticlinaux; 2) 40$: couverture d 1 é clats cryoclastiques (rigol i te); 3) 15$: sol squelettique, hunt ejwe, c a rbonaté trfs sporadique (Bois de Laoul, Ni. 1 de Bourg St. Anclo! ); 4) 5$: Terra Rossa (sol rouge méditerranéen) dans les depressions; subactuel ou fossile,, représentant quelques $ du résidu. (6) 1) 50$: pas da soi,!apiés tris disséqués; sol résiduel au fond des fissures; 2) 40$: rendzine sur les marno-cal c a ires; 3j 5$: humus brut, sans activité biologique ( f ane); 4) 5$: sol anochtqne.pliaclne localisé sur un ancien cours d'eau dans 1® Bois de Pai'olive (E des Vans); (b) Karst superficiel Peu de 1 api Is typiques (cantonnés sur Iss pentes); ancien drainage aerien figi dans son premier stade d*Svolution (anciens affluents de l'Ardeche). (7) tapi is abondants ; découpage en grandes dalles; "empreintes de pas* (Trittkarren) sur la surface das bancs (rîls des lichens). Karst subsuperficiel fi ssuratian Quelques di a clases, sn général profondes; quelques portes fossiles (plateau de Bidon-St. Remlzs) (8) Découpage orthogonal de di a clases peu profondss(2“5m)5 anciens réseaux da subsurface: ponts naturels, avens d'effondrement; colma¬ tage 1 faible profondeur. DSpressiarss fsrsiiSas D'origine tectonique: bassin ferise de Vagnas», La Bastide de Virac, po!]® de Bidah; trfs peu nombreuses. Dolïnss et ouvalas dans les zones horizontales; les Rama-des (St de St-Paul 1® Jeune), les ChambrettesOiH de St. Alban sous Sampzsn). Karst profond Avens profonds (épaisseur de L'Urgonien s.l . ) Grottes, rivi 1 res souterraines , résurgences— — Enfoncement important du karst Karst noyé tris épais, assez localisi» — IW,îS: *«»(S) de fissures d'interstices (Barrfmien-marneux) Avens peu profonds. id., t racé plus géométrique que dans t'Urgonien. id. j Karst noyé tris sporadique. (10) rare (1l). ï 0 . , 1 id., ( Séquani en,Cal ! ovo-Oxfordi en) . ;

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M 8/1 Hydrogeologie et géomorphologie karstiques du sud de 1 ' E n tre Sambre et Meuse ANDRE MINET ( A nblain/Belgique ) Institut de Géographie des Facultés Universitaires de Namur. Introduction Cette note n'a pour but que de présenter les presiers résultats des travaux qui viennent d'être entrepris en vue d'I tablir une synthèse sur 1 ' h ydrogéologie et la géomorphologie karstiques de la région. Ces recherches ont pour but essentiel de procéder à l'inventaire des ressources en eau et de chercher I préciser l'é¬ volution du "Bourrelet calcaire" par la morphologie karstique. Le territoire étudié s'étend de la frontière occidentale (région de Ïrélon-Romignies) à la frontière orientale (région de Doische-Givet). Le caractère Initial de cette carte a déterminé le choix de l'échelle du 1/40.000, qui présente l'a¬ vantage de la facilité du dessin et du report des données géologiques. Au cours de la rédaction de cette communication, nous n'avons pu prendre connaissance de la légende internationale des cartes hydrogéologiques et karstiques. Ainsi donc, la représentation de ces phénomènes n'aura pas la rigueur souhaitéeDe plus, ne disposant que d'un laboratoire scolaire, nous n'avons pu effectuer que des analyses partielles des échan tillons d'eau. Cette publication n'aura donc que le caractère d'une étude sommaire. I . Géologie . Au point de vue géologique, la région étudiée fait partie du bord Sud du Bassin de Dînant. Les couches se présentent donc dans l'ordre stratigraphique du sud au nord,avec une direction générale est-ouest (voir la carte fig. 1). Un seul coup d'oeil nous révèle la présence de trois étages offrant des niveaux calcaires intéressant les phénomènes analysés : Le Couvinien, le Givétien et le Frasnien. Parmi ces étages, la bande du calcaire givétien paraît la plus digne d'attention, en raison de sa puissance et de ses caractères lithologiques. On remarque le contraste qui existe entre le développement considérable du calcaire couvinien dans la partie occiden taie de la région et aux environs de Pesche et le peu d'épaisseur lorsqu'il passe vers l'est. De plus, on observe des changements latéraux de faciès : calcaire, calcaire argileux, calcschiste, schiste moduleux. Quant qu calcaire frasnien, il est loin de présenter un horizon continu. En effet, il existe très souvent des lentilles de calcaire corallien passant latéralement à des calcaires moduleux et en calcschistes (Lecompte, flailleux, Hinet). Ces fréquentes alternances de schistes et de calcaires ne semblent pas être favorables au développement de 1 ' h ydrogéologie karstique. Ces roches massives et ces répétitions d'horizons imper¬ méables s'opposent naturellement aux faciles communications souterraines. Parfois, an rencontre cependant deux bancs calcaires assez continus, c'est le cas è l'ouest de Virelles et à l'est de Dourbes. Toute cette bordure méridionale du Bassin de Dinant présente des couches s'inclinant, dans l'ensemble, vers le nord et sans grande complication tectonique. Seuls quelques plis secondaires provoquent le dédoublement de certaines couches ou la réapparition du Givétien et du Frasnien au sein de la masse famennienne. Déjà en 1910, une coupe géologique relevée d'après la carte géologique au 1/40.000 (figure II) faisait tellement bien ressortir ces phénomènes que nous ne pouvons nous empêcher de la reprodui¬ re (Van den Broeck, Martel, Rahir). Toutefois, à l'est de Chimay, un important pli en bayonnette affecte simultanément le Couvinien, le Givétien et le Frasnien. Il a pour résultat de provoquer un élargissement considérable et une fissura¬ tion importante des trois horizons calcaires. Ce fait présente donc un intérêt exceptionnel pour la circulation sou terraine des eaux. 1 1 . Topograph! e . A ce point de vue et plus particulièrement au sujet des problèmes étudiés, la région présente plusieurs unités morpho¬ logiques s'emboîtant l'une dans l'autre de telle sorte qu'elles contribuent grandement â leur existence. En effet, au sud, les hauts plateaux ardennais développés sur les grès descendent progressivement du Massif de Rocroi, en passant de 340 m â 290 m d'altitude. Ils se terminent, sur leur bordure septentrionale, par une brusque rupture de pente pour se raccorder aux plateaux calcaires une quarantaine de mètres plus bas. Ces pentes avec les sols plus ou moins imperméables produisent un ruissellement important qui aboutit finalement aux zones calcaires. Voilà une source d'alimentation des nappes souterraines qui est souvent perdue de vue. Or elle est conséquente, en tenant compte de la

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FIGURE I HYDROGEOLOGIE ET GEOMORPHOLOGIE KARSTIQUES ECHELLE 1/40.000 OJ \ C b 3 C b 2 %  Geronsan Falb Falb Fala Falb x _Robechie$ ^ dé lancea u-lmbrechie& %  Gbnrieux Momigmes Presgaux Æfitililîi Beaüwelz CO

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LEGENDE HYDROGEOLOGIQUE ET KARSTIQUE A SOURCE TEMPORAIRE O PERTE (9 PERTE TEMPORAIRE A EMERGENCE A RESURGENCE ••• GROTTE DOLINE OUVERTE ^•DOLINE LEGENDE LITHOLOGIQUE Sables et argiles tertiaires. Terrains ardennais(grès-quartzites-phyllades). Calcaire couvinien. Calcaire givetien. Calcaire frasnien. Récif corallien frasnien Alluvions.

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00 N.-N.-O. S.'S.-E.. Figure II C o upe N.-S. entre f'ouest d'Oignies et Fagnolfe (tirée de l/an Den Broeck , Marte f 1 f?a Air. ) Calcaire, ^racnien. Cafcaire giveti*n. Calcaire couvinie». I ( ] Sctwit«* et gres

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M 8/3 pluviosité qui results de ces hauts reliefs. Suivent, au Nord, les vastes plateaux calcaires d'une altitude soyenne de 260 » â 240 «. Mais, après le façonnement de ce *berceau calcaro-schisteux* (Ganblin), un certain rajeunissement a fait ressortir par érosions différentielle les alternances calcaires-schistes et les variations de faciès (voir la coupe de la figure 11). Toute cette zone déprimée, en raison des caractères propres aux calcaires et des faibles pentes des nombreux replats, constitue le domaine privi¬ légié de l'engouffrement des eaux et de la dissolution comme nous le verrons plus loin. Enfin, avec les schistes du Famennien inférieur, apparaît la troisième unité morphologique : la dépression des Fagnes, quelques 80 m plus bas que l'extrémité des plateaux calcaires. Elle n'a d'intérêt, dans la présente étude, que pour autant que le talus calcaire qui la limite au sud, va présenter de nombreux exemples de résurgences ou d'émergences des eaux engouffrées ou infiltrées. III. Hydrographie . Quelques auteurs ont déjà attiré l'attention sur les particularités du réseau hydrographique de la région (Corbel, Q aablin, Souchez et Swysen). Et tout spécialement, la convergence dans la région de Nismes est considérée par certains d'entre eux comme résultant de l'existence d'un paléokarst. Dans l'état actuel d'avancement de nos travaux, nous ne pouvons infirmer ou confirmer les théories avancées. Hais nous faisons remarquer qu'à l'ouest de Couvin,les affluents de l'Eau Blanche et de l'Eau Noire, descendant des zones schisto-gréseuses de 1 ' A rdenne, connaissant dès leur entrée dans les calcaires, des points d'absorption. Ce phénomène ne se produit pas à l'est car tous les ruisseaux ardennais sont captés par le Viroin avant d'aborder la zone calcaire. Quant au versant condrusien, il peut, pour ainsi dire, ne rien apporter. En effet, l'Eau Blanche et la dépression de la Fagne se chargent de prendre ses eaux si bien que rares sont les ruisseaux, venant du nord, qui peuvent traverser les massifs calcaires (Minet 1963). Mais l'absence relative de rivières à l'ouest et à l'est de Chimay ainsi qu'à l'est de Dourbes, ne signifie pas 1' Inexistence d'une circula¬ tion souterraine. On oublie trop souvent les précipitations assez Importantes qui ne donnent pas lieu à du ruissel¬ lement dans ce cas, mais bien à de l'infiltration. Pour terminer, signalons le comportement, semble-t-il, anormal, de l'Eau Blanche dans la région de Chimay, qui quitte, à l'amont de cette ville, la dépression des schistes conviniens pour traverser les calcaires givétiens. Puis, après un parcours dans les chistes ftosniens, les abandonne pour se creuser une véritable gorge de nouveau dans le Givétien, dans la région de Lompret. Certes, ce plissement en bayonnette y aura développé une fracturation importante; mais ne faudrait-il pas faire appel aussi, comme pour les autres anomalies du tracé du réseau hydrographique,à un paléokarst , sans nécessairement remonter au Tertiaire ? IV. Climatologie . Pour établir les conditions climatiques de la région, nous nous basons sur les indications des stations météorologiques de Forges-Scourmont et de Dourbes. Celles de VIrelies ne nous sont pas parvenues, au moment de la rédaction de ces notes. Du tableau, (figure III) nous constatons que les précipitations sont plus importantes à Forges (1046,6mm) qu'à Dourbes (804,6mm) ce qui est normal étant donné la différence d'altitude et d'éloignement de la mer des deux stations. Mais pour établir un bilan hydrologique d'une région, les données météorologiques ne suffisent pas. Il faut d'une part, des relevés réguliers des débits des cours d'eau : dans ce domaine, les mesures sont peu nombreuses et on se heurte aux difficultés d'obtenir, les renseignements des offices compétents (Vereerstraeten). D'autre part, on doit tenir comp¬ te du "déficit d'écoulement" ou évaporation-transpiration. Voilà un problème bien ardu, la preuve en est donnée par les différentes formules proposées pour le calcul (Damiean, Vereerstraeten). V. Hydrogéologie . Il semble qu'au travers des différentes méthodes préconisées, les auteurs considèrent que l'écoulement superficiel re¬ présente la presque totalité de la pluie non évaporée. Ainsi donc, l'infiltration apparaît ne pas entrer en ligne de compte, certes ces volumes d'eaux souterraines émergent après un certain temps et sont comptabilisés dans l'écoulement superficiel. C'est l'évidence, le problème est très complexe, il suffit de penser aux ruisseaux ardennais (écoulement superficiel) qui disparaissent souterrainement dès leur arrivée dans les calcaires et qui résurgent ensuite. Malheureusement, pour la région, nous ne disposons pas de données, sauf pour deux stations distantes d'un souxantaine de kilomètres. Dans "le problème de l'eau en Belgique* (G.Damiaen) nous trouvons : Helpe Meuse (Ch' Précipitations (en ma) 1040 838 Déficit d'écoulement (en mm) 674 439 Ecoulement (en mm) 366 399 Coefficient d'écoulement (j?) 35 48

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M 8/6 Annie 1967 FORGES I o Boyenne WUíí d i il relative (?) Prlcipitâtions en BBc DOURBES I o noyenne Huœi di tl relative {%) Précipitations en sa. J F M A M ! t ! J ’ ! ; J t j | !  » ! i s ¡ i 1 ° ! ! N ¡ î D 1,0 3,2 5,3 6,1 11 1 ! f ! jl3,4 j ! ! ! ! 17.8 j i ! ! 16,2 j ! t ! 12.9 j t ! ! 10,5 I f 1 ! f 4 j î 0,5 95 86 88 80 81 1 1 j 8 2 j t ! 78 1 t i 86 j t 91 j i ! 93 | ! 91 j ! 96 60,5 92,4 71 62,8 103,5 ¡15 t i ° 0 . ! 100,8 | ! ! 80 ¡ ! I 150 j ! ! 116,7 | f 130,1 2,2 4,5 6,1 6,7 11,9 î ! ¡14 , 3 ¡ I ! ! 18,4 j f * 15,7 j 1 1 13,6 j %  ! 11,2 ; t 4, 1 j î 0,8 90 81 82 74 73 ¡76 i i 1 ! 71 ¡ ! 78 ! ! 81 ! ' f 83 | ! 87 ! 1 93 25,4 54,5 55,2 35 74,2 ¡15 j t ? f ! ! ! 65 j ! 1 ! ! 137,3 j ! ! ! * 95,5 ; t ! ! î 96,4 j ! T ! f 85,4 j f f : 69,7 F IG LIRE III Le coefficient d'Icouleaent ou rendement en eau du bassin hydrographique est le pourcentage de l'Écoulement par rap¬ port aux prlcipitâtions. Nous savons que pratiqueaent on ne peut comparer deux stations aussi éloignées et surtout faisant partie de deux bas¬ sins différents. Mais la faiblesse du coefficient d'écoulement est étonnante, surtout que cela sous-entend un coef¬ ficient d'évaporation-transpiration de 65? ce qui paraît énorme. Certes, nous ne connaissons pas la situation de cet¬ te station, mais on est en droit de se demander si ce faible écoulement n'est pas dû â l'infiltration. A.Prélèvements . Ceux-ci ont été effectués mensuel 1 e aent au cours d'une année entière c'est-à-dire de septembre 1967 à septembre 1968. Les stations ont été choisies de préférence sur les ruisseaux ardennais qui disparaissent dans les calcaires et aux résurgences supposées. De néae, un échantillonage systématique a été fait aux émergences les plus Intéressantes en fonction de leur situation. Pratiqueaent, seul le secteur I l'ouest de Couvin a pu être analysé. Nous nous devons de remercier ici notre collègue R. Delbrouck ainsi que les étudiants de l'Institut St Joseph de Couvin (Section des Jeunesses Scientifiques) pour l'aide très importante qu'ils nous ont fournie. Sans eux, ces recherches n'auraient pu être faite. 8.Analyses . Pour ne pas alourdir la publication, nous ne pouvons présenter les 40 tableaux des analyses effectuées. Nous nous bornerons donc 3 exprimer la synthèse des résultats obtenus de l'examen des 40 points de prélèvements. La présence des ions Cl* , S04 et Fe &f&f + n'a donné lieu qu'à un dosage quantitatif. Le fer est pratiqueaent absent tandis que l'ion sulfate est très irrégulier, au point qu'il nous est impossible d'en tirer la aolndre conclusion. Quant à l'ion chlore, sa présence est décelée dans 70? des analyses tandis que 25? des analyses du mois d'octobre ré¬ vèlent son absence. Mais ce qui est frappant dans 4? des cas, on constate un accroisse»ent très sensible de sa teneur et ce principalement aux mois de février et mars. Ne s'agit-il pas d'une pollution résultant de l'épandage de sels sur les routes au cours de l'hiver?. Le pH a été mesuré directement sur le terrain lors de la prise de l'échantillon d'eau par le papier indicateur spécial Herck grâce à une échelle de teintes donnant la valeur à deux dixièmes d'unité près. Les 2/3 des sources (appelées ainsi dans la région) présentent une faible variation du pH au cours de l'année, c'està-dire dans l'ensemble de 6,2 à 6,7. Les autres voient le leur osciller généralement entre 5,5 et 6,5. Nous aurions préféré une autre méthode de mesure, mais apparemment une grande révélation pour la région, les eaux à leur sortie des massifs calcaires ne sont jaaais alcalines ni même neutres. Dans seulement 15? des analyses, elles s'approchent de la neutralité, c'est-à-dire 6,7 et 6,8. Cela résulterait soit d'une circulation relativement rapide et donc l'existence d'un karst profond; soit de l'influence assez Importante de l'apport des eaux ardennaises. Sans avoir

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M 8/7 sesuri les matières en suspension, nous nous sommes rendus compte qu'elles étaient nombreuses à se troubler au cours de l'année. Le titre al cali métrique a été établi par l'acide chlorhydrique, la dureté par la solution savonneuse de Boutron et Boudet et enfin le titre hydrotimétrique calcique par complexométrie (solution titrante Complexon III) . L'interprétation des résultats des différents titres nous paraît délicate pour l'instant vu qu'ils varient assez bien au cours de l'année. Cependant, nous pouvons donner les caractères généraux de la minéralisation des eaux, celle-ci s'étale généralement de 200 â 340 sg/1 mais elle descend parfois à 80-100 mg/1. Dans les trois cas les plus évidents de disparition et de réapparition des eaux, entre la perte et la résurgence, l'augmentation de la teneur em sels dis¬ sous n'est pas tellement importante (de 80 â 150 mg/1). Ce fait confirme la conclusion, émise précédemment, d'une circulation souterraine assez aisée. VI. Géomorphologie karstique . La région ne présente pas une abondance de phénomènes karstiques superficiels bien que l'inventaire des formes mineu¬ res est loin d'être fait. Â.Dolines Deux zones offrent une concentration assez importante de dolines, ce sont les environs de Pesche et de Dourbes. Dans ce dernier cas, il s'agit surtout de dolines d'effondrement. Hais il existe parfois (Dailly, Petigny) des dépressions allongées et ouvertes â l'aval, nous ne savons si ce phéno mène est repris dans la légende internationale. En attendant la prise en connaissance de cette dernière, nous les ap¬ pelons "ravins de dissolutions*. Il semble qu'ils se forment sur des surfaces en faible pente soit par l'ouverture d' une doline (la partie amont en a vraiment les caractéristiques), soit qu'un certain ruissellement lent se produit au contact du manteau de débris et la roche sous-jacente. Pour la région, il y a un problème de leur figuration sur carte vu leurs faibles dimensions. 8.Gouffres . Il n'existe que des paléogouffres qui ont déjà suscité pas mal de discussion. Etant donné leur comblement par des dé¬ pôts sableux et argileux du Tertiaire inférieur, leur creusement a toujours été considéré comme remontant â l'époque tertiaire. Mais nos recherches récentes nous ont permis de constater que certains d'entre eux ont pu très bien ne se former qu'au cours du Quaternaire. Il serait trop long de développer ici nos arguments et nos travaux ne sont pas suf¬ fisamment avancés pour établir leur relation avec le karst actuel. C.Pertes ou aiguigeois . Presque tous les cours d'eau ardennais connaissent ces phénomènes dès leur entrée dans les calcaires. Leur lit est perseaé d'une série d'infiltrations souvent très visibles. Leur échelonnement au niveau des trois horizons calcaires fait que les trois quarts de l'année ils n'ont plus l'occasion d'atteindre l'Eau Blanche ou l'eau Noire. Jusqu'à ces dernières années, seule la célèbre résurgence de l'Eau Noire à Nismes était connue. A son sujet il faut noter qu'une coloration â la fluorescéine a été effectuée, le colorant serait réapparu après 45 h. Par contre, lors des crues im¬ portantes de novembre 1963, nous avons constaté que le trajet s'effectuait en 5 H. Les eaux boueuses étaient assez rougeâtres ce qui laisserait supposer une communication avec le paléokarst. Quant qu problème du ruisseau de Boutenville, Van den Broock n'envisage pas la possibilité d'une résurgence dans la vallée de l'Eau Blanche étant donné les barrières schisteuses imperméables. Mais, en juillet 1967 nous avons colorés le ruisseau avec de la fluorescéine (800 gr), la tête du colorant est apparue après 50 h. aux "sorties d'eau d'un débit considérable" mentionées par cet auteur et situées â l'Est de Lompret et en bordure de l'Eau Blanche. Il avait perdu de vue que la fracturation,résul¬ tant du pli en bayonnette, pouvait affecter les schistes. Tandis que la résurgence de l'Aubligneux à l'Ouest de Dail¬ ly n'a rien donné ce qui est normal puisque l'aiguigeois d'alimentation ne fonctionnait pas étant le plus à l'aval.En¬ fin, pour terminer, nous mentionnons une série de pertes de ruisseaux à l'ouest de Chimay qui semblent alimenter une nappe souterraine dont on connaît deux émergences importantes â la sortie des calcaires couvlniens, au sud-ouest de St. Reæy. L'une d'elles a beaucoup plus le caractère de résurgence car ses eaux sont souvent troubles et polluées par les affluents d'une ferme. Ce qui a causé pas mal de problèmes â la ville de Chimay qui y avait effectué un captage. VII. Conclusions . Notre propos était seulement de signaler cette première tentative d'établissement d'un bilan hydrologique dans la ré¬ gion ainsi que cet essai d'étude scientifique de la morphologie karstique. Les impératifs de la publication nous ont, peut-être, forcé â être bref et peu clair, nous nous en excusons.

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M 9/1 Principales étapes de l'étude géographique du Karst de la Géorgie et problèmes actuels dans ce dompine SHALVA KIPIANI (Université d'Ltat de Tbilissi/R.S.S . de Géorgie) L'abondance des phlnomènes karstiques sur le territoire de la Géorgie fait de cette dernière une contrée clas¬ sique du Katai. Ce relief karstique a joui, depuis les temps les plus reculés, un rffle important dans la vie du peuple géorgien. Son étude géographique date de l'antiquité et a pris une grande extension dans la période contemporaine. De l'antiquité 3 nos jours, cette étude n'a, bien entendu, pas suivi un rythme régulier tant en ce qui concerne l'intensité des recherches que l'extension géographique sur laquelle elle portait, ceci étant düf, d'une part aux changements sociaux et politiques survenus dans la vie du peuple géorgien au cours des siècles et 3 l'évo¬ lution de l'état économique agricole du pays, d'autre part 3 l'évolution même de la science du. K arst. Aussi, peut-on délimiter très nettement cette étude géographique du Karst de la Géorgie en deux périodes bien distin¬ tes, la première allant depuis ses débuts jusqu' 3 l'instauration du pouvoir sociétique en Géorgie (1921), la seconde de 1921 3 nos jours, (1-2). Jusqu'en 1921, l r o n peut dire que l'étude du Karst de la Géorgie se limitait 3 l'enregistrement des faits con¬ crets intéressant le Karst (extension territoriale des phénomènes karstiques, description de certains phénomè¬ nes karstique*, en particulier description morphographique -morphométrique des cavernes et gouffres); Mais 1' aspect génétique des phénomènes en question était quelque peu négligé., Il faut également préciser que dans cet¬ te première période de l'étude du Karst géorgien, les phénomènes karstiques étaient rarement étudiés pour euxmêmes, leur étude accompagnait le plus souvent, et au second.plan, des recherches entreprises pour l'étude du Karst était limitée, ne possédant d'ailleurs pas son propre organisme central pour diriger les travaux. Elle n' avait pas encore suscité l'intérêt de l'Etat et les recherches dans ce domaine étaient fortuites, dépendant seulement de la curiosité scientifique qu'elles pouvaient éveiller chez tel ou tel chercheur. Depuis l'instauration du pouvoir sociétique, l'étude du Karst a pris un tout nouvel essor, suivant en cela le développement intense que prenait l'étude de tous les phénomènes de la nature; l'étude des phénomènes karsti¬ ques se fait sous un angle plus vaste; on r.j se limite plus a la description de la répartition des phénomènes karstiques sur le territoire et 3 leurs descriptions particulières, la recherche porte aussi sur leur génêse; souvent leur étude .est liée 3 la recherche de solutions pratiques dans le domaine de l'économie du pays. Non seulement les chercheurs scientifiques et le corps enseignant dans cette branche participent 3 l'étude du Karst, mais 3 eux se joignent également des organismes d'Etat les plus divers; entre autres ceux groupant des ingéni¬ eurs. La nécessité d'un centre de coordination des recherches karstiques s'est fait sentir davantage chaque jour et, effectivement, l'on a procédé 3 la création d'un tel centre. L'étude du Karst de la Géorgie dans sa première période n'a pas été uniforme en ampleur et en intensité. L'on y distingue plusieurs étapes. l a première étape (dite antique et féodale ) s'étend depuis les temps les plus reculés jusqu'au milieu du XIX o siècle. Dans cette première étape, l'étude du karst consiste en une description d'ensemble des phénomènes kars¬ tiques, particulièrement des cavernes et grottes, 3 l'occasion de l'étude de la nature du pays ou d'événements historiques dont ils sont le cadre. (2). C'est ainsi que l'on trouve nombre de renseignements dans ce do¬ maine dans les écrits d'auteurs et de savants de l'Antiquité et de l'époque féodale (par exemple : dans " Les Argonautiques" d'Apollonios de Rhodes, Ü-lll 0 s. av. J.-C.¡ ' La Géographie" de Strabon, 1° s. av. J.-C., les oeuvres de pseudo-Plutarque, III® s. de notre ère,dans " la vie de la Géorgie", "Le Chevalier 3 la Peau de Tigre" de Chota Roustavéli, XII* s. "Relation de la Colchide hoggi detta Mengreîlïa" d'Archangelo Lamberti, 1654 " Description géographique de la Géorgie" de Vakhouchti Bagration, 1745 " p eregrinatis Geórgica" d'I.A Gültenstädt, 1787-1789 "Voyage autour du Caucase", de Dubois de Montpéreux, 1839-1843, etc...). -La deuxième étape (dite étape capitaliste ) commence au milieu du siècle dernier. Elle coincide avec les pro¬ grès étonnants qu'enregistrent vers cette époque les sciences de la nature en Europe et en Russie; c'est égale¬ ment vers cette période que la Russie impérial» s* préoccupe des territoires situés dans la région du Caucase,

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M 9/2 et particulllrement de la Glsrgle en ral sen de sa pasi tien stratSgipue. C'est pour cette raison pue l'on procè¬ de au relevé topographique du territoire de la Géorgie et i l'étude des conditions naturelles du pays (3). H ous citons ci-dessous les ouvrages parus pendant cette période et qui ont plus ou moins trait aux phénomènes qui nous intéressent : Ouvrages de géographie générale s EL Reclus, 1881, et autres. Ouvrages de géologie : Abrioutskî 1852, •= H, Abîeh, 1868 G. Chtchourovski, 1862 L Batsevitch et S« Si monovîtch, 1873 S. Simanovitch, A, Sorokine et D» Batsevitch, 1874-1875 E. FAVRE, 1875 E, Fournier, 1896, et autres. Ouvrages de bioglsgraphiet ’ G,t, Radde, 1866, 1873 et 1901 VJ, Tcherniavski, 1877, 1879, 1882-1883 et 1887 = O. Albov 1883-1894, 1896 et 1899 lv„ Akinîev, 1894 N,F, Kalinine, 1895,1899 et 1902 Ä.V. Lomakine, 1902 et autres. Ouvrages d'archéologie ; F. Baiern, 1871 VJ, Tcherniavski, 1879 et 1882 V a Congrès archéologique de Tbilissi, 1881 AJ. Vvedenski, 1882 E, Weidenbaum, 1882 A. Bernatski, 1884 Ouvarova 1887, 1891 et 1904 V, Sizhov, 1899, et autres. Ouvrages d'art militaire et de statistique militaire et autres : Kraévitch, 1870 V.T. Haévski, 1896 M, Sergueév, 1898 t J, Pantioukhov, 1896 et autres. En outre, an trouve des descriptions de phénomènes karstiques dans des ouvrages concernant l'étude de la nature de la Géorgie ou des monuments historiques du pays, le phénomène karstique étant considf é s:us tel ou tel angle. Ce sont ceux de : K,B. Pfaff, AJltoianov, 1876, et autres. C'est au cours de cette deuxième étape que l'on voit apparaître les premiers ouvrages consacrés proprement au Karst de la Géorgie, plus particulièrement aux cavernes et gouffres karstiques : Gr. K. Kronhelm, 1873 1. Zikhatchev, 1887 N. Sakharov, 1892 A.P. îvanov, 1898, et d'autres). Au cours de cette même étape, surtout vers les vingt dernières années, s'affirme 1* é t ude ès phénomènes karstiques sous l'angle génétique : H» Abich, 1852 S, Si mono vîtch, L, Batsevitch et A. Sorokine, 1873-1875 E, Fabre, 1875 N.M, Albov, 1893=1899 E, Fournier, 1896 li.V, Sergueév, 1898, et d'autres. La troisième étape (dite 2ème étape capitaliste ) ¿e l'étude du Karst de la Géorgie, s'étend sur le premier quart du XX® siècle (jusqu'en 1921), Au cours de cette période s'intensifie la description géographique des phé nomènes karstiques, notamment du point de vue du nombre des chercheors et de l'extension des ebjeciifs : V,N. Leonov, 1902 et 1910 M,V 9 Sergueév, 1904 A,I1 a Hargolius, 1905 * Ed. A, Martel, 1910 A,N. Diatchkov Tarassov, 1901 et 1903 K.A, Satounine, 1911-1912 et 1915’t.K. Koniouchevski, 1913-1914, et d'autres. L'aspect génétique du Karst de la Géorgie a été particulièrement étudié chez les auteurs suivants : V.ff, Leonov, 1902 et 1910 M,V. Sergueév, 1904 A.M, Margolius, 1905 Ed. A, Martel, 1910 V, Babet, 1915 A.A. Krüber 1911-1912, et d'autres. Au cours de l'étude du Karst géorgien, les auteurs ci-après cités ont porté une attention toute particulière aux aspects pratiques des problèmes envisagés % K.A. Sateunine, 1911 Z .A. Kenioutchevski, 1913 XIII o Con¬ grès des Médecins et Naturalistes russes, î Tbilissi, 1913, etc... Les auteurs suivants s'attachent 5 l'étude de la flore des roches calcaires : A.M. Krasnov, 1901 i.N. Koronov, 1905-1906 et 1908 Â.B. Chelkovnikov,1913, etc... et î celle de la faune cavernicole ; Â. Semenov, 1901 A.M. Chougourov, 1907-1908 K.A. Satouaine, 1911 1913 B.P. Ouvarov, 1912 N. Smirnov, 1918, et d'autres. Dans des ouvrages parus au cours de cette même période, en trouve nombre de renseignements intéressants dans le domaine'de la géographie et notamment dans celui de la géomorphologie ; parmi les ouvrages* géologie, citons ceux : A.M. Margolius, 1902 E. Weber, 1901-1902 G.M. Smirnov, 1909 L.K. Koniouchevski, 1913 V.V. Doubianski, 1915, et d'autres. Parmi les ouvrages d'archéologie, ceux de : St. Kroukovski, 1914 T.Margvelachvili, K. Tchirakadzé et T. Dja» paridzé, 1914 » R. Schmidt et L. Koslovski, 1919, et d'autres. Parmi les rapports concernant les relevés topsgraphiques, ceux de : K. I, Po dozer ski, 1902, et d'autres. Parmi les descriptions de la nature et les récits de voyages, ceux de : K.K. Matçhavariani, 1900 et 1914 A.V. Zelenine, 1902 M.A. Choustak, 1903 A.N. Diatchkov-Tarassov, 1903-1904 A.G. Peredelski, 1908 K.A, Stounïne, 1911, et d'autres. Une telle masse de renseignements ont été rassemblés au cours de cette période qu'il a été passible d'établir une carte ai]“ était délimitée la première région karstique ; l'auteur en était A.L. Reinhard,1917 (4). Abordons maintenant la période soviétique de l'étude au Karst géorgien. Ici encore, cette étude a suivi une

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M 9/3 courbe variée quant I l'intensité et í l'extension des recherches et , de ce fait, l'on peut y distinguer qua¬ tre étapes. La première étape va de 1921 Î1941. Au cours de cette période, l'étude du Karst n'est pas encore organisée sous l'égide d'un organisme spécialisé et les travaux enregistrés dans ce domaine sont dus â l'initiative per¬ sonnelle des chercheurs, relevant parfois d'organismes qui ne sont pas directement intéressés i la branche de la géographie« Cependant^ an publie, surtout dans les dernières années de cette première étape, des rapports de travaux sei enti fiques très importants et des ouvrages de vulgarisation scientifique^ concernant la géographie et qui fournissent des renseignements précieux sur le Karst géorgien ; certains de ces ouvrages concernent la Géomorphologie, ce sont ceux de : A. Djanelidzé, P 0 S, Panioutine, fl.A. Kandelaki et G.S. Dzotsenidzé, N.A. Gvozdevski, LJ. Harouacfiivili, Ch., i. K.ipiani, et é'autres; certains, les climats spéléologiques et l'hydrolo¬ gie, ce sont ceux de ; A 0 G 0 Baîabouev, P.S. Panioutine, B. 1 . Kavrichvili, et d'autres ; » certains, la géogra¬ phie des sols et la biogéagraphie, os sont ceux de ; S.Â. Zakharov, A.Â. Kolakovski, A.A. Sadovski, I.A. Bristein, V.G. Lopachov, F.„ Zaitsev, D.G. Kharitonov, et d'autres (5). La deuxième étape de l'étude du Karst géorgien dans la période soviétique, comprend les années de la Grande Guerre nationale de 1941=1945. Au cours de ces années, 1' étude du Karst fut subordonnée aux problèmes posés par la défense nationale. C'est ainsi que des travaux de recherches très importants ont été accomplis concernant les grottes et cavernes d'Imeretie, de Ratcha et de Mîngrelie, en vue de leur utilisation éventuelle; citons les auteurs de ces travaux : G. Devdariani, G. Kokotchachvili, L.l. Marouachvili, A.A. Sadovski, et d'autres. La publication de ces travaux n'a eu Hèu que dans la période ultérieure (5). La troisième étape s'étend sur la décade qui suit la fin de la guerre (1946-1957) (2). On assiste alors S une intensification de l'étude du Karst, laquelle se manifeste, entre autres, par la publication d'un grand nombre de rapports scientifiques et d'ouvrages de vulgarisation scientifique. Citons parmi les noms des auteurs, ceux de : N.A. Gvozdevski, L.l. Marouachvili, Ch. I. Kipîanî; mais il faut cependant signaler que la recherche dans le domaine du Karst a encore un caractère épisodique. La quatrième étape (ou étape actuelle) de l'étude du Karst géorgien dans la période soviétique, débute en 1958 et se prolonge de nos joursiè(2). C'est alors que l'étude du Karst s'organise véritablement en Géorgie; el¬ le s'organise sous l' S gi de des chaires de géographie des hautes Icoles de la R.S.S. de Géorgie (Université d* Etat de Tbilissi, Instituts pédagogiques d'Etat A. Tsouloukidzé de Koutaissi. Institut pédagogique d'Etat H. Gorki de Soukhoumi etc...); un laboratoire de karstologie-spéléologîe est créé ä If Institut Géographique Vakhauchti de Tbilissi; de même qu' un centre d e coordination, appelé commi ssîon d e spéléologie, rattaché I l'A¬ cadémie des Sciences de la R.S.S. de Géorgie; toujours pour l'étude du Karst, des services sont fondés auprès d'organismes divers, tels que ; la section de karstologie-spéléologie dépendant des services scientifiques de la Société de Géographie de Géorgie; le comité du sport spéléologi que rattaché a la Société Sportive de la R. S.S. de Géorgie et aux Syndicats; la Section de sport spéléologique auprès de l'Union du Tourisme de la R.S. S. de Géorgie, etc... Tous ces organismes ont contribué aux progrès de l'étude du Karst et i son développement Rapports Scientifiques et ouvrages de vulgarisation scientifique se multiplient á la suite de l’extension des recherches; citons teux de ; N.A. Gvozdetskí, L.A. Vladimirov, T.Z. Kiknadzé, D.N. Kobakhidzé, L.l. Marouach¬ vili, V.M. Mgeladzé, S.M. Nemanichv1.il, L.N. Soloviov, E.V. Sokhadzé, D.D. Tabidzé, Z.K. Tintilozov, K.B. Kavrichvili, B.A. Guerguelava, Ch. S. Kipiani, et d'autres. Signalons la parution de recueils spécialisés, en¬ tre autres en spéléologie. L'on voit donc que l'étude du Karst de la Géorgie a pris un grand essor mais il reste encore bien des problè¬ mes de géographie S étudier et i élucider. Il ne faut pas s'en étonner car chaque nouvelle étude d'un phénomè¬ ne karstique entrafne l'apparition de nouveaux problèmes è résoudre pour le chercheur. Au cours des dernières années, l'étude gésmorphologique du Karst géorgien a tenu une place prépondérante dans les recherches physico-géographiques; les résultats obtenus sont d'importance mais il reste encore beaucoup î faire dans ce domaine. Les recherches doivent se poursuivre et se développer du point de vue de l'extension géographique et de l'approfondissement de l'analyse scientifique. Au sujet du travail qui attend les chercheurs scientifiques travaillant sur l'étude du Karst de la Géorgie, nous allons signaler ci-après quelques-uns des prob l è mes les plus Importants qui se posent actuellement pour eux. En tout premier lieu, il s'impose de poursuivre et d'approfondir l' é t ude morphographtque, morphométrique et morphogénétique du Karst de la Géorgie. Parallèlement les recherches doivent s'étendre territorialement afin de découvrir de nouveaux objectifs et de procéder I leur enregistrement. Les résultats des recherches effec¬ tuées sous ce plan ces dernières années laissent présager de l'ampleur du domaine î explorer. Bien entendu.

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M 9/4 ces recherches doivent s'accompagner d'un relevÊ tspagraphi s ¡ue pricis des nouveaux phSnomfnes karstiques pertis 3 notre connaissance. Un prablîme majeur qui s'impose Igaîement est celui de préciser l'âge exact et le degrS d'jvaiution des types et des formes karstiques rencontras dans le Karst de la QSorgie, ceci sous l'angle de l'histoire gSomorphoio» gique du terrain. DÊjî des travaux importants ont St§ accomplis dans ce domaine. Faut-il rappeler que la sa* lution des problîmes posSs exige du chercheur l'utilisation non seulement des mSthodes géographiques mais éga¬ lement celles des sciences voisines, par exemple celles de la géologie, de l'archéologie, etc... Le problème précédent est étroitement lié 3 celui de l'étude des causes qui ont conditionné l'évolution du Karst en Géorgie , qui apportera non seulement une lumière sur le Karst local, mais enrichira également la science générale du Karst. Dans ce domaine, le premier objectif de nos chercheurs devra être de préciser k rôle qu'ont joué l e s roches lithoglnes et è faciès dans la karstification du terrain; il nous faut donc étu¬ dier en détail les caractères physiques, la composition chimique, latextureet les autres caractéristiques des roches carbonates du Jurassîqut Supérieur, du Crétacé, du paléogène, etc et définir leur rôle dans la formation du Karst. Tout aussi important nous paraît le problème qui consiste ô élucider le processus de formation tectonique des massifs karstiques de la Géorgie et notamment le rôle joué par las formations carbonates, et celui de la forma' tion des failles et des formes karstiques, de surface et souterraines. Pour l'étude de l'origine du Karst de la Géorgie, il est nécessaire d'analyser l' i n f l u e nce des facteurs physlce-gépgraphigués dans le développement de ce Karst, et sur sa morphologie suivant une coupe verticale oiî appa¬ raissent les différentes zones de ces facteurs (climat, hydrographie, sols, couverture végétale, et la synthèse de tous ces éléments : le paysage). Pour préciser l'intensité et le degré d'évolution du Karst, il importe de définir la quantité d'oxyde de car¬ bone agressif contenue dans les eaux d'infiltration des roches calcaires, ceci en tenant compte des zones d'al¬ titude et des territoires particuliers considérés. L'on peut par ce moyen connaître le rythme et 1' i n t ensité de la karstification pour chaque point considéré. C'est dans les mimes conditions que l'on doit mesurer la quantité d'oxyde de carbone contenue dans l'air et le sol des objectifs considérés. Pour définir les voies et les règles suivies par la karstification dans tel eu tel massif, il est indispensable d'étudier le réseau hydralogique souterrain du massif en question, surtout quant a la circulation vertical® des eaux et aux zones hydrodynamiques. Cette étude permettra de préciser le rôle de ces eaux et l'influence des zones sur le processus de karstification, et notamment au-dessus et au-dessous du niveau de base karstique. Pour l'étude du réseau hydrographique des eaux souterraines, les chercheurs auront recours aux méthodes déjl bien connues; utilisation de substances colorantes, de poudres végétales, de "traceurs" radioactifs, de té¬ moins biologiquos, et a d'autres nouvelles méthodes. Il ressort des travaux récemment effectués que le territoire de la Géorgie comporte (régions de Gagra et de la Haute^lmeretie), i coté d'un Karst jeune, un Karst ancien enfeui ; ce problème mérite d'Stre étudié de plus près car il permettra de jeter une lumière sur l'histoire de l'évolution du Karst en Géorgie, restée jusqu'S ce jour environnée de mystère. Les mouvements néo-tectoniques ont joué un rôle très important dans l'évolution du Karst géorgien et leur étu¬ de doit permettre d'établir l'âge de c e Karst et les traces des périodes de secousses et d'accalmie. Au cours des dernières années, des rapports de travaux scientifiques ont été publiés qui traitent, pour la pre¬ mière feis, de la corrélation entre les cavités karstiques horizontales et verticales, et les terrasses fluvia les et maritimes . Ce ne sont que les premiers pas dans ce domaine; des études élargies dans cette branche éïucideront les rapports qui existent entre la formation des cavités et les étapes d'évolution des vallées fluvia¬ les et du fond de la mer Ne ire. Lers de l'étude du Karst géorgien de haute montagne, et en partie« celui de montagne moyenne, il faut accor¬ der une attention toute particulière a la glaciation quaternaire de ces régions et Í son rôle dans leur karsti¬ fication. Le clasto-karst , récemment découvert dans la partie nord de la plaine de Colchide, doit être l'objet d'une étu¬ de approfondie; il faut découvrir les règles dont procède son évolution, analyser les caractères qui le diffé¬ rencient du karst classique, en connaître les causes. L'on a, ces dernières années, travaillé î la définition des types karstiques et î la délimitation des réglées géomorphologiques et spéléologiques du Karst de la Géorgie, il reste â compléter et î préciser bien des point? notamment en ce qui concerne les objectifs récemment découverts.

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M 9/? Bien des recherches «nt dljä etl faites cancernant les caractéristiques climatiques du Karst glergien » Les recherches dcivent tíre encare plus étendues î l’avenir; il reste a préciser les nicre^climats des.différents ebjectifs karstiques* Il s'agira, en l'sccurence, surtaut des climats spéiéalegiques. Il sera da ne nécessaire d'établir des statiens météaralogîquesjparticulilrement pqar la mesure de la température de l'air et des pré~ cipitatians atmasphériques, dans la réglen du Karst® Par ailleurs, il faudra également procéder I des abservatians mltlaralagiques sur des formes karstiques de dî» mensiens restreintes, par exemple les gouffres et cavernes, sinan d'une façon permanente, au mains épisodique¬ ment I différents moments de l' a nnée. L'an utilisera paur cela des appareils enregistreurs autematiques.  ' part les précisiens que l'an recueillera ainsi cancernant les canditiens climatiques de tel eu tel phénomène au région karstique, les renseignements obtenus seront tris précieux en karstelegie générale, ils pourront notamment permettre de comprendre le rf 1 a des candi tiens climatiques dans les régions karstiques, sur î'fvelu® tian, le caractère, l’intensité et le rythme de la karstificatian des lieux. ¡1 faudra, îers des abservatians tenir campte du relief karstique et analyser s*n Influsnes sur les particularités climatiques de la reglan® C'est également au cours des dernières années qu’un travail Impartant a lté accompli dans le demain® de 1 ' é tu¬ de des conditions hydralagiques du Karst de la Glargie; les recherches dans cette direction doivent continuer en s'amplifiant paur préciser en définitive le raie que joue le karst sur le débit des cours d'eau et des sour¬ ces (débit minimum, maximum et moyen; variations du dibit au cours de Tannée, etc..,,) et leur régime® Paur cela, Ton doit utiliser les neuve!les méthodes de recherches. 11 faut procéder a une évalutian régulière des quantités d'eau écoulée des sources et rivières jaillissant des massifs karstiques, S l'analyse de la cam® position chimique de ces eaux karstiques, ce qui donnera la possibilité, en tenant compte ds la quantité des précipitations atmasphériques, d’évaluer la dénudation ds la régi an karstique» 11 faudra procéder de serte I connaître les régimes des sources et rivières de chaque massif karstique, paur définir 1e rile de ces eaux sur le processus de karstificatian et leur influence sur les autres caardsnnles physica-giagraphiques» L'on s'est peu penché jusqu'I ce jaur sur T étude de-la couverture du sol des régions karstiques de la GéorgieLors des recherches physica-géagraphiques dans les régions karstiques, il ne faut pas négliger T étude de la couverture du sol; cette étude n'aura pas pour seul but d'analyser les caractéristiques de la couverture du sol mais de définir son role dans îe processus de karstification. En ce qui concerne l' é t ude du tapis végétal des rfgians karstiques de la Géorgie, îl faut signaler qu'elle a été très poussée au caurs des dernières années, mais elle doit prendre encare plus d'ampleur i l'avenir® L'an cherchera î élucider l'influence qu'exerce le Karst sur le tapis végétal, ce qui ce faisait précédemment et n'est pas nouveau; et surtaut, et 11 réside Tintérft, l'influence qu'exerce 1e tapis végétal lui-mlme sur la karstî fication. L'étude de la faune spéléolagique du Karst de la Glargie a fourni déjt nombre de renseignements, mais il reste encore beaucoup I faire dans ce damai nè. 11 faut également donner plus d'ampleur a T étude de la faune de surface des régions karstiques. L'an doit procéder d® sorte I définir les particularités zoa~géagraphiques des faunes de surface et souterraine des régions karstiques, afin de pouvoir, sur la base de ces particularités, résoudre certains problèmes intéressant tant le Karst laçai géorgien que la karstalogie en général, entre au¬ tres ceux de Tige exact des phénomènes karstiques de la Géorgie et, en particulier celui des formes souter¬ raines. L'étude physico-géographique des paysages du Karst de la Géorgie doit être poursuivie et élargie. Outre la description des particularités de sites des différentes régions karstiques de la Géorgie, Il faut également élucider îe rile de tousces complexes naturels sur T évolution, des phénomènes karstiques, tant en ce qui con¬ cerne le Karst géorgien que le Karst en Général® Lors de T étude de tous les problèmes que nous venons de citer ei=dessus, le chercheur ne devra pas perdre de vue les possibilités d'utilisation pratique du Karst de la Géorgie® Certains aspects de T utilisation prati¬ que des phénomènes karstiques, par exemple pour le tourisme, ne doivent pas faire oublier celui de leur con¬ servation. Pour résoudre les problèmes dont nous venons de parler, aux expéditions de chercheurs doivent obligatoirement s'ajouter des recherches expérimentales de laboratoires qui doivent avoir lieu d’une façon permanente» Il faudra donc dans un proche avenir procéder î T installation de stations karstologiques permanentes et de laboratsires expérimentaux dans les régions karstiques de la Géorgie®

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M 9/ 6 Bibi iographie 1. Kipiani, Ch. 2. Kipiani, Ch. 3. Kipiani, Ch. 4. Kipiani , Ch. 5. Kipiani, Ch. De 1' étude géographique du Karst de la Géorgie et de ses problèmes actuels 1ère session scientifique de Spéléologie Travaux et rapports Ed. de 1 1 Académie des Sciences de la R.S.S. de Géorgie, I960, pp. 3-10 (en langue géorgienne). -A propos de l'étude géographique du Karst de la Géorgie Travaux de l'Université d'Etat de Tbilissi t. CXI, ch. 3 session scientifique de Géographie-Géologie, Tbilissi, 1965, pp. 187 200 (en langue géorgienne, résumé en russe). Etude géographique du Karst de la Géorgie dans la deuxième partie du XIX siècle Travaux de la Société Géographique de la R.S.S. de Géorgie t. IX -X, Tbilissi, 1967, pp. 221 242 (en langue géorgienne, résumé en russe). Etude géographique du Karst de la Géorgie au cours du premier quart du XX siècle (jusqu 1 en 1921) Cavités et cavernes de la Géorgie t. Ill, Ed. "Metsniereba", Tbilissi, 1965, pp. 57 76 (en langue géorgienne, résumé en russe). Etude géographique du Karst de la Géorgie au cours de la période soviétique (1921 1945) Cavités et cavernes de Géorgie t. IV, Ed. "Metsniereba", Tbilissi, 1966, pp. 5-29 (en langue géorgienne, résumé en russe).

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The Differentiated Development of the Karst of the Cuban Isles and its Causes ANTONIO NUNEZ JIMENEZ VLADIMIR PANOS OTAKAR STELCL M 10/1 Introduction : On the basis of the contract concerning the co-operation of the Institutes of Geography of the Cuban and the Czechoslovak Academies of Sciences, the authors realized during 1964 to 1967 the complex research and the detailed geomorphological mapping of the main karst regions on Isla de Cuba and some other Cuban isles. Besides new knowledge of theoretical and practical significance a striking geomorphological and hydrological differentiation of the karst in the various parts of the territory investigated as well as the basic causes of the phenomenon have been established. The main and secondary complexes of genetically and morphologically allied forms have been determined and designated as types and subtypes of the Cuban Karst. Their area has been marked in the map on 1 : 530,000, which became, together with the respective documentation, a part of the pre¬ pared National Atlas of Cuba. The main geological and physico-geographical characteristics of the Cuban Isles : The Cuban Archipelago as a part of the western section of the insular belt of the Greater or Limestone Antilles, consists of 3/5 carbonate, mostly strongly karstified rocks of various kinds and ages. The karst is very common in the mountain ranges, the hilly lands and the coastal plains of the two largest isles, Isla de Cuba and Isla de Pinos, as well as on the other smaller low islets and even on the bottom of the adjacent extra¬ ordinarily shallow sea in the Gulf of Mexico and in the Caribbean Sea. In the rough and dissected Cuban mountains, overgrown partly with relics of the original pine and semideciduous forests, the limestones and the various kinds of carbonate rocks form the substantial part of the heterogeneous Paleozoic, Mesozoic and Lower Paleogene series of strata. These are complexly folded, strongly broken and often metomorphosed complexes of sedimentary and volcanic-sedimentary rocks penetrated by larger and smaller intrusive bodies of batholith and laccolith type. Together they form several bulky, oblong or ellipse¬ shaped anticlinal dome-like and hörst structures. They reprësent the basic Variscian and Laramian tectonic units of the Cuban Archipelago. In places they are considerably reduced and levelled due to exogenous processes. They were separated by deep synclinal grabens so that they evidently formed in a certain phase of their develop¬ ment isolated isles between the Caribbean Sea and the Gulf of Mexico. They have been successively connected in one whole and partly even covered by the Upper Paleogene, Neogene and Quaternary series of strata composed mostly of marine carbonate deposits. It is not only folded intensely but pervaded with systems of long longitudinal and transverse faults. Indicating the position of un¬ stable zones in the region of former synclinal graben-like depressions filled nowadays with deposits. The faults of a large amplitude and the flexures determine even the present outer seaward borders of the series of strata. The horizontal and subhorizontal series of strata form extensive coastal plains on both largest isles. In the surroundings of old massifs the series of strata is somewhat lifted up and dissected into several smaller hilly 1 a n d s. One part of the coastal plains is covered with sedimentary and weathering mantles of irregular thickness. Extensive monoculture plantations of sugar cane, tobacco, tropical fruit, vegetables and technical pi ints or pasture land can be found in the lowlands in place of the destroyed forests and savannahs. Important parts of the coastal plainsin the broad coastal zone and in the inland are covered with uncul tivatable swamps with peat bogs and numerous lakes with fresh, brackish and salt water. Most swamps and lakes are of karst origin. The low¬ land surface is slightly warped and irregularly slightly inclined towards the sea due to its relatively small absolute altitude. In a greater distance of the margins of old massifs the series of strata of young carbonates immerse slowly below the sea level, but mostly only to a depth of some centimetres to 20 metres. In the vicinity of both largest isles there are several shallow parts of the sea of this kind, covering an area of 67,831 square kilometres. The sea bottom which was dry land in the Pliocene and mainly during the glacieustatic declines of (the sea level in the Pleistocene, displays similar forms as do the adjacent parts of the coastal plains.

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2 1) Alturas de Maniabón Highlands /East Cuba/, limestone-andesite monadnocks overtopping the low rolling surface built of serpen tin it es. Results of advanced differencial erosion of extremely folded Upper Cretaceous sedimentary-volcanic-intrusive series. 2) Alturas de Baire Highlands /East Cuba/, consisting of numerous karstified limestone hills and isolated andesite depressions Example of differen¬ tial erosion in folded and uplifted Eocene volcanic and sedimentary series on the northern flank of Sierra Maestra Mts. 3) Sierra des Guase Highlands /East Cuba/. Cupola-karst surface developed on uplifted and dipping Paleogene limestone strata. Alturas de Madruga Highlands /West Cuba/. Conical karst surface developed on warped Miocene limestones strata.

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5) South Coastal Plain of Isla de Pinos. "Casimba", inundated evenbottommed corrosional depression developed in Pliocene limestone. 6) Ciénaga Oriental de Zapata /West Cuba/. One of the large river caves developed along bedding planes of Pliocene limestone strata an u draining subterraneously the swamps toward the sea. 7) Península de Guanahacabibes /West Cuba/. Corrosional forms on margins of interior swamps with oscillating water level. 8) Península de Zapata /West Cuba/. Corrosional surface of Pliocene-Quaternary limestone invaded by shallow sea. S

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M 10/4 The higher partsof the bottom form numerous shallows and small Isles. The outer edges of those shallow parts of the sea end by a steep scarp falling suddenly to the some thousand metres deep sea grabens and basins of the Am8rica n Mediterranean. The upper edge of the marginal submarine scarp is accompanied by an almost continuous barrier of coral reefs. In places they rise above the sea level in the form of long chains of elongated isles or strikingly narrow promontarles of Isla de Cuba or Isla de Pinos. On the steep coasts of those isles there are steps of emerged and submerges abrasion terraces as well as a wide band of fringing coral reefs surrounding even some isoltated minute islets. Besides that, the long coastal sections are covered with beach ridges built of both mineral and biogene but mostly very fine-grained sands. Coarse-grained and boulder abrasion formations occur rather seldom. The tropical climate of the Cuban Archipelago is alternately humid. Owing to the neait American mainland certain continental features appear in it. According to F. 0. Davitaya I. I. Trusov (1963), the mean annual temperature rises to 24°C, the average annual precipitation amounting to 1,375 mm. The annual precipitation course displays a distinct rain spell (May November) and a drought (December April). In the rain spell about 1,400 1,500 mm of precipitation can be recorded, at an average temperature of 27°C, the majority in September and October in the time of the passage of destroying tropical cyclones. In contradistinction to it, in the drought, at an average temperature of 21°C, only 300 400 mm precipitation fall mostly only during convection thunderstorms caused by heat and on the windward slopes of the mountain ranges exposed to the influence of the north-eastern trade winds. With the growing absolute altitude the temperature decreases in general and the pre¬ cipitation quantity increases. But there are considerable deviations from the average values in the regional distribution of the temperature and precipitation in the region of the Cuban Archipelago, so that, for instance, some eastern parts of Isla de Cuba remind one with their open cactus growths and other succulent growths rather of Mexican semi-arid plateaus than of the surfaces of alternately humid tropics. On the whole, the climate is very favourable of the karst development. Nevertheless, its influence is not so decisive as to lead in the whole region to a formation of a uniform complex of forms of the tropical karst as is usually claimed. The influence of the climate ismodified by geological and other physiogeographical fac¬ tors, so that even their regional or local, often apparently unimportant differences reflect in the origin and development of a number of very different complexes of superficial and subsurface karst forms. The individual morphologically typical phases of development which can be established in the forms of the various main complexes indicate that this is a permanent and accordingly normal state (V. Panos 0. Stelcl, 1967). The causes and consequences of the modification of climatic influences : The substance of the influence of the alternately humid tropical climate on the development of the relief in the carbonate and non-carbonate rocks lies not only in the large quantity of precipitation accumulated in a relatively very short period, but mainly in their character and their diurnal distribution. The majority of pre¬ cipitation falls in the first morning hours, i.e. in the time of the diurnal temperature maximum and the relatively high position of the sun above the horizon, in the form of famous, sudden, heavy but short tropical showers, close upon which the sky clears up again. Among the consequences of this phenomenon belongs the important removal of the dry, mobile, sedimentary or weathered cover of the higher positions of the relief into primary and second¬ ary depressions of different dimentions. This process occurs both in the microrelief and in the macroforms. The second consequence is the striking differentiation of the processes of weathering influenced by a number of geo¬ logical and physico-geographical agents. On the denuded sunny and accordingly considerably warm carbonate surfaces, an extraordinarily strong evaporation tykes place in the beginnings and at the end of the tropical showers. The evaporation evokes espec¬ ially in porous and/or densely fissured and cleaved carbonates an Intensive capillary ascent of the saturated solutions fromthe rock core towards the surface causing the development of calci t e duricrusts. Often even fer¬ rous weathered crusts or remnants consolidated by ferrous cement of old weathered and sedimentary mantles occur. Another consequence of the important evaporation are the laminarily bedded evaporite (sinter) crusts. They set fromthe water running down theinsolated surface. Due to the evaporation it changes quickly into an oversatur¬ ated solution unable to keep its mineral content. On surfaces, shadowed by a sufficiently dense vegetation or sheltered from insolation by their exposition, the evaporation and its effects are of course less important or absent at all. Such surfaces are subject evidently much more to the effects of atmospheric water than the sur¬ faces protected by well developed thick and dense weathered or evaporite crusts. The effectivity of the chemical processes is Increased even by the biogene CO 2 aggravating the aggressivity of the atmospheric water. But the surfaces buried below the relatively permeable and not too thick deposits, mainly in the depres¬ sions, are dissolved and lowered more intensely. Atmospheric water accumulates in them and the evaporation stops in a certain depth below the surface so that the deposits of the depressions keep wet for a fairly long time after

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M IO/ 1 ) the rain. In the infiltration through the deposits in the depressions the atmospheric water is enriched con¬ siderably by CO 2 due to which fact its aggressivity is being regenerated amounting to a higher value than it displayed after the descent to the surface of the deposits. In the west Cuban coastal plains, it was established that, after the percolation through a 15 cm thick layer of sandy clay loam of the typical Neogene limestone mantle, the atmospheric water displayed a five-times higher quantity of fixed CO 2 and more than a double quantity of free (aggressive) CO 2 in comparison with the values measured in the water after its descent into a thin grassy growth onthe surface of the deposits, in humous fissure fillings or peat covers of inland and coastal swamps the increase of the CO 2 is still greater in the percolating water. This fact is due mainly to the respiration of life of bacteria and other organisms, the amonification, the nitrification, the oxydation and other processes which are an unseparable part of the complex relations among the lithosphere, the hydrosphere and the biosphere. Their activity results in the Intensive solution and lowering of the bottom and the retreat of the margins of the depressions as well as inthe widening of the fissures. The correctness of the mentioned knowledge isconfirmed by the practically identical statement made approximatley at the same time by W. H. Monroe (1964) in the investigation of the karst of the Isle of Puerto Rico, accordingly in a region with very similar geological and physico-geographical conditions. The effects of the dissolving capacity of the atmospheric water differentiated in this way lead in com¬ pletely homogenæus and the more in heterogeneous series of strata to a quick growth of the relative vertical differences between the denuded and covered surfaces from the small up to large relief forms. Therefore, the described processes can for just reasons be supposed to have the main share in the origin of an individual corrosional relief designated as n c oupola-karst" or corrosion-erosional relief called "conical karst". The coupola-karst forms a labyrinth of coupola-shaped hills with rounded or flat summits and more or less distinct summit levels. They are usually accumulated on a large area closely, sometimes irregularly, sometimes very regularly. They are separated by usually funnel-shaped depressions. The convex and concave forms of this relief developed evidently due to the irregular dissolution of carbonate rocks in the substratum of weatherings or sedimentary mantles (A. Nunez Jimenez Va. Panos 0. Stelcl, 1955). These forms are accordingly the socalled basal forms of weathering. After the removal of the mantle formations those primary forms crop out and go on developing. The remnants of old sheets and the new developing products of weathering accumulate on the bottom of the depressions and form an even bottom, !n its level the widening and mutual connection of the depre¬ ssions takes place. In places even a dense valley pattern develops oriented according to the inclination of the strata. The arrangement of the elevations and depressionsis sometimes very regular and such a relief is designated as "directed karst". The regional distribution os the systems of the tectonic lines is usually designated as the reason of this phenomenon. But it was established that much more often it is a reflection of the arrangement of the lines of intersection of the bedding planes or lithologically different zones with the relief, with the ground plans or with the beds of different fossil neritic and littoral sedimentary forms (bars, coral reefs, etc ), The mode of the deposition of the carbonates is reflected even in the elevations of this relief. They are either symmetrical or asymmetrical, isoclinal, perclinal, etc., according to the inclination of the beds. According to the criteria accepted by the authors of this paper, the coupola-kgrst cannot be held for a karst type but only for an initial or slightly advanced phase of the development of another karst type. This phase can occur in carbonates of various kinds, deposition and age. The conical karst is noted for slender isolated hills or short ridges with steep rocky slopes and rounded hills rising in the centre or on the margins of large lowlands with even carbonate bottoms covered with deposits or products of weathering. The lowlands are either of the type of inner, marginal and valley pol j e s or of marginal karst plains. Although the conical karst is held for the true, if not sole type of tropical karst, in the Cuban Archipelago, accordingly in a typical tropical zone, mostly completely different complexes of karst forms developed covering by far the largest part of the carbonate surfaces. The forms which can be for good reasons classified as conical karst, are developed on relatively small areas in mountains and higher hilly lands,i.e. in complicatedly folded old carbonate structures, but only in places where the allogène water courses flow and deposit their accumulations. Neither was the conical karst designated as an independent type of the Cuban karst. It is held for a very advanced phase of the irregular, erosion-corrosional dissection of the folded carbonate seriesof strata. This stage can be reached but by certain parts of the relief when a number of favourable geological and physicogeographical conditions are available. The climatically conditioned specificity of the forms representing this phase of the development of the k^rst relief reflects in the singularity of the associations of the above men¬ tioned destructive karst processes and in their intensity.

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M 1 Ü / 6 The differentiated consequences of the effects of exogeneous agents on denuded and covered surfaces built of non-carbonate series of strata do not manifest themselves distinctly. In general, all non-carbonate rocks (except quartzites and siliceous rocks) weather very quickly due to intensive chemical and mechanical processes typical of the alternately humid climate. The consolidated rocks disintegrate mechanically after important temperature changes occurring on warm surfaces after sudden rains and in high mountains, even due to differences between the diurnal and night temperatures. The disintegrated rocks are practically defence¬ less asto the mechanical effects of heavy showers and the erosion of running waters. No less effective are the chemical processes disintegrating mainly schists and volcanic or intrusive rocks. In some parts of Isla de Cuba and Isla de Pinos lateritic or kaolinic products of weathering can be found of a thickness of more than 120 m (Finco, V.I., Korin, I.Z., Formell Cortina, F., 1967). The described disintegration of the non-carbonate rocks lead to their intensive reduction and lowering at a simultaneous creation of an immense quantity of fine-grained and coarse-grained material. Due to this fact, a quick growth of the relative vertical differences between the surfaces on carbonate and non-carbonate rockscan be observed striking especially in folded and displaced heterogeneous series of strata building the prevailing part of the mentioned anticlinal, dome-like and horst-like old structures. A very typical, selective, very dissected relief develops in them, characterised by high, steep, karstified carbonate monadnocks, re¬ sidual hills and mesetas looming out of deep depressions developed of course in much less resistant non-carbonate rocks. Some anticlinal and dome-like massifs displaying only few continuous limestone strata have already been practically levelled and there is a low, lightly undulated surface with solitary limestone hills and short ridges. This relief, very common in all Cuban mountain ranges, resembles morphographically the relief of the conical karst to such an extent that it is usually held for it. But this is only a typical structural relief created through selective erosion and modified only in its carbonate parts, additionally or even simultaneoulsy by karst processes. This type of the relief is best known of the West-Cuban mountain belt Sierra de los Organos. On Isla de Pinos it developed in the series of strata of schists involving isolated marble lenses and partings. A particular karst-suffosion relief develops owing to the corrosion-erosional dissection of the central part of the Sierra del Rosario in Western Cuba. It is built of a heterogeneous Hesozoic series of strata in which thin limestone layers alternate with less consolidated claystones or clay sandstones. Due to the small thickness of the individual strata the selective forms cannot reach greater dimensions. A labyrinth of deep corrosion-suffosional funnel-like depressions develops separated by coupola-like hills and large depressions with even or step-like bottoms resembling the ramified valley poljes. The most dissected and most picturesque surfaces develop due to the advanced selective dissection of the folded and displaced volcanic-sedimentary series of strta penetrated by intrusive bodies of the type of cedar laccoliths. The volcanites and intrusive rocks weather lateritically unusually easily and to a great depth and are then subject to denudation. The erected or steeply inclined layers or blocks of contactly metamorphosed resistant limestones can form most bizarre elevations. The relief of that type occupies the considerable part of central and eastern Cuba. Various pseudokarst phenomena develop due to intensive weathering even in homo¬ geneous intrusive or volcanic rocks (Korin, I.Z., Finco, V.I., Nunez Jiménez, A., Formell Cortina, F., 1967). In contradistinction to it, the limestone relief of the low hilly lands built of relatively homogeneous simply folded series of strata, is usually less dissected. The softly undulated surfaces with flat ridges cut by epigenetic valleys prevails. The secondary mantles are usually very thin, so that the limestone substratum crops out often in the form of extensive clint fields. In places rather numerous sinkholesof different kinds can be found. At the fodt of the valley sides and the marginal slopes of the hilly lands, karst springs occur. Among the underground spaces, the spacious and complicated river caves prevail, similarly as in the mountains. A special group is formed by very dissected and quickly changing karst, karst-erosional and karstsuffosional forms, linked up with carbonate mantles and salt or gypsum cores of large diapiric domeswhich form striking ridges and hills or coupola-like isles at the northern shore of centra! Cuba. The karst relief in the subhorizontal, relatively homogeneous carbonate series of strata of the coastal lowlands displays a completely different character. It is usually built of very porous strongly karstified car¬ bonates. The common feature of the karst of the coastal plains is the small, absolute and relative altitude of the surface forms among which concave forms of great horizontal dimensions dominate. In the underground, extensive horizontal caves developed connected with the surface by numerous chimneys and windows. With regard to the fact that they occur not deep below the surface, the collapse of their ceilings often takes place, as well as the development of not-deep, closed depressions, some of which are inundated.

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M 10/7 In the Coastal plains, with thick mantles of fluviatile marine and mixed origin, the karst character of the buried rock surface is almost repressed. It can be investigated only in deep incisions. There are perennial surface water courses here. The karstification of the underlying strata is proved by both the strong karst springs at the shore on the inland margin of the fresh water and brackish swamps and the numerous corrosionsuffosional depressions, scattered all over the surface. They develop either due to the floating of the mantle deposits into covered sinkholes or due to the settlement of the corroded limestones mainly in the surroundings of the karst springs. The depressions are mostly inundated by lakes, often of enormous horizontal dimensions. Even a great part of the swamps in the coastal plains is of karst origin. They are fed by the under¬ ground karst courses springing up in the swamps. Even surface courses flow in the swamps in places depositing fine-grained deposits alternating rhythmically with peat. In Ciénaga de Zapata (southern part of West Cuba) the thickness of the peat amounts even to 12 m. The chemical effects of the water circulating persistently in the permeable deposits rich in organic matter are very important here. The dissolution of the rock bottom leads to the development of numerous corrosion-suffosional depressions filled with lakes. If the secondary coverings are not continuous and too thick, a less distinct corrosion-erosional cuesta relief develops in the warped coastal plains. The cuesta fronts face the cores of the marginal or inner domes and uplifts. The long slopes pass slowly into the slightly inclined surface sloping seaward. Only mendips built of the rocks of the older folded massifs or older series of strata of the coastal lowland rises more distinctly above the fiat surface of the lowland. In front of the cuesta scarps, mostly closed depressions develop into which usually empty the water courses of the surrounding highlands. Therefore they are filled with deposits. The depressions are separated by low cuesta bridges, Perrenial surface courses are rather rate and they reach exceptionally the sea. The whole surface is besprinkled with corrosional and corrosion-suffosional depressions of different forms and dimensions. Some of them are empty, others are filled with deposits or inundated. The corrosional depressions are usually smaller and display cylindrical or spherical forms. Their bottoms are even and are called “casimbas 1 ' (wells). The corrosion-suffosional depressions with vertical or overhanging walls display sometimes even a kilometre of horizontal dimensions. They develop either through the settlement of the corroded zones in the sugjacent limestones or directly by the breaking through of the ceilings of the isolated dome-like caves typical of the subsurface karst of the coastal plains (of. A. Nunez Jiménez, 1967). These are forms known from Yucatan under the name "canots*. In the lower belts of the coastalplain, all forms are inun¬ dated up to the upper border so that certain zones are directly dotted by lakes. In some parts of the coastal plains, two to three levels of complicated systems of river caves are developed. The uppermost level is near the surface approximatèly in the level of the maximum ground water level, the others are deep under the water table and permanently inundated. They are very probably the continuation of the system of submerged abrasion terraces, partly investigated up to the present time. But the open karst channels are not a typical means of underground drainage. In the bedded and very porous carbonates the ground water moves mostly in the continuous zones of the pores widened by corrosion and the bed joints, similar to the percolation water in loose deposits. It has accordingly a true continuous water level, also, which can be made use of in drilling veils for artificial irrigation of the plantations. The thickness of the most corroded zone is roughly determined by the difference between the maximum and minimum phreatic water level and itslevel con¬ forms with the levels of the cave systems. In this zone the limestones are in places corroded to such an extent, that only the perforated, sponge-like skeleton is left representing 40 50jS of the original matter. Just in this zone, the numerous dome-like spaces already mentioned develop, forming after the destruction of the ceilings the bases of the corrosion-suffosional depressions. The corroded "water-bearing" zone loses in places its cohesion and settles; due tothis face, corrosion-suffosional depress!onsof a second type develop. Sea water penetrated through the caves and the corroded zones deep into the inland, deep under the present sea level, in the considerable part of the coastal plains the body of the ground water consistsof the lower layer of sali marine water and the upper layer of fresh water. The zone of the mixing of the freshand salt water is very thin. The underground connection with the sea is so perfect that in the wide zone of the coastal plain the phreatic water level oscillates in dependence on the tide or on the swollen sea level in the case of a strong wind blowing towards the dry land. In the drought, the layer of fresh water becomes considerably thinner.  rather different character is displayed by the marginal parts of the coastal plainswhich emerged relatively recently from the sea (e.g. Peninsula de Zapata and Peninsula de Guanahacabibes, the Southern karst coastal plain of Isla de Pinos). The basic forms of the relief here are the systems of parallel or fan-like divergent ramparts of the fossil coral reefs and consolidated coral sands deposited on the original sea bottom. In places, they are broken through by ramified caves or incisions of the valley system, not yet organized,but their arrangement "directs" the local surface drainage and the developing corrosion forms. They are similar to other parts of the coastal plains, but their sharpness and dissection is stressed due to the presence of sedi¬ mentary mantles. Behind the ramparts and even among them, swamps with cenotic lakes, in places very deep, occur.

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M 10/8 Special karst forms develop due to chemical and mechanical effects of the sea, but also of fresh water forming dueing heavy showers temporarily a thin layer on the sea level, on steep carbonate shores and fringing coral reefs. They display a regular vertical arrangement, characteristic of the coast of all tropical seas (cf. A. Guilcher, 1957). In the highest zone, which is in the reach of the surf rain dissected and sharp clint apices and ridges can be found; they are often formed of exposed colonies of big corals. In the central zone in the sea level during flood, continuous and often deep flood notches develop at the foot of the frontal wall of the abrasion cliff. Also numerous orifices of cave systems can be found here leading to the coast.from the inland or the zone of coastal swamps. Through the collapse of the ceilings of those caves, either long, narrow and sometimes even meander-like creeks with overhanging borders develop, or circular creeks with karst springs. In the lowermost zone of the coastal karst a slightly inclined active abrasion terrace extends in front of the foot of the abrasion cliff, besprinkled up to the sea level during the tide by irregular corrosional depressions with steep borders and even bottoms. The bottom of the shallow sea extending from the coast of both main isles as far as the coral barriers on the edge of the marginal scarp mentioned is in fact the direct continuation of the now inundated karst sur¬ face of the adjacent coastal plains with low cuesta ridges, mostly overgrown and accordingly emphasized by coral reefs, clint fields, corrosional depressions with consolidated remnants of fossil products of weathering or pæat, (C. C. Daetwyler, A. L. Kidwell, 1959) blind valleys, caves and submarine karst springs. Some springs appearing even some tens of kilometres from the sea are sought for by sea fowl and fishermen for the sake of drinking water. The inundated relief is of course camouflaged by young deposits. On ridges and flats, corals are growing, in depressions coral sands, detritus of the calcareous mollusc shells and calcite or aragonite ooze occur. By an immense production of calcite ooze developing due to the life processes of calcareous bacteria, the shallow sea along the northern coast of central Cuba, designated as "mar de leche" (milk sea), is well known. Gond usions : A number of works with most varied orientation deals with the individual karst phenomena and forms in the region of the Cuban Archipelago. But some authors studied more in detail even the individual complexes of karst forms. In several older works, the forms of the coastal karst have been already described, especially the karstified fossil fringing coral reefs, designated by the old name "seboruco* (e.g. R. T. Hill, 1894). The karst in the swamps of Ciénaga de Zapata has been described in detail by J. A. Cosculluela (1918). S. Hassip, E. S. Ysalgué (1942) presented up till now the most detailed description of the forms of karst relief inun¬ dated by the sea, G. I. Finch, G. T. Trewartha (1954) have described in general the forms of the West-Cuban karst coastal plains and designated them as a geomorphclogical type of the relief and finally the works by H. Lehmann (1953, 1954) and H. Lehmann, K. Krömmelbein, W. Lötschert (1956) made the "conical karst" of the Sierra de los Organos famous all over the world. But the basic typology of the Cuban karst and its comparison with the karst on Puerto Rico was elaborated by H. A. Meyerhoff (1938) from the narrow geological viewpoint. A similar, greatly simplified work, was published by M. A. Itural-de-Vinent (1967). The first geomorphological typology was then published by A Nunez Jiménez (1964), completed by speleological typology (A, Nunez Jiménez, 1967). The study of the types of the carbonate elevations (V. Panos, 0. Stelcl, 1967) is based on those works, and finally the complex typology of the Cuban karst compiled by the authors of this paper (A, Nunez Jiménez, V . Panos, 0. Stelcl, 1968) based on the criteria following the study of the morphogenetic processes and the knowledge of some complicated relations among various morphogenetic processes. This work is based on the fact that, in the alternately humid tropical climamorphogenetic area of the Cuban Archipelago, there is not only the complex of the forms of the conical karst, but a number of other typical complexes. Their presence in a relatively small region, practically with equal climatic conditions, is in itself an important proof that the effects of the climate on the uniformity of the karst processes are modified and influenced by a number of other physiographical and geological agents. Among the most important physiographical factors belong especially the appurtenance of the carbonate rocks to certain constructional macroforms of the relief, their position with respect to the erosion base,the length of the duration of that position and accordingly the duration of certain phases of the geomorphological development, the isostatic and eustatic movements of the sea level, the protective function of hard carbonate or metallic crusts and evaporite crusts, the presence of sedimentary or weathered mantles and their influence on the renewal of the increased aggressivity of precipitation water, and finally the multilateral significance of the vegetation cover.

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M 10/9 Among the geological agents, especially the stratigeaphical position of the carbonate layers with respect to the noh»carbonate layers is of importance, their thickness, structural and lithological properties, mainly the degree of consolidation, the degree and kind of porosity, the bedding and the chemical composition. An important role is also played by the style, rate and frequency of the tectonic movements, and the type and density of the rock jointing. According to the prevailing influence of a certain grouping of the morphogenetic agents of geological and physio-geographical character, and according to the appurtenance of certain complexes of forms to certain constructed macroforms of the relief, six basic and a number of secondary types and subtypes were distinguished in the Cuban Archipelago: 1) K arst of the coastal plains a) inundated by the sea b) covered with marshes and brackish or fresh water inland swamps c) recently and subrecently emerged from the sea d) covered with thick and continuous alluvial, delta or mixed deposits e) covered with thin and discontinuous predominantly fluvial deposits. 2) Karst of the lifted carbonate plateaus 3) Karst of domes and simply folded block mountains a) built of sedimentary series of strata with prevalence of carbonate layers b) built of sedimentary series of strata with prevalence of non-carbonate layers c^ built of volcanic sedimentary (limestone) series of strata d) built of serpentinized intrusive rocks (pseudokarst). 4) Karst of compl icatedly folded mountains a) built of heterogeneous thickly bedded sedimentary series of strata b) built of heterogeneous thinly bedded sedimentary series of strata c) built of limestone schists d) built of silicate schists with isolated blocks, partings and lenses of marble e) built of volcanic sedimentary (limestone) and intrusive rocks 5) Karst of diapiric structures 6) Coastal karst The karst in diapiric structures has been classified as atectonic constructed forms. The coastal karst, as a result of being able to develop in all constructed macroforms if they are independent type. an independent type because it depends on specific other processes than the karst in the inland and in reach of the sea, has beèn classified as an Literature : BÖDEL, J. (1957) Die doppelten Einebnungsflächen in den feuchten Tropen, Zeitschr f Geomorpholoaie 1, pp. 201-228 COSCULLUELA, J.A. (1918) Cuatro ánbs en la Ciénaga de Zapata, 9e-edited Havana 1965. 331 p. DAETWYLER, C.C., Kidwell, A.L, (1959) The Gulf of Batabané, a modem carbonate basin. Proc 5th World Petrol Congress, Sect. 1, op, 1-21

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M 11/1 El Karst de Itxina NESTOR de GOICOECHEA ( Bilbao/España ) Introducción Macizo kárstico situado en la provincia de V i z caya , al norte de España, abarcando las coordenada 43° 03' a 43 o 05' de latitude norte y 0 o 52' a 0 o 54" de longitud este, ubicándose en el ayuntamiento de Orozco . La cota más alta es el pico Lekanda (1.302 i.) y la cota más baja la hoyada Uburun trokea (949 m.). Su area de 5Km^, con una altura media de 1.100m. , se encuentra cerrada en su periferia por paredes que caén verticalmente. Vegetación formada por pastizales y abundante bosque de hayas, que nacen entre el mismo lapiaz. Forma parte del macizo montaño¬ so del Gorbea. El grupo Espeleolfigico Vizcaíno comenzó su estudio ayudado por los demás grupos provinciales Vasco-Navarros, en el aspecto espeleolSgico y por el Instituto de Hidrología Continental y Científica de Madrid, en el hidrogeolfigico. Esquema Geológico I. Generalidades El karst de Itxina se ha desarrollado sobre un potente paquete de calizas urgonianas. Como características generales del complejo urgoniano en la región Vasco-Cantábrica, podemos citar las siguientes, según Rat (i) : La denominacifin "urgoniano" corresponde a una facies caracterizada sobre todo por la presencia de calizas masivas, muy diversas por sus aspectos externos y con microfacies variadas, pero que tienen en común la au¬ sencia casi total de elementos terrígenos,la importancia del cemento de calcita,una intensa recristal izacibn y el predominio da constituyentes organfigenos (Rudistos, principalmente del género Toucasia (fot.1). Esta facies urgoniana se puede encontrar en diversos niveles del Cretáceo inferior y medio, y no corresponde pues a un piso determinado. Se trata simplemente de unas condiciones de sedimentación especiales que se han reanudado varias veces a lo largo del tiempo. El complejo urgoniano es muy heterogéneo en el aspecto litolégico. Hay toda una gama de rocas en las que predominan las calizas de Rudistos alternando con areniscas silíceas, o sea los depésitos marinos construidos por organismos de facies arrecifal y los detríticos terrígenos, de procedencia continental. A veces se mezclan dando lugar a forma¬ ciones calcáreo-areniscosas o margo-areniscosas. Cada una de estos tipos sufre múltiples modificaciones según los distintos lugares, lo mismo en su naturaleza que en su potencia a condiciones de deposición. El complejo urgoniano Vasco-Cantábrico, representa un epidosio muy particular en la historia geológica regional, en¬ cuadrado entre dos profundos cambios en el medio de sedimentación, pues reposa sobre las areniscas, arcillas y cali¬ zas del Wealdense y yace potentes capas detríticas terrígenas, en las que ya no aparecen organismos del género Toucasia etc. II. Estratigrafia En la" fig.(l) está representado un esquema de la serie estratigráfica, en Itxina y sus alrederores. Se observa, en primer lugar, un gran lentejón calizo de facies urgoniana, el cual constituye la mayor parte del macizo y que deno minaremos calizas de Itxina . Estas calizas alcanzan su mayor potencia en las cercanías del pico Lekanda (de 200 a 300 m.) y disminuyen,adelgazándose el lentejón, tanto hacia el oeste (valle de Xintxita ),como hacia el sur, hacia elvacino macizo del Gorbea ; al mismo tiempo va engrosando la serie areniscosa que las rodea. Los sedimentos areniscosos se encuentran en la base del lentejón calizo de Itxina y en su parte superior, éstos for¬ man la base de las calizas del Gorbea , niveles calizos algo superiores a los de Itxina que constituyen una masa aparte. Bajo las calizas de Itxina aparecen niveles calizos intercalados entre las margo-areniscas. Son de escasa potencia y en el plano geológico puede verse como cambian lateralmente de facies, de tal forma que el nivel superior llega a desaparecer en la parte sur de la Campa de Arraba , mientras que hacia el norte van desapareciendo todos estos nive les calcáreos. Refiriéndonos a 1 a masa cal iza que constituye el macizo de Itxina , es interesante hacer notar que se trata de un gran 1 entejón de calizas arrecifales por cuya causa el macizo aparece ai si ado, tanto topográfica como geológicamente No habiendo efectuado un estudio 1 itoldgico detallado de 1 as calizas de Itxina,nos 1 imitaremos a mencionar,como ca racterísticas muy generales,que predominan en todo el macizo calizas de color gris-claro,muy homogéneas y compactas, entre las que apparecen intercaladas unos niveles de calizas más oscuras y nodulosas,que nos hemos representado en el mapa,a falta de un reconocimiento más detallado. Según veremos posteriormente esta distinción entre dos tipos de calizas se refleja en algunos aspectos de 1 a morfología kárstica. III. Estructura En lineas generales,elmacizo de Itxina esta constituído por un 1 entejón de cal izas que se disponen monoclinalmente en sentido E-W. En su extremo oriental.Lekanda y Campa de Arraba,el buzamiento es pequeño,unos 10-15 hacia el N.W. Este

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M 11/2 buzara! » nto se conserva a lo largo de todo tí aaelzo, aumentando ®a eî bore* sedienta!» hacía #1 valle de Xintplta» Otros accidentes tectSníeas modifican el esquena anterior, »] aSs Importante es la zona fracturada que aparece en los alrede¬ dores de las cumbres de Altlpltatz°Iperqorta que pane en contacto üslnleo las calizas de ¡hdna con las del Gorbea. Entre arabas masas de calizas se sitian las areniscas qu® cubren a las calizas ís Itxina y forman la base de las del Garbea , las cuales por su plasticidad se encuentran replegadas y laminadas, formando un anticlinal en la cumbre del Ipergorta ,corte 2 y sapa, figs, (2) y (3)® Hacia el sur de la Caspa de Arraba , las areniscas completamente laminadas desaparecen, poniéndose en contacto directo los dos lentejines tallies,. d ® 1 tai na y del Gorbea ® Esta zona fracturada se orienta aproximadamente ENE= WSM, no obstante la fractura que limita las calizas de Itxina hacia «1 valle de Xintxita cambia de direcciSn NE~$W y va disminuyende de salto hasta desaparecer. En el plano de la fig® (2) se han señalado las fracturas mis importante^® Entre ellas hay que destacar las situadas al pie del Lekanda , que son fallas de pequeña salto® Un accidente importante es la falla que limita »! raaelzo per su borde septentrional; su salto mäxlmo se sit§a aproximadamente bajo Aitzkorrigane » en la zona de los Atxas » Los alrededores de esta falla estln intensamente fracturados® Hemos señalado otras fallas situadas a! sur y al oeste del Altikorrlgane ® Baje los Atxas y en la zona fracturada se localiza el manantial de Aldabida el mis importante de los qu® drenan el macizo de itxina® Ademls de estos accidentes de mayor importancia, hay numerosas fracturas en todo eî macizo, que se distinguen sobre el terreno fácilmente por las mllonitas recristal izadas, y que no hemos Indicad© en el plano® La direcciSn que predosina enastas fractu¬ ras es la Nlí=SE» la misma de la linea Altzkoprl.gant^lakanda y la dsl njn dsl anticlinal de Ipergorta » que es la direcciSn estructural mis importante del macizo de Itxina® Aparte de estas fallas» las calizas estln intensamente fi suradas en toda la zona, paro esta fi s uras iSn no afecta por igual a las diversas capes» pues parece ser que las calizas nodulosas obscuras citadas anteriormente, estln menos diaclasadas que las calizas claras, lo cual se refleja en la dîsppsiciSn y aspecto d* las formas kírstieas® Hay que hacer constar que estas consideraciones sobre la estructura has de considerarse coras provisionales, pues están dedicidas de un estudio fotoglolSgico mis que de observaciones directas sobre el terreno, baslndonos en la exposición gene¬ ral de Rat (1) sobre la geología regional® IV®= 6eamorfología Destacaremos solamente algunos rasgos generales no específicamente klrstiqos® En primer lugar se destaca el aislamiento del macizo» que se eleva sobre las zonas colindantes destacando en el paitgaje. Esto se debe sobre todo a tratarse de la parte central y mis potente de un lentejón de calizas arrecífales, anidas al hecho qu# las calizas son mis resistentes a la erosión qu® las areniscas» margas ettí, qus las rodean, precisamente por facilitar #1 drenaje subterráneo. Las características mis notables de los bordes y alrededores inmediatos del macizo son las siguientes ; » Borde oriental. Esta constituido por escarpes calizos sobre la Campa de Arraba® En Ista destacan unos pequeños resaltes calclreos entre las suaves pendientes sobre las areniscas» con praderas d* hierba» sobre las que se instalan varias redes hidrográficas, con drenaje subterráneo a través de las calizas® En §sto taabíln ha desempeñado un papel importante la estructura, al ser el buzamiento en dirección E-lf® ° Borde septentrional . Es un gran escarpe casi rectilíneo» que sigue la dirección estructural principal del macizo. Al pie, los pequeños bancos cal» cIreos forman resaltes, que alternan con las areniscas» formando un relieve de cuestas móltiples poco acusadas. Al pie del Lekanda hay grandes canchales» formando conos de derrubios sobre las laderas. Al pie de los Atxas se ptienden ver fragmentos de brechas de grandes Hoques calizos, fuertemente cementados. Estos fragmentos aparecen al pie de la ladera y procedso'.de la parte superior de esta. “ Borde occidental . Las laderas están muy inclinadas, terminando en un escarp* vertical hada el Aitzkorrigane y coinciden con los planos de estratificación» tratándose pues en líneas generales d* una superficie estructural. En la parte baja de la ladera» se presentan unos dsmibios que corresponden a dos tipos distintos» unos estabilizadas y ante¬ riores a los otros que los podemos considerar actuales® En la zona de los Atxas »debido a la intensa fracturaciór.» hay grandes bloques rocosos desgajados» que culminan en agujas earaeterfstieas tó,il paisa]®» separados anos dt otros por profundas grietas de despegue®

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M 11/3 Foto l. Toucasias en el interior de la cueva de Otxabide. itxina (Vizcaya). © ALTERNANCIA DE CALIZAS Y ARENISCAS EN LA BASE DE ITXINA © ARENISCAS DE LA BASE DEL LENTEJON CALIZO DE ITXINA ® CALIZAS DE ITXINA ® ARENISCAS DE LA BASE DEL GORBEA © CALIZAS DE GORBEA © ARENISCAS SUPERIORES Fig.1 ESQUEMA DE LASRELACIONES ENTRE LAS MASAS DE CALI ZAS Y ARENISCAS DE ITXINA Y DEL GORBEA.

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SIGNOS CONVENCIONALES AITZKORRIGANE ALTIPITATZ IPERGORTA ATXULAR CAMPA DE ARRABA LEKANDA XINTXITA ODORIAGA ALDABIDE SERIE ARENISCOSA BASAL CALIZAS URGONIANAS DE ITXINA CALIZAS URGONIANAS DEL GORBEA SERIE ARENISCOSA SUPERIOR CONTACTO MECANICO FALLA CONTACTO NORMAL ANTICLINAL 90 o 80° ^ 70O 60 ° ^ BUZAMIENTOS 50 o 30° I 20 o 1 0° ! Fjg.2 ESQUEMA GEOLOGICO DEL MACIZO DE ITXINA ( OROZCO— V IZCAYA) 1500 M

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NNW. û I TIPITÛT7 SSE. CORTE y (ft) \ IPERGORTA (I22em.) AITZKORRIGANE / / CORTE 2 E.N.E. SE. CORTE 3 (T) ALTERNANCIA DE CALIZAS URGONIANAS Y ARENISCAS EN LA BASE DE ITXINA. (2) SERIE ARENISCOSA DE LA BASE DEL LENTEJON CALIZO DE ITXINA. (g) CALIZAS DE FACIES URGONIANA DE ITXINA. (ft) SERIE ARENISCOSA DE LA BASE DE LAS CALIZAS DEL GORBEA. (g) CALIZAS URGONIANAS DEL GORBEA. (6) SERIE ARENISCOSA SUPERIOR. W. S.W. W.NW. LEKANDA ESCALA GRAFICA O 200 400 600 000 «00 Fig. 3 CORTES GEOLOGICOS DEL MACIZO DE ITXINA ( OROZCO, V IZCAYA) MTS. M 11/3

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— SENTIDO DE LA PENDIENTE % DOL1NA NIVAL © CAMPA DE ARRABA — CRESTA © 1 PERCORTA %² PICO, CIMA CULMINANTE © ITXINGOTE --)t — COLLADO © UBURUN-TROKEA DERRUBIOS ANTIGUOS © LEKANDA G>c°GS> DERRUBIOS ACTUALES, BLOQUES (6) LOS ATXAS RED FLUVIAL © AITZKORRIGANE FUENTE © TORRUNTXUETA o~* SUMIDERO FJgA ESQUEMA MORFOLOGICO DEL MACIZO DE ITXINA (OROZCO, VIZCAYA)

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M 11/7 La zona de derrubios antiguos forman una faja continua (plano fig. 4) cortada por barrancos rectilíneos, en algu nos de los cuales afloran las areniscas superiores (nivel 4 en la fig.1), cuyo origen se debe a las aguas torren cíales de la escorrentería de la ladera y también a la presencia de algunas fuentes. Borde meridional. Es muy distinto de los otros tres citados, debido a la complejidad estructural. En este caso el limite del macizo de Itxina no esta claramente definido por un escarpe más o menos acentuado, sino que se trata de laderas que des eienden suavemente hacia el valle de Zastegui , y que culminan en crestones calizos o en lomas suaves cuando se trata de areniscas, como en Ipergorta . Cerca de este borde se abre un valle desde la cumbre del Ipergorta hacia el norte, cuya cabecera se instala sobre las areniscas y se prolonga ya en calizas, recubierta en parte por una capa de derrubios procedentes de las are ñiscas. El drenaje de este valle es subterráneo, desapareciendo las aguas en la depresión llamada de Itxingote . Interior del macizo. Se trata de un conjunto de dolinas y depresiones, sin valles, con drenaje subaéreo. Hay una abundancia de vegetación, constituida sobre todo por praderas de hierba y hayas, lo que da lugar a una intensificación de la karstificación, debida a la presencia de ácidos orgánicos. Citaremos por Ultimo la presencia de crio-canchales y fenómenos locales de gel ifracción. Conclusiones Lo expuesto en este trabajo es una base para comenzar posteriormente el estudio de este karst. Este estudio comprenderá diversos apartados, pero se tratara fundamentalmente de conseguir una visión lo más clara posible de la génesis y el desarrollo de este karst, a través de tres escalones sucesivos. i,Establecimiento de una base cartográfica, geológlcay geomorgol§ica, con los datos hidrogeológicos fundamentales. II. -Estudio del proceso de karstificación en la actualidad, basado sobre todo en la 1 itoestratigrafla, estructura geológica, análisisquímicos y el estudio sedimentológico de los rellenos de las cavidades y de las formas exokársticas. III. Sintesis geomorfológica y paleogeográfica, como culminación de los estudios anteriores y otros complementa rios que se determinarán sobre la marcha. Bibliograffa (1) RAT P.* Les Pays Crétacés Basco-Cantabriques Publications de l'Université de Dijon. Tome XVIII, 525 pages 68 figs., 9 pis., dont une carte gêol. au 200.000. Année 1950. Dijon. Discusión : (MI0TKE Hannover) : A quel altitud están las salidas de las cuevas en relación con el fondo de los valles ? (QÜTCOECHEA). : El desnivel de las cuevas con el fondo de los valles es de 600 mts. Es interesante hacer notar que el karst de Itxina no tiene relación con el nivel subaéreo actual. Este hecho sugiere la atribución de una génesis pre-cuaternaria para las formas endokarsticasm pero relacionadas con el macizo de Gorbea. Los valles que lo rodean se escabaron posteriormente durante el cuaternario. La zona de descarga ha ido evolucionando desplazándose hacia el oeste, adaptándose a la estructura del macizo, según iba descendiendo el nivel de base.

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Les Karsts des regions chaudes JEAN CORBEL (Caluire/France ) M 12/1 On peut distinguer deux grandes faillies entiireaent différentes (avec tous les intermédiaires): Les karsts des zones chaudes et sèches dont le type est constitué par les karsts du Sahara; Les karsts des zones chaudes et très huai des lâ oil les précipitations moyennes sont largement supérieures â l'éva¬ poration dans cette même zone (l'évaporation dans les zones forestières tropicales est de 1.500 me par an). Seules, ici, les régions recevant plus de 1.200 à 1.500 sm de pluie par an peuvent être considérées comme humides. Les karsts des zones chaudes et sèches Ces karsts recouvrent les zones déserti gués ou "sahariennes 1 1 (moins de 250 ma par an), les zones arides (de 250 â 500 mm), et sèches (de 500 à 750 mm) lâ oil l'évaporation est nettement supérieure aux précipitations. Les régions désertiques, arides et chaudes sont caractérisées par la présence â côté des carbonates de calcium, de masses énormes de gypse (sulfate de calcium) et mène plus localement de chlorure de sodium. Dans les analyses d'eau courante ou d'eau source le gypse étant beaucoup plus soluble que le calcaire on trouve des masses enormes de sulfata et de calcium et de sodium dissous. Ce phénomène est lié évidemment nous l'avons constaté et d'autres l'avaient fait avant nous «lia présence de ces mêmes roches et non aux températures des lieux. On retrouve des phénomènes analogues dans les déserts polaires qui reçoivent aussi peu d'eau que le Sahara. 11 s'agit essentiellement d'un ré¬ sultat actuel et ancien de la faiblesse extrême des précipitations dansces zones subtropicales ou hypercontinentales. Cette faiblesse des précipitations doit durer au moins depuis des millions d'années sinon ces gypses auraient dû être emportés â la mer depuis longtemps. Seul le fait qu'ici les cours d'eaux depuis cent ou deux cents millions d'années n'atteignent plus la mer peut expliquer la présence massive de ces sulfates tant sur le sol que dans les analyses d'eau*. Ce sont ces sulfates et non les calcaires (des carbonates de chaux) qui expliquent les teneurs énormes dissoutes dans ces zones. Ces teneurs peuvent atteindre 3 i 5.000 mg par litre dans les puits d'In Salah au sud du ïadeaai't. 11 faut donc bien distinguer ici, et c'est une des caractéristiques hydrologiques fondamentales des régions désertiques ou ari¬ des, la dissolution totale (dûe surtout au gypse) et la dissolution des sols calcaires des carbonates de calcium qui n'atteint que 140 i 150 mg/1 dans beaucoup de puits sahariens. Si l'on exprime la dissolution selon nos critères habituelles ( e n s3/km^/an ) équivalent en «être d'ablation par mil lions d'années, ce qui permet les transferts simples de calculs de l'espace aux temps géologiques. On les obtient par 1 a formule habituel 1 e : 4 x E x I 100 E • hauteur d'eau écoulée en d» I teneur dissoute en mg/1. Pour la dissolution totale (Analyses Muxart, 1969) autour du Tademai't saharien on a : pour la surface seule : 4_X_0^J L 1 |00 , 1f2 ,3 par k#2 gt par an en profondeur : 4 x 0,01 x 2 000 100 Total dissous : 2 mVkm^/an. » 0,80 m-fykm^/an Pour las seuls calcaires (carbonates) analyses sur le terrain, Muxart 1969. Les analyses des laboratoires sur échantil¬ lons ramenés dans un centre ne permettent pas de mesurer exactement le pH, ni les carbonates, il faut pour celî les analyses de terrain. La dissolution de surface est sensiblement la même, mais la dissolution profonde est nettement inférieure. Dissolution de surface : 4 x 0,3 x 60 n _3/, ^Q0 m W/c S /KK / SH Dissolution profonde : 4 x 0,01 x 150 „ g,, ?/ 1 Q Q * 0,06 m J /km7an __________ soit au total pour la dissolution des calcaires : i 0,78 u^/ka^/an i t ! dont 7% seulement pour la dissolution profonde. Dans ce système d'érosion qui leur enlève soins d'un mètre par million d'années, les calcaires sont les plus résistants de toutes les roches. L'érosion mécanique normale des Queds (fleuves temporaires) dont certains, comme la Saoura saha¬ rienne, ont débité (durant l'hiver 1968-1969 plus de 5.000 m 3 /s) et du vent, enlèvent beaucoup plus que l'érosion chi¬ mique dérisoire des calcaires.

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M 12/2 íes cal cal ras lardés ds gypse n'ayant que quelques dizaines de «êtres d'Ipaisseur coaae ceux du Tade«al't arrivent. Ici, I faire figura dans ces cliaats de "bouclier 11 suffisa««ent résistants pour protéger les couches «eubles inférieu¬ res de l'érosion et ceci sur des centaines de klloeètres carrés depuis des «illlons d'années sans une seule vallée ca¬ pable de l'inciser profondément. Partout les calcaires, a!*e$ «inces, foraent des tables dures : les "Garas du Sahara! M«e les calcaires lacustres récents, qui, sous tout autre cliaat, ne seraient que des roches peu résistantes, donnent ici des falaises, des canions des rivières souterraines, des grottes avec des paysages de karsts dans les déserts au tour de la Saoura par exetple. On comprend la préservation exceptionnelle des tories structurales dans les calcaires dont les reliefs ne peuvent être ici que conforte ä la structure . La dissolution globale des calcaires est dérisoire et encore s'exerce-t' e l 1 e surtout en surface, La dissolution pro¬ fonde qui pourrait être à l'origine de grottes ou de rivières souterraines n'est qu'une fraction dérisoire ( la plus faible connue, je crois, sous tous les cliiats terrestres). Dans ces conditions il n'est pas étonnant qu'il n'existe aucun système karstique, aucune grande grotte dans les calcaires sur les «illiers de kilomètres carrés du Tademai't d'après les indigènes aussi bien que d'après les géologues qui en ont levé les cartes. Les seules cavités karstiques connues sont situées dans la bordure du Sahara qui reçoit presque chaque année suffisamment d'eau par les cours d'eaux venus des montagnes plus humides de la périphérie (grottes de Beni-Abbès, par exemple). Par contre la profusion de pe¬ tits lapiés sur les bords des falaises s'impose â tous les observateurs. Elle témoigne de l'existence d'une certaine dissolution superficielle depuis des millions d'années. La simple différence entre le «aximun de pluies des bordures de plateau (zone de "petites turbulence" atmosphérique) et l'intérieur se traduit par une différence notable dans les lapiés. Ce ne sont là que des observations de première expédition. Bien des questions de détail et même de fond restent à étu¬ dier (rôle du vent, origine exacte et rôle des "vernis désertiques" protecteurs, limites exactes de la zone avec cavi¬ tés etc...). Le rêle du gel actuel ou quaternaire est très important dans ce «onde figé. 11 l'est plus encore, d'après cm que nous en avons vu, dans les déserts nord-américains et surtout dans les déserts de l'Asie Centrale. Dans ces derniers, la gélivation paralyse complètement le développement des lapiés au bord des falaises.Dans les deux cas (Amé¬ rique du Nord et Asie Centrale) les grottes karstiques et rivières souterraines des calcaires apparatssent liées d'a¬ bord aux montagnes plus humides o'ies rivières coulent tous les ans. Notons que c'est bien au nord des Tropiques, dans les zones arides continentales aux Texas ou dans L'Asie Centrale que l'on trouve des valeurs de carbonate beaucoup plus fortes dans les eaux. C'est dans ces régions où les températures des eaux descendent, l'hiver, à 2° et même «oins que l'on a observé des records dépassant 1.000 «g/l de dureté cal¬ cique (traduit en Ca CO^)Prenons l'exemple de la Beals Creek près de Westbrook (Texas) d'après Annuari Quality of surface Waters of U.S.A. p 8-8 (Géol. S.W.S. 1968) qui doit détenir un des records de teneur en carbonate. En Février 1960, par 4° seulement de température, on a mesuré 1780 mg/1 ; en mars de cette même année, on a pu noter le record de 5010 mg/1 par des températures de l'eau à peine supérieures à 15°C. 11 ne s'agit plus de zones chaudes ici.Le 20 juil¬ let, lors du maximum de chaleur qui était de 35°C, on a mesuré seulement 150 «g/l (de 128 à 197 mg/1 de carbonate). 11 n'y a donc aucun rapport direct comme le supposaient certains, entre températur et teneur dissoute. Si l'on considère le total dissous transporté chaque jour, en tonne, on trouve un maximum de 1260 tonnes/jours, le 3 octobre, par 18°C, alors que du 23 au 28 juillet, durant le record de chaleur, on a atteint seulement 1 tonne par jour et le minimum absolu de 1960 (0,83 tonnes par jour a été observé fin août alors que la température de l'eau variait de 32° à 25°. Notons que lors du maximum de dissolution on a observé un transport de 200 tonnes par jour. La température ne peut pas être isolée des autres facteurs hydrologiques et de la composition chimique du bassin. Ce n'est qu'un pa¬ ramètre le plus important. La quantité d'eau écoulée influence à la fois la teneur relative en «g/l et la dissolution totale en tonne par jou ou en ir par k«^ par an. C'est la composition chimique du bassin qui est le facteur principal pour les teneurs dissoutes. Les karsts des régions chaudes et humides On notera la disparition à la Jamaïque comme au sud du Mexique des gypses. Sauf dans des cas tout-à-fait exceptionnels (grottes de Crystal) ils ont été balayés et les sulfates ne figurent plus dans les analyses d'eaux karstiques. Cette disparition montre bien la stabilité géologique des zones désertiques à gypse. Le teneur dissoute globale dans les karsts égale, ici sensiblement la teneur dissoute de carbonate seul. Les karsts à pitons (kegel karsts) si souvent décrits à Cuba ne sont point le seul paysage des calcaires. On trouve des karsts de la craie, des karsts de plateau presque yougoslaves, des plateaux à dolines coaae au Yucatan mexicain. Nous avons publié à Berlin et à Paris, l'essentiel des analyses de R.Muxart. En valeur moyenne, cela donne : surface : 59 «g/l marais : 75 «g/l résurgences : 137 mg/1 rivières de karst : 110 mg/1 L'érosion profonde ne représente que 10? du total. Les grottes Importantes sont toujours liées aux rivières formées hors du karst

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M_i2Z2 ci traversant scukeari calu'-dî. la;, cala Joña:; surtout des nrott. tunnel qui tont pas nncoro atteint le stadfc du csnion d'cffondrcacnt (cosne tans Iss régions froides à gllivatic;:; . -.b s ense go] ici u;;gi 1 que donc l'absence affondreaient de voStas.' C o s t ]' é rosion siScmi q ue irfc netl’k dan:, nn., i églans huni : 'Cî sur les zones non calcaires qui érode fortssnsnt at for^a les pki nos do pied 4e o .lci,a„ Les travaux géologiques récents ont aontrS que ces plaines n'étaient rsfs foraks olk-s-séaos ds calcaire laassif. Pour uns hauteur d'eau écoulés noyeuno que l'or, trouve fœileaoni d; 2 dr. k dissolution cal sai re enlèverait chaque ann 4 :: t da n 137 100 soit ; 11 ra 3 / Kn 2 / an | C'est beaucoup aoins que les régions froides et huskies, sais ro .uoc.ip plus que les régions chaudes et sèches. C'est à peu-pris la moyenne rond!ale pour la dissolution des calcaires.

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M 13/1 Ÿfae Appalachian Karst: An Overview WILLIAM B. WHITE (Materials Research Laboratory and Dept, of Geochemistry and Mineralogy The Pennsylvania State University / USA) Abstract The Appalachian Highlands af Eastern United States centain a number of diverse karst areas. Karst in the Valley and Ridge Province is developed mainly on highly folded and faulted Ordovician limestones and dolomites. Caves tend to be strike-elongate and truncated. Large integrated subterranean drainage systems are rare. Karst in the Appalachian Plateaus Province is developed along the eastern and southern margins in flat-lying or slightly folded Mississippian limestones. Caves are larger and have more complicated patterns, integrated karst drainage systems are common. The contrasts in karst development can be explained in terms of the differences in stratigraphy, structure and topographic placement of the carbonates between the Valley and Ridge and the Plateau. Introduction The systematic or regional development of karst has been a neglected subject in the United States. Those workers who have concentrated their attention sn karst have, for the most part, been concerned with the Interior Lowlands or Coastal Plains of the United States. Thus there is an extensive literature on the karst plaines of Southern Indiana, South Central Kentucky, and Florida. Little has been said about many of the other outstanding karst provinces of the United States. It is the purpose of this short report to call the attention of our European colleagues to the karst provinces of the Appalachian Highlands. This vast region contains some very extensive karst areas and certainly is one of the most diverse karst areas in the world. Provinces and Sub-provinces of the Appalachian Highlands The Appalachian Highlands form a major physiographic sub-division of eastern North America. They occur in a belt of racks from Precambrian to Permian ages that extends from Nova Scotia to Alabama. Carbonate recks occur in the southern part of the Highlands. The karst-containing area is seme 800 miles long and 200 miles wide, more or less paralleling the Atlantic Coast of the United States and separated from it only bfi the sedi¬ ments of the Coastal Plain (Woodward, 1957). The segment of the Appalachian Highlands of interest extends from north-eastern Pennsylvania southward through the states of Maryland, Virginia, West Virginia, Tennessee and into Alabama where the characteristic rocks are buried under the younger sediments of the Guif Coastal Plain. Within the Appalachian Highlands are three well recognized physiographic provinces: The Piedmont High¬ lands, The Valley and Ridge Province, and the Appalachian Plateaus Province. The eastern boundary of the region is well defined by the recks of the Atlantic and Gulf Coastal plains, but the western border is less sharp, the area blending rather conformably into the Interior Lowlands. The eutcrops of carbonate racks and thus of the development of caves and karst are concentrated in the Valley and Ridge provinces and an the eastern margins of the Appalachian Plateaus. The Piedmont Highlands The Piedmont is underlain mainly by precambrian igneous and metamorphic rocks. It consists of two subprovinces the Piedmont Plateau, a low-elevation rolling country, and the Blue Ridge Mountains, a complex of mountain ridges of igneous and metamorphic rocks. The Blue Ridge mountains extend from South Mountain in Pennsylvania through Virginia to their southern culmination inthe Great Smoky Mountain! of Tennessee, A few localized regions of carbonate rocks occur in the Piedmont Plateau east of the Blue Ridge Mountains. These are mainly marbles and contain a few caves of local importance and a very localized karst topography. Overall, however, these areas are of minor importance in the Appalachian kaesii.

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M 13/2 The Valley and Ridgs P r evince The Valley and Ridge Prsvince sf the Appalachian Highlands is charaeienized by elengate sub-parallel ridges with ..intervening vsilleys. Valleys may be anly a few miles wide and tens of miles in length. The area has undergsne strong structural deformation and the characteristic topography and trellis surface drain¬ age are the result of parallel anticlines and synclines in a mixed sedimentary sequence of rocks (Butts, 1940), The ridges are typically supported by a resistant orthoquartzite. Many of the valleys are underlain by carbo¬ nate recks. Host ridges are synclinal, most val 1 eys anticlinal. Two sub-previnces may be distinguished: The Western Ridges sub-province and the Great Valley sub-provinee. The Western Ridges sub-province includes all of the western si de of the main province and exhibits the chartacteristic valley and ridge topography. The Great Valley is a broad valley with rolling low-relief topography, that extends from eastern Pennsylvania to central Virginia. The width varies but averages about 10 miles. The valley floor is mainly underlain with strongly folded and faulted limestones and dolomites of Ordovician age. North sf Reanake, Virginia, there is a clear distinction between the Great Valley and the Ridges. The valley farms a bread relling trough between the precambrian complex of the Blue Ridge and the easternmost ridge. The band of western ridges varies inwidth from 60 miles in Pennsylvania to 25 miles just north of Roanske. South of Rsanske there is much less distinction between the two sub-provinces. The form of the eastern valley is mere complex with many smaller indistinct strike-oriented ridges. There are a few major folded ridges to the west but the intervening valleys are bread and interconnected. Three carbonate sequences that support karst may be distinguished in the northern Valley and Ridge. The Great Valley itself is almost entirely floored withlimestone and dolomite. It contains a complex of karst 1 andforms and subterranean features. A large ¡físásmlage of the recharge is directly onto the limestone surface and much drainage is underground although very extensive sub-surface drainage systems are not known. The structure of the Great Valley is very complicated with both anticlinal and synclinal folds. Belts of limestone alternate with bel is of dolomite. Caves tend to be elongate along the strike because of differences in litho¬ logy. The karst surface is entirely soil-covered except for narrow 1 edges of limestone which expose a mild karren surface. Delines occur but are sparse and shallow. They tend to be concentrated along the borders sf the Great Valley where the carbonates are exposed to low pH waters flowing from the igneous or clastic rocks along the valley borders (Hack, 1960). The sub-soil karren where exposed in quarries and roadcuts are a pinnacle form with a relief of about 1 to 4 feet. Solutionally widened joints (kluftkarren) also occur and have a relief of up to tens of feet. Some valleys of the western Ridges sub-province are floored with Ordovician carbonates. The Upper Ordovician sequence is limestone, below which lies a thick sequence of dolomite. The anticlinal structure gives these valleys, such as Nittahy and Kishacoquillas Valleys of Pennsylvania, a core of dolomite and a rim sf limestone in contact with the surrounding elastics. In this northern part of the Valley and Ridge Pro¬ vince the valleys are disconnected and are bordered by ridges of clastic rocks. The dolomite supports a very subdued karst consisting of a sub-sail karren. Del ines are rare and most of the drainage is on the surface. The bounding limestone rocks are maturely karsted with extensive doline (development, and many caves. The cases tend to be strike-oriented where the dip is high, but may have network or other more complicated patterns where the dip is low. Localized subterranean drainage systems occur. Many small first or second order streams that head on the mountain ridges sink into swallow holes at the limestone contact and turn at rightangles to flow underground along the strike to springs. Some subsurface flow crosses the dolomite cores of the valleys, but whether it does this through open conduits or through fissures is unknown. Devonian limestones, mainly the Helderberg and Tonolsway formations, crop out in sinuous bands along minor ridges within the Ridge sub-province. These limestones are only a few hundred feet thick and are both overlain and underlain by clastic racks. Thus their outcrop area is narrow and 1 ittle surface expressions of the karst is evident. There are some exceptions to this generalization, for example the Burnsville Cove in Virginia which has a very extensive cave and subterranean drainage system developed in the Devonian limestones. Cavas are common. They tend to be short and strike-oriented. Subterranean drainage systems are even more localized than in the Ordovician limestone valley floors. South of the latitude of Roanoke, Virginia, there is 1 ess physiographic distinction between the western Ridges and the Great Valley and the bel t of folded Paleozoic rocks is simply referred to as the Appalachian Valley, The Ridges became 1 ess distinct and the val 1 e ys are mere interconnected. The Devonian carbonates thin to the south and are of less importance to kaest development. Host caves and karst are located in the limestones and dolomites of the Ordovician Knox Group and the Copper Ridge Dolomite. Southwest Virginia is very cavernous and some of the largest caves in Virginia are located there. This belt of rocks continues across Tennessee and into Georgia ^nd Alabama. Surficial karst becomes somewhat more intensely developed

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M 1V 5 of the Appalachian Highlands.

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M 13/4 ln the south. Delines are deeper and thick terra-rasa soils appear. Caves occur along the flanks of ridges with the characteristic strike-oriented Appalachian pattern. Integrated subterranean drainage systems are more common than in the north. Along the eastern margin of the area, at the boundary between the Appalachifn Valley and the 31 u e Ridge, windows through the metamorphic rocks of the Great Sooky Mountains expose the Knox group. Many caves of east Tennessee such as those in Cades Cove and Tuckaleechee Cove occur in these windows. One of these is Bull Cave, 680 feet d'ep, and one of the deepest caves in eastern United States. The Appalachian Plateaus Province The Appalachian Plateaus are a broad dissected upland underlain mainly by slightly deformed KississijPian and Pennsylvanian sediments. The entire plateau area is a bread synclinal basin with the youngest rocks, a series of Permian shales, lying near its center in southwestern Pennsylvania and norther West Virginia. The eastern boundary of the Plateau is a steep escarpment known as the Allegheny Front in the north and as the Cumberland Escarpment in the south. The delineation between the highly folded older rocks of the Valley and Ridge and the nearly horizontal younger rocks is very sharp in Pennsylvania but is much less sharp in the Middle Appalachians along the Virginia-West Virginia border. In this middle region there are several strong folds west of the topographic boundary and erosion of these anticlinal folds has exposed Silurian and Devonian rocks within the Plateau. The western boundary of the Plateau is less clearly defined. In the northern marches of the Plateau, the dissected highlands of the western Pennsylvania coalfields blend gently into the rolling plains of the Interior Lowlands of Ohio. Only clastic rocks occur on the western boundary and there is no karst. Farther south in east-central Kentucky and in central Tennessee and northcentral Alabama the western margin of the iumberland Plateau merges into the Highland Rim of the Nashville Basin and the Cincinnati Arch. Cave and karst development occurs on the western border of the Southern Plateau and there is ne sharp boundary between the PIateau karst and the karsts of the Interior Lowlands, The cavernous limestones of the Plateaus thicken from north to south, A mere 40 feet of Loyalhanna limestone outcrops along a few ridges in the western part of Pennsylvania. The flississippian Greenbrier 1 imestone of West Virginia is only 100 feet thick at the Pennsylvania border and thickens to 1200 feet where it plunges beneath Pennsylvanian Clastics in Monroe County 300 miles to the south. Within the Greenbiifr' seri e s are developed same of the most extensive and intense doline karst af the Appalachians and some of the largest cave systems. In Tennessee and Northern Alabama the Hississippian limestone sequences appear again as the Gasper, Ste. Genevieve, and St. Laufs formations ( J ohnston, 1933). These outcrop in the dissected plateau throughout central Tennessee (Barr, 1954) and northern Alabama. The northern Plateau is capped with impervious beds of Upper Hississippian and Pennsylvanian clastics and karst is developed anly along the eastern margin. The southern Plateau is more dissected and karst and cave systems occur throughout the Plateau. The limestones crop out on the sides of the Plateau and the remnant outliers along the margins. The surface drainage is usually on clastic rocks which lie below the limestones and the main source of recharge is from the clastic rocks above. Cave systems tend to lie under the margin ridges or along their flanks. The pronounced strike-orientation of the cave patterns in the folded rocks is absent in the Plateau caves. Contrasts in Cavern Development There are many thousands of caves catalogued from the Appalachian Highlands, The cage surveys of Pennsylvania (Stone, 1953), Maryland (Davies, 1950), Virginia (Douglas, 1964), West Virginia (Davies, 1958). Tennessee (Barr, 1961), and Alabama (Tarkington et al. 1965; Jones and Varnedoe, 1968), provide many typical descriptions. The contrast between caves in the Valley and Ridge and those in the Plateau is quite strong. Cavern development in the Valley and Ridge Province is almost entirely beneath the limestone valleys or along their flanks. Although the limestone extends beneath the synclinal ridges, no caves are known that penetrate deeply beneath these ridges. Caves tend to be small; caves longer than one km are rare. If the rocks are steeply dipping, they tend to be linear or angulate and strike-oriented. The caves farm close to the surface and they are frequently terminated by breakdown. Many are nearly checked with fine-grained silt and clay. The cave conduits tend to be nearly horizontal although multilevel development does occur. These are the caves that provided the models for Davies' (1960) theoretical interpretation of the origin of caves in falded limestone.

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M 13/5 The Plateau caves tend to be larger than the Valley and Ridge caves. Cave lengths exceeding one kin are comison. the caves are nearly horizontal as a rule and are often complicated conduit systems. The near-horizontal bedding allows groundwater flow to pass under the clastic caprock and some caves are known under more than 1000 feet of overbruden. Patterns are less well defined. Flow dynamics more than structure is the con¬ trolling factor. Because the caves are often draining under the caprock with low gradients, the base level of the systems are often very deep in the limestone or perched on the underlying shales. Recharge from the overlying Plateau moves by near-vertical routes to the base level with the result that the edcjes of the Plateau are often ringed with vertical shafts. Some shafts, particularly those in northwest Georgia and northern Alabama have free drops of over 500 feet. This short and generalized summary is intended only to call attention to the Appalachian k^rst. A vast amount of detailed descriptive information but no systematic work on the structural and stratigraphic controls on the karst of this vast region has even been started. References T. C. Barr, Jr. (1954) Regional development of limestone caves in Middle Tennessee. Nat. Speleol. Sec. Bull. 16, 83-90 T. C. Barr, Jr. (1961) Charles Butts (1940) W. £. Davies (1950) W. £. Davies (1958) W. E. Davies (I960) H. H. Douglas (1964) J. Î. Hack (1960) W. D. Johnston, Jr. (1933) W. B. Jones and W. W. Varnedoe, R. W. Stone (1353) Caves of Tennessee. Tenn. Div. Geol . Bull. 64, 567 pp. Geology of the Appalachian Valley in Virginia. Virginia Geol. Surv. Bull. 52, 568 pp. The cavesof Maryland, Maryland Dept. Geol. Mines $ Water Resources Bull, 7, 75 pp. Caverns of West Virginia. W.Va. Geol. S Econ. Surv. vol 19A , 330 ßß. Origin of caves in folded limestones. Nat. Speleol. Soc. Bull. 22, 5-18 Caves of Virginia. Virginia Cave Survey, Falls Church, Va., 761 pp. Relation of solution features to chemical character of water in the Shenandoah Valley, Virginia. U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 400B , 3387-3390 Groundwater in the Paleozoic rocks of northern Alabama. Geol. Surv. Ala. Spec. Rpt. 1^5, 414 pp. Jr. (1968) Caves of Madison County, Alabama. Geol. Surv. Ala. Circ. 52, 177 pp. Descriptions of Pennsylvania's undeveloped caves. Nat Speleol. Soc. Bull. 15, 51-139 ~ T. W. Tarkington, W. W. Varnedoe and J. D. Veitch (1965) Alabama caves. Alabama Cave Survey, Huntsville, Ala. H. P. Woodward (1 957) Chronology of Appalachian folding. Bull. Amer. Assoc. Pet. Geol. 41, 2312-2327. (1961) Reappraisal of Appalachian Geology. Bull. Amer. Assoc. Pet. Geol. 45, 1625-1633. (1961) Preliminary subsurface study of southeastern Appalachian Interior Plateau. Bull, Amer. Assoc. Pet. Geol. 45, 1634-1655. Discussion ; FORD (Hamilton) : Disagreed with Dr. White's closing remarks that no systematic work has been done in the Appalachians. A start has been made with T. E. Wolfe's careful demonstrations that major caves in the Greenbrier Limestones around Martintsn, West Virginia, are chestered in height-ranges corresponding well to the level of the Scheroley valley erosion surface and trend against the regional dip. WHITE: Professor Ford is quite correct in reminding us that there is seme excellent work on cave development in the Appalachians. I was, however, thinking of analysis qnd comparisons of entire karst regions. A discussion of the systematic similarities and differences in both surface and underground land forms between the Ridge and Valley and Plateau's Provinces would be an example. In this I hold to may opinion that little has been done and a vast potential for future research remains.

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Entwicklungsprobleme des tropischen Karstes SANDOR LANG (Budapest / Ungarn) M 14/1 Oie Formen des tropischen Karstes, das Bild des gesamten Formenschatzes, und die dies in Ungarn wohlbe¬ kannten und erforschten Karstes der gemässigten Klimazone sind miteinander eng verwandt. FDr beide Landschafts¬ typen sind die Kleinformen kennzeichnend, vom Karrenfeld bis zu den durchdringenden Höhlen und den TropfsteinKa!ktuff~ und Tettarata-Bildüngen. Unter den tropischen Karstformen stellen aber die Kegelberge eine Neuigkeit dar. Das sind kegelförmige bzw. turmähnliche, verkarstete Berge von kühner Gestalt, Geschwister der tropischen Inselberge, die wie riesengrosse Zähne, vereinzelt oder gruppenweise, aus der ziemlich eintönigen Oberfläche emporragen. Der Ursprung dieser Berge war ein grosses Rätsel für die Forscher. Neuerlich befasste sich Klimaszewski (1964, 1965) mit den Eigentümlichkeiten des tropischen Karstes, im Zusammenhang mit der Erforschung der tropischen Karstfläche von Kueilin (Südchina) an Ort und Stelle. Dieses Gebiet wurde von H, Wissmann (1954) als tropischer Kegelkarst beschrieben (nach der Terminologie H„ Lehmanns). Wi s smann behauptete, dass die Nordgrenze des Vorkommens dieser Formen mit der Nordgrenze des durch ausgiebigen Niederschlag, hohe Soraraertemperatur und seltenen Frost gekennzeichneten Gebietes Ubereinstimmte. Dieser Kegelkarst wurde auch von Tschen-Schu-Fen (Nanking) und vom ungarischen Forscher D. BalSzs behandelt. Der letztere beschrieb Karstgebiete mit Inselbergen sowohl von Plateaus wie auch von der Tiefebene. Die Ausgestaltung der tropischen Karstformen hängt von der Schichtenlagerung und vom Fortschritt der Karst¬ flächenentwicklung ab. Nach Klimaszewski (1964) hängen die bedeutenden Unterschiede in den Details der Oberflächenformen nicht so sehr mit den grossen Altersunterschieden zusammen, sondern sind die Entwicklungsstadien der Karstfläche ausser den tektonischen und petrographisehen Verschiedenheiten eher mit der Erosionsbasis bzw. dem KarstwasserspMgel verknüpft. Die ersten Beschreibungen der oben erwähnten tropischen Karstformen aus den Inseln Nittelamerikas (Cuba, Jamaica, Guadalupe, Haiti) und aus Yucatan erweckten schon früh die Aufmerksamkeit der Forscher ( Danés , 0. L ehmann und andere). Tschen-Schu-Fen (1957, 1960, op.cit.) hat auf dem Kueil in-Karstgebiet Entwicklungsstadien des tropischen Karstes unterschieden, mit besonderer Rücksicht auf den chinesischen tropischen Karst, der eine Oberfläche von 600.000 km besitzt. 1) Ausgestaltung der oberkretazischen Rumpffläche, deren Reste im Glpfelniveauvdes Kegelkarstes (Nogotes), d.h. 400-500 ra über dem Neeresspiegel zu finden sind. 2) Zergliederung der oberkretazischen Rumpffläche und Beginn einer neuen Rumpfflächenentwicklung an der Kreide/Tertiär-Wende: Mogotes-Reste in 250-300 m absoluter jlöhe. 3) Zergliederung der neuen Rumpffläche und Taleinschneidung bis zu 180 m absoluter Höhe, wo sich der obere Hahlenhorizont ausbildete. 4) Zergl i ederung der Oberfläche und Tal einschnei dung bis zum mittleren Höhlenhorizont (170 ra abs. Höhe); Entstehung des mittleren Höh!enhorizontes mit vielen Höhlen, Verbindung mit dem entsprechenden Terrassenund Karstdenudationsniveau (derselben Höhe). 5) Zergliederung des Reliefs bis zum heutigen Talbodenniveau (150 m abs. Höhe) und Auslösung des unteren Höhlenhorizontes. Nit Rücksicht auf die sehr grosse Heftigkeit der feucht-warmen, tropischen Denudation, die die Intensität der Abtragung in den Gebirgsund Karstlandschaften Ungarns und Mitteleuropas überhaupt bei weitem Ubertrifft,

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M 14/2 behauptet der Verfasser, dass die Stadien (t) höchstens obermjozänen, (2) pliozänen, (3-5) pleistozänen Alters sein kbnnen . Infolge der grossen Zeitverschiedenheiten, die zwischen der Entwicklung der einzelnen tropischen Karstforaen bestehen sollten, sind z.B. in Südchina die Grossfornen des Reliefs die folgenden: 1) Mogotes, deren Bildung nach J. Corbel seit der Kreidezeit im Gange ist. 2) Sierra (höheres Karstgebirge), mit scharf ausgeprägten Gipfeln; 3) Karstgebirge und Pol jes, mit einer seit dem Miozän laufenden Entwicklung. Die Mogotes des Kueilin-Jangso-Tropenkarstgebietes weisen Zeichen der Polygenese auf. Klimaszewski unter¬ schied unter ihnen drei Typen. 1) Monogenetische Mogotes mit sehr steilen Abhängen (55 85°). Das sind Berge mit oft sogar beinahe ver¬ tikalen Wänden, die sich aus der von Zeit zu Zeit überschwemmten Karstebene steil herausheben. Das Gestein ist charakteristisch blockförmig. In Kueilin kommen sie ausserhalb des Überschwemmungsgebietes auch am 20 a hohen Niveau vor, wie es auch in anderen tropischen Karstgebieten der Fall ist ( Corbel, J . 1959, op.cit., A. Gersten¬ hauer , 1960, G, Lasserre , 1954, M. A. Sunartadirdja H, Lehmann , I960, H. T. Verstappen , 1960 op.cit.). 2) Kegelförmige Mogotes (Abhangswinkel 30-35°), am Fuss mit Gesteinetrümmern, die vom Gestein des oberen Teiles stammen. Eie steilen Hänge werden infolge der Verwitterung immer sanfter, emporstehende Felse werden abgerissen und zerfallen, in Gehängeschutt umgewandelt, so dass der Bergfuss pedimentförmig wird. Das Verhält¬ nis Grunddiameter : Höhe kann ziemlich verschieden sein von 1:5 bis 4:5. 3) Polygenetische, sich in Abtragung befindende Mogotes . Diese,entwickeln sich infolge fluvlatiler Erosion auf der Karstebene, die von wasserundurchlässigen, residualen Tonen bedeckt ist. Die ursprünglich 30-35 steilen Abhänge können durch Untergrabung in vertikale Wände umgewandelt werden. Sie erheben sich Uber Karstebenen; ihre Entwicklung ist der der vorigen Gruppe (2) ähnlich. Die Mogotes, Karstberge und Karstebenen entwickeln sich unter tropischem, humid heissem Klima, wobei die chemische Verwitterung ein Wirkungsfaktor ersten Ranges ist. Auch jener Umstand ist von grosser Bedeutung, dass das Fundament der Mogotes von Tunnelhöhlen (sog. Fusshöhlen) ganz bis zu 10-20 m Höhe über dem Überschwemmungs¬ gebiet kann durchbohrt werden. So kann die Flut sie nicht nur auf der Oberfläche, sondern auch unterirdisch angreifen. Diese Tunnelhöhlen befinden sich ungefähr im Niveau der Karstebene. Die klimatischen Verhältnisse im südchinesisehen tropischen Karst sind für die Karstentwicklung sehr günstig. Das Niederschlagsmaximum fällt im Sommer, in Form heftiger, intensiver Regengüsse; der Jahresniederschlag beträgt 1500-1750 mm. Temperaturmittelwerte: für das ganze Jahr 17-18°C; in Januar: 11-12°C; in Juli: 28-30°C. Im Winter friert es nur selten, und es gibt sehr wenig Schnee. Die Mogotes werden von den rasch aufsteigenden Sommerfluten untergraben. Die chemische Verwitterung und die Bildung roter Tone ist mit Kaolini t i si e rung verbunden. Was die Geschwindigkeit der Verkarstung anbetrifft, so ist nach M. Klimaszewski die Feststellung J. Corbels auch für diesen Fall zutreffend, dass die Verkarstung langsamer vor sich geht, als in kühleren Gebieten. Seiner Meinung nach ist diese tropische Karstfläche polyzyklisch und polygenetisch, mit vielen charakteristischen Zügen der tertiären tropischen Verkarstung, über dem jeweiligen Karstwasserspiegel . Die Ergebnisse der im Jahre 1961 stattgefundenen Diskussion zwisehen P. Z, Szab6 und L, Jakucs sind auch für die tropischen Karstgebiete anwendbar. Man kann also behaupten, dass zwischen den einzelnen Karstgebieten Individuelle Unterschiede bestehen, die auf die verschiedenen Naturverhältnisse (einschliesslich die petrograph» isehen Gegebenheiten) zurückzuführen sind (Alter, Struktur, Streichen und Fall des Kalksteins, Dauer seiner Verwitterung und Verkarstung, die Menge des unlösbaren Rückstandes, die Topographie, Temperatur, Feuchtigkeit und Niederschlagsmenge des gegebenen Karstgebietes). Es gibt aber einen Umstand, der die Formenbildung des tropischen Karstes von der des gemässigten und sub¬ polaren Klimas unterscheidet, und der sich in der Entstehnung turmähnlicher, kegelförmiger Karstinsel berge äussert. Dieser Faktor ist, nach der Meinung des Verfassers, das heiss-humide tropische Klima selbst. Das wirkt auf die Gesteine des ganzen Karstgebietes ein, undent die intensive, während des ganzen Jahres wirksame biologische Ver¬ witterung sie zerfallen lässt. Schon sehr kleine Härteunterschiede führen zu starkem Zerfall und arealer Abtrag¬ ung der verkarstungsfähigen Gesteine. Die relativ härtesten Flecke dienen als Widerstandszentren und nur die

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M 14/5 diese snpqebenden Ges'einsoasssn vermögen der durch Frosion, Lösung, biologische Verwiiterung und Zerfall verursachten, sehr starken Denudation Widerstand zu leister. io> Gegensatz zu Corbels Auffassung halten wir die Geschwindigkeit der Denudation auf dem tropischen Kartf für äußerst groß, selbsf beim Vorhandensein harter paläozoischer Kalks+eine. In dieser Hinsicht kann z.B. der südchiresisehe Tropenkarst eher als ein Delikt betrachtet werden Am Erde des Tertiärs und während der ¡nterqlazialzeite n war das Klima noch heisser und feuchter als heutzutage Dementsprectend konnten die Denudation des Karstes und die Zergliederung der enporgehobenen '^arstebenen "'urch Erosion einen schnelleren Lauf nehmen. Dabei spielten auch die Krustenbewegungen und die Keeresschwankungen eine wesentliche Rolle. In d; n tropischen Kars+gebieten Mittelamerikas und Westindiers sind die Verhältnisse etwas davon abweUcha. r £ s sind jüngere und lockerere Kalksteine der Verkarstung unterworfen, unter einem noch heisseren echt tropise‘-en, aber weniger niederschlagsreichen Klima, Dementsprechend können bezüglich der Geschwindigkeit der tropischen Verkarstung in den einzelnen Gebieten beträchtliche Hnterschiede bestehen. Der Verfasser nimmt an, daß für die rasche Entwicklung des tropischen Karstes, und besonders für die Bildung der iurmähnlichen Karstberge ein sol .hes feucht-heißes Klima am günstigsten sei. das durch eine Jahresmi ttel temperatur von 20-27 C, einem Niederschlag von 2000-3000 mm gekennzeichnet isd Dagegen sind die heutigen klimatischen Hauptcharaktoristika die folgenden (siehe Tabelle 1): Tabel 1 e 1 Jahresmitteltemperatur °C Jahresrn ederschl ag mm SUdchina Gegend von Kueilin 17 1500 1750 Südchina, s¡idl icher Teil 20 1500 1750 Java 26 1500 Celebes 25 1500 Neuauinea, nördlicher Teil 26 3000 Yucatán 24 700 1200 Cuba 2224 1200 . 1400 Jamaica 25 1000 Puerto-Rico 25 1400 . 1500 Es ist ersichtlich, daß ein sêhr bedeutender Teil der Karstgebiete den optimalen Niederschlag nicht er. hielt. Für die Kegelkarstentwicklung waren also die feuchteren Perioden der Erdgeschichte viel günstiger. In trockener Hitze gibt es nämlich keine starke Verkarstung, da der spärliche Niederschlag selbst auf einer Karsffläche schnell verdunstet wird. Es kann die Schlußfolgeruno gezogen weHon, daß die Geschwindigkeit Nçr Denudation des tropischen Karstes größer ist, als die der Karstgebiete in den gemäßigten und kalten Klimazonen, obgleich die Kalksteine in den tropischen Karstgebieten weniger lösbar sind. Die Ursache besteht darin, daß die ständige organisch-biologische Verwitterung (spaltender Effekt der Wurzeln, Einwlrkuno de 1 " Bodenbakterien und anderer niederer lebewesen) auch bei einem Niederschlag vom 1000 m. die einfache anorganische Lösung des Kalksteines übertrifft, und die zerlockerte Gesteihsroassen schnell verfallen. Da die De n u d ation tropischer Karstaebiete schnell ist, so besteht kein Recht, von unbedeckt bis heute auf¬ bewahrten spütuesr,zwischen Karstflächen zu sprechen, da seitdem mehr als 70 Millionen Jahre vergangen sind In denmeisten Fällen können auch die Gipfelniveaus der Kegelkars+berge nur die bereits um mehrere hundert M eter erniedrigter Tuile paläogener Oberflächen darstellen. Die ursorünglic ! e spätkreIc.?isc : >e-paläonene "berfl"c"e kann um rvW ii,,.!-! Q^Z (.‘•I 1 « . . -pi’e rach'em ob s"e vorübergehend von Grdimenten [)Qflor|< 'O i'* r ,-iüJ' ' * h f

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M 14/4 Pi P 1 iograp^ifc [V5?.s f 0., 1959 A trtpusi karszt terminolôgiai problêmSi. (Terminologische Probleme des tropischen Karstes). Karszt ês Barlangkut. Tájék. 3a 1 § ; s , D., I960 A Dêl-kinai karsztvidêk vizrajza. (Hydrographie des südchinesischen KarvK gebietes) Hidrol. Kôzl. 6. Balâzs, D.. 1961 A Dêl-kinai karsztvidêk termêszeti földrajza. (Physische Geographie des s : 'dchinesischen Karstgebietes). Földr. Közlem. IX (LXXXV), p. 327. Corbel, J., 1959 Erosion en terrain calcaire Annales de Gêogr. 68. 366. p. 97-120. Gerstenhauer, A., 1960 Der tropische Kegelkarst in Tabasco, (iiexico) Zeitschrift f Geomorf. 2,p.2? ¿8 Gwo-v'ezky, R. A., 1956 Karst, Moskau (russisch) Kl i m a szewski , K. , 1965 Geomorfolêgia ogölna. Warszawa, p. 320. Lasserre, G., 1954 Notes sur le Karst de la Guadeloupe. rdkunde 8.2. p 115-117 Lehmann, II., 1954 Der tropische Kegelkarst auf den Großen Antillen. Erdkunde, 8. p. 130-139. Lehmann, H., 1956 Der Einfluß des Klimas auf die morphologische Entwicklung tes Karstes IGV p. 3-7, in: Report of the Commission on Karst Phenomena. Lehmann, H., Krönmelbein, K., Lölschert, W., 1956 Karstmorphologische, geologische und botanische Studien 1 in der Sierra de los Organos auf Cuba. Erdkunde 10. 1956. p. 185-203. Marosi, 3.,1963 Diskussion über L. Jakucs: "Allgemeine karstgenetische Problemen" (Kandidatische Dissertation. Ungarisch) Földraju Erteslto XI. p 263.274. Report of the Commission on Karst Phenomena, ¡GU 1956 Sunartedird j a , M. A., Lehmann, H., 1960 Der Tropische Karst von Karos und Nord Rone in SW Celebes. Zeiisc'ir Tschen-Schu-Fen, 1957 f. Geomorf. 2, p. 49-65. A geographic map of Tsi-Sing-Yen. Kwangsi Mémoires of Geography 1, p 56-85 T schen-Schu-Fen, 1960 Geomorfolêgia jaskin krasowych w okolicach miasta Kueilin (Geomorphology of Karstic Caves in the Vicinity of the City of Kueilin). Przegl Geogr. GZ.p^P' 1 28' 7 irstappen, H. T., 1960 Some observation on Karst development in the Malay Archipelago, Journal of Tropical Geography, 14, p. 1-10. " ' s m ann, H., 1954 Der Karst der humiden-heißen und sommer-heißen Gebiete Ostasiens. Erdkunde, 8

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M 15/1 The Nature of Cockpits and other depressions in the Karst of Jamaica CONRAD F. AUB (Geografisk Institut Universitetet Aarhus / Denmark) Abstract Exiáing data on the origin of cockpits are inconclusive. The author therefore undertook a detailed examination of 7 kn/ of cockpit karst in Jamaica. Of about 160 sinks and other openings, half could be entered and were fully examined. Many soilor rubble-floored depressions were found to be underlain by bedded limestone. Together with other evidence it can be concluded that at least 60^ of the depressions are not cavern collapse features. Cockpit shape and depth appears to be unrelated to the depth of the underground drainage. A n analysis of readings from 65 raingauges shows that the depressions receive more precipitation than the hill summits, and depressions may therefore be self-perpetuating features. Data from 216 bore holes show that flat-floored depressions are not soil infilled. The distribution of soils indicates that areas with deep soil, infilled depressions, and subdued relief have developed separately, and are not "degraded" cockpit karst. The origin of steep-sided and deep depressions has long been one of the central problems of karst research. In Kegelkarst areas all the hills are residual features, so that the nature of the entire landscape is determined by the position and shapes of the depressions. Theories which have been put forward to explain these are directly derived from the early work in the classical karst of Yugoslavia. Schmid! (1854), Lipoid (1858), Lorenz (1859), Tietze (1873, 1880) and others postulated that cavern collapse was the main process. 8oué (1861) Mojsisovics (1880), and Cvlji£ (1893) were among those who opposed this view, cl a iüfñy that solution at or near the surface was responsible for the development of dolinas. During the last hundred years these theories have been modified and refined, and even when applied to the origin of cockpits, they are all capable of explain¬ ing the majority of the known facts. Proven cases of collapse or solution have always been admitted as "exceptional cases". Cockpits are deep funnel or bowl shaped basins, surrounded by steep convex slopes. These slopes usually consist of solid limestone, though they are often covered by boulders. The depressions themselves vary from 30 m ta 150 m in depth, and may be up to several hundred metres in diameter. In some cockpits the convex slopes meet without any intervening break of slope or concavity, and in such cases the diameter of the cockpit itself can be considered as zero. (Diameters measured from hi 11 crest to hill crest are no more satisfactory as indices^ Where there are floors, that is, areas with lower slope angles than those found on the surrounding walls, they are usually covered by soil or by limestone debris. A solid limestone floor is only rarely visible. In contrast to the round or oval Kediterranean dolinas, cockpits are really star-shaped, with between two and five arms. Straight lines drawn from one cockpit bottom to the next only rarely follow the Talweg, but a strong alignment of the hill pattern is often visible on air photographs. Yet such "gerichteter Karst" can be explained in terms of joint or fault guidance of surface or underground erosion, or even in terms of a dis¬ membered surface drainage system, as suggested by H. Lehmann (1936, et seq. ) . The known facts thus do not apply much constraint to the development of explanatory theories. The origin of Jamaican cockpits was first discussed by Sawkins et al. (1869) who proposed a somewhat quaint collapse theory. Hill (1899) favoured surface processes, as did Dan el (1908, 1914). Dane! and Zans (1951) both thought that cockpit development was limited by the level of horizontal drainage and not the impervious base of the limestone. Both these authors, as well as Sweeting (1956 et seq.) allowed for modifi¬ cation of the cockpits by collapse along fissures and in the vicinity of 'the level of subhorizontal flow. Versey (1958 et seq.) considered surface solution to be a minor factor. He pointed out that in parts of the Cockpit Country the depressions are so near the water table that they become flooded during the rainy seasons and temporary artesian conditions lead to rapid water flow both in the horizontal and the vertical tubes. This flow could abrade sufficiently to lead both to the widening and deepening of cockpits, and to major cavern collapse. Gentler depressions, which Sweeting regarded as "degraded cockpit karst" are considered by Versey to be solutional dolinas unaffected by water table processes because of the great depth of the drainage system below the surface. This explanation is satisfactory in many high areas, such as-the Manchester Plateau and the Santa Cruz Mountains, but fails to explain deep cockpits in many parts of the Cockpit Country, as well as gentle depressions near the water table. Versey has himself pointed out that "it is possible on the same evidence to arrive at opposite conclusions" and new evidence, must therefore be sought.

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Yellow Limestone Whit Limest. 1 4 km. k Cretaceous Alluvium 1 5/2

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Sketch map cf the field-area. Contour Interval 500 feet. Data derived from: Jamaica 1:50 000 sheet G Geological map of Jamaica 1 :250 000 Personal Communication (Geclo Survey Dept.) Field ; work The Principal Point of the air photograph is marked with an X. Air photograph of the field-area showing the marked change of relief at the faulted edge of the White Limestone outcrop. Part of the Pedro River Polje can be seen near the top left of the photograph, while the Sinking River is visible near the southern end of the area shown. The top of the map is North, and the light is coming from the East. The scale is about 1:50 000. (Released by kind permission of the Directorate of Overseas Serveys. Crown Copyright.)

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M 15/4 In order to provide such new data, the author carried out a detailed investigation of an area of some seven square kilometres of cockpit karst north of the Central Inlier of Jamaica. The general structure of the inlier is anticlinal, the main areas of karst landscape forming the northern flank. In the vicinity of the field area the boundary of the inlier is offset by faulting, and the older, impure Yellow Limestone Series abut sharply against the slightly dolomitised but otherwise pure Troy member of the White Limestone Series. The fault runs NNW-S3E and the Yellow Limestone topography slopes eastwards towards this line. East of the line lies a 4 km long and up to 800 m high White Limestone ridge (Crofts Hountain). At the foot of Crofts Mountain the Yellow Limestone lies at an elevation of about 500 m, while the cockpit area on the eastern side of the mountain lies between 500 and 600 m. In the latter area, there is a slight and varying eastward dip. Small streams rising in the inlier sink at the foot of Crofts Mountain leading to local under¬ cutting and collapse. At the southern end of the mountain one such stream manages to penetrate into the cockpit area and disappears in a series of sinks half to one km beyond the geological boundary. Another stream further to the North flows parallel to the fault, joins a larger stream draining from the West, outs through the northern end of Crofts Mountain and then meanders across its own alluvium over a kilometre to the East to sink at the foot of the cockpit area. It must be presumed that all these streams ultimately join the Rio Cobre system under the polje of Luidas Vale. A negative dye test carried out by the 1963 University of Leeds expedition (1967) is not convincing since a later expedition (Liversey et al. 1966) obtained negative dye results from streams which had given positive spore results. The area was chosen because of its topography, hydrology and its relatively good forest-cover. Access to the area by road and then by foot was reasonably easy, though movement within the area was not a necessary disadvantage since "natural" conditions and a lack of human interference were desired. Within the field area the topography was found to be extremely varied. No corelation of the heights of summits, cockpit bottoms or even of cols is possible. The majority of depressions have debrisor soilcovered floors, and a solid floor is rarely visible. In all depressions water disappears underground through several sinks, so that the average distance of surface drainage is measured in metres and the maximum does not exceed some tens of metres. Rivulets which form during the heavy afternoon rains usually disappear within a few minutes after the rain has stopped, and none last more than half an hour. Even on soil there is little surface flow, since the crumb structure of the soil gives it a very high infiltration capacity. This is in strong contrast to alluvial areas, as well as to Sweeting's degraded karst, where there are ponds and the soil is often saturated for much of the year. In order to test whether there are any variations in the rainfall reaching the ground-surface, 64 raingauges were set up under the forest-cover on hill-tops and on cockpit floors, supplemented by extra gauges in clearings. (Such variations had been suggested by Thorp (1934) to explain the asymmetry of some hills in Puerto Rico, but no measurements had been undertaken.) The throughfall measurements made during a period of 15 months proved that there is a significant (14^) excess of throughfall in the depressions as compared with hill-tops. Although a complete set of stemflow measurements was not obtained, it is to be expected that the larger trees in the depressions give rise to a greater stemflow/throughfall ratio. The difference in the total precipitation reaching the ground on the hills and in the depressions is therefore at least 14$ and probably more. It remains to be seen to what extent this is due to interception, and to what extent it represents a real difference in rainfall. Although the average length of surface drainage is small, it must be remembered that the cockpits are also small, so that a very considerable concentration of solvent action in the depressions occurs. Surface waters have relatively low calcium carbonate contents (about 75 mg/litre) when they sink, while groundwater concentrations of 150 mg/1 or more are normal. The sinking water is therefore capable of effecting much solution below the surface, especially where the water percolates through soil. If Versey's astimate (1959) for solution rates in Jamaica is used, then the difference in throughfall alone could account for 150 metres of relative relief since the end of the Miocene, though it could not account for the origin of the depressions as such. More generally, solution rates are sufficient to account for almost any karst feature in Jamaica, but whether solution really is responsible must be determined by other means. Since the majority of depressions do not give any direct evidence of having solid floors, and since collapse leaves little permanent evidence at the surface, it was considered necessary to examine all sinks in the field area. The number of sinks is really infinite, and in this connection the term is restricted to those openings which would admit a man,and those which appeared to be taking water from morethan a few square

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M 15/5 metres of surface. The distribution of such major sinks is simple, since they are restricted to the depres¬ sions and the lines joining them, that is, they are found on lines which together make a honeycomb pattern. Two small caves, one on a steep slope and the other on a hill top, are exceptional, and their origin presents problems. Also exceptional are large collapse crpters, one of which is found near the Sinking River at the southern end of Crofts Mountain. Such craters are not uncommon in Jamaica, sometimes on hill tops, and cannot possibly be confused with cockpit sinks. In the field area, and probably in cockpit karst as a whole, there is little doubt that there is a direct relation between the distribution of sicks and of depressions. Of several hundred sinks examined in the main field area and its borders, some 150 can be considered as "major" sinks. In half of those, water drained away between boulders, or the openings at the surface were too choked with soil to permit further work without much digging. In some of the remainder, it was possible to climb down for some distance among boulders, but progress was ultimately stopped without any further evi¬ dence coming to light. In about 50 sinks, however, it was possible to reach, and enter, shafts developed in solid rock, showing that the area immediately around the pothole had not suffered collapse. Most such open¬ ings were narrow joint plane features with no horizontal parts except where there was a shift from one joint to another a metre ortwo away, or where the system_turned through 90 to follow a cross-joint. Such sink¬ holes are obviously mainly produced by solution. Larger.well-like pits are also found in the area. Their walls are composed of solid limestone, with occasional minor faulting (a few decimetres displacement). Their floors are boulder-covered, and with their certical and sometimes even overhanging sides, they strongly suggest that collapse is an active process within the sink. The sharp breaks of slope at the top of these wells Indicate equal 1 y that such collapse has not affected the depressions as such, though the pits may swallow the occasional boulder rolling down from the cockpit sides. If surface evidence is also taken into account, it follows that at least 60t of the cockpits are not deep collapse features, but produced by processes acting near the surface. Since the development of sinks and of cockpits seems to be related in some way, it was considered essential to gather as much evidence below the surface as possible. All sinks were, therefore, examined fully, despite the difficulties of caving alone. (In a few particularly difficult caves, assistance was obtained from the Jamaica Caving Club.) The maximum depth reached was 70 m, but in only two cases was there any evidence of flooding, and the underground courses of the Pedro and Sinking Rivers were not found. The first of these two sinks is a narrow rift 70 m deep. At the bottom the rift widens, and may have some horizontal extent, but the floor is covered with thick laminated clays, contrasting sharply with the clean and heavily etched walls above. The sink lies 1.5 km east of the main sink of the Pedro River, and the mud deposits are some 30 a below the altitude of the river sink. The second Instance of flooding is found in a cave passage just over 800 m to the South-East of the river sink. This cave lies 60 m below the floor of a cockpit and access is gained through a large roof cave-in. (The cockpit may therefore itself be a collapse feature.) The 300 m long lowest section of the cave is half-filled with water, and vegetation sticking to the roof Indicates that it acts as a flood passage, although no flow was ever observed. Sands and gravels on the cave floor indicate that material is brought into the system from the Central Inlier. The cave floor also lies about 30 a below the level of the main Pedro River sink. The largest cave in the area is the Pedro Great Cave, the entrance of which lies 300 a SE of, and 20 a above the main river sink. The most recent survey (Leeds Expedition 1963) shows that the passages trend south and south-east, parallel to Crofts Mountain and the alignment of the nearby depressions. The flood passage, on the other hand, is at right angles to the grain of the country, and in neither this nor the Great Cave are depression and cave lines superimposed. While a firm conclusion would require evidence from larger or more numerous cave systems, the suggestion that "gerichteter" karst is due to alignment of the surface features along underground drainage lines is not substantiated. The fact that underground drainage levels are up to 100 m or more below the surface might suggest that cavern collapse cannot be expected to occur at all. This view must be emphatically rejected, for collapse of at least 70 m of overlying rock has been proved in the case of the ilood passage, and elsewhere in Jamaica collapse craters of 200 m depth occur. Three connected depressions in the southern part of the field area strongly suggest collapse as a dominant process. The depression walls are almost vertical, the floors are covered with large boulders lying at all angles, And there is little soil except on the cols. The boulders, many of which measure 50 ra^, do not have the appearance of having fallen from the cliffs above. A large limestone block, with a dip of 40 but otherwise little disturbed, lies near the edge of one of the cockpits. The block is only partly visible, but has a volume of at least 2000 m „ All these features indi¬ cate progressive, deep-seated undermining of the floors.

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M 15/6 Collapse may also be an active process in the formation of large well-like pits, even when these occur in depressions with solid floors. Such wells might be indicators of collapse processes just reaching up to the surface and about to modify the existing cockpits. Many such pits B:T. at the feet of particularly steep slopes and a large amount of debris may fall into and be removed through these holes. Yet the sharp breaks of slope at the heads of the pits indicate that the modifying influence of such pits is limited. Thus aome 60? of the cockpits have been shown to have solid floors, while a few must be considered as collapse features. There remains a substantial number of depressions for which no definite evidence is available, since the sinks proved to be impenetrable. Since the likelihood of being able to "penetrate" a collapsed cockpit floor is small, it might be claimed Mat all these depressions are collapse features. This is extremely unlikely. The depressions concerned do not differ from the norm in shape, size, elevation or distribution. Furthermore, several of the cockpits with solid floors had sinks covered with boulders, and it is unreasonable to suppose that every such boulder pile will admit a man if the floor of the depres¬ sion is solid, while all impenetrable boulder etokes indicate collapse. A substantial proportion of the cockpits yielding no direct evidence of their origin must thus be assumed to have solid floors too. It follows from the evidence as a whole that surface and near-to-the-surface processes are dominant in the present development of the cockpits, and thus in the topography as a whole. The increase of calcium content of drainage water after it leaves the immediate surface implies subsurface solution. Processes near to, but below the surface must therefore play a major role. It has long been assumed that solution is par¬ ticularly rapid where water percolates through a vegetated soil cover, becoming charged with biogenic carbon dioxide on the way. Both soil and vegetation are unevenly distributed in cockpit karst, so that this process is especially concentrated in the depressions. Thus it is essential that sub-surface solution processes be investigated. The author's attempts to measure the carbon dioxide and calcium concentrations in the soil and at the soil-rock contact zone proved unsuccessful: the process of drilling destroyed the soil structure, so that the drill holes became self-sealing. Diffusion and percolation from the soil into the bore hole was thereby reduced, while the interference of atmospheric conditions was increased. It would appear that success¬ ful attempts to make such measurements in cockpit karst have not yet been recorded, and new methods must therefore be developed. The presence of soil is also relevant to the long-term evolution of the cockpits and the landscape as a whole. Sweeting (1958) has suggested that some areas of more subdued relief in the Dry Harbour Mountains and elsewhere in Jamaica represent "degraded" cockpit karst. In these areas "effedtive deepening of the cockpits ceases, the sides slump in, and the slopes become more gentle". There is little connection between surface water and the ground iiater circulation, and such areas are often associated with deposits of bauxite. "The accumulation of residual material is clearly one important factor in bringing about the formation of degraded cockpit karst." (pp. 192-3). The view that soils found in White Limestone areas are a solution residual has met much criticism recently, and there is good reason to believe that much of ihis material has been washed into the limestone by surface and underground streams from the Central Inlier and other outcrops of Cretaceous rocks (Zans 1959). The distribution of the larger accumulations of soil and bauxite in fact fit very will with this latter theory. It follows that the "degraded" areas may always have had more soil than the "normal" cockpit karst, and that the two areas may have developed separately, rather than representing different stages of a single cycle. The consistency of Sweeting's theory can be tested by examining the soil distribution in cockpit karst. In general, the degree of soil cover is scant, but some of the depressions have continuous soil covers and gentle slopes, meeting the steeper walls abruptly. These depressions thus give the impression of being partly filled with soil. The author examined four such depressions, and by means of closely spaced (6 to 7 m) bore tides determined the depth of the soil cover and the nature of the solid relief. The deepest measurement was 5 metres, and the average reading was under 1.5 metres. It may be argued that boulders within the soil could give false readings. There are several reasons for rejecting this view. "Floating" boulders are extremely rare in cuts made for road building. Secondly, limestone boulders are very angular, and do not roll far. The edges of most scree slopes are thus well defined and the chances of a boulder becoming buried are small. Finally the uniformity of the readings does not suggest that large errors have been made. Two of the four tested depressions are so large that the derivation of boulders from the slopes can be ruled out. The surface and the solid rock topography thus do not differ greatly from one another and it must be assumed that the flatter depressions are areas of soil accumulation or retention, and not that the soils are responsible for the gently sloping floors. Ân estimate of the amount of soil in the area as a whole leads to the conclusion that even a complete redistribution of the soil could not lead to the formation of "degraded" relief. In fact, the amount of soil remaining on the hills in the degraded areas is much larger than that found in the steeper cockpit landscapes. Similar estimates in other areas of cockpit karst in Jamaica suggest that the field area is not exceptional in this respect.

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M 15/7 As a result ef the drilling data the origin of large open depressions in cockpit karst is open to discussion. It has usually been assumed that the lateral expansion of coekpits is due to alluvial and ground» water conditions. In fact, several such open depressions in the field area have rolling floors with a consid¬ erable relief (10 m or more). It is difficult to see how the conventional theories or lateral planation can be applied under these circumstances, especially as even these larger depressions are well drained, and that they are not among the topographically lowest depressions. The formation of pal jes also remains a problem. Dane'S stressed that the major poljes in Jamaica were not tectonic as in Yugoslavia. The importance of faulting and fault guidance is in fact considerable, but both Sweeting and Versey point out that at the edges the poljes and the surrounding highlands interfinger. Sweeting considers the marginal tower karst to be the result of spring sapping and of solution by polje flood water, and that, in the absence of these processes, the tower karst becomes degraded. Many towers near the edges of poljes are, in fact, out of the reach of flood water and are also above the local ground-water level. In these cases lateral planation could proceed as a result of solution by soil water, a process first proposed by Kayser (1934). Yet this latter process seems to be absent in other soil-floored depressions outside the poljes, and the precise conditions under which this process becomes active have not yet been determined. The present author has shown that towers and tower-like features can be formed outside the reach of any of the above processes, so that there must be yet other ways in which tower karst can develop. The origin of the poljes themselves has not yet been fully explained. In most of the Jamaican Inland Valleys there is a surface stream, flowing across its own alluvium, and perched above the regional water-table or rest-level. In many cases (Cave Valley, Pedro River, Moneague) the river sinks before reaching the lowest part of the polje. In Cave Valley the flooding of the lower areas is due to the river and in many respects the conditions are those described by Roglib. Yet even in Cave Valley the underground drainage system is neart the surface, and in the other two poljes the lowest areas are flooded by ground-water and not the river. Furthermore, the location of some of the poljes is unexpected, several (Cave Valley, Luidas Vale) lying just within the boundaries of the White Limestone and yet not taking the form of an open Randpolje. Instead they are almost completely surrounded by White Limestone. Most of the more northerly poljes are completely Surrounded by limestone, and the surface streams issue from vauclusian springs. In these poljes the ground-water is also near to, but beneath the surface and the streams flow for at least some distance as slightly perched streams. In all these poljes, therefore, both the ground-water and the supply of alluvium must be considered as essential factors in the planation processes and the initial development of the basin. They therefore combine some of the properties of both Qrund's ground-water model and Roglib's alluvial model, and the decision as to which of these is the primary remains a hen-and-egg problem. Cyclic theories of landscape development assume that the relief is constantly evolving. More recently it has been suggested that it is preferable to see geomorphic processes and landscapes as open systems in a steady state. In practice, there is very little difference between these views if a local problem is being considered, since there is no way of distinguishing between "evolution" and "change in boundary conditions". Both views have their dangers. A cyclic interpretation must inevitably substitute space for time and may arrange features in a time sequence to which they in fact do not belong. The steady stats theory implies that present landscapes must be interpreted in terms of current processes, although the formation and the maintenance of a relief feature may involve quite different processes. It has been suggested above that cockpits may be self-perpetuating features and the factors which determined their original formation and distribution may no longer be recognisable today. The choice of either the equilibrium or the evolutionary approach must ultimately depend on the rates at which the landscape and the processes acting on it are changing. Neither theory can clqim to be more objective, and both should logically lead to the same end: detailed quantitative work. (For References and Ackntwlèdpents see M 16)

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M 16/1 Some Observations on the Karst Mprpholog-y of Jamaica CONRAD F, AUB (Geoprafisk Institut Universitetet Aarhus / Denmark) Abstract The description of tropical karst features and processes is much dependent on the use of air photographs, yet where there is a forest cover, most of the topographic detail is hidden. The relative relief can be seriously distorted. The actual relief features are very complex and varied, and a simple twoor three¬ fold classification (kegelkarst, turmkarst, etc.) is misleading. The relief features found in a 7 km area of Jamaica are described, and the role of structural guidance of erosion discussed. It is suggested that existing models of tropical karst erosion are based on invalid as -«tt and are too generalised. Future models must be based on detailed quantitative work. The scientific study of tropical karst phenomena may be said to hase begun during the nineteenth century when natural historians such as Junghuhn (1845) and von Richthofen (1877 st seq.) laid the foundations for tropical karst research. At the same time, the establishment of geological surveys in colonial terri toriiiss also helped to draw the attention of the scientific world to landscape features which had long been familiar to European traders and administrators. The Jamaican Cockpit Country was first described in sons detail by the Geological Survey under Sawkins (1869), but such description was only incidental r> 'n> work of the survey, and the theories which were advanced were not fully thought out. Hill (1899) devoted considerable space to limestone features in his general study of the geomorphology of Jamaica, and advanced a cyclic theory which resembled and predated the theories of Richter (1907), Sawicki (1909) and Grund (1914). The most detailed study of the Jamaican karst was carried out by Ganes (1908, 1914), who also examined other tropical and sub¬ tropical areas such as Java (1910) and Australia (1924), thus becoming the first, and for a long time the only, expert of tropical karst. As a general rule it can be said that all work on tropical karst carried out before the nineteen thirties was either an incidental addition to some other project or quite local and specific in its scope and methods; the work of Danes being the obvious exception. The bitter quarrels between experts, which dominated limestone research in Europe, did not develop in the tropics. Dogmatism such as Sawicki ' s (1924) 'Mnvanabil i ty of the morphological law” went unnoticed, and not even Grund's complete inversion of cockpit scenery and terminology provoked a major rebuttal. Partly as a result of lack of interest, and partly because of the kind of work which was carried out, tropical limestone research was in its early years not plagued by heated and sterile disputes. Host of the karst research in tropical areas has to date been done by workers from temperate regions. As a consequence, research projects have had to be limited in scope and duration, and it is not surprising that the main interest has been centred on features which are not found outside the tropics. The development of climatic geomorphology, and its application to karst By H. Lehmann andoothers has drawn attention to the importance of climate in weathering. There is a great danger, however, that the role of other factors will be underestimated, and that the great variety of tropica] features will be neglected (cf. Verstappen, 1964). The expression "typical tropical karst” has already appeared in the literature as a synonym for "features restricted to the tropics”, thus ignoring many of the less spectacular relief forms. Given the variety of landscapes, it is inadvisable to designate any feature as "typical”, even if it can be shown that it is very common. It has also been implied that there is a specifically tropical cycle of karst erosion, though there is little evidence that climate is any mors satisfactory as a single criterion than either lithology or tectonic history. Further¬ more, it has been shown in other branches of geomorphology that similar features can be produced by different processes, so that the correlation of evidence from different areas must be taken with great care. Generalisations about tropical limestone processes seem particularly dangerous if the lack of accurate data on landscape forms is taken into account. Many areas are poorly mapped, and both for mapping and research purposes much use id made of air photographs , especially since the development of electronic instruments has made the establishment of ground control easier. The latter is particularly important in difficult terrain a term applicable to many limestone areas. Unfortunately, there is a severe limitation to the use of air photographs in tropical limestone areas. The discontinuity of slopes, and in many cases their steepness, make it difficult to interpolate height data, and absolute height determinations cannot be checked with reference to the relief pattern as a whole. Where maps are drawn by technicians who donot know the terrain and this is common in the developing countries gross errors can thereby arise, and the general accuracy of the maps is reduced.

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M 16/2 A second factor is the presence of vegetation. In the absence of cultivation there is usually some form of forest or scrub cover, and the growth of secondary vegetation is rapid. Limestone soils are not noted for their great fertility, and large areas have therefore been allowed to remain forest covered, often in sharp dontrast to the impermeable ar^as nearby. (Temperate limestone areas tend to be poorly vegetated and thus produce excellent air photographs). Such forest-covers are well developed in areas of steep slopes, such as Kegelkarst and Turmkarst, so that it is where the relief is most chaotic that the air-to-ground vis¬ ibility is poorest. Caríreetiam for the height of a forest or scrub cover is a normal procedure in the use of air surveys. Yet this correction can be quite inadequate. In the Jamaican cockpit karst the soils are concentrated in the depressions. The author's own measurements (reported elsewhere at this congress) show that the depressions can receive significantly more precipitation than the hill summits. With the high permeability of the rock, the vegetation on the hill tops is lower, thinner and more xerophytic. In addition, the competitive growth of trees leads to a much higher forest canopy in the depressions. Where there are cliffs on the slopes, the vege¬ tation is stunted at the top, while at the foot the trees are particularly tíjl 1. As a consequence, vertical drops of 15 metres find little or nor expression on the forest canopy. Thus a slope consisting of steep cliffs and wide benches will be mapped from .air photographs as a smooth slope. Similarly, the amplitude of the relief can be distorted by as $uch as 30 metres, and many features will not appear on the photographs at all. As a final disturbing factor, man has cleared the original vegetation in many depressions, and culled the forest on some slopes. The vegetation therefore also varies with accessibility and can change rapidly with time. An experienced botanist might be able to correct some of these errors, but it is unrealistic to expect this to become standard practice in mapping. The extremely difficult terrain, and the poor visibility on the ground, mean that ground survey techniques are Tabcrieus and expensive, and while the effort might be justified in an economically promising area, most forested limestone areas in the tropics have been poorly mapped and little investigated for very good economic reasons. It follows that existing maps are unreliable, and that there is little hope for improvement until new electronic air-survey techniques are developed. The lack of accurate maps is particularly serious since Kegeland Turmkarst are almost invariably forested and it is these features which have received the greatest attention from geomorphologists. Although no quantitative definitions appear to have been put forward, Lehmann's classification sometimes including cupola-karst as a third class has become generally accepted and it has been applied in many different areas. Apart from the fact that Kegelkarst is frequently used as a collective term for all three types, there is no agreement on the application of the classification. Hills which age considered to be Turmkarst in one area can be classified as Kegelkarst in other areas where slopes are generally steeper, and even quite gentle relief has been considered to represent fossil Kegelkarst. Kegeland Turmkarst are always described as distinct landscape types, though they are sometimes said to grade into each other. In view of the fact that different processes or different stages of a karstic cycle are considered to apply to each type, the classi¬ fication has taken on a genetic meaning. The validity of the classification is, therefore, central to all research on Kegelkarst in the wider sense. The recognition of Kegelkarst (cockpit karst, Qenoeng Sewoe type) and Turmkarst (mogotes) is largely based on air photographs, supplemented by observations on the ground. Ground observations have usually been limited to areas where eithefj of the two relief types is well developed. The author examined all the slopes within the area of some 7 kin at the north-eastern end of the Central Ini 1er of Jamaica. As a first approxi¬ mation, one can divide these slopes into three parts: an upper convexity, clearly visible on air photographs, a maximum slope, and a foot-slope or cockpit floor. The last is not always present, and is only rarely dis¬ tinguishable on the photographs. While overall slopes (summit to depression bottom) do not exceed 35 , the maximum slopes frequently consist of verticil cliffs, again often invisible on the photographs. While the area® a whole would be classified as cockpit or Kegelkarst on the basis of stereo pairs, many of the slopes exhibit the characteristics of Turmkarst. The distribution of these steep walls appears to be almost random, many hiUisbeing steep on one side and gentler on the other. This asymmetry is not orientated in any directio As might be expected, there is a stronger correlation between the occurrence of cliffs on different sides of a cockpit, though even the cockpits are usually asymmetrical. The terms Kegelor Turmkarst thus cannot be applied to this area, nor is it adequate to speak of the two types as grading into each other. A description in terms of the shapes of the depressions would seem preferable, but the accuracy of the description would still be very poor. While there is no doubt that pure Turmkarst does exist, the validity of a general classi¬ fication of this kind must be rejected.

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M 16 3 An examinaiion of ths slope profiles in ihe field sh owed that the relief is far raore complex than was anticipated. Each of the three major slope parts in fact consists of a multitude of elements; so much so that the use of modern descriptive slope terminology would be meaningless. A small shift in the position of a measured profile produces major changes in the slope angles. It is therefore preferable to describe the slopes in terras of types rather than elements: (For a description of the area as a whole, see Aub: The nature of cockpits 5 t h ICS). 1. Vertical cliffs with little evideroe of solution on the face, though bedding planes are visible, and there are very occasional joint solution openings. Many such cliffs are undercut at the base owing to the pre¬ sence of a band of soft marly limestone, but in such cases there is no evidence of water seepage from the undercut and the undercuts are protected from rain. The extent to which fallen blocks may become etched by solution indicates that the process of undercutting and collapse is still active. The majority of cliffs show no such undercutting and only in some cases could this be due to burial bp scree. Cliffs are often near to, but rarely adjacent to sink holes. Hone of the cliffs are adjacent to alluvial floors subject to flooding, and most of them lie well above the cockpit floors. 2. 'Broken cliffs' consist of vertical drops of up to 5 m, offset along the bedding planes by up to 1 2 gi and broken by gaps along joints. The vertical components may or ma^ not be pitted by solution. The small IrpiSz are all bedding-plane features. Average slope angles are 45 70 . 3. Stepped slopes with low cliffs and gently sloping benches alternating. The benches consist of partly soil and partly scree, as well as of bare rock. Average slopes are 35 45 . 4. ’Chaos slopes' have a stepped profile, but the steps are very irregular and discontinuous, there are many loose boulders of all sizes and it is difficult to tell what is loose and what is heavily etched rock in situ. Even large boulders can be quite unstable. AH surfaces are heavily etched and honeycombed. 5. 'Pinnacle and cleft' features can be found both on steep (40 ) and gentle (2 ) slopes. The joint planes are all widened and deepened, so that gaps up to 2 m wide and 3 m deep are formed. On gentle slopes many of the gaps are hidden by a thin matting of roots and decayed matter. Such slopes are extremely wearisome to cross, though some way of getting through can always be found. 6. A few slopes (40° and up) are relatively smooth, with a thin marly soil and very shallow-rooted plants. They are virtually impassable and fortunately not common. 7. Scree slopes are found at the foot of many of the steeper slopes (types 1-6), and the size and degree of weathering of the blocks depends on the nature of the slope above. 8. Soil-covered slopes are common in the depressions, and are also found on some hill-tops. They grade in type into the scree slopes, though on the ground they are often sharply delineated. Limestone exposures on such slopes usually represent solid rock outcrops or are derived from the underlying rock. Except in the proximity of steep slopes, 'floating' boulders were not encountered on or under the soil surface at any great distance from the solid floor, 9. Some hill summits have rounded, soil-covered surfaces, with or without rock protrusions. In view of the steepness of the surrounding slopes, and the general lack of soil, these smooth summits are unexpected. In the case of Crofts Mountain, the entire 3 km of summit ridge can be traversed without any detour (other than avoiding clumps of vegetation). Apart from small rock protrusions, the micro-relief on this ridge consists only of shallow dales, one or two metres in depth and ten to twenty wide. Although these dales are deeper where the slope steepens, they do not dissappear on the very gently rounded summit crest, but cross it at right-angles from one side to the other. Similar dales are found on other hills, but they are not as recti 1 fear nor as uniform in shape. These become substantially larger and deeper as they descend the steeper slopes. They, too, can cross summits, and where the forest cover has been cut they can be seen from the air. Summit surfaces are either flat or gently rounded, and on elongate hills they tend to slope along the hill crest even where the bedding is horizontal. 10. M any rounded summits are surmounted by larger rock masses often 5 m and up to 10 m in height These "castles 1 ’ occur singly or in groups, and are strongly honeycombed and dissected into pinnacles and clefts. In a few cases they consist of parallel vertical walls, a few metres in thickness, separated by alleys of similar width. These alleys are closed at one end, the other end being open to the summit surface. Castles are also found on other summits, such as the stepped or pinnacle-and-cleft types. Although these castles often reach up to the top of the forest canopy, since the hill-top vegetation is stunted they are only visible on air photographs where they stand on a smooth surface and are of some size.

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M 16/4 All thsse slope types grade into one another, both in their properties and laterally. On any single hill slope many of these types may occur, in almost any order. As a consequence, one can see hills which are conical, cylindrical, or cubical; or composed of cubes or cylinders surmounting cones. With almost all possible combinations and permutations actually represented in a small area, and with any one hill having different slope combinations on two or three sides, it is impossible to clasafy the hills according to shape. Further, different slope types may occur on the identical rock, and there is no correlation with altitude, hill size, or direction. Despite this lack of regularity in the occurrence of relief types, the Jamaican cockpit karst, and the field area in particular, exhibits a marked linearity when seen on air photographs, and an alignment of dep¬ ressions is also visible on the ground. "Gerichteter Karst" has usually been attributed to structure, but Lehmann has suggested that it may represent a dissected pre-karstic valley system. In the Cockpit Country of Trelawny the direction of faulting, the regional dip, the slope of the land surface as a whole and the underground drainage are all sub-parallel, so that it is difficult to separate the influences of these indi¬ vidual faciers. In the field area, which lies outside the Cockpit Country, the regional dip is to the East, while the direction of the alignment is North-South. The direction of underground drainage is presumed to be eastwards, but dye tests bave failed to confirm this (Leeds Expedition, 1963). More redent work elsewhere in Jamaica (1965-6 Karst Hydrology Expedition) has shown that dye tests can be negative despite positive spore tests, so that an eastward drainage must still be considered as probable. In any case, the depth of the underground drainage below the surface as well as direct evidence suggests that the alignment is not due to water-table erosion. At the same time, the cols have very varying altitudes, and there are no benches joining the cols, as observed by Lehmann in the Genoeng Sewoe of Java. There is therefore no evidence of pre-karstic Talwegs. Many of the "trend lines" in the Jamaican karst have been attributed to faulting and fault guidance. Definite evidence of faulting is available in some cases, but in the majority the theory must be considered as unconfirmed. Jointing has also been considered to be a major factor, though no projf appears to have been brought forward. A detailed study of the photographs, and work on the ground, indicate that it is the hills, rather than the depressions, which are rectilinear. The Talwegs of the aligned cockpits and of the elongated "glades" are usually somewhat irregular, taking a zig-zag course. Given this variability and the presence of at least two sets of joints, it is always possible to find Jflalfi which are sub-parallel to the depressions. In practice, sink holes which are developed along joint planes frequently have their horizontal axes at an angle to the valley trend. There is also much evidence of minor faulting, but this frequently has little influence on the relief, and faults are absent from a large number of the more linear depressions and the more spectacular sink holes. Sème trend lines have been attributed to changes in lithology along buried fault lines, but this explanation '.sncoñíy be valid in isoláied cases. It is possible, too, that some joints are pressure-release features and thus the results of, rather than causes of, valley development. Since the trend of the scenery is uni-directional , rather than of a grid pattern, it is implied that only one set of joints can have a dominating influence on the landscape, while others have no influence at all, nor is it easy to e$plain why the dominant joints find so little expression in the nature, as distinct from direction, of the cockpit slopes. The theories of faultand joint-guidance must therefore be tested by statistical methods, using data from large but intensively studied areas. Theories attempting to explain the depths of the depressions and the nature of the slopes must similarly be re-examined. Heyerhoff found a direct relation between the number of hills per unit area and the depths of the depressions. This implies that average slopes from the summits to the cockpit floors are similar in different areas, and has never been confirmed. Both Zans and Lehmann consider that the depth of the depressions depends on the intensity of tectonic disturbance, and that the deepening of cockpits is ultimately limited by the depth of the water-table or level of sub-horizontal drainage. Cockpit depth is thus considered also to be a function of time. Sweeting considers Turmkarst to occur where hill slopes are being undercut at the edges of poljes, and both Raton (1961) and Gerstenhauer (1960 et seq.) stress the effects of undercutting at the edges of floodplains and swamps. The absence of lakes from cockpit landscapes suggests that the cockpits do not extend below the water-table, but it is by no means true to say that cockpits are deep wherever the watertable is far below the surface. If this is attributed to the time-factor, then it is difficult to see why there should be such a great variation in the depth of cockpits in areas with similar or even identical tectonic and climatic histories. Turmkarst development occurs some distance from poljes and floodplains, so that the undercutting theory cannot explain all Turmkarst. In the author's field area the water-table is well below the surface, and cliffs as well as undercuts occur at all altitudes. Cliffs are no more common at the edges of the marginal floodplains than within the area itself. The importance of the water-table and of under¬ cutting and other horizontally-acting processes cannot be denied, but the existing theories fail to explain the occurrence well above local valley floors. Other processes appear to be capable of producing Turmkarst features, and it is conceivable that these "other" processes may also be active on the margins of poljes and floodplains.

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M 16/5 Detailed study of a limited field area, together with more extensive work throughout Jamaica, has convinced the author that the existing classification of Kegslkarst relief types is morphologically unjus¬ tified, and that the theories which have been advanced to explain the major features of the relief must be considered as first approximations with little predictive value. Experience from other fields of geomorphological research suggests that thei s is no single factor which determines the variations'^relief, and that similar forms can be produced by different processes. There is every reason to suppose that the features of the landscape are produced by many factors in combination with each other, and that it is the nature of the balance between these factors which determines the individual forms produced. Tropical karst research has always concerned itself with processes, so that despite the limited amount of work which has been done, the questions which have been asked have tended to be objective. That the answers which have been obtained have underlined the great complexity of the problem must be seen as a posi¬ tive sign, since they have led to the development of new, more subtle and more exact methods. As a science develops, new methods must be tried even though there is a possibility that they may be unsuccessful. Similarly, much new information will inevitably be either inconclusive or negative. Further¬ more, new data place a growing constraint on the development of hypotheses, and theories are found to apply under a restricted range of circumstances. The author therefore remains convinced that progrès must be seen not in a proliteration of universal theories, but in terms of better methods, new data, and an increased clarity about the nature of the problems which need to be solved. Acknowledgeraents The author wishes to express his gratitude for financial assistance received from the Fellows of Christ's College, Cambridge; and the University of Cambridge. He also wishes to thank the Directorate of Overseas Surveys, as well as the Survey Department, Jamaica, for permission to use the air photograph. Above all, he wishes to thank Dr. Hajorie Sweeting and Hr. Howard Versey for the advice and assistance given throughout the period of research. References Aub, C.F. Boon, J. H. et al . Boue, A. Cvijií, J. Dane'S, J. it it Fincham, A. et al . Gerstenhauer, A. » Grund, A. it 1964 Karst Problems in Jamaica, with particular reference to the cockpit problem. Karst Symp, 20th Int. Geogr, Congr. London . 1966 1965-6 Karst Hydrology Expedition to Jamaica. Full report. 56 pp. 1861 über die Karstund Trichterpl astik im Allgemeinen. Sitzb. K K. Akad, Wiss. 43, 283-93 1893 Das Karstphänomen. Geogr. Abh. 5, 217-329 1908 Geomorphologische Studien im Karstgebiet Jamaicas. C. R. 9* Int. Geogr. Congr. Genève. 2, 178-82 1910 Die Karstphänomene in Goenoeng auf Java. Tidschr. Kon. Ned. Aandr. Genoot. 27, 247-60 1914 Karststudien in Jamaica. Sitzb. Böhm. Ges. Hiss. 2. Kl. 29, 1-72 1924 Limestone Physiography in Australia. In Vujevit (ed.) 1924, 337-40 1967 University of Leeds Hydrological Survey Expedition to Jamaica 1963, Report. Trans, Cave Res. Grp. 9, (4Ô. 1 1960 Oer tropische Kegelkarst in Tabasco (Mexico). Zschr. Geomorph. Supp. 3d. 2, 22-48 1966 Beiträge zur Geomorphologie des mittleren und nördlichen Chiapas (Mexico) unter besonderer Berücksichtigung des Karstformenschatzes, Frankfurter Geogr. Hefte 41, 110 pp. 1903 Karsthydrographie: Studien aus Westbosnien. Geogr. Abh. 7, iii, 200 pp 1914 Der Geographische Zyklus im Karst. Zschr. Ges. Erdk. Berlin 52, 621-40

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M 16/7 Verstappen, (i VujeviÊ, P. Zans, V. " et H. (ed.) al. 1960 Some observations on karst development in the Malay Archipelago. J. Trop, Geogr. 14, 1-10 1964 Karst Morphology of the Star Mountains (Central flew Guinea) and its relation to lithology and climate. Zschr. Geomorph. 8, 40-49 1924 Zbornik Radova PosveÊen Jovanu CvijiÊu. Beograd. 1951 On karst hydrology in Jamaica. Un. Geod. Geophys. Int. Hydrol. Sc.; Assemb. Gên. Bruxelles. 2, 267=79 1962 Synopsis of the geology of Jamaica. Geol. Surv. Hept. Jam. Bull. 4, 72 pp (Geol. map 1 :250ooo publ. 1958)

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M 17/1 "Subseouente" Karstwannen in den Yene z i a nisehen Yoralpen (Italien) ZRIDERUN FUCHS (Frankfurt/Main / Bundesrepublik Deutschland) Sunmary: The steep slopes of + h e Venetian Prealps (Northern Italy) shows, as a typical feature, "subsequent" karst basins ("subséquente" Karstwannen) following the strike of the cretaceous anticlines of which the calcareous Southern Alps are built up. There are 3 different types of these karst basins: a) basins with an even bottom (pictures 1, 2 , 3) b) valley-like forms with a limited even bottom (picture 4) c) basins »Ith a range of large dolines. All these basins are formed by karstification but differently developed depending on the horizontal or vertical course of the karst processes. Mit einem liber 1000 m hohen Steilabfall erheben sich die Venezianischen Voralpen im Bereich der Monte-Cavallo-5ruppe Ober die Venez i a nisch-Friau 1 isehe Ebene. Als ein charakteristisches Formelement treten an diesem Steilabfall quer zum Hang verlaufende Karstwannen in verschiedener Höhenlage auf. Ihr Vorkommen ist offensichtlich an das Vorhandsein von Stufen gebunden, die die steile Flanke des Hanges unterbrechen. Die Karstwannen folgen in ihrer Längserstreckung jeweils annähernd dem Streichen. Aufgrund dieser Beziehung zum Bau des Gebirges sollen sie nach einem Vorschlag von H. LEHMANN als "subséquente" Karstwannen bezeichnet werden. Die Venezianischen Voralpen werden im Bereich der Monte-Caval 1 o -Gruppe wie auch weiter im Osten von einer Reihe Kreide-Antiklinalen gebildet, die aus den verkarstungsfreudigen Rudistenriffkalken der mittleren bis oberen Kreide aufgebaut sind. Der steilere Schenkel der Antiklinalen, die im wesentlichen SH-NE streichen, weist zur Ebene hin. Der markante Steilabfal 1 zur Venezianisch-Friaulischen Ebene verdankt der starken Heraushebung an einer Flexur seine Entstehung, Die Hebungen in der Monte-Caval!o-Gruppe sind so jung, daß im Piacentin angelegte Flächen hier noch um relativ ca. 1300 m gehoben wurden. Ausgeprägte Verebenungen in 1300-1400 m (Bildung im Ober-Piacentin nach WINKLER-HERMADEN1957) und in 1550-1650 m (Bildung im älteren Piacentin) sind als weitgespannte Karstplateaus erhalten geblieben. Sie tretenusnmittelbar an den Steilabfall heran. Durch die Stufen in verschiedener Höhe erfährt der Steilabfall eine horizonfale Gliederung, während sonst die vertikale Linienführung zallreicher Schutfrinnen und Runsen dominiert. Ein gleichzeitiges Vorkommen von Karstwannen und Runsen an einem Hangabschnitt schliesst sich offensichtlich aus. Die Flanken des Steilabfalles werden von tief eingekerbten Runsen durchzogen. Sie fehlen, wenn den Hang Stufen unterbrechen. AE Steilabfall der Monte-Caval 1 o-Gruppe zur Venezianisch-Friaul ischen Ebene treten Stufen gehäuft unterhalb des Bosco del Cansigl io, oberhalb Monreal e, wo die Cell Ina das Gebirge verlässt, und oberhalb Aviano auf. Das letztgenannte Gebiet soll hier einer näheren Betrachtung unterzogen werden. Die "subsequenten" Karstwannen erreichen oberhalb Aviano Längen bis 750 m und eine maximale Breite von 200 B. Ihre Höhenlage schwankt zwischen 400 und 1150 m. Sie sind immer länger als breit und rundum von höherem Gelände umgeben. Lediglich in einem Fall konnte die Öffnung einer Hohlform festgestel 1 1 werden.

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M 17/2 Dis "subsequenten" Karsisannen weisen zwei deutlich unterscheidbare Hänge auf. Ein längerer Hang wird von dem Steilabfall oberhalb der Hohlform gebildet. Er folgt weitgehend den Schichtflächen* da die Hangneigung meist in grober Annäherung dem Einfallen der Schichten entspricht. Der kürzere Gegenhang geht von der Stufe aus, die in den Steilabfall eingeschaltet ist; er kappt die Schichten. Die gegenüberliegenden Hänge weisen eine gewisse Asymmetüfauf, wobei der längere Hang flacher als der kurze erscheint. Nach Messungen mit dem Neigungsmesser liegen die Verhältnisse umgekehrt. Die Hangneigung schwankt zwischen 25-30 für den langen und zwischen15-18 für die kurzen Hänge. Das Schichtfallen nimmt zum Fuss des Steilabfal 1 es zu. Die zwischen die ungleichen Hänge eingesenkten Böden der Karstwannen zeigen verschiedene Typen der Entwicklung: a) Meist sind sie in grösserer Ausdehnung eben und mit deutlichem Knick gegen die umgebenden Hänge abgegrenzt (Bild 1,2) b) Der ebene Boden kann auch mehr oder weniger eingeengt sein wie im Beispiel des ’’Valle del Lovo 1 1 (Bild 4), wobei der Name bereits mehr auf eine rinnenartige Form hinweist. c) Bei einem anderen Typ bestimmen tiefe Dolinen mit grossem Einzugsbereich das Bild. Bei den "subsequenten" Karstwannen, die einen ausgeprägt ebenen Boden haben (Bild 2), erreicht dieser eine seitliche Ausdehnung von maximal 150 m. Sie sind von eingeschwemmtem Feinmaterial (30-50 % Ton, 20-40 % Schluff) bedeckt, das mehr als 1 m Mächtigkeit erreicht. In den ebenen Boden dieser Karstwannen sind Dolinen verschiedener Grösse eingesenkt, die biszu 3 m tief sind (Bild 1). Die Durchmesser der Dolinen liegen bei 3 3,5 m für die kleineren,zwischen 6-8 m bei den grösseren und bei den grössten zwischen 12 16 m. In fast allen Dolinen lässt sich ca. 1,5 -2m unter der Oberfläche das Anstehende ausmachen, obwohl das eingeschwemmte Material im Einzugsbereich der Dolinen besonders mächtig ist. Durch die offenen Ponore dürfte aber ein grosser Teil dieser Füllung abgeführt werden, wie dis zu den Dolinen führenden Gräber zeigen. Wo sich das Wasser in den Dolinen sammelt, könnte die Abdichtung auf anthropogenen Einfluss zurückzuführen sein; denn die Karstwannen werden bevorzugt als Almweiden genutzt und die wassergefüllten Dolinen dienen als Viehtränken. In den "subsequenten" Karstwannen mit ebenem Boden ist der Verkarstungsprozess offensichtlich im wesentlichen in horizontaler Richtung erfolgt. Das setzt eine Abdichtung der Klüfte voraus, wozu das eingeschwemmte Feinmaterial gedient hat. In den eingesenkten Dolinen schreitet die Verkarstung heute in geringem Masse fort. Am Beispiel des Valle Lovo (Bild 4) lässt sich zeigen, wie es zur Einengung des Bodens einer Karst¬ wanne kommen kann, wenn der längere der beiden Hänge besonders grosse Dimensionen erreicht. In diesem Falle ist der Schutt hangabwärts gewandert und hat die Hohlform teilweise aufgefüllt. In den Karstwannen ohne bemerkenswert ebenen Boden hat sich dagegen die Vertiefung auf die Dolinen konzentriert. Die grossen Dolinen unterhalb der Casera Granzotto sind gegenüber ihren umgebenden Hängen um 2Q0 m, bzw. 50 m eingetieft. Diese Dolinen sind im Anstehenden ausgebildet. Eingeschemmtes Feinmaterial tritt nur in den tiefsten Bereichen der Dolinen auf, wo es durch die Ponore abgeführt wird. Zwischen den Dolinen sind weniger erniedrigte Riegel erhalten geblieben, die die Dolinen von¬ einander trennen. Betrachtet man die Gesamtform, in der diese Dolinen aufgereiht sind, so folgt auch sie dem Streichen. Die Anordnung der Dolinen erinnert an die hähergelegenen Dolinenund Hügel¬ reihen, in dis das 1300-1400 m-Niveau an seinem Rand in charakteristischer Weise umgestaltet ist. Bei der Frage nach der Genese dieser Formen darf man annehmen, dass als Vorform Verebnungsldsten gegeben waren, die Ansatzpunkte für die Ausbildung von Karstwannen boten. Die unterschiedliche Entwicklung der Karstwannen wurde durch verschieden gerichtete Verkarstungsprozesse verursacht. Während bei den Formen mit ebenem Boden die Verkarstung vor allem in horizontaler Richtung erfolgte, was nur bei einer Abdichtung der Klüfte möglich ist, wirkte bei der Bildung der grossen Dolinen die Verkarstung in die Tiefe.

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M 17/4 Bei der Entstehung der Hohlformen dürfte jedoch in jedem Fall die Verkarstung der ausschlaggebende Faktor gewesen sein. Die Dolinen, die in allen Karstwannen auftreten und auch heute noch in Funktion sind, zeigen eine Fortsetzung dieser Prozesse an. Für die zeitliche Einordnung der Verkarstungsßrgänge haben wir die Möglichkeit, sie im Rahmen der Genese der gesamten Gebirgsgruppe zu betrachten. In der Honte-Cavallo-Gruppe ist das ausgeprägte 1300-1400 Niveau im Ober-Piacentin entstanden. Die tiefergelegenen Verebnungsleisten von wesentlich geringerer Ausdehnung können in weitere Flächenbijdungsphasen, in denen sich'die Heraushebung verlangsamte oder Stillstand, eingeordnet werden, tfl N RLE R-HERK ADEN (1957) stellt sie in die Zeit von Asti bis Präglazial. Die Verkarstung konnte man dann jeweils nach erfolgter Heraushebung der Verebnungsleisten einsetzen, also bereits ab Asti für die höchstgelegenen Verebnungen am Steilabfall. Wieweit periglaziale Einflüsse während des Pleistozäns wirksam wurden, lässt sich nicht eindeutig bestimmen; sie müssen jedoch in Betracht gezogen werden. Die Karst/wannen treten nämlich am Rande der Lokalvergletscherung der Monte-Cavallo-Gipfel r egion auf, für die eine würmeiszeitliche Schnee¬ grenze von 1350-1400 ermittelt wurde (FUCHS 1969). Mit Anlieferung von perig/lazialem Schutt und Schneeanreicherung in den bereits vorhandenen Hohlformen ist zu rechnen. Jedoch konnte eingelagerter Schutt, etwa unter dem eingeschwemmten Feinmaterial, bei den gegebenen Aufschlussverhältnissen bisher nicht festgestellt werden. An den Hängen tritt weitgehend das Anstehende zutage ohne nennenswerte Schuttbedeck/ung. Lediglich die unteren Partien der langen Hänge weisen geringe Schuttbedeckung auf. die teilweise in die Hohlformen übergreift. Im unteren Teil des Steilabfalls ist ein mächtiger mehrschichtiger Schuttpanzer entwickelt. Der eingelagerte Schutt hat also, soweit wir ihn in den Hohl formen antreffen, die Hohl formen bereits vorgefunden. Man muss aber auch damit rechnen, dass der Schutt zum Teil aufgezehrt wurde. Die Mitwirkung der Schneeschmelzwässer bei der Ausgestaltung der Formen kann nur von untergeordneter Bedeutung gewesen sein, da Schneeschmelzwässer weniger aggressiv sind, als man zunächst angenommen hatte. Die Ausbildung der "subsequenten" Karstwannen erfolgte in einheitlichem Gestein, den verkarstungs¬ freudigen Rudistenkalken. Hier besteht kein Einfluss auf die Verkarstung durch das Nebeneinander¬ treten von verschieden verkarstungsfähigem Gestein. Die Karstwannen sindjin ihrer Längserstreckung vom Bau des Gebirges bestimmt. Eindeutige Verwerfungen, die den Verlauf der Karstwannen beeinflussen könnten, sind bisher nicht nachgewiesen worden. Die beschriebenen Formen oberhalb van Aviano treten nicht nur an anderen Stellen der Monte-Caval 1 0 Gruppe auf, sondern, nach dem Kartenbild zu urteilen, auch in anderen Teilen der südlichen Kalkvoralpen weiter im Osten und Westen der Monte-Caval 1 o -Gruppe. Im Schweizer Jura sind ebenfalls dem Streichen folgende Karstwannen entwickelt, doch spielt dort der Wechsel von harten und weichen Schichten eine Rolle, so dass eine anders geartete Entwicklung in Erwägung gezogen werden muss. Den "subsecuenten" Karstwannen ähnliche Formen beschreibt MARTIN (1965) aus dem Hohen Atlas. MARTIN betont bei seinen Untersuchungen eine expositionsabhängige klimabedingte Asymmetrie solcher Formen, die er "dSpressions ni v o-karstiques' 1 nennt. Die höhenund expositionsabhängige Asymmetrie der Hänge dieser in über 2000 m Höhe vorkommenden Formen wird durch eine strukturbedingte Asymmetrie verstärkt. Die Exposition (Längsachse N S) soll ungleiches Abschmelzen des Schnees bewirken, was zur Versteilung des Schattenhanges beiträgt. Trotz ähnlicher strukturel 1 er Gegebenheiten liegen die Verhältnisse am Steilabfall der Monte-Cavallo-Gruppa anders. Die "subsequenten" Karstwannen sind hier nicht hähenabhängig, sondern treten zwischen 400 und 1150 m Höhe auf. Die Expositionsverhältnisse liegen anders Längsachse NE SW. Der steilere Hang ist der Sonnenhang. Die rezente Verkarstung beschränkt sich auf die Vertiefung der Dolinen. In der Monte-Caval 1 o j ruppe scheint vor allem die Struktur des Gebirges den Gang der Verkarstungs¬ prozesse gesteuert zu haben. Auch bei anderen Karstformen in der Monte-Caval 1 o -Gruppe hat sich gezeigt, dass die Richtung der Verkarstung in spezifischer Weise durch die strukturellen Verhältnisse bestimmt wurde.

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M 17/3 So haben sich dont, wo die Rudistenkalke an wenigen venkanstungsfähige jUngene Schichtglieden (Eozän) gnenzen, langgestneckte Kanstwannen entwickelt. In den neinen Rudistenkalken tneten dagegen, unnegelmassig venteilt, zahlneiche Oolinen venschiedenir Dimension auf. Fün Fonm und Senese den "subsequenten” Kanstwannen muss man demnach annehmen, dass hien die Gunstzonen fün die Venkanstung im Stneichen den Antiklinalen lagen, vonausgesetzt, dass als Ansatzpunkte fün die Venkanstung Venebnungsleisten vonhanden wanen. Sonst kam es, wie gezeigt, nun zun Ausbildung von Schuttninnen und Runsen. Litenatun : FUCHS, F. Studien zun Kanstund Glazialmonphologie in den Konte-Cavallo-Gnuppe/Venezianische Vonalpen (Italien). Fnankfunten Geognaph. Hefte 47, Fnankfunt/Hain 1969 HARTIN, J. Quelques types de dêpnessions kanstiques du Hoyen Atlas centnal. Rêvue de Géognaphie du Hanoc 7: 95-106, Rabat 1965 WINKLER-HERHADEN, A. Geologisches Knäftespiel und Landfonmung. Gnundsätzl iche Enkenntnisse zun Fnage jungen Gebingsbi 1 dung und Landfonmung. Wien 1957 Diskussion : J. NICOD (Hanseille): Les "Kanstwannen" sont-elles antênieunes i la fonmation des dolines? Peut-on daten leun évolution? FUCHS: Ich habe zwei Typen von Dolinen enwähnt. Kleine Oolinen, die in die ebenen Böden den Kanst¬ wannen eingesenkt sind (s. Bild 1) und gnosse Dolinen, die sich in den 1 a nggestneckten Kanstwannen, dunch Schwellen geitnennt, aufneihen. Die kleinen Dolinen sind aufgnund ihnen geningen Tiefe und Dimension jüngen als die Böden den Kanstwannen, in die sie eingesenkt sind. Die Entwicklung den Kanstwannen mit ebenem Boden öden mit gnossen Dolinen neicht dagegen weiten zunück. Die Venkanstung wan bei den gnossen Dolinen ventikal, bei den ebenen Böden honizontal genichtet. Die Genese den Kanstwannen lässt sich zeitlich folgendenmassen einondnen: Nach den Entstehung und Henaushebung den Venebnungsleisten am Stsilabfall setzte die Venkanstung ein (ab Asti). Peniglazial e n Schutt konnte in die beneits vonhandenen Hohlfonmen wandenn. Danaus engibt sich, dass die Kanst¬ wannen beneits pnäglazial öden mindestens pnäwünm gebildet wunden. Die nezente Venkanstung beschnänkt sich auf die gnossen und kleinen Dolinen. W. TREI33 (München): Bei Annahme eines honizontalen Fontschnei tens den Venkanstung müssten die hangabwänts fallenden, bengseitigen Schichten untenschnitten sein. Ist das im Gelände festgestellt wonden? FUCHS: Eine Untenschnei dung den Hänge konnte nicht festgestellt wenden, wohl aben ein deutlichen Knick zwischen Beckenboden und Hang. Unten nezenten Bedingungen schneitet die Venkanstung nicht mahn in honizontalen Richtung font, sondenn beschnänkt sich auf die in den ebenen Beckenboden ein¬ gesenkten Dolinen. Den Übengang vom steilen Hang zum ebenen Beckenboddn wind heute stellenweise von Schutt vendeckt und ist dont wenigen mankant. W„ THURSCH (Düsseidonf) : Wenn den Abfall gegen die venstianische Ebene als nonmale Stönung öden tiefneichende Flexun ausgebildet ist, könnten die Venebnungsflgchen als Engebnis antithetischen Ausgleichungsbewegungen aulgefasst wenden, auf denen dann die Venkanstung einsetzte. Die Aufneihung den Dolinen auf Linien scheint ebenfalls fün tektonischen Unspnung zu spnechen. Ähnliche Ausgleichsbewegungen im geologisch nicht vengleichbanen Obennheingnaben haben Geong Wagnen und Cloos in Geologische Rundschau Hebung, Spaltung, Vulkanismus beschnieben. FUCHS: Zun Fnage, ob die am Steilabfall zun Venezianischen Ebene auftnetenden Venebnungen antithe¬ tischen Ausgleichsbewegungen ihne Entstehung vendanken, liegen keine geologischen Untersuchungen von. Ich halte diese Möglichkeit auch nicht fün sehn wahnscheinlich, weil die tektonischen Venh'ältnisse hien am Alpensüdnand doch sehn verschieden von denen im Oberrheingraben sind: dort Bruchtektonik hier Faltung mit leichter Überschiebung.

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M 17/6 Für den Verkarstungsprozess, der nach der Entstehung der Verebnungsflächen und weiteren Heraus¬ hebungen einsetzen konnte, spielte der Ursprung der Stufen keine Rolle. Wesentlich ist nur, dass Verebnungen vorhanden waren. Die aufgereihten Dolinen, insbesondere die grossen Dolinen, sind tektonisch begünstigt im Streichen angelegt. Da die Gesamtform der Karstwannen jeweils dem Streichen folgt, wurden sie ja auch als ’’subséquente 1 ' Karstwannen bezeichnet.

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M 18/1 Altersfragen der Verkarstunjg der Schwäbischen Alb Dr. PAUL GROSCHOPF (Stuttgart / Bundesrepublik Deutschland) Sumnary : Questions about the age of the karstification of the Schwäbische ATb The causes for the great differences in the opinions¿out the age of the karstification are examined. Proofs for the beginning of a large karstification are to be found in the upper cretacious during deep drillings in the eastern part of Bavaria. Similar results were obtained during our drillings on the south edge of the Alb. In some deeper situated caverns corrosion by mixed water is not excluded. Furthermore, it can be derived from pebbels which are found in deep carstique caverns that there were vadose conditions here with strong water movement. Die Ansichten Ober das Alter der Verkarstung der Schwäbischen Alb gehen bis heute weit auseinander. Hat eine richtige, grossräumige Verkarstung bereits in der Kreidezeit stattgefunden, also vor rund 100 120 Millionen Jahren, zu einer Zeit, als ganz Süddeutschland Festland war, oder erst im Tertiär vor etwa 40 Millionen Jahren oder gar noch später zu Beginn des Quartärs vor etwa 1 Million Jahren? Oie grossen Zeitunterschiede zeigen schon, dass sich bei der Altersbestimmung grosse Schwierigkeiten ergeben, die mit den in der Geologie und den anderen Geowissenschaften üblichen Datierungsmethoden nicht oder nur unvollkommen zu bewältigen sind. Zeit¬ gebundene Indizien für das Entstehen der Hohlräume fehlen, der Vorgefundene Inhalt sagt nur wenig über das wirkliche Alter eines Hohlraumes aus. Allenfalls kann gesagt werden, dass dieser älter als das Fundgut ist. Als Beispiel wird aus der Vielzahl der Höhlen der Schwäbischen Alb die Bärenhöhle bei ErpfSngen herausgegriffen. Die in ihr erhaltene Fauna ist eindeutig in das Villafranchiane (Wende-Pliozän-Pleistozän) zu stellen. Die Höhle selbst muss aber viel älter sein. Die Ablagerungen, die Versinterungen usw. sprechen dafür, dass die Höhle zur Zeit ihrer ersten uns bekannten Bewohner schon nahezu dieselbe Grösse hatte wie heute und dass sie sich seitdem nur noch unwesentlich verändert hat. Nicht viel anders verhäl t es sidvisH der Altersbestimmung aufgrund des Inhalts von Karstklüften und Schlotten. Der Anstoss zur genaueren Untersuchung dieser im oberen Weissen Jura häufig vorkommendan, vor allem in Steinbrüchen aufgeschlossenen Klüften ging von der Paläontologie aus. Frühzeitig wurde erkannt, dass die Kluftfüllungen vielfach die Reste einer reichhaltigen tertiären Fauna bergen. Gewissermassen als Nebenergebnis ergaben sich Rückschlüsse auf das Alter und den Gang der Verkarstung. Es zeigte sich, dass weitaus die meisten Faunen ins Qligozän gehören, nur wenige Reste sind aus dem Miozän bekannt, dagegen sind pliozäne Faunen wieder häufiger zu finden ( D ehrn ) . Der Schluss ist also naheliegend, dass die Verkarstung im Alttertiär schon ziemlich weit fortgeschritten war, dass sie aber nicht mit der gleichen Intensität weiterging, sondern dass Stillstands¬ oder Langsamphasen bedingt durch die geologische Entwicklung eingeschaltet waren. Zu wesentlich anderen Ergebnissen kommt Rutte bei seinen Untersuchungen über den fossilen Karst in der Vorberg¬ zone (Südbaden). Die entscheidende Phase der Verkarstung legt er unter Berücksichtigung der Flussgeschichte des Rheins ins Altdiluvial, trotzdem die Spalten tertiäre Verwitterungsprodukte wie Roterden und auch tertiäre Faunen enthalten. Er nimmt aber an, dass auf der damaligen Landoberfläche tertiäre Ablagerungen in weiter Verbreitung vorhanden waren, die in Karstspalten verschwemmt wurden und dardurch ein tertiäres Alter der Spalten vortäuschen. Der Normalfall dürfte aber doch umgekehrt sein. Bei der Vielzahl der Spaltenfüllungen, die auf der Schwäbischen Alb untersucht worden sind, kann die Füllung der Spalten bereits im Tertiär als gesichert angenommen werden. Doch zeigen die Beobachtungen von Rutte, dass bei der Deutung von Spaltenfüllungsn Vorsicht geboten ist. Wenn wir in der Frage des Alters der Verkarstung weitsrkomnen wollen, dann dürfen wir uns nicht auf Einzelbeo¬ bachtungen beschränken, Süftdern müssen den erdgeschichtlichen Ablauf in seiner Gesamtheit in unsere Über¬ legungen einbeziehen. In ganz Süddeutschland setzte bekanntlich in der Kreidezeit zumindesten nach der cenomanen Transgression eine kräftige Hebung ein, die eine Reliefbildung dur Felge hatte. Damit waren auch Voraussetzungen für die Verkarstung gegeben. Tiefbohrungen im frischen Innviertel erbrachten Beweise für diese Annahme. Spuren kreidezeitlicher Verkarstung wurden z,B. in der Bohrung Füssing in 900 m, in benachbarten Bohrungen bis in 1400 m Tiefe unter der Oberfläche angetroffen. Der unter Ablagerungen des Tertiärs und der Oberkreide anstehende Weisss Jura zeigte Spaiten und Hohl räume an seiner Oberfläche, die nur durch Verkarstung entstanden sein konnten (Gramer, Nathan),

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M 18/2 Weiter in Westen, 51n der Augsburger Gegend (Bohrung Scherstetten), wurden ähnliche Beobachtungen genacht. Auch hier ist unter einer Öberdeckung von 1342 tu verkarsteter Weissjura angetroffen worden, interessant ist bei diesen Bohrungen, dass sich der Wasserspiegel in den Bohrlöchern annähernd auf den der Genau ein¬ stellte. Trotz der Tiefenlage muss also eine Kommunikation zu diesem, als Vorfluter anzusprechenden Fluss, bestehen ( L e mcke u. Thunn ) . Auch von Bohrungen in der Zentral Schweiz (zwischen Bern und Zürich) werden Beobachtungen über alte Verkarstung des Weissen Juras mitgeteilt (Lemcke u.a.). Hier erhebt ách nun die Frage, ob diese tiefliegenden Karsthohl räume durch Kischungskorrosion entstanden sind, ähnlich denen von Bögli mitgeteilten. Dazu kann gesagt werden, dass schon aus paläogeographischen Überlegungen dies hier nicht zutreffen muss, denn vor der tinsenkung des Kolassetroges zwischen der Alb und den Alpen war diese'Raum ein Hochgebiet. Dass es sich nicht um Kalklösung im phraatischen Bereich handelt, ergibt sich aus vergleichbaren Bohrungen, die in den letzten Jahren zur Erschliessung von tiefem Karstwasser am Albsüdrand niedergebracht wurden ( G r oschapf ) . Diese haben für die Verkarstung und ihr Alter folgendes ergeben : Sei sämtlichen Bohrungen konnten wir feststellen, dass die unter der tertiären Öberdeckung anstehenden Kalke unterschiedlich stark verkarstet sind. Es gibt Kalke, die für die Verkarstung besonders prädestiniert sind, es sind dies die ungeschichteten, vielfach dolomitischen Kassenkalke, die uns im Aufschluss als Loch¬ kalke bekannt sind, Schi chtkakke dagegen zeigen nur ganz schwache Klüftigkeit und unerhebliche Verkarstungsspuren. So kommt es, dass die unter den Schichtkalken des Weissen Juras Zeta anstehenden Hassen¬ kalke des Weissen Juras Delta oder Epsilon, z.3. in den im Kreis Ulm liegenden Bohrungen Kesselbronn, in 140 m, Arnegg 105 m, Donaustetten 335 m Tiefe unter dem Ansatzpunkt, sehr erhebliche Karsthahlräume aufweisen. Nach den Bahrkernen kann kein Zweifel über die Kalkauflösung bestehen. Zudem sind dis Hohlräums z.T. mit tertiären Roterden (Bolus) verfällt, ei ter haben diese Bohrungen auch Beweise für die Entstehung der Hohl¬ räume im vadosen Bereich, in dem noch stärkere Strömungen wenigstens zeitweise auftreten, erbracht. In der einen undanderen Bohrung haben wir Gerolle aus Kalkstein, z.T. auch aus einer Breikzie von verbackener Kluftfüllung gefunden, die deutlich die Spuren von Wasserstransport oder mindestens starker Bewegung, zjß. in einem Kalk oder dergl., zeigen. Auskleidung der Wände der Hohlräume mit Kalkspatkristallen weisen auf den wahrscheinlich später erfolgten Übergang in den phreatischen Bereich hin. Nach den geschilderten Fundumständen dürfte die Annahme berechtigt sein, dass wir hier Anzeichen für eins vorterfiäre Verkarstung gefunden haben. Wenn wir unsere Bshrprofile mit den oben erwähnten vergleichen, dann ist es ausserordentlich naheliegend, dass es sich bei der ganzen bis jetzt im Hol asseraum festgestellten Verkarstung um zeitlich den gleichen Vorgang handelt. Ober den genauen Ablauf dieser ersten Verkarstung können wir nur Vermutungen äussern. Unbekannt sind uns die Lage der damaligen Landoberfläche und der Betrag, um den sie seitdem abgetragen worden ist, Sicherlich wurde aber die Verkarstung durch das kreidezeitliche und alttertiäre Klima begünstigt. Im Tertiär gibt es, wie bereits erwähnt, Zeiten, in denen grosse Teile der Alb durch jüngere Ablagerungen plombiert waren, so dass die Verkarstung zum Stillstand kam, oder mindestens stark eingeschränkt war. Das Gleiche gilt auch für das Quartär. Bekannt ist, dass während der Kaltzeiten die Alb zum Dauerfrostgsbiet gehörte. Wie heute noch bei gefrorenem Boden, so musste auch damals dis Entwässerung sich oberirdisch vollzogen haben. In den dazwischen liegenden Warrazeiten einschliesslich der postglazialen Zeit bis heute waren die Voraus¬ setzungen für die Kalklösung wieder günstig, die mächtigen, am Fuss der Alb abgelagerten Kalktuffe sind hier¬ für nicht zu übersehende Zeugen, Wir haben uns im vorstehenden ausschliesslich mit den Altersfragen der Verkarstung auf der Südalb beschäf¬ tigt. Es ist naheliegend, dass diese Ergebnisse auch auf die Nordalb übertragen werden können. Gewisse Unterschiede sind aber vorhanden. Zur Zeit der ältesten Verkarstung waren die ganzen Flussysteme nach Süden gerichtet. Der heutige ÄbBtestuf ist erst in jüngster erdgeschichtlicher Vergangenheit entstanden, im Tertiär und Quartär muss er noch viel weiter nördlich gelegen sein, weiter ist zu berücksichtigen, dass die Abtragung im Norden viel tiefer (bis auf die Schichten des Weissen Juras Delta) gegriffen hat als im Süden. Die stärkste Verkarstung am Albnardland ist wieder auf die Kassenkalke konzentriert. Wir haben zwar keine direkten Beweise, dass es sich hier um einen kreidezeitlichen Vorgang handelt, aber nach der ganzen Erschein«'’ rerm ist ein Analogieschluss naheliegend. Jünger, worauf auch Bleich hinweist, ist dis Verkarstung der tieferllegenden, haute an Jen Talhängen ausstreichenden Beta-Kalke. Diese sind erst durch die jungen zum Neckar gerichteten Flüüse im Quartär angeschnitten worden. Durch die nun tiefer gelegte Entwässerung (Quel 1 h o r i z o n t an der Alpha/Beta-grenze) wird nun auch dieses tiefere Stockwerk von der Verkarstung erfasst.

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M 18/3 Schrifttum Bleich, K. i. Bagli, A . Cramer, H. Ûehm, R. Sroschopf, P. Lecicke, K. S Tunn, W. Leocka, K. u.a, [ %  iathan, H . Rutte, E. » Zur Altersfrage der Verkarstung und ihrer Phänomene. Jh.Karstu. HShlenkde. H.6, S.29 tiünchen 1966 Neue Anschauungen über die Rolle von Schichtfugen und Klüften in der karsthydrographi sehen Entwicklung. 3eol. Rdsch. 58, 2 3. 395 Stuttgart 1969 Thermalwasser aus tiefliegenden Karsthöhlen des Bayerischen Innviertels. Geológica Bavarica 17, S. 154 München 1953 Ober neue tertiäre Spaltenfüllungen des süddeutschen Juraund MuschelkalkGebiets. Hitt. bayer. S t aatsslg. Paläont. hist.Geol. 1 München 1961 Das Karstwasser der Schwäbischen Alb und seine Nutzung. "Die Schulwarte" (im Druck) Tiefenwasser in der süddeuteahaf Molasse und in ihrer verkarsteten ‘feTmunterlage Bull.'/er.Schweizer. Petrol .-Geol . u. Ing. Vol. 23, Nr 64 S. 35 1 956 Einige Ergebnisse der Erdälexploration auf die mittelländische Molasse der Zentral Schweiz. ibid Vol. 35, Nr. 87, 3. 15 1958 Geologische Ergebnisse der Erdölbohrungen im Bayerischen Innviertel. ibid 1 68 S. München 1949 Der fossile Karst in der südbadischen Vorbergzone. über. u. Mitt. Oberrhein, Geol. Ver. N.F. 33 S. Freiburg 1953 Die Erdölaufschlussbohrung Scherstetten 1, südwestlich Augsburg. Geológica Bavarica 24 München 1955

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M 19/4 TO H fly T T a K ynopHQ, HTO CD3flaK3T ne na.nue TpyflHociH fl; ! H certCKOH WHSHM. Do BewHeropHGki oör.acTM Merpe/TbCHoro KasKacnoHM wapcr npeflCTae/ieH BO BCSH no.nHore , neny aflect cnocoöcTBOBa ;IH H oÔHjitHbie a TMoctîjepHbie ocaflKM M O6/IOWHOM xapaHiep JIBTHMX MyccoHHbix flowflen^a Tanwe M OlflH O C T"b H MMHBpanOrMMGCKHM COCTaB KapÔOHaTHblX nopofl. f/iasHbinn KaHar.ann^no Koropun fl B MWB T C B sofla aflGCb , BB/;BK3TCB rpBiflMHbi , pa2.nôMbi M, H a K o H GU , njiocuocTH Han.nacTOBaHMB HapöoHaTHbix nopofl. flOBGpXHOCTH KyGCTOBblX H3BGCTHBHOBblX XpBÖTOB r/iyÔOHO H3»bGflBHbl KapCTOBblNM fl O /IH H 3 M M , MSpbITM flapcTOBbiMH liiaxianH H Ko.noflpaMM , Ha xpGÔTG OxaMHyc H M GIO T en KapcTOBbiR nonb-H , flGTa/itHO onvicaHHbiB Hanw c /! a H flLU a (J) T H O M T O M H M 3 p G H M fl 1 962r. .A B SanaflHOM H a C T H H3BGCTHflK0B0r0 XpGÔTa MHHrapHfl pacnOJlOWBHO no^tG Unnypua , npoMCLUGflujGG nyTGn BbiiflB/iaHHBaHMfl paciBopHNbix pG / i'be^ooöpaaytOLiinx nopofl M wapcTOBOM Cy$Cj)03HH . HGCKO/ltKO nO/TbGB C K y/l bO T M p O B a H O Ha CH-nOHaX M3B6CTHflK0B0r0 nnaro ACXM. HHOrOHHC/lGHHblG KapCTOBbIG flOnHHbl,a T3 H>HG H O .H b fl COXpaHflHDT flO /i G T 3 C H G F , O np GflG J1 fl fl nOCTOflHHOG n M T a H H G noflSGNHbix p G H , a r.nyôoKHG «apciosbiG Ko.noflpbi M noHopbi na AHE^ ôbicrpo nornoiflarai flowflGBbiG H T a / ’blB CHBrOBblG BOflbl. floaTOny HGyflHBHTB/lbHO , HTO naHflLUacJJT rOpHblX B 'laWHblX T; G C O B C KapCTOBblM P G 'i b G $ O n J : H LU G H nOCTOflHHOrO nOBGpXHOCTHOrO CTOHa . nOflSGMHblG p G K H Ö:yWflaraT nofl nOBGpXHOCT bHD , n G p G y r .H y 6 i. H HD T H paCUJHpflraT BÖOK n0fl3GnHblG raJlGpGH,np0M3B0flHT n0fl3GMHyM BOflOOÔMGH HGWfly COCGflHMMH pGHHblMM ÔaCCGHHaNM , TGM CaMblM o6y c/ioB riHBa Fi nGpcpacnpeflG/iGHHG cTona . Tan , HTO HG MCK n KD H G H a BoanowHOCTb nepey cTpoM CT sa naflaennoro CTOKa H nGpGxofl G r o B dnHmakiLUGn dyflyinBn B HaaGnnbiM . Bo n H o r M x n B c T a x Hcc/iBflyBMoro Tnna jia Hfli.ua (})T a HOWHO odnapyrnuTb ocBflanHG KapcTOBOH nosGpxHocTH ; B CH.ny KapcTOBOH cyddosMM odpaaoBaJ'iHGb H G HO T opbiG no.nbfl^a oôpyiuMBaHHG csofla noflSGMHbix ra.uGpGH nofl KapCTTOBbIMH nO^bflNH MOWGT BWflBHTb H3 flH G B HyfO nOBGpXHOCTb OOTOH H flaWG ü,6flyK] nOfl3GMHyH3 p G H y H3 flHG H3BM/lHCT0r0 KaHbOHa. KapCT OnpBflG.nflGT TanWB pGWHM M BOflHOCTb TBX pG¡K, HOTOpbIB OÔTBKaMDT n O H T H CO B C G X CTOpOH H3BGCTHHKOBbiB xpGÔTbi , B;iaroflap H r /i y 6 M H G BTHX AO/IHH M OTBGCHUM deparan HX ymejinn KyacTOBbie HasecTHAKOBbiG xpedTbi no/iyHHj’.M TonorpadHHGCHyK] odocodneHHOcTb. BflO/lb BbICOHMX H HpyTbIX CH/10H0B BblÖHBaiOTCfl HapCTOBblG HCTOHHHKH C yCTOHHHBblM H HGyCTOHHHB'blM fledMTon ; MHoro 3flGCb Tanwe H anMsoflHHGCKH AGHCTB y iOLunx HCTOHHHHOB , BOR OHH BFUAKIT na BOflHOCTb H pewnn pGK , Ta/ibBGrH KOTOpblX p 3 C O On , O WG H bl T H O C O N B T p H H G C K M H H WG p 3 C O p O C T p 3 H G H H fl .13 H flUJ3 (J) T 3 TOpHblX B .13 LH H bl X BG C O B . riofl B/iMflHHen noflaennoro Bofloodnena B ,na H f liuadTe ropnbix sr.awHbix JIGOOB Herpeann npoHoxoflHT H a p yiu e H H G aouaTJbHoro pacnpGfle.neHHfl p G H H o r o oTona. Bo3fl6HCTBHG KapCTa H3 B G F H H H H y CpGflHGrO rOflOBOTO CTOKa C OCOdOH O H G B Hfl H 0 C T bKD BblflB/lGHO H3 CK/IOHaX xpedTa ÜxaHKye,-Ha npHTOKax p.Bo.nbiuoH SpncpKa AHr ' ; G H X H , fa .nxyn nn , a Tanwe na n/iopH.flafl B/IHAHHGM napcTa nofly.iH cpeflHero rofloeoro cTowa RB/IABTCH 3HaHHTe.nbH0 aaBbiiueHHbiriH .Taw , cpeflHHM nofly/ib CTOKa p.PenxM 2 2 p a B e H 124 /1/cGK KM ,Torfla nan nfloiflaflb GG decceiHHa cocTas/iflGT Bcero 42,6 KM , ELUG pasHTe/ibnen Bbir/iRflflT 3 T H nponoppHH na npHMepe na/ieHbKOH napcTOBOH pennn fa TxyM.nn , n/iomaflb daccenna KOTopon cocTaB/ineT 2 2 Bcero /] H LUb 2,3 KM ,Mewfly TGM MOfly^b cTona pasen 113 n/cen KM fHrHHGHUJBMTiH, 1964 . C flpyroH GTopoHy,B Mcc/ieflyeMon SOHG ynasannhin asTop odHapywH,n napcTOBbie PGKH,C HGCOOTBGTCTBGHHO HH 3 K H M CpGflHHM MOfly/lGM C T O K 3 . T 3 K , p . G Jl O p H , 0 M T aHDlfla fl C fl T 3 K WG KapCTOBbIMM HCTOHHHKaMH M MOlflHblMH B OH Tl HD 33 MH , BbldHBaraiflHMMCfl H3-n0fl raro B O C T O H H blX BbICOKMX CK/IOHOB 0 X 3 H K y G , X 3 p a K T G p H 3 y G T C fl CpGflHHM MOfly/lGM CTOKa 2 2 Bcero B 53,4 n/cen KM C n/ioiflaflM daccenna B 36,8 KM , VKaaaHHyra aaoHaflbHOCTb CTOKa , OHGBHAHO , MOWHO odi&flCTHTb oTpHpaTe/ibHbiM noflSGMHbiM BOflOodMGHOM H c/ieflOBaTenbHO yxoflOM KapcTOBbix BOA sa npefle;iy daccenna p.GnopM. BOCTOHHGG GxaHKye pacno/iowen KyacT OBHIH xpedeT KB npa , KOTopyn c aanafla orndaeTcfl resyM np M T OK OM p.MnrypHp.riaraHa. C rawHbix CK/IOHOB KyacTOBoro xpedTa Ksnpa depeT nanaTio p . HaHHcpKa/in M ee npasyn n p M T o K p.Hnppa. MCTOKH p.Hnppy npeflCTaB / i flraT MoiflHbie BOK / iraay-BOflonaflbi ,0HH sydnsaraTCfl npflMo M3 KapcToson neflepy.

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M 19/5 HneiOLUBM flea Bxofla.Bo apenu .IGTHMX oÖJiowHbix flomflBÜ a ofla , wanwpa H ceepxy c SojibiiioH cTpeMHTB-.-bHOCTb BbiôpacbiBaeT HOTOH BQ^U oflHQspeneHHQ MS OôOHX BXOAOB nRiuepbi. flüflXOflfl H OTBBCHOMy M IDMpOKGMy H 3 B 6 C T H B K G B ü My yCTyny,flBa nOTOKa C^HBanCb B 0 , qMH MOlMHblH Kacnafl, HM 3 B e p r a ioTCR c noHTM BBpTHHa/vbHOM /haK/ioH p a B B H 70°/ cwa/ibi , oôpaayR 26-MBTpoBbm ny^BCHbiH soflonaß. A y GCHOBaHHR atroro napHHsa paccTM/iaBTCR na/iBH-bKOB H K p y r /i o B KapcTosos oaspuB^c MayMpyflHwn aBpna^on, T O H H O T a H M M K 3 K foÖy/lOB 03Bp0,HT0 HaXOflHTCR B fl O H M H B p.B3bl6H # H a nyTH K 03Bpy PHL^B, Ha oaspa Hnppa oôpaayBTCR pyssM^pyc/io HOTopon aawaro NBW oTBBCHyMH H BbicoKHMH M3BBCTHRKOBbinH CK /lOHaMM • VlflB/TbB HanOMHHaBT rJiyÔOKyHD flS / It) . MOH OK/IMHa/TbHblH C K /IG H B K p B C T npopBaaH p . HnupOkl , py c / 10 KOTOpOkl COBSplDBHHO HB C O O T B B T C T B y B T D B p B y T/I y 6 H B H H O My KaHt.OHy.BcB pyC / 10 3aBa/lBHO OrpOMHblMH r / IblÖaMM J, nOBBpXHOCTt. Koiopux noKpnra MXOM ,C K;ioHbi KantoHa HacTO/vbKO KpyTbi M BbicoKM , Mio nyTt K HaynpyflHony oaspy H K T p y flHOflOCTynnuM syiuB yKaaaHHbin KapcToeyn BOK/iraaaM MHppy JIBXMT nspsa pyHBM.BOfla KOToporo flaws B aarycTB HB ôbisasT TBR/IBB 8 ° . OÔoapBsaR B cio ary KapTHHy , coaflasTCR sriBHaT /IBHHB O npaBH/iynon popMB ps ,nt.s4)a , o KanbOHB . coaflannoM B pBay.nt.TaTB oöpyyjHBUJBrocR csofla noflaBMHOH ranepsn. KyacTOByß xpBÔTbi KBMpa H Oxannys paaoôiflBHy aHTBUBflSTHbin ynacTHOM flo/iMHbi Hnrypn .MnrypH BKPBCT npopsaaBT KapcTosyio aony MBWfly CB/IBHHRMH flypaiUM M /l,WBapH, HHWB pacnpocTpansHHR H3BBCTHRKOBBIX nopofl.na ynacTKS .Arnsapn ^apMB/iki KOHCTaTkiposaHo psaKOB BoapacTaHMB cTona p.Hnrypn^a TOKWB n o B y LU B H H a R scTBCTBBHnaR aapBry/inpoBanHocTti cTOKa . / I . A , B.naflnnnpoB npBflno/iaraBT , HTo p.HnrypH nBpBXBaTbisaBT sacTt BOA p .HaHMcpKa .HM H p.Xoôn n y T B M noflasnHoro Bofloodnsna B/raflHMHpoB , 1 9G3 . CTOK HnrypH.no Haïusny MHBHHKD , na ynaaaHHOM aHTBi 4 B flBHTHOM ynacTHB CKopss BCBTO soapacTaBT aa C H B T Dp M T O K a n0fl3BMHblX BOfl H3 p,0;1OpH M H3 p.HHLipbl. AaoHa^bHyw ^aKTop KapcTa oTpawasTCR na BB/iHHMHax M o 6 «feBMax CTona BCBX PBK , OôTSH a raiflHX co BCBX C T O p O H KyaCTOBbIB XpBÖTbl .flofl B/lkIRHHBM /I B T H H X MyCCOHHblX flOWflBH , KOTOpbIB B C B OKU OHBpBflt 4 Ö y C/IO B/I H B 310 T ,^B 6 M T M npOflO .'iWMTB.nt)HOCTt. KapCTOBblX HCT04HMK0B , BO HH3 BBCBHHBrO no;;OBOflt.R H3 pBKaX paCTRHyTa.K B 0 . 1 H B BBCBHHBTO HO / IO B Oflt R , B y 3 B 3 H H O H T a H H H B M CHBFOByX B Ofl , fl O 6 3 B O R KD T C R /IBTHHB , DaBOflKOBblG n H K H , H B yCTynaiOlflMB B H H ys rofly nofltBMy aafl B pBKax , a y a s a n n yx T a R H M B M CHBWHOFO nonposa. /IHTEPATyPA B/iaflHMMpoB PI A., 19 59*0 Kapcrosbix soflax PpyaHH H B/IHRHMH HX na PBWHM CTOKa p B K , Tp.rBorp,o 6 a a PCCP.T.IV» BoaflHMHpoe /I. A . , 1 963*0 KapcTosyx soflax NBCPBOHM , Tp . rsorp . 06 s a PCCP , T . Vil . . r B 0 3 ,eMK,H c H . A . . 1 9 G 5 Ha P c T HaBHaaa a conocraa TEHHM C Kapcron flpyrwx ropnbix oö/iacTEfi CCCP.CooÔin. rHrMHefiujBM/iM r.H. , 1965-CpeflHHM MHoro/ieTHMM CTOK Maoux pen Herpe^Mn M ero BHyTpuroflOBoe pacnpe^eneHMe Ha rpya.H 3 bme .npofirenbi reorpa0MH TpyaHH . CSopHMH , noos BmeHHbiM aKafl.AH TCCP A . H . Awa eaxMius H/IM . AHiaaaxmiJBMPH A . H . , 1 947-reoMop0o/iornHecKMe pafioHbi rpysMHCKOM CCP.Hafl.AH CCCP , MocHBa . /IwaHejiHflae A . H . , 1 941 P eopor M H B C K M H Konn/ieKC ropbi ACXH . CooSineHHn AH PCCP , T .IX.1%1 2 . Awane/iHflae A.M.,1941-H eonpocy o reo/iornMecKOM cipoeHMM peHTpa/vbHOM Hacrn Merpe/iHH .Cooôm . AH PCCP , T . KaapHiuBH/iH B . H ., 1 955-/laHfluja0THO-rMflpo;iornHecKMe aoHbi PpysHMCHOH CCP.Hafl.AH TCC P , T 6 M / tuen . HaspHiuBM/iH K . B . . 1 9 6 2 T H n o / IOTHR KapcroBbix raH^iuapTOB AôxaenH Ha npHMepe xpeöroB BablöcKoro H OxasKye /na rpya . na , /. Tp . MH-T a reorpa0MM HM.BaxyiiiTM AH PCCP.T.XIX. KaspMUJBMTiM K .B . . 1 965-A6xa3CHMM TMH BBICOK oropno-HapcT OB oro raHflUja0Ta H aHa/iM 3 KapcTooôpasoBaTeflbHbtx HB.IBHMH 3Toro Tttna.nemep'd PpysHM, cd . .HI.riocanbieHHuA Memfly HapoflHony IV Gne/ieoorMHSCHôPiyKoHrpeccv B ICIroc/iaBMM , M 3 fl . AH PCCP. r_ T HaBpMLuBM/iM H , B . , 1 966 Adxa sen MM TMH BbicoKoropHO-HapcTOBoro r.aHfliija0Ta M aHa/iM 3 KapcToodpasoBaTe^bHbix R B /I S H H M 3TorO TMna. Actes du IV Congrès International de Spéléologie en Yougoslavie , L youblana , t , I I I , KHnMaHM LU . H , , 1 959 reonoopojiorMH uapcToBoroM nnatoodpasHOM a oasumeHH DOTH ACXM /na rpya.na,/, Tp.T6M4HCGK.roc.yH-Ta,T.72 HMnMaHM UJ.fl . , 1963-K reonopponrMM KapcTosoro jiaHfliija0Ta Hoflopcnoro xpedTa /na rpys . H a . / . Tp . reorp od-sa fCCP.T.yi . p ' KMPHaHH UJ.P.M iMHTMnosoa 3 . K ., 1 961 H reoMopponooMH KapcTOBbix popn MsaecTHnKoeoro nacCMBa OxaHKye /Ha rpy 3 . R 3 . / . T p.MH-Ta reorp.AH PCCP.T.XIV.

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M 19/6 MapyauiBH/iM vl. H . , 1 963-TeoMopo/iorn'HecKMÍÍ OHepn MerpejiMM /na rpy a . HS . / . Tp , HH r a reorp , UM . BaxyujTM AH TCCP T . X I y . MapyaujBHflu /I.H . # 1 964-reoMap0o/iorHH HSB GOTH n H oeoro MaccMBa Mnrapwa Ha rpya.Ha. .Tp HH-Ta reorp, HM.BaxyuJTM,T t X X,il)M3MKo-reorp.cepMH. Coxaflae E . B , 1 968-BoTaHHKO-reorpoii)HHecHMM onepH HaaecTHHHOBbix rop SanaflHOM rpyanw . ''MeuHHepeöa" , TöM/IMCM . XpoMOB C .fl , , 1 9 50 M yccoH na» reorpaifHHecKan pea ^bHocrt .HSBBCTMB BfO , T , 82 , Bbin . 3 . XpoMOB C .fl . , 1 957-feorpa(tiHHecKoe pacnpefle/ieHHe MyccoHOB .HaBecTMH BFO , 89 , aun . 1 , PédeXaborde P.1958-Les Moussons . A . C o l i n . Pédelaborde P. et Delannay H , I S S S Rechecches sur les types de temps et le méca-isme des pluies en Algérie . A^PECiTÔMnMCM-IS.yn.SoM Pyxa^ae.l HHCTMTVT reorpa$MM MM.BaxmTH AH FCCP KaBpwujBMnM HeresaHa BwccapMOHOBHa

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M 20/1 Le principe de l'inversion de relief en région karstique BERNARD GEZE ( Paris/ France ) 1 L M n v e r s i s n de relief S 1‘échella régionale On sait que les calcaires cempacts et fissurés, proprement karstiques, possèdent certaines propriétés morphologiques particulières, que l'on rencontre seulement par ailleurs avec des grès ou des laves également compacts et fissurés (ce qui leur donne quelques caractères hydrogéalogiques analogues à ceux des calcaires). A l'échelle de la grande région plus ou moins tabulaire, il s'agit de la genèse de plateaux limités par des falaises verticales, su de surfaces structurales inclinées, limitées par des cuestas En région plissêe il s'agit d'unités ro¬ cheuses dans n'importe quelle position, mais dominant encore presque toujours celles qui correspondent à d'autres types de roches. Dans ces deux cas, les phénomènes d'inversion de relief sont fréquents ou même généraux: les eaux qui Gau¬ laient autrefois dans les vallées établies sur les calcaires se sont enfouies dans sa masse et n'ont plus travaillé qu'¬ en profondeur; la surface calcaire est restée figée, tandis que les autres roches environnantes (granites, s chistes,sa¬ bles, argiles, etc.) ont été altérées et érodées au contraire presque exclusivement en surface; il en est résulté leur abaissement topsgraphique, donc le phénomène d'inversion de relief par rapport au calcaire qui, â l'origine, pouvait se trouver en position basse par rapport â elles. Cette notion s'oppose donc formellement ï celle qui consiste i définir, par un calcul de dissolution du calcaire, la tranche rocheuse superficielle enlevée par millénaire. Nous avons pu démontrer, dans bien des cas, que les surfaces cal¬ caires ont été â peine retouchées pendant des durées de l'ordre de millions, ou même de plusieurs dizaines de millions d'années, ["'exportation" du calcaire par dissolution serait donc dans de tels cas presque exclusivement interne. Il semble bien que la corrosion superficielle du calcaire ne puisse acquérir une intensité notable que dans les régions ex¬ trêmement humides, sous une couverture végétale dense et un sol assez épais. Cela se produit peut-être en zones froides, mais surtout dans les zones tropicales humides et équatoriales oè le calcaire "fond" souvent plus vite que les roches voisines. Cependant, bien des facteurs entrent en jeu et cette remarque ne conduit qu'à une première appreximatien gros¬ sière. Sous toutes réserves, il nous semble actuellement que l'inversion de relief en région karstique est de règle pour un indice d'aridité inférieur à 40 au 60, tandis qu'il n'y aurait pas inversion au-dessus. L'indice d'aridité, dé¬ fini par De Kartonne, est le rapport P/T + 10 oè P représente les précipitations moyennes annuelles en millimètres et I la température moyenne annuelle en degrés C. 2.L'inversion de relief à l'échelle locale A l'écnelle locale, le phénomène de l'inversion peut être parfois extrêmement spectaculaire au sein même du calcaire et sa liaison avec le Karst profond apparaît alors clairement. Nous prendrons deux exemples typiques pour illustrer ce propos. a) Le réseau souterrain de l'aven d'Orgnac (Ardèche), découvert par R.de Joly et J.Trlbuchon, est creusé dans les cal¬ caires urgoniens (Crétacé inférieur) au SE du Hassif Central français, entre les gorges de l'Ardèche et de la Cèze (affluents du Rhône). Si l'on reporte sur la carte topographique les 3.85Ü m de galeries actuellement topografiées, on constate le fait, I première vue surprenant, que ce réseau se dispose exactement sous la ligne de crête principale W-E séparant les bassins de l'Ardèche et de la Cèze, puis sous une crête secondaire entre deux vallées sèches de direction N-S (Fig 1 et 3a). La plupart des autres cavités connues dans cette région occupent des positions analogues : aven Co¬ lombier et aven de la Forestière sur la première crête, Baume de Ronze et aven des fouilles préhistoriques sur une crê¬ te secondaire à l'W de celle d'Orgnac, aven du Rat sur une autre dans l'E. Il paraît hors de doute que le premier drainage superficiel, antérieur au creusement des ravins actuels, était établi précisément partout ai se trouvent actuellement des hauteurs. Le soutirage de ces cours d'eau, par des drains karsti¬ ques qui se sont élargis en profondeur exactement sous eux a empêché alors toute poursuite d'érosion superficielle dans ces parties largement fissurées. Divers arguments géologiques, que nous ne pouvons détailler ici, nous incitent à croi¬ re que ces deux premières phases pourraient aveir débuté à 1 ' E o c è ne supérieur et s'être surtout poursuivies au Niocêne. Ensuite, vers le Plio Quaternaire, se sont creusés des petits ravins superficiels dans l'intervalle des zones bien drainées vers la profondeur (phase d'inversion de relief). Plus récemment encore, des reprises d'érosion superficielle n'ont été sensibles dans les ravins que dans leur partie aval, tandis que se produisait un nouvel approfondissement des drains karstiques et l'assèchement généralisé de la surface. b) Le réseau souterrain de Mammoth Cave (Kentucky) est l'un des plus importants du monde (72 km topografiés sur environ 80 km explorés) et le plus célèbre des U.S.A. Il est creusé dans une tranche de calcaire dinantien épais d'une centai¬ ne de mètres et recouvert par une formation gréseuse (Big Clifty Sandtone) appartenant aussi au Carbonifère qui est pra¬ tiquement horizontal dans la région considérée. Nous devons à J.F. Quinlan (1968) la première carte précise du réseau reporté sur un ben fond topographique. Elle mentre admirablement que la totalité des galeries se localise sous la crête nommée “Mammoth Cave Ridge", allongée du SE vers la NW entre de profondes vallées sèches, elles-mêmes décomposées en chapelets de dolines. L'alignement Houchins

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Abb. 1: Le réseau de l'aven d'Orgiac et son cadre géographique. Equidistance des courbes de niveau: 25 mètres. Vallées sèches en traits dis¬ continus. En blanc: calcaires urgoniens; en pointillé: sables et argiles continentaux éocènes (?) le pointillé lâche, à contour peu défini, cor¬ respond à cette formation sous forme résiduelle empâtant irrégulièrement l'Urgonien, en tireté: calcaires lacustres oligocènes. Plan de l'aven d'Orgnac d'après J. Trébuchon (1967), géologie d'après levés originaux de B.Gèze (1968). Abb. 2: Le réseau de Mammoth Cave et son cadre géographique. Equidistance des courbes de niveau: 25 mètres. En blanc: calcaires carbonifères, en pointillé: plateaux gréseux (Big Cliffy Sandstone). Dans le NE, partie méridionale du réseau de Flint Ridge Cave. Figure réalisée d'après la carte de J.F. Q uinlan (1968). WSW ENE Abb. 3: Coupes transversales des régions de l'aven d'Orgiac et de Mammoth Cave. Les deux coupes sont aux mêmes échelles. Echelle des hauteurs double de celle des longueurs. M 20/3

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Valley Eaton Valley sépare franche*ent du réseau de Flint Ridge Cave (llO km) qui s'étend d'une façon analogue sous une zone haute dans le NE (fig. 2 et 3b). Ici encore, il semble évident que Mammoth Cave représente le drainage souterrain d'un æicien cours d'eau superficiel tributaire de la Green River vers le NW, tandis que Flint Ridge Cave correspond au drainage de plusieurs talwegs qui rejoignaient la Green River dans le NE. Lorsque la circulation souterraine est devenue exclusive dans ces deux zones largement perméables, l'évolution hydrique superficielle n'a pu se poursuivre qu'en dehors d'elles, dans les inter¬ valles non karstifiés, d'où le creusement des vallées qui ont entraîne l'inversion de relief. Comme à Orçpac, la ré¬ gion est aujourd'hui entièrement asséchée en surface, par suite de la diminution de la pluviosité et, sans doute aussi, en conséquence de la disparition des phénomènes péri gl aci ai res du Quaternaire qui garantissaient un minimum de circulati superficielle même dans le régions de calcaires fissurés. 3.Conclusions générales 1) L'ensemble d'une région karstique est généralement mis en relief par érosion superficielle des contrées environ¬ nantes non karstiques, tandis que, pour elle, c'est l'érosion souterraine qui prédomine. Cette règle d'inversion du relief général paraît d'autant plus exacte que l'on se trouve en région de tendance aride; son application semble plus limitée avec la croissance des précipitations et elle devient fausse en région extrêmement humide. 2) Au sein même d'une région karstique, l'évolution hydrographique paraît se réaliser avec les étapes suivantes: a) Vallée primitive suivie par un cours d'eau superficiel. b) Transformation en vallée sèche par enfouissement du cours d'eau en sous-écoulement. c) Etablissement de vallées secondaires latérales par rapport à la vallée primitive et au drainage souterrain qui limite l'érosion superficielle par enfouissement facile des eaux au dessus de lui (phase d'inversion de relief local). d) Assèchement général de la surface par enforcement des drains initiaux qui étendent leur rayon d'action ou par dé¬ veloppement de nouveaux drains sous les vallées secondaires. Suivant les conditions de durée de ces phénomènes et les conditions climatiques régnant ou ayant réglé dans la ré¬ gion considérée, on pourra se trouver actuellement à l'une ou l'autre de ces étapes. En fonction des variations lithologiques, tectoniques, du pourcentage d'apport d'eaux allochtones, etc., on pourra d'ailleurs observer dans une même région des évolutions différentes suivant les points.

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M 21/1 G rundsätze der typolo g ;! .sehen Gliede r ung des Karstes der slowakis e ben Karpaten E. MAZUR J. JAKAL (Bratislava / GSSR) Hit den Aufkommen der sogenannten Klimageomorphologie ist diese Richtung auch in die Morphologie des Karstes eingedrungen. Bei der Klassifikation des Karstes ist begonnen worden, auch das Klima¬ moment bei der Entwicklung des Karstes in Betracht zu ziehen und auch gewisse Gruppierungen von Formen, die typisch für die jeweilige Klimazone ist, zu verfolgen (3, 8). Die klassische CvijicK1 assifikation, die den Einfluss des Klimas ausser Betracht lässt, erweist sich immer mehr als nicht entsprechend. Der Ausgangspunkt zur Gliederung des Karstes in dieser Klassifikation war die Verbreitung des Karstphänomens, das eine Wiedergabe der 1 i t hologisehen Eigenschaften des Liegenden ist. Die Verbreitung der Karstformen im Karstgebiet müssen wir auch heute als das Hauptkriterium annehmen, auch wann wir es nicht als eine Wiedergabe der 1 i t holgischen Eigenschaften des Liegenden auffassen, sondern einer Reihe physisch-geographischer Elemente. Es wird nicht unsere Aufgabe sein, sich mit den Fragen der klimatischen Klassifikation des Karstes zu befassen, wo es noch sehr viele offene Fragen gibt, hauptsächlich mit Bezug auf die Charakterisation des Karstphänomens und die Zusammenstellung der Entwicklungsreihen der Formen für einzelne Klimazonen. Schliesslich weisen auch im Rahmen der Klimazonen, dis wir bei der typol ogi sehen Gliederung als Einheiten ersten Ranges bezeichnen könnten, verschiedene Einflüsse des Klimas auf den Prozess dar Verkarstung in Abhängigkeit von der Lage des Karstgebietes gegenüber dem Ozean ein. Einen abweichenden Verlauf des Prozesses muss man bei den Küstengebieten gegenüber den Binnenländern annehmen. Hier dürfte uns als Beispiel in der europäischen Zone des gemässigten Klimas das medi¬ terrane Karstgebiet und das mitteleuropäische Karstgablet dienen. Diese Gebiets könnte man als Einheiten zweiten Ranges bezeichnen. Dagegen können wir nicht die Zonalität des Klimas und ihren Einfluss auf die Verkarstung nur in horizontaler Richtung in Betracht ziehen, sondern es kommt dazu auch die vertikale Komponente, die sich in sehr ausgeprägten klimatischen Änderungen äussert, namentlich unter der oberen Waldgrenze, über welcher der Hochgebirgskarst in Erscheinung tritt. Auch diese Problematik wird aber nicht der Gegenstand unserer Studie sein. Eher möchten wir auf die Problematik der Gliederung der Klimazonen und Unterzonen vom Gesichtspunkt der Differenziation der Karstgebiete hinweisen, die von morphostrukturel 1 en und anderen nichtzonalen Elementen bedingt ist, daher nicht vom Klima. Dazu führt uns die unterschiedliche morphologische Gestaltung der Karstgebiete, die Vertretung und Gruppierung der Karstformen in einem und demselben Klimagebiet, Die klimatischen Einflüsse treten hier in den Hintergrund, weil im Rahmen dieser Gebiete sind nicht so grosse Unterschiede^ die im Relief ihre Wiedergabe finden könnten. «Sjffrluii Betrachten wir konkret das Westkarpatengebiet, das den Gegenstand unserer Studie bildet. Vom klimatischen Gesichtspunkt aus betrachtet gehört es zur gemässigten Klimazone und in ihrem Rahmen zum mitteleuropäisehen Karstgebiet. Den Karst der Westkarpaten (Zâpadné Karpaty) kann man im Vergleich mit manchen anderen mitteleuropäischen Gebirgsgabieten als eine besonder Einhei t betrachten. Die abweichende Entwicklung der Variskischen Gebirge gegenüber der des Alpenund des Karpaten¬ gebirges fand im Relief ihre Wiedergabe. Die nicht ganz gleiche Entwicklung der Alpen und Karpaten äussert sich nicht nur in der allgemein grösseren vertikalten Differenzitation der Karstgebiete der Alpen gegenüber denen der Karpaten, sondern auch durch das grössere Flächenausmass der karbonatischen Gesteine in den Alpen. Aus diesen Gründen erscheint uns der Karst der Westkarpaten typologisch ziemlich eigenartig. Die Hauptgebirgszüge einzelner Klimazonen würden als Einheiten niedrigeren taxonomisehen Niveaus, d.i. in unserem Fall als Einheiten dritten Ranges erscheinen, z.3. Alpen, Karpaten u.ä. Gewiss wird zur Lösung dieser Frage eine Vergleichsstudie notwendig sein. Bei der eigentlichen Gliederung des Karstes im Gebiet der Westkarpaten dient uns als Ausgangspunkt der Umstand, dass es hier mehrere Karsttypen gibt. Bei der Gliederung würden wir mit dem klimatischen Kriterium nicht auskommen und wir müssen weiters Kriterien erwägen und eine Hierarchie nach ihrer Wichtigkeit zusammenstellen. Die Verbreitung der Oberflächenund unterirdischen Karstformen muss uns als eines der Hauptkriterien dienen. Im Karstareal müssen wir die Verbreitung einzelner Arten der Karstformen verfolgen.,die Gruppierung und der Reichtum des Vorkommens, die Fülle und Stufe der Entwicklung. In der zweiten Reihe verfolgen wir dis Bedingungen, die die Voraussetzung zur Ent¬ wicklung des Karstphänomens sind, und die die Stufe seiner Entwicklung bestimmen.

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Das Gestein ist eine unentbehrliche und selbstverständliche Voraussetzung der Bildung des Karstes. Die Reinheit des Gesteins und Mächtigkeit des verkarstenden Komplexes betont und beschleunigt den Verkarstungsprozess. Die Eigenschaften der Gesteine finden im Relief ihre Wiedergabe. Im Gebiet der Westkarpaten muss man einen weiteren entscheidenden Faktor, der die Entwicklung des Karstes beeinflusst und bispetzt unbeachtet blieb, in Betracht ziehen. Es ist die Rolle des Reliefs, seine morphostrukturel 1 en Eigenschaften, die morphologische und tektonische Entwicklung des Karstgebietes als eine Gesamtheit und seine Position zum Nichtkarstgebiet. Diese Elemente spielen eine grosse Rolle beim Entstehen der Makroformen des Reliefizur Bildung das initialen Reliefs für den Beginn der Verkarstung. Solche groben Züge des Reliefs haben einen starken Einfluss, sie geben die Richtung an zur Entwicklung des Karstphänomens. Die Rolle der BSden und der Vegetation muss vom Gesichtspunkt der paläogeographischen Entwicklung des Karstgebietes betrachtet werden. Ihre Rolle beim Verkarstungsprozess hat sich mit den Ánde»rungen des Klimas auch geändert. Die nachplaistozänen klimatischen Bedingungen (abgesèhen von den Hochgebirgsgebieten) sind in den Karpaten nicht so unterschiedlich, dass sie sich am Relief äusserten. Zur Bestimmung einzelner Subtypen des Karstes in den Westkarpaten erachten wir folgende Hauptkriteri e n als wichtig: 1. die Vertretung und den Stand der Entwicklung der Oberflächenkarstformen, 2. die Vertretung und den Stand der Entwicklung der unterirdischen Karstformen, 3. den strukturell-lithologischen Charakter des Karstgebietes, 4. den morphologischen Charakter der Landschaft, 5. den Charakter der Karsthydrographie und der Hydrographie der Nachbarlandschaften, 6. das Klima des Karstgebietes, 7. die Ausdehnung des Karstgebietes. Zum besseren Verständnis der typologischen Gliederung des Karstes der Westkarpaten erachten wir es für notwendig, einzelne Elemente und ihre zeitlich-räumlichen Beziehungen kurz darzustellen. Wir gedenken nicht, uns ausführlich mit der Rolle dieser Elemente zu befassen bei der Verkarstung im allgemeinen, sondern wir wollen sie am Gebiet der Westkarpaten konkretisieren. Die geologischen Bedingungen der Karstentwicklung . Die grosse Ausdehnung des Karstes in den Westkarpaten ist durch die reiche Verbreitung karbonatischer Gesteine vorausbestimmt. Als Prioritätseinhait zur Karstbildung erscheinen die inneren Karpaten, deren Hauptelemente ausser Kristallinikum und Paläozoikum auch mächtige mesozoische Karbonatschichten¬ folgen sind. Die Karbonatgesteine bilden einen schmalen Streifen der Klippenzone. Die räumliche Verteilung der Kalksteine und Dolomite des Mesozoikums ist durch die tektonischen Verhältnisse bestimmt, die das Ergebnis mehrererorogener Phasen der alpinen Faltung sind. Von Norden nach Süden kann man diese tektonischen Einheiten verfolgen: Tatriden, Ultratatridan, Veporiden, Ultraveporiden und Gemeriden (l). Jede von diesen Einheiten besteht aus Kristall inikum und sedimentärer Hülle, die im Grunde aus Karbonatgesteinen besteht. Bei manchen Einheiten ist die sedimentäre Hülle autochton (Tatriden, Veporiden), bei anderen tektonischen Einheiten hat sie sich abgelöst und nach Norden überschoben in der Form von Deckengebilden. Der Deckenbau ist in der nördlichen Gruppe der Kerngebirge sehr ausdrucksvoll, hauptsächlich in den Nizke Tatry. Eine besondere Position hat die Gemeridenzone des Slovenske Rudohorie, wo im Hangenden des kristallinen Kerns der Gemeriden nur das Mesozoikum der Gemeriden mit unausgeprägter Qecksnbil dung hervortritt. Die ursprüngl ichen Geostrukturen habenteinen grossen Einfluss auf die Entwicklung des Karstes. Die neuere tektonische Entwicklung und die Erosions-Denudationsprozesse führten nämlich zur De»struktion der ursprüngl ichen Deckenstrukturen und gerade diese Tatsache spielte eine entscheidende Rolle bei der differenzierten Entwicklung des Karstes. Der Einfluss der Deckenstruktur kommt bei der Karstentáicklung vorwiegend durch die lithologische Differenziation zur Geltung.

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M 21/3 Für die Verkarstung sind die karbonatischen Triasgesteins am günstigsten, die am häufigsten Vorkommen, Sehr reine Wettersteinkalke sind der Hauptbestandteil hauptsächlich in den Gemeriden. Am häufigsten sind sie massiv oder grob bankartig und stellenweise bilden sie einen Komplex von bis zu 1 200 m Mächtgikeit. In den subtatrischen Decken sind sie seltener vertreten. Hier überwiegen Gutensteiner Kalke mit einer Hächtigkait von 20Q bis 250 m, stellenweise wechseln sie jedoch mit Dolomitlagen. Am häufigsten kommen sie in der Kriznä-Decke vor. Auf die Gutensteiner Kalke stossen wir auch in den Gemeriden, wo sie unmittelbar auf das undurchlässige Werfen-Liegende aufliegen. Dolomite sind sowohl in den Decken, als auch in der Gemeridenzone vertreten. Die subtatrischen Deckengebilde bestehen ziemlich weitgehend aus Unterund Hittelkreide (Hergelkalke, Kalpionellen und organogene sowie sandige Kalke). In diesen ist das Karstphänomen sehr schwach entwickelt. Das Relief und seine Wiedergabe in der Differenziation des Karstphänomens Das Relief der Westkarpaten kann man für aines der Grundel emente annehmen, das die differenzierte Entwicklung des Karstes bedingt. Die Buntheit des Rel ief^erschei nt so in der vertikalen Gliederung, in der Neigung des Gebietes in dar Disektion, im Alter, in der Genese oder der Entwicklungsdynamik. Die Tatsache, dass sich die Karstgebiete an verschiedene physiognomisch-genetische Reliefstypen binden, bedeutet daher eine räumlich ziemlich differenzierte Entwicklung des Karstphänomens. Eine grosse Rolle spielt auch die Position des Karstgabietes zum karstfreien Gebiet, was sich bei der Entwicklung hauptsächlich durch die Hydrographie widerspiegelt. Vom Gesichtspunkt der tektonischen Entwicklung kann man die entscheidende Rolle bei der Entwicklung des Karstes den jüngeren tektonischen Zeitaltern zuschreiben, die im Neogen verliefen, ln diesem Zeitraum waren die Westkarpaten bereits im Bereich der subaerischen Destruktion und legten dis Grundrisse des heutigen Reliefs nieder. Die geomorphologische Entwicklung verlief im Neogen etappenweise. Die Senkung und Ebnung der Gebirgszüge wurde von mehreren Phasen tektonischer Bewegungen mit überwiegend vertikaler gegenüber der tangentionalen Komponente unterbrochen. Auf diese Weise entstand ein unregelmässiges Mosaik hoch emporgehobaner, individualisierter Gebirgsschollen und zwischen sie versunkene Becken (10). Die subaerische Destruktion und hauptsächlich die unregelmässigen tektonischen Bewegungen zersetzten so die ursprüng¬ lich zusammenhängenden Deckenzonen und in ihrem Rahmen auch die karbonatischen Komplexe in verschieden grosse, voneinander isolierte, vertikal und winkelig ziemlich differenzi’erte Flächen nach der Zugehör¬ igkeit zu einzelnen orographischen Komplexen. Die vorneogsnen Komplexe in den subkarpatisehen Becken sind tief gesunken und sind von einer neogenen und quartären mächtigen Hülle verdeckt. In den intermontanen Becken sind dis vorneogenen Formationen ebenfalls gesunken und sind von neogenen und quartären Sedimenten verdeckt. Stellenweise treten jedoch nicht sehr grosse Enklaven karbonatischen Gesteine auf mit teilweise entwickeltem Karst, oder der Karst entwickelt sich unter diesem Schutz. Grosse Differenziation der Karstgebiete können wir in der Abhängigkeit vom morphostrukturel 1 en Eigen¬ schaften des Gebietes beobachten. Eine der typischeste/!-Gebirgsstrukturen sind die Keilhorste mit kristallinem, infolge einseitiger Hebung asymmetrisch gelagertem Kern, aus welchem Grunde die karbonatischen Komplexe in der Form geneigter Strukturen nur auf der einen Seite der Gebirgszüge auftreten (Tatry, Nlzke Tatry, MalS Fatra) . Ein anderer Strukturentyp, der im Gipfel des Strázske entwickelt ist, ist die appal a chisehe Struktur. Sie wird von gewellten mesozoischen Komplexen ohne kristallinen Kern dargestellt, oder es tritt der Kern exzentrisch auf. Ein andermal treten mesozoische Komplexe in der Form von Horsten ohne kristal¬ linen Kern auf (nördlicher Teil des Gebirges Halê Karpaty) (Kleinkarpatsn, Chocskê vrchy), oder als Schollen, erhalten in der Form nicht grosser Ebenen im Hangenden des Kerns (Ziar). Ein besonderer Strukturentyp in den inneren Westkarpaten ist die Erzgebirgsstruktur. Sie ist für die Karstentwicklung am günstigsten. Die mesozoischen Komplexe, in Details zwar mit kompl izierter Falten¬ struktur, kommen im Grunde in horizontaler bis subhorizontaler Lage im Liegenden der Nichtkarstgesteine vor. Darüber hinaus repräsenti e r en sie verhältnismässig gut erhaltene neogene Ebenen in ziemlich grossem Ausmass (Slovensk kras, Huranskâ planina, Slovensk raj).

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M 21/4 Eine weniger geeignete Struktur zur Entwicklung des Karstes ist die K.ippenzone, wo die Karstgesteine in der Form isolierter, morphologisch stark exponierter Härtlinge auftreten. Wenn wir die raorpiiologisehen Bedingungen der Westkarpaten summieren, kommen wir zum Ergebnis, dass sie zum Grossteil zur vollen Entwicklung des Karstes nicht sehr günstig sind, vor allem infolge tektonisch-erosiver Destruktion ursprünglich zusammenhängender mesozoischer Deckenfaltenbis zu mosai kartiger Bruchfal tenstruktur, wodurch die Karstgesteins in extrem exponierte Positionen geraten sind und oft auch unter dem Einfluss nichtkarstiger morphologischer Prozesse. Extreme Neigungen, Gliederungen des Reliefs und Einfluss morphologischer Prozesse der benachbarten nicht verkarsteten Gebiet ermöglichte deshalb auch in Gebieten mit geeigneten lithologischen Eigenschaften des Liegenden nur unvollständige, einseitige Entwicklung des Karstphänomens, z.B. des unterirdischen Karstes, anderswo mancher Formen des Oberflächenkarstes u.ä. Als für das Entste/isn des typischen Oberflächenund unterirdisehen Karstes am geeignetesten erwiesen sich'die Gebiete neogener verebneter Hochebenen des Slovenské Rudohorie und stellenweise auch Hochebenen der Horstgebirge. Das Kl ima Vom klimatischen Gesichtspunkt aus betrachtet gehört der Karst der Westkarpaten grösstenteils zur gemässigten Zone des mitteleuropäischen Klimagebietes. Die klimatischen Bedingungen sind für die Entwicklung rezenter Karstformen verhältnismässig günstig. Die Karstgebiete befinden sich in den Klimazonen Dfb und Dfc (nach Köppens Klassifikation). Auf einzelnen Gebieten fällt stellenweise 700, anderswo 1 000 mm Niederschlag im Jahr bei Jahresdurnhschnittemperaturen von 6 8 C. Die Niederschläge sind verhältnismässig gleichmässig auf das ganze Jahr verteilt. Ausdrucksvol 1 ere klimatische Änderungen äussern sichlnur in vertikaler Richtung im Gebiet über der oberen Waldgrenze (ungefähr über 1 400 m ü.H.), die zur Klimazone ETG gehören. Die Durchschnittstemperaturen erreichen hier den Wert von 0 2 C und die Niederschläge stellenweise bis zu 1 800 mm. Verwitterungsdecke In den Westkarpaten sind die Karstgebiete meistens freigelegt, stellenweise bis auf das felsige Liegende, oder sind sie in verschiedenem Masse bedeckt mit erhalten gebliebener Bodendecke, vor¬ wiegend des Renzinatyps (11). Im Gebiet das Erzgebirges sind an den Hochebenen Roterdenreste erhalten geblieben (16). Die tektonisch gesunkenen Karstgebiete haben die Karstoberfläche mit neogenen Sedimenten und oft auch mit quartären Schotterdecken bedeckt. Vegetationsdecke Die Vegetationsdecke ist in der Mehrzahl der Karstgebiete abgeändert und stellenweise durch antropogene Tätigkeit entfernt. Hauptsächlich sind die Hochebenen des Karstes entwaldet und in Weiden und Wiesen mit Sträuchergewächs verwandelt mit trockenund wärmeliebender Unterholzvegetation. Die übrigen Karstgebiete sind meistens bewaldet, in höheren Lagen mit Nadelwald, in tieferen Lagen mit Laubwald (Eichen Buchen). In Hochgebirgskarstgebieten treten Knieholz und subalpine Wiesen auf. In Abhängigkeit vom sehr differenziertem Charakter der physisch-geographischen Elemente und ihrer Beziehungen im Karpatengebiet entwickelte sich das Karstphänomen sehr verschieden. Den mittel¬ europäischen Karst der Wastkarpaten kann man in drei typologisch verschiedene Gruppen gliedern, die sich weiter in Subtypen untergliedern. 1. Mi ttel europäischer Karst 1.1. PIateaukarst . Dieser Typ istin den Westkarpaten der charakteristischste und gebietsmässig nimmt er die grössten Flächen ein. Er bindet sich nur an einen Morphostrukturenkarsttyp, an den alten semimassiven Block des Slovenské Rudohorie. Bedeutende Mächtigkeit, Ausdehnung und Reinheit der Karstgesteine (vorwiegend Mittel triskalke, weniger Dolomite) als auch ihre massig depressierte Lagerung aus undurchlässigem Liegendem und verhältnismässig flachem initialem Relief erscheinen als geeignete Bedingungen zur Karstbildung, ln diesem Typ is das ganze Reichtum des Karstphänomens entwickelt, der typisch für die gemässigte Klimazone ist. Es sind hier vertreten: Karren, Dolinen, Uvalas, Blindtäler und Halbblindtäler, Trockentäler, Karstbecken (Poljen im Karst), ausgedehnte Höhlensystem (z.B. Domica Barazdaläs 21 km), Schlundlöcher (Ponore), Karstquellen und Fluviokarstformen von Kanons. Den Hochebanenkarst repräsenti e r en hier drei Gebiete: Slovensk kras, MurSnsky kras und Slovenskp raj.

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M 21/3 1.2„ Gegliederter Karst . Dieser Typ bindet sich an Gebirgshorste, freie Falten, beziehungsweise an Gräben und Becken des Tatra-Fatragebietes der Westkarpaten. Es handelt sich um Karstgebiete, verglichen mit dem vorangehenden Typ mit weniger günstigen Bedingungen zur Entwicklung des Karstes. Dies wird von kleineren Mächtigkeiten und oft verunreinigten Karstgesteinen bedingt, stellenweise mit vorherrschenden Dolomiten. Ungünstig ist auch die Lage. Aus diesem Grund sind in verschiedenen Typen auch nur manche Karstformen vertreten. 1.2.1. Karst monokliner Bergrücken . Dieser Untertyp bindet sich an asymmetrisch situierte Karbonat¬ gesteine in den sogenannten Kerngabirgen in der Form monokliner Strukturen, oder als selbstständige monokline Strukturen ohne Kern auftretend. Infolge der Tätigkeit allogener Flüsse und exponierter morphologischer Position sind die Karstkomplexe von tiefen Tälern in langgezogene Bergrücken zer¬ gliedert. Eine solche Oberfläche ist für die Bildung von Karstoberflächenformen nicht günstig und es sind hier nur einzelne Karren und Dolinen vertreten. Von den Oberflächenformen sind typisch auch Kanons als Fl uvial karstformen. Reich entwickelt ist dagegen der unteri rdi sehe Karst, ln ähnlichen Strukturen, die aus Dolomiten gebaut sind, hat sich der Karst schwächer entwickelt, und sehr schwach in solchen, die aus verunreinigten Kreidekalken gebildet sind. Klassisch entwickelt ist dieser Typ in Nízke Tatry, Belanskê Tatry, Velká Fatra, [ialá Fatra, Malê Karpaty. 1.2.2. Karst der Horste und kombinierten Falten-3ruchstrukturen . Dieser Untertyp bindet sich an Karstgesteine, die in verschiedenen Positionen an Gebirgshorsten oder in Falten-Bruchst&ukturen erhalten sind. In diesem Subtyp können wir in kleinen Entfernungen verschiedene Varietäten der Entwicklung des Karstphänomens verfolgen. An der einen Seite sind sogar kleine Plateaus mit gut entwickeltem Oberflächenkarst entwickelt auch in unterirdischen Räumen, andererseits wieder ein Typ, ähnlich dem vorangehenden. Die Oberfläche ist der Regel nach intensiv zergliedert. Ein solches Relief ist im Gebirge Strázske vrchy zu finden mit erhaltenen Plateaus im Gebiet der Ortschaften Slatinka und Mojtin. Grössere Inselchen diesen Typs finden wir in tektonisch gehobenen Schollen, wie Ziar und ein Teil der Malê Karpaty. Kleine Plateaus und entwickelter Karst binden sich an reine Kalksteine, weniger an Dolomite und Kreidekalke, wo vorwiegend Fluviokarst entwickelt ist. 1.2.3. Karst der Becken . Er bindet sich an tektonisch gesunkene Komplexe von Karbonatgesteinen, die meistens in den intermontanen Becken in Depressionspositionen Vorkommen. Stellenweise tritt der Karst zur Oberfläche empor, des öfteren ist er jedoch von neogenen und quartären Sedimenten bedeckt. Stellenweise kommt auch exhumierter Karst vor. Ein solches Karstgebiet befindet sich im Karst von Vazec, Horehronské Podolie, im Becken von Zvolen usw. 1.2.4. Karst isolierter Klippenstrukturen . Er bindet sich an kleine Inselchen von Karbosatgesteinen, die in der Form von Härtlingen der Klippenzone auftreten. Sie sind meistens aus stark gefalteten Jurakalken gebildet. Das kleine Flächenausmass, die extreme morphologische Position ermöglichen die volle Entfaltung des Karstphänomens nicht. Klein ist das Vorkommen von Karren und noch seltener der Dolinen. Öfter kommen kleine Höhlen (Abris) vor. Allogene Flüsse durchqueren sie in Engen. 2. H o c h gebirgskarst . Vom Gesichtspunkt der klimatischen Verhältnisse stellt er einen besonderen Typ vor. Dank günstiger klimatischer Verhältnisse ist hier ein intensiv entwickeltes Karstphänomen mit einer reichen Formenskale entwickelt. Klassisch entwickelt sind hauptsächlich verschiedene Typen von Karren, weiter Dolinen und Abgründe. Stellenweise kommt eine Karststufung im Sinne A. Söglis (1960) vor. Von den unterirdischen Formen sind es ausgedehnte Höhlenräume mit einer vertikalen dominierenden Komponente. Er tritt auf ungefähr über der Grenze von 1 400 m, selten erreicht er jedoch die Werte von 2 000 m. Vertreten ist er in den Belanskê Tatry, Zâpadnê Tatry, Nlzke Tatry, Vel kä Fatra. Literatur : 1. Biely, A., Bystrick, J., Fusän, 0. Zur Problematik der "Subtatrischen Decken" in den Westkarpaten Geologick sborník c. 1, Bratislava 1968 2. Cvijic, J. Types morphologiques de terrains calcaires. Glas. Geogr. drustva, sv. 10, Beograd 1924 3. Corbel, J. Erosion en terrain calcaire. Annales de Géographie, H. 366, Paris 1959 4. Droppa, A. Typisation of the Karst Region in the Carpathians. Problems of the Speleo, logical Research, Part II, Brno 1966.

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M 21/6 5. Qvozdsckij. N. A. 6. jakucs, L. 7. Koncek, M. 8. Lshmann, H. 9. Hazúr, E. 10. Hazúr, E. 11. Hician, L. 12. Kullman, E. 13. tîichoy*ka, J. 14. Panos, V. 15. Roglic, J. 16. Smoliková, L. 17. Sawicki, L. Types of Karst in the USSR. Problems of the Speleological Research, Praha 1965 Eine neue Erklärung der Denudationsvorgänge und Morphogenetik der Karstland¬ schaften. Acta Geographica I VII., Szeged 1967 Sketch of Climatic Conditions in Slovakia. Geografie^ casopis c. 2, Bratislava 1964 Das Karstphänomen in deif/erschiadenen Klimazonen. Erdkunde 8. VII , Bon 1954 Zu den Grundsätzen der geomorphologischen Ryonierung der Westkarpaten. Geografick^ casopis c. 3, Bratislava 1964. Major features of West Carpathians as a result of young tectonic movements. Problems of West Carpathians Geomorphology. Bratislava 1965 Übersichtliche bodengeographische Gliederung der Slowakei. Geografick casopis c. 4, Bratislava 1966 Karstgewässer in der Slowakei und denen Hydrogeologisehe Durchforschung Geologick pries, Zprävy 32, Bratislava 1964 The Types of the Czechoslovak Karst. Ceskosl o v e nsk kras, Praha 1957 Genetic Features of a Specific Type of the Karst in the Central European Climate Morphogenetic Area. Problems of the Speleological Research, Praha 1965 The delimitations and morphological typas of the Dinaric Karst. Mase jame Vil Lj ubi jana 1965. Different forms of Occurrence of Terrae Calais in Karst Areas of Slovakia. Ceskosl o v ensk kras, Praha 1962-63 Zur Frage des geographischen Cyklus im Karst. Mitt.d geogr.Gesel 1 s chaft in Wi e n , 52, Wi e n 1909 J. NICOD (Marseille): 1) Les karsts des régions dolomi t i q ues me paraissent mons caractéristiques que ceux des régions calcaires. Est-ce «ju à une imperméabilité relative des dolemies? J. JAKAL: Les régions karstiques des dolomies se différencent expressivement des régions calcaires quant i leur formation par le procès de la dissolution. D'après notre répartition typologique, nous avons divisé les unités plus hautes sur la base de leur habitus total comme des macroformes. Les structures élémentaires àï leur relation au relief non karstique étaient pour nous le critère principal pour leur répartition. Ainsi pour eyemple, dans le type du karst des structures monoclynales, la région karstique est divisée dans un rang des crêtes prolongées, séparées par les canons profonds. Cependant la repréentation au phénomène karstique sur les dolomites et sur les calcaires est différente, ce qu'il résulte déjà aussi du precis différent du désagrément. La différence est principalement expressive dans la peprêsentation des espaces souterrains, lesquels sont rares dans les dolomies. C'est pourquoi di®§ 1s type des structuras monoclynales nous répartons un soustype d'un karst bien développé sur les calcaires et faiblement développé sur les dolomies, mais aussi des impures calcaires crayeux. Le critère principal daß* cette répartition est pour nous la représentation du phénomène karstique, Cette différence se montre aussi dans les autres rtypes. Die Karstregion der Dolomiten unterscheidet sich ausdrucksvoll von den Kalkregionen, soweit es um ihre Formation durch den LSsungsprozess geht. Bei unserer typologisehen Gliederung haben wir höhere Einheiten quf Grund ihres gesamten Habitus als Makroformen gegliedert. Das Grundkritsrium für ihre Gliederung waren für uns die Hauptstrukturen und ihre Beziehung zum nichtkarstigen Relief. So zum Beispiel bei demKarsttyp der monoklynalen Strukturen, ist die Karstregion in eine Reihe der ausge¬ dehnten Bergrücken gegliedert, durch tiefe Canons getrennt. Jedoch ist die Vertretung des Karst¬ phänomens auf den Dolomiten und Kalken unterschiedlich, was schon auch aus dem vorschiedenartigen Verwitterungsprozess hervorgeht. Ausdrucksvoll ist hauptsächlich der Unterschied in der Vertretung der unterirdisehen Höhlenräume, welche bei den Dolomiten selten sind. Deswegen gliedern wir bei dem Typ der monoklynalen Strukturen einen Subtyp gut entwickelten Karstes auf dem Kalken und schwach entwickelten Karstes auf den Dolomiten, aber auch unreine Kreidekalke. Bei dieser Gliederung ist für uns das Hauptkriterium die Vertretung des Karstphänomens. Dieser Unterschied äussert sich auch bei anderen Typen.

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M 21/7 J. ÍJICQD (Marseille}: 2) Lss cavitls des karsts dolomi t i q ues de Slovaquie se sont-elles développées au départ dans la zone phréatique (comme la grotte de la Clamouse en France, êtuidêe par H. DUBOIS)? J. JAKAL: On ne peut pas le dira univoquement, car l'existence des grottes dans les dolomies des Carpathes SIovques n'est pas fréquente. Par exemple la geneâe de la Grotte Brestovakâ jaskyna se rattache directement auseourant ä ras de terre du Studen potok, lequel se perd dans le souterrain et au bout de 400 m ressort sur la surface. Ce courant avec une masse des cailloutis apportées a érodé relativement des espaces vastes. Dans ce cas il s'agit d'une région dolomitique favorablement située en comparaison de la région non karstique, de laquelle les eaux y affluent. La prédisposition tectonique est aussi très importante. Eindeutig kann man es nicht sagen, da das Vorkommen der Höhlen in den Dolomiten der Slowakischen Karpaten nicht häufig ist. Zum Beispiel die Entstehung der Höhle Brestovská jaskyna hängt direkt mit dem Oberlauf des Studen potok zusammen, welcher in dem Untergrund verschwindet und nach 400 m wieder auf der Oberfläche erscheint. Dieser Lauf, mit einer Menge des mitgebrachten Schotters, hat verhält¬ nismässig umfangreiche Räume erodiert, ln diesem Falle handelt es sich um eine günstig situierte Dolomitenregion gegen das nichtkarstige Gebiet, aus welchem das Gewässer hineinfl iesst. Wichtig ist auchidie tektonische Prädisposition.

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M 22/1 Gripskarst östlich Shamrock /Mordtexas FRANZ-DIETER MIOTKE (Hanno ver /Bundesrepublik Deutschland) Zusammenfassung: Ein im nördlichen Texas an der Grenze zu Oklahoma gelegenes Gipskarstgebiet, dessen karstgenese durch die Wechsellagerun g von Gipsbänken mit basalen Dolomitschichten und Shale ITon)schichten geprägt wird, wurde anhand von einigen Beispielen dargestellt. Dabei wurde auch den Lösungsformen in den freien Gipsoberflächen und ihrer Entstehung durch strömungsdynamische Vorgänge Aufmerksamkeit geschenkt. Da besonders die kartographischen und chemisch/physikalischen Auswertungen der Geländestudien noch nicht abge¬ schlossen sind, ist das obige Referat bis zur späteren Gesamtdarstellung der Ergebnisse als ein erster vorläufiger Überblick zu betrachten. Allgemeiner Überblick Innerhalb der Gipsund Shale (Ton)-Ablagerungen des Perm, die sich von Texas quer durch West-Oklahoma bis nach Kansas erstrecken, liegt das Untersuchungsgebiet an der Grenze von Texas und Oklahoma (100 w.L.) nördlich des 35. B reiten g rades. Die sich von den Rocky Mountains abdachenden High Plains finden westlich Shamrock mit dem Ausstreichen der pliozänen Ogallala Formation ihre Grenze. Doch muß angenommen werden, daß auch die östlich nahe angrenzenden Great Plains (Central Plains) noch mit diesen jungtertiären Ablagerungen bedeckt waren, ehe die quartäre Ab¬ tragung und Zertalung einsetzten.

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Auch klimatisch liegt das Arbeitsgebiet in einem Grenzsaum. Es überschneiden sich hier das seraiaride Klima des Westens mit dem trocken subhumiden (dry subhumid) Klima der inneren Ebenen. Die Niederschläge liegen im Jahresmittel zwischen 508 und 610 mm (20 bis 24 inch), die Jahresmitteltemperaturen liegen zwischen 16 und 18 C (60 und 64 F). Die extremen absoluten Temperaturen wurden in Erick/Ok. mit -27°C und 46°C (-17°F und 115°F) gemessen. Während der durchschnittliche Abfluss im Jahr 25,4 mm (1 inch) beträgt, steigt die jährliche Evaporation der Seen auf über 1525 mm (über 60 Inches) an. Entsprechend den klimatischen Bedingungen gehört die natürliche Vegetation in die '‘Plain Grasslands"und "Prairie Grassland"-Zonen, Nur in den Tälern und an sonstigen feuchtigkeitsbevorzugten Orten ist spärl i eher Baumwuchs vorhanden. Die Geologie Die Unterperm-Abiagerungen (El Reno, Guadalupean Series) im Arbeitsgebiet bestehen aus einer Wechsel¬ lagerung von sehr reinen Gipsen, Dolomiten und sogenannten Shales (überwiegend Tone). Das Untersuchungsgebiet südlich der Linie Shamrock Erick liegt an der südlichen Flanke des "Anadarko Basin", in dessen Achse die Permablagerungen einige hundert Meter mächtig werden. Steil fallen die Schichten nach Norden in das Becken ein, Dislokationen an Bruchlinien sind nicht selten. Das engere Untersuchungsgebiet liegt jedoch schon in einer flachen Südwest-Abdachung der Schichten (pro 100 m ca. 0,5 bis 1,0 ra Südwestgefälle). Weiter südlich im Harmon Co. fallen die Schichten pro 100 m bereits bis über 2 m nach Süd bis Südwest ein. (nach Kenneth 3. Johnson, Oklahoma Geological Survey) Die stratigraphische Wechsel 1 agerung von Gips/Dolomit mit Shale sowie das Einfallen des Gesteinspaketes haben, wie zu zeigen ist, auf die Art der Verkarstung einen bedeutenden Einfluss. Die Zertalung Nach der breiten flächenhaften Überschotterung im Jungtertiär (Ogallala Formation) setzte irgendwann im (Juartär die Herausbildung von Talsysteraen ein, die sich bis heute immer tiefer in die Ebenen eingesdhnitten haben, so dass weite Gebiete zum Teil eng zertalt wurden, besonders in der Nähe der kräftigeren Flussysteme. Über die pleistozänen bis postglazialen Terrassen ist im weiteren Arbeitsgebiet erst sehr wenig gearbeitet worden. Im North Elm Creek, der zum Red River Flussystem gehört, konnten im unteren Talbereich zwei Terrassen¬ niveaus unterschieden werden. Über dem eigentlichen Flussbett mit seinen 1 bis 2 m hohen Schotter¬ und Kiesterrassen ist häufig noch eine schmale Terrassenleiste in 3 bis 5 m Höhe zu erkennen, ehe die breite 5 bis 7 m-Terrasse sich talfüllend ausbreitet. Darüber lässt sich ein höheres Terrassenniveau in 20 bis 30 m feststellen, das bereits weitgehend zerschnitten worden ist. Die 5 bis 7 m-Terrasse lässt sich stratigraphisch zweiteilen. Über die Kiese mit eingelagerten wenig gerundeten Schuttstücken der näheren Umgebung erstreckt sich sine ca. 2 m mächtige sandig/schluffige Deckschicht, in die streifenartig Ansammlungen von gut erhaltenen Schnecken eingeschachtelt sind. Dagegen sind Schneckenfunde im 20 bis 30 m-Niveau bereits stark verwittert und gehören offensichtlich einer anderen Spezies an. Durch C"^-Bestimmungen, die vom Geological Department der University of Texas in Austin durchgeführt werden sollen, sowie durch eine genauere Artenbestimmung der Schnecken soll versucht werden, eine nähere Datierung der Terrassen zu erreichen. Höhere Terrassen im 55 ra bis 120 m-3ereich sind wahrscheinlich, konnten jedoch noch nicht mit genügender Sicherheit differenziert werden. Durch die spezielle Stratigraphie ist nicht immer klar zwischen Akkordanzflächen der eesistenten Gipsbzw. Dolomitschichten und den echten fluviatilen Terrassen zu unterschei den. Die Zertalung im 20 m bis 30 m-Niveau zeigt eins Tarasse, die auf dem 5 m bis 7 m-Niveau ausläuft, während die inneren Kerben bis auf das heutige Flussniveau durchziehen. In den hohen Bereichen finden sich fast überall vereinzelt oder als Schotterspreu Gerolle mit offen¬ sichtlicher Herkunft aus den Rocky Mts. Diese Gerolle sind bereits stark verwittert undzeigen Rinden¬ bildungen. Mächtigere Schotterlager wurden an verschiedenen Orten des Untersuchungsgebietes gefunden. Der Zusammenhang dieser zum Teil viele Meter mächtigen "gravel " -Lager mit der Verkarstung soll später aufgezeigt werden.

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M 22/3 Die Stratigraphie der Perm-Gipse in Nordtexas-Südwest-Oklahoma Gypsum Gypsum Mangum Dolomite Collingsworth Gypsum Cedartop Gypsum Haystack Gypsum Kiser Gypsum Chaney Gypsum feet 160 , 50 m fv > NACH: KENNETH S. JOHNSON, OKLAHOMA GEOLOGICAL SURVEY GYPSUM DOLOMITE SHALE SANDSTONE SALT

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M 22/5 Der Gipskarst östlich Shamrock/Texas (generalisierter Überblick general overlook) ohne Signatur V ' Q Q" & a 0 * o & & Hochfläche, bereits weitgehend zertalt Plain already dissected untere Quartärterrassen lower quaternary terraces Lost Creek-Valley Andere Täler, zumeist Canons other valleys, mostly canyons Karsteinbrüche und Karstdepressionen Sinkholes (breaks) and Karstdepressions 1-3 4 5 Karstsystem Lost Creek-Hinton Creek flache (shallow) Karstdepressionen Einbruchgebiet (Harmon Co /0k | a h . ) Sinkhole area Fluorescin test Benutzte Karten (used maps) : TEXAS, LITTLE WOLF CREEK, 7 ,5 MIN.QU. OKLAHOMA, ERICK, 15 MIN. QUADRANGLE Höhen (Heights) in feet

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> < M 22/7 Lösungsgeschwindigkeit j Lösungsgeschwindigkeit 2 G Gefälle Fließgeschwindigkeit Dicke der Adhäsionsschicht Sx Sättigung im fließenden W. s m Sättigung am Gestein D Diffusion E -D. MIOTKE,89 Vektoren der Fließgeschwindigkeiten Sx s«. Gestein W 03

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M 22/8 Der North Elm Creek, lieg zur Francis Ranch Der mäandrierende North Elm Creek hat sich in die 5-7m-Terrasse eingeschnitten. Oberhalb der Brücke sind noch schmalere Terrassenleisten in ca. 3 m Höhe über dem Fluß zu erkennen. Die höhere Ter¬ rasse (20-30 m ü. d. Fluß) ist bereits stark zerschnitten worden, sowohl durch Seitenbäche als auch durch die Lateralerosion des N.E. Creek (S. oben rechts). Resistentere Gesteinsschichten werden in den Talkanten deutlich heraus präpariert. ® Schnecken im North Elm Creek Tal (an der Brücke s. Foto A) Sowohl im oberen Feinmaterial (Foto) als auch im unteren Kiesbett der 5-7m~Terrasse finden sich Ansammlungen von sehr gut erhaltenen Schnecken. Die Anreicherung in Horizonten deutet auf die ehemalige Existenz von flachen Tümpeln hin, die als bevorzugter Lebensraum der Schnecken dienten. Ähnliche Schnecken, offensichtlich anderer Art und wesentlich stärker verwittert, können auch in der höheren Terrasse (20-30 m) beobachtet werden. Spätere c"*^-Datierungen sol¬ len Auskunft über das Alter geben. Flache Gipskarstpfannen Die flachen Gipskarstdepressionen sind in den höheren Flächen weit verbreitet. Zumeist ist der Boden der Karstpfannen mit Feinmateri¬ al (Schluff/Sand) aufgefüllt, während die Ränder häufig Gipsoder Dolomitoberflächen aufweisen. Deutlich sind die zumeist mit Fein¬ material gefüllten Klüfte durch die linierte Grasvegetation zu er¬ kennen. In der Nähe solcher Karst-Einsenkungen dürften die Kluft¬ systeme in direktem Zusammenhang mit der Verkarstung zu sehen sein, doch lassen sich auch abseits von "sinkholes' 1 Kluftsysteme an der Oberfläche erkennen. © Wabenverwitterung an Dolomitoberflächen Die Dolomite zeichnen sich häufig durch auffällige Wabenmuster an der Oberfläche aus. Zum Teil bestehen die Wabenmuster aus Kalzitausfällungen (an Bruchlinien an der Grenze zum Gips?). Wie weit diese Formen bereits bei der Entstehung der Dolomite petrographisch vorgegeben sind, ist noch nicht eindeutig geklärt. Am deutlichsten sind diese Wabenmuster an den Mangum Dolomiten ausgebildet . ©

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M 22/9 b l l ' "\S-'ki. í ! i‘ • 3 " % 

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M 22/10 Talrand, im östlichen Lost Creek Cañón Die Gipsbänke der Blaine Formation sind fast überall bereits stark verkarstet. In den Talanschnitten läßt sich klar erkennen, wie stark der Gips zerklüftet ist. Die vielen Klüfte werden durch Lö¬ sungswirkungen kräftig erweitert (s. rechts oben). Unterirdische Abflußsysteme sind häufig weitgehend durch heinmaterial (Shale) verstopft. Viele dieser Entwässerungskanäle sind teilweise einge¬ brochen. Am Euß der Canonwände bilden sich Schuttanhäufungen, die erst langsam abgebaut werden. Quellbezirk in den Einbrüchen am Hinton Creek (s. Karte 3 ) Die Nebentäler des South Elm Creek haben eine komplexe Genese, die sich aus einem (zum Teil ehemaligen ) fluviatilen oberflächlichen Abfluß und den unterirdischen Karstsystemen und ihren Einbrüchen zusammensetzt. Die canonartigen Tallinien innerhalb der deutlich erkennbaren höheren Terrassen sind zu einem wesentlichen Anteil durch Einbrüche von Karsthöhlen entstanden. Die Quellen in diesem Beispiel liegen im Cedartop Gypsum. Wie Nluoreszin-Versuehe erga¬ ben, kommen die Wasserströme aus verschiedenen Richtungen hier im Quellbereich zusammen. ^ Karst-Einbrüche zwischen dem Lost Creek und dem Hinton Creek Die großen Einbrüche in den höheren Elächen sind in ihrer Längs¬ form noch auf die SW-Abdachung der Gipsschichten eingestellt, ob¬ wohl die Karstwasser bereits weitgehend nach Süden auf den nahen und tiefen Hinton Creek gerichtet fließen. Sehr frische Einbrüche zeigen, daß die Karstentwicklung noch aktiv voranschreitet. Kürze¬ re Gullies in der Peinmaterialbedeckung sind auf die "sinkholes" eingestellt. Am Rande der steilen Einbrüche bleiben oftmals Pfeiler stehen. Der "sinkhole"Boden ist zumeist mit Schutt und Blöcken bedeckt . © Karren im feinkörnigen reinen Gips Mikrokarstformen in den freien Gipsoberflächen sind nicht selten zu beobachten. Die Karren im Bild sind am Hinton Creek in den Collingsworth Gipsen ausgebildet. Deutlich läßt sich die Abhängig¬ keit der Karrenvertiefungen vom Gefälle in der Oberfläche ablesen. Auf den Verflachungen laufen die Karren aus, darunter treten sie bei erneutem Versteifen wieder auf. Die Formen und Dimensionen der Lösungsformen ändern sich mit der Petrographie oft sehr schnell auf engstem Raum. Unreine Stellen im Gips werden als kleine Ober¬ flächenerhöhungen herausmodelliert. (0)

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M 22/12 Der Beginn der Verkarstung Die Karsterscheinungen, die in den Gipsen der Blaine-Formation ausgebildet sind und sich weiter aus¬ bilden, begannen mit der Abtragung des Hangenden (Dog Creek Shale und der Whitehorse Group), die sich synchron mit der pleistozänan Eintiefung der Täler vollzog. Sehr wahrscheinlich waren die hangenden Schichten ehemals noch von der Ogallala Formation überdeckt. Die fluvia 'len Systeme im Jungtertiär dürften jedoch für die Verkarstung noch keine Holle gespielt haben, da die löslichen Gipsund Salz¬ schichten seinerzeit durch die undurchlässigen Shales geschützt wurden. Erst mit der Eintiefung der Täler im Pleistozän wurde das lösungsfähige Gestein vom Wasser erreicht (Entstehung der Korrosions¬ basis). Die frühen quartären Talbildungen waren daher für die erste Anlage der Karstsysteme entschei¬ dend, da unter diesen Wasserlinien bereits mit einer bevorzugten Karstlösung zu rechnen ist. Die Abdeckung der hangenden Tonschichten begann naturgemäss in den Haupttallinien, ehe sich der weitere Abtrag der Deckschichten mit entsprechender Verzögerung auch in die Nebentäler und Riedel hinein fortsetzte. Deshalb wurde in den Haupttälern nicht nur die stärkste und daher schnellere Erosion vollzogen, hier begann auch mit der ersten Eintrittsmöglichkeit des Wassers in die zerklüf teten Gipsschichten (bzw. Salzlager) die primäre Verkarstung. Dabei ist zu berücksichtigen, dass die pleistozänen Talungen sehr breit ausgebildete Täler gewesen sein müssen. Das ist aus den weitflächigem pleistozänen Schotterakkumulationen beiderseits der relativ eng eingeschnittenen rezenten Täler zu schliessen. Die ehemaligen Ogallala Gerolle (?), die im Pleistozän ausgeräum 1 und zumeist abtransportiert wurden, sind an verschiedenen Punkten in zum Teil mehrere Meter mächtigen "Gravel ^ l a gern akkumuliert worden. Häufig liegen diese Schotternester über einige hundert Meter vom rezenten Talweg entfernt. Sehr wahrscheinlich sind diese Schotter synchron mit der Gipslösung in den sich entwickelnden Karstdepres¬ sionen aufgefüllt worden. Dafür spricht die Beobachtung, dass häufig einige Gipsschichten (z.8. der gesamte Haystack-Gypsum) völlig fehlen, wo die Schotterlager angereichert sind. (Freundliche mündliche Mitteilung von Kenneth 3. Johnson, Oklahoma Geolxical Survey) Die Karstgenese Während die Hauptflüsse des Untersuchungsgebietes (North und South Elm Creek) bereits die Gipsschichten der Blaine Formation völlig ausgeräumt haben, werden die Nebentäler rezent noch fluviátil und karst¬ hydrologisch komplex entwickelt. Als Beispiel für die Genese der Zertalung und Verkarstung der höheren Flächen wurde das Lost Creek Tal gewählt, das zwischen den Tälern des North und South Elm Creek ausgebildet ist. Obwohl die Basisdistanz zum South Elm Creek geringer ist, richtete sich der oberflächliche Abfluss nach Osten zum Vorfluter North Elm Creek. Mit der zunehmenden Kapazität der unterirdischen Karstwege (Höhlen) versickerte immer mehr Wasser in die ausgeweiteten Kluftsysteme der hier anstehenden Gipse. Die Karstwässer müssen in der primären Phase der Verkarstung solange innerhalb einer Gipsschicht fl lassen, bis die Zwischenlage Shale durchschnitten worden ist, und damit die unterirdischen Wasserläufe in die nächst tiefere Gipslage eintreten können. (Austreten werden diese Wässer hier erst dort, wo diese Gipsschichten von einem Tal angeschnitten werden, nämlich vom South Elm Creek.) Etagenartig wird sich dei Karstentwässerung daher innerhalb der Gipslagen von einer höheren zu einer tieferen Lage entwickeln, jeweils durch eine kurze unterirdisehe Erosionsphase in den leicht ausräumbaren Sables unterbrochen, ln den kanalartigen, gewundenen Höhlen lässt sich dieser Wechsel von einer Gipsschicht in die tiefere als abrupter Sprung im Flussgefälle beobachten. Die nach der TiefeHegung "fossil" gewordenen höheren Höhlenwege können jedoch zeitweise bei Hochwasser wieder durchflossen und durch Lösung erweitert werdeh. Oer perennierende Lost Creek verschwindet heute bei niedriger Wasserführung in einem Ponor, der bereits unterhalb der Collingsworth Gipsbank liegt. Das Wasser tritt daher bereits dort in den Cedsrtop Gypsum ein. Östlich dieses Ponors reihen sich weitere "sinkholes" (s. Karte 1), die bei Hochwasser, wenn die Aufnahmefähigkeit des ersten Ponors überschritten ist, jeweils als weitere Ponore tätig werden. In solchen Hochwasserperioden, die nicht regelmässig jedes Jahr auftreten, steigt das Hasser einige Meter über den Bachgrund und überschwemmt nicht selten bis zu über 100 m weit die angrenzenden Talbereiche. Grasund Zweigreste in Jen Bäumen und Büschen zeigen an, dass das Wasser auch die weite beck -artige Karstdepression innerhalb des Tales (westlich des 100. Längengrades) überflutet und sodann mit etwa 50 cm Höhe über die flache Talschwelle nach Osten überfliesst (Spillway). Auch hier verschwindet noch ein grosser Teil des Wassers in einigen grösseren "sinkholes", nur ein kleiner Rest würde oberfläch¬ lich in den North Elm Creek gelangen, wenn nicht ein künstlicher Damm das Wasser sammelte.

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Oie orientierten grossen Einbrüche südlich des lost Creek Tales (s, Karte 2) zeigen, dass die unterirdische Karstentwässerung urspr ’glich dem Fallen der Schichten nach SW folgte. Daraus ist erkenntlich, dass die Wasser, die in eine Gipsschichi gelangt sind, in dieser weiterfliessen müssen, weil die darunter liegenden Tonschichten und z a T . auch die Dolomitschichten an der 3asis der Gipse als Wasserstau wirksam werden. Hit dem weiteren Eintiefen der nördlichen Seitentäler des South Elm Creeks eifen diese immer mehr in den Bereich der Sii-gerichteten unterirdischen Karstlinien hinein und leiten das Wasser direkt nach Süden zur näher gelegenen Erosionsbasis. Diese Entwicklung lässt sich sehr gut am Hinton Creek beobachten. Obwohl die grossen bis zu über 30 m langen und ca. 30 m tiefen Karsteinbrüche (s. Karte 2) nach SW gerichtet sind, fliesst das Wasser bereits vom Lost Creek Ponor teilweise direkt nach Süden in den Hinton Creek (s. Karte 3). Ein Fluoreszin-Versuch zeigte, dass das Lost Creek-Wasser (Fluoreszin-Eingabe am westlichen Ponor) sowohl am Hinton Creek als auch im South Elm Creek (s. Karte 7) westlich des Hinton Creek wieder austritt. Dagegen bleibt der Test im perennierenden Wasserlauf des östlichen Lost Creek (s. Karte 8) negativ. Daraus geht hervor, dass ich ein Abfluss im Losf Creek Tal nach Osten in den North Elm Creek nur oberflächlich bei Hochwasser vollziehen kann, während die unterirdische Karstentwässerung von Höhlensystemen aufgenommen wird, die dem Einfallen der Schichten nach SW folgen. An der südlichen Lost Creek Tal Seite ergibt sich daraus die etwas kuriose Situation, dass das Wasser oberflächlich in den kurzen Seitentälern nach Norden fliesst, dann in einen Ponor versinkt und danach unterirdisch wieder nach Süden zurückfliesst, C die nicht sehr mächtigen Gipsschichten im Gegensatz zu banügen Kalken keine grosse Tragfähigkeit besitzen, sind die Täler mit einem grösseren Einzugsbereich zumeist eingebrochen und bilden Canons. Die in sulchen Tälern igeschni t i ene Stratigraphie zeigt häufig Verbiegungen und Einbrüche der Schichten. Nicht selten sind die Gipsschi c hien streckenweise völlig herausgelöst worden. Wie weit bei den Ein¬ senkungen auch das Auslaugen von Salzlagern in den Tonen mit zu berücksichtigen ist, kann nur schwer abgeschätzt werden. Einige Beispiele in den Taleinschnitten demonstri e ren, dass die Absenkungen und Einbrüche völlig mit Abtragungsmaterial aufgefüllt sind, c ie dass an der Oberfläche eine deutliche Vertiefung sichtbar wird. Karstabsenkung und gleichzeitige Auffüllung könnte hier gleich stark gewesen sein. Im allgemeinen ist die Oberfläche des Untersuchungsgebietes jedoch durch Karsthohl¬ formen all er Dimensionen gegliedert. Neben den selteneren aber umso eindrucksvol 1 eren grossen Karsteinbrü’chen sind besonders die flachen unregelmässig geformten Karstpfannen sehr erbreitet. Vor allem im Südwesten und Westen des Lost Creek Tales (s. Karte 4) sind diese flachen Karstdepressionen bereits sehr deutlich im Luftbild auszumachen. Während die höheren Ausssnränder nur eine dünne oder keine Bodenbedeckung aufweisen, sind in den flachen Vertiefungen fast immer Bodeneinschwemmungen und in nicht geringem Anteil wohl auch Fein¬ materialeinwehungen vorhanden. Diese Unterschiede haben für den Wasserhaushalt und damit für die örtliche Vegetation erhebliche Auswirkungen. Während die Ränder eins dünne Vegetationsbedeckung mit Kakteen aufweisen, ist der besser durchfeuchtete flache Boden mit einer dichten Grasdecke über¬ wachsen. Diese unterschiedliche Intensität und Dauer der Durchfeuchtung dürfte auch für die Lösung der Gips¬ schichten Bedeutung haben. In den nahezu freien Gipse erflächen sind die mit Feinmaterial aufgefüllten Bruchlinien durch Gras¬ vegetation nachgezeichnet. Während die tektonisch verursachten Klüfte als relativ einheitliche Kreuzlinierung auftreten, sind die Klüfte in Karst-Einbruchzonen ziemlich regellos angeordnet. Auch hier geben Luftaufnahmen einen guten Überblick. Die Gip«' arst-Einbrüche im -armón Co./0kl a horna Neben den grösseren Einbrüchen zwischen dem Lost Creek und dem Hinton Creek wurden die ''sinkhole"Linierungen im nördlichen Harmon Co./Ok. südlich des South Elm Creek (s, Karte 5) im Detail geomorphologisch kartiert. Die Einbrüche variieren in der Grösse von wenigen Metern Durchmesser bis über 50 m ¡2, entsprechend unterschiedlich ist auch die Tiefe der ^sinkholas ! t . Einige der Hohlformen sind schachtartig (shafts) ausgebildet.

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Oie Achsen der "sinkhol e ' ^-Reihen sind deutlich an das 3W-Einfallen der Schichten angelehnt. Diese Vertiefungen in den ÜE-SW-gerichteten lal u n gen fungieren als örtliche tiefe Erosionsbasis und haben in den Felnraaterial dackschichten z.T. tiefe Gullies verursacht, die abrupt im Talboden ansetzen und denOberflächenabfluss in die Karsthohl formen leiten. Die Verkarstung der hier hauptsächlich anstehenden iim Fork Member ist in der Nähe des South Elm Creek bereits bis in die Haystadk Gipsschicht fortgeschritten. Damit befinden sich die unterirdischen Afaflussysteme bereits in Flowerpot Shale, der nur noch die dünnen Kiser« und Chaney-Gipsschichten aufw st. Der South Elm Creek hat auf dieser Höhe auch den Kiser Gips durchschnitten. Die im Flowerpot Shale ehemals vorhanden gewesenen Salzvorkommen sind weitgehendst ausgelaugt, jedoch gibt es nur wenige Kilometer weiter östlich in den südlichen Nebentälern des South Elm Creek noch Salzquellen mit einer starken Sal z förderung. Auch zeigt der hohe Chlorid-Gehalt des North Elm Creek, dass noch weitere Salzquellen tätig sein müssen. Auf die Ergebnisse der zahlreich durchgeführten Wasseranalysen kann jedoch an dieser Stelle nicht eingegangen werden. Es soll aber darauf hingewiesen werden, dass die Salze im Wasser für die Gipslösung eine grosse Bedeutung besitzen, da sie die Gipslöslichkeit erhöhen und somit örtlich eine schnellere und kräftigere Verkarstung verursacht haben müssen. D i e Kl einfor men a) ln feinkörnigen Gipsen Die freien Gipsoberflächen, auf denen nach Niederschlägen Wasser abrinnt,sind nicht selten durch Lösungsformen gegliedert. Da die Oberflächen nur kleinräumig sind, finden sich kaum längere Rinnen¬ karren. Kleinere G : p s stUcke unter einem halben Meter sind vom "First" ausgehend mit kurzen Karren bedeckt. Grössere Gipsoberflächen, die steileres und flacheres Gefälle aufweisen, zeigen in den steileren Partien Karren, während die mehr ebenen Flächen durch die Lösung nur leicht übertieft wurden. Die Breite der Abflussrinnen schwankt zwischen wenigen Zentimetern bis unter einem Millimeter. Je nach der Feinkörnigkeit des Gipsgesteins sind die Mikrooberflächen der Karren und Vertiefungen grobbis feinstrukturiert. Diese unterschiedliche Oberflächenstruktur dürfte sich auch in der Lösungs¬ geschwindigkeit auswirken. Für die spezielle Formgestaltung der Lösungserscheinungen auf der Gipsoberfläche kann die Petrovarianz und Struktur im Gipsgestein jedoch nicht allein herangezogen werden, obwohl diese ohne Zweifel sehr bedeutungsvoll bei der Anlage der Lösungshohl form mitwirkt. Auch die Chemie Jen Lösung (chemische Wassereigenschaften) kann allein nicht die Form erklären. Vielmehr müssen auch die chemisch/physikalischen Bedingungen bei der Fliessdynamik des abrinnenden Wassers berücksichtigt werden. Lösungsversuche mit destilliertem Wasser zeigten, dass bei höherer Fliessgeschwindigkeit die Lösungsgeschwindigkeiten nicht unwesentlich erhöht werden. Dazu wurde folgender Lösungsversuch durchgeführt: Ober eine Gipsoberfläche flössen ca. 300 ml Wasser langsam und kontinuierlich ab (je 00 ml brauchten für ca. 17 cm Fliesslänge ca. 4 min.). Der Durchfluss des jeweils gleichen Wassers wurde verschieden oft wiederholt, so dass sich praktisch eine entsprechend längere Laufstrecke ergab. Die Ergebnisse dieses kleinen Lösungstestes sollten keineswegs zu weitreichenden, verallgemeinernden Aussagen verwendet werden, lediglich einige Hinweise sollen aus den Resultaten abgeleitet werden: 1) Bei sonst gleichen Bedingungen hat ein steileres Gefälle, das eine höhere Durchflussge ::hwindigkeit verursacht, eine schnellere Losung zur Folge (vergl. H 2 O-Test) 2) Die Unterschiede in der Temperatur des Wassers wirken sich bei der physiikalIschen Gips¬ lösung sehr deutlich aus (vergl. Schneewasserversuch) 3) Chemisch sehr ähnliche Wasser (Schneewasser-H20) können dennoch grössere Unterschiede in dar Lösungsgeschwindigkeit bewirken. Der ständige Wechsel der Wassereigenschaften in der Natur (Starkregen, Sprühregen, Schnee, etc.) löst daher pro Wassermenge unterschiedliche Gipsbeträge von den freien Gipseberflächen, ehe das Wasser vielleicht noch ungesättigt im Boden verschwindet.

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M 22/13 Die höheren Lösungsbeträge, die sich aus dem steileren Gefälle ergeben, können durch die nähere Betrachtung des physikalischen Lösungsvorganges verständlich gemacht werden: Die Lösung vom Festkörper Gips in die Flüssigkeit Wasser vollzieht sich durch eine dünne AdhäsionsS'hicht auf dem Gestein. !n dieser Grenzschicht, die vom fliessenden Wasser nicht mitbewegt wird, stellt sich ein Sättigungsgefälle von der gesättigten Lösung direkt am Gestein zum Sättigungsgrad des bewegten Wassers ein, das durch die Diffusion ausgeglichen wird (Anstreben eines Gleichgewichtesg) Die Geschwindigkeit der Diffusion hängt neben vielen Faktoren (Temperatur, Viskosität, Molekular¬ grösse, etc.) auch von der Dicke der Grenzschicht ab. Je dünner diese ausgebildet ist, umso schneller verläuft der Ausgleich des Sättigungsgefälles durch die Diffusion umso schneller kann daher auch Gestein wieder in Lösung gehen. Nun ist aber bekannt (H. Remy, Anorganische Chemie, Bd. 1 1 , 3 . 8 87/888, 1959), dass die Dicke der Adhäsionsschicht bei höherer Fl i e s sgeschwindigkeit des darüber bewegten Wassers abnimmt, weil die mechanischen Kräfte an der Grenze "bewegtes Wasser nicht mitbewegte Adhäsionsschicht" anwachsen. Diese Verdünnung der Adhäsionsschicht bewirkt eine schnellere Diffusion, die damit einen grösseren Lösungsbetrag pro Zeit ergibt. Die Lösung vollzieht sich also an Gesteinsstellen mit höherer Fliessgeschwindigkeit schneller, hier wird mehr Gestein von einer gleichen Menge Wasser (Lösungsmittel) herausgeiöst als an Gipspartien, wo das Wasser langsamer abfliesst. Ist die Fliessgeschwindigkeit des Wassers für die Lösungsgeschwindigkeit bedeutungsvoll, soist es nötig zu prüfen, wo and warum dort höhere Fliessgeschwindigkeiten auf der Gesteinsoberfläche auftreter, Ausl äsendes Moment für das abfllassende Wasser ist die Schwerkraft, die über das Gefälle wirksam wird. Verstei 1 ungen in der Gipsoberfläche werden daher bevorzugt vom Wasser korrodiert, zumeist bei linienhaftem Abfluss als kleine Rinnenkarren, häufiger aber auch in Form sogenannter Trittkarran, wenn das Wasser als breiterer Strom das Gestein überfliesst. Verflachungen des Gefälles bewirken eine relativ langsamere Lösung die Hohlform flacht aus, nicht selten bis zu einer fest ebenen Fläche. Es ist zu betonen, dass Lösungsversuche klar gezeigt haben, dass diese Verflachung keineswegs eintritt, weil etwa die Losungskapazität des Wassers erreicht wäre, die Sättigung des Wassers mit Gips ist zumeist längst nicht erreicht. Die Beobachtung zeigt ja auch, dass das Wasser bei erneuter Verstel¬ lung im Gips wiederum in die Tiefe korrodieren kann. Eine andere Möglichkeit, dass sich die Geschwindigkeit des abfliessenden Wassers ändert, liegt ausschliesslich in den strömungsdynamischen Bedingungen begründet. Auch bei ziemlich glatter Oberfläche wird sich zumeist ein well enartiger Abfluss ausbilden. Allein durch die im wellenartigen Abfluss begründeten Geschwindigkeitsunterschiede müssen wenn die höheren Geschwindigkeiten immer an der gleichen Gesteinsstelle auftreten hier Vertiefungen durch die schnellere (stärkere) Lösung auf treten. Sind ager erst einmal Hohlformen vorhanden, werden diese durch die darin entstehenden Wirbelbildungen übertieft. Diese Wirbel sind ja letztlich nichts anderes als Geschwindigkeitsänderungen des fliessenden Wassers. Da auch die Fliessrichtung dabei geändert wird, kann die Adhäsionsschicht durch den gerich¬ teten Druck (mechanische Kräfte wirken auf einen bestimmten Gesteinsbereich stärker) dünner werden also ähnliche Resultate bezüglich der Lösungsgeschwindigkeit erzielen wie einfache Geschwindigkeits¬ änderungen des Durchflusses, Wirbel können jedoch auch hinter einem erhöhten Hindernis in der Oberfläche auftreten une hinter der Erhöhung durch verstärkte Lösung Hohlformen herauskorrodieren. Fliesst Wasser über eine Oberfläche unterschied!icher Rauhigkeit, wird die wechselnde Reibung bei gleichem Gefälle ungleiche Fliessgeschwindigkeiten erzeugen. Es ist daraus erkenntlich, wie komplex der Formungsvorgang von Oberflächen-Lösungsformen bereits allein bei der Betrachtung der Fliessdynamik ist, ohne die Petrovarianz, den Wasserchemismus, die Art des Niederschiags (Starkregen, Nieselregen, Schnee, etc.) zu berücksichtigen.

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H 22/1 fc in verwiltertsn Gipsoberflächen Viele nient mit Boden bedeckte jipsoberflächen zeichnen sich durch übergrosse Kristallbildungen aus. Sehr wahrscheinlich haben hier Umkristallisationen im atmosphärischen Verwitterungsbereich stattge¬ funden» !n den flachen Eintiefungen dieser Gipse finden sich häufig kbine napfartige Vertiefungen mit einem Durchmesser im Zentimeterbereich, in denen das Regenwasser kürzere Zeit steht und lösen kann« Es ist anzunehmen, dass die Richtung der Kristallachsen bei der Herauslösung dieser Hikrokarstformen eine modifizierende Rolle spielen. Die Problematik der Genese dieser Formen soll hier kurz angedeutet werden, obwohl noch keine näheren Untersuchungen durchgeführt wurden. Auffällig ist die Ähnlichkeit dieser Formen mit beobachteten Erscheinungen an der Verwitterungsgrenze (Hydratationsgrenze) von Anhydrit zu Gips, an der ja auch Umkristallisationen stattfinden. c) an Dolomitoberflächen Die jeweils an der Basis der Gipsschichten vorhandenen Dolomite sind sowohl gegenüber der Lösung als auch der Abtragung im allgemeinen wesentlich resistenter und treten häufig als Deckschicht an der Oberfläche auf. Besonders der an der Basis der an Vacter Member liegenden Hangum Dolomite sind sehr widerstandsfähig und leicht an ihrer Wabenstruktur an der Oberfläche zu erkennen. Der Studienstiftung des deutschen Volkes, die mir die Geländearbeiten durch ein Amerikastipendium 1968/69 ermöglichte, sowie der Deutschen Forschungsgemeinschaft und dem Geological Department of the University of Texas, Austin, sei an dieser Stelle für die grosszügig gewährte finanzielle Unterstützung ergebenst gedankt. Mein Dank g t auch Mr. James F. Quinlan, der mich auf dieses Karstgebiet aufmerksam machte, sowie allen sehr hilfsbereiten amerikanischen Geologen, von denen ich besonders Herrn Prof. Dr. Robert 0. Fay und Herrn Dr. Kenneth 3, Johnson vom Oklahoma Geological Survey nennen möchte. Li taraiur: Fay, Robert 0«, 1964 Ham, William E«, 1957 Johnson, Kenneth 3», 1963 Kurphey, Clifford W«, 1958 Ward, Porter E,, 1961 Blaine Formation Northwestern Oklahoma, Oklahoma Geol. Survey, Bull. 98, Norman/Ok. Stratigraphy of the Blaine Formation in Beckham Co., Oklahoma, in: Proc. of the Acad, of Science, Vol. 38, S. 88-93 Salt in the El Reno Group Permian), Elk City Area, Beckham and Wahita Counties, Ok. in: P oc. of the Eiglth Biennial Geol. Symposium, The Univ. of Oklahoma, Norman/Ok. Areal Geology of the Erick Area, Beckham and Greer Counties, Oklahoma unverb'ff. Hasten of Science Thesis, The Univ. of Oklahoma Salt Springs in Oklahoma in: Oklahoma Geology Notes, Norman/Ok.

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M 2V1 Analisi comparata deile deformazioni tettoniche e del carsismo nei settore di aurisina (Trieste) ENfilCO MERLAK (Gruppo Grotte dell ' A ssociazione XXX Ottobre Sez. del C.A.I. di Trieste/Italia) Rlsual Dans ce bref travail on a présenté quelques recherches prèliilnaires dans l'essai de rattacher stricteaent les dé¬ formations tettoniques d'un terrain calcaire avec la aorphologie d'encarseaent du territoire aêae. Le système de représentation des déforœations tettoniques se base sur l'application du réticule équivalent du Schaidt. Les pèles des plains de coupures reportés sur la projection du réticule viennent en suite réunis dans aires de fréquence par l'application d'un second réticule qui perait la création du diagraaae entier par lequel c'est possible une rapide évaluation du type et du module des déforaations tettoniques. On adjoute au travail d'indage l'étude des formes carsiques qui implique l'exploration totale, le relèvement et l'identification des coupures responsables de la ge¬ nèse de la cavité, cette chose n'est pas toujours possible. Pour ce qui regarde les déforaations tettoniques, on a pris en considération seulement les coupures, puisque des failles évidentes et des plis remarquables manquaient. S'agissant d'un travail expérimental, il doit être considé¬ ré possible de corrections: il s'agit particulièrement d'étudier avec majeur soin les possibles Influences des ca¬ ractéristiques stratigraphiques, de l'inclinaison des plains de coupure et d'approfondir les connaissances sur la tettonique de la région a fin de pouvoir, éventuellement, établir les différences chronologiques de fracturation . On constate dans la plupart des cas une certaine correspondance entre les déformations tettoniques et la morpholo¬ gie carsique, mais une étude plus profonde sur le sujet implique des indages faites avec beaucoup de soin et tou¬ jours une majeure connaissance du phénomène carsique. Preaessa Su un ristretto settore cársico, situato in prossimità del paese di San Pelagic (Carso Triestino), S stata eseguita un'indagine statistico-simmetrologica deile deformazioni tettoniche (piani dl fratturazione) ricorrendo in par¬ te al sistema di rappresentazione della Gefdgekunde (Sander B., 1948,1950). Lo studio statistico deile frattura zioni è stato poi collegato aile caratteristiche strutturali del carsismo della zona. 11 carso di San Pelagio II settore studiato si estende su di una superficie di circa due chilometri quadrati ed è costituito da un terreno degradante dalla quota di 253 a quella di 145 metri posta nelle vicinanze dell'asse del soleo di Aurisina. I terreni affioranti sono riferibili al Cretáceo superiors (Cenomaniano medio-superiore-Senoniano). Si tratta essenzi almente di calcar! fossiliferi a foraminiferi e lamellibranchl, calcar! stratificati scarsamente fossiliferi, calcari brecciati e rari orizzonti di breccie. La strati f icazi o ne presenta spessori variablli fra i 30 cm. e i 120 cm. e in corríspondenza di alcuni orizzonti appaiono deile bancate a stratificazione indistinta. La direzione degli stratif*varia da 105° a 135° in relazione con la plega anticlinalica che caratterizza 11 Carso Triestino, con asse di piegamento NW-SE. L'immersione è verso SW e 1 Mnclinazione varia da un massimo di 22° ad un mínimo di 13° decrescendo generalmente verso NE. (vedi fig.2). La morfologia superficiale, propria di una zona profondamente 1ncarsita, è caratteri z zata dalla presenza di fenomeni presentí con intensité lungo tutto 11 territorio del Carso Triestino: trattandosi di una zona posta 1n pendió, la tendenza ad un drenaggio delle acque in senso inizialmente suborizzontale è qui spiccata. Si assiste ad una típica fenomenología propria di un carsismo di pendió con la prevalenza di solch! allungati nel senso della massima pendenza, campi solcati (Rinnenkarren) e rare doline in corrispondenza delle parti centroterminali dei solch! stessi. Gli affioramenti stratigrafici sono presentí 1n abbondanza e, sopratutto in corrispondenza del rilievi o rialzi del terreno, 1 ' i n t e nsa degradazione meteorica ha operate Pevoluzione di gran parte degli affioramenti a "griza". Particolármente interessante risulta 1 ' i n carsimento ipogeo qui favorito da un'intensa fratturazione della zona e da condizioni paleoidriche particolari. La presenza di un fitto reticolo idrografico legato ai fattorl climatici pleistocenici e ora completamente scomparso, ha determinato la genes! di una serie di números! inghiottitoi disposti lungo una fascia di terreno ortogonal «ente alia linea di massimo pendió in corri spondenza del flanco destro del soleo di Aurisina. Si tratta di cavité ad andamento suborizzontale alie quali si associano cavité vertical! laddove prevalga un drenaggio entro prevalenti incroci di fratture. Lo studio del carsismo della zona è stato parti col ármente potenziato negli ultiai due anni en relazione ad una importante scoperta effettuata nel Febbraio del 1967 : la grotta A.F. Linnen V.G. 3988. Questa cavi tl rappresenta, per lo studio del carsismo in generale e par quelle dell'idrografia ipogea in particolare, una base per una conoscenza piè approfondi ta sul decorso delle acque sotterranee e sullo svolgimento dei cicli carsici. Aile caratteristi c he morfologiche, che ne fanno una delle maggiori cavité del Carso Triestino, si unisce la possi bilitá di uno studio diretto sul comportamento delle acque di fondo del nostro altiplano. Il fondo della cavité è

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M 24/3 Fig. 3: Affioramento intéressait) da minuscoli e nimerosissimi solchi legati ad un drenaggio di pen den za. Spiegazione della Fig. 12: 1) Fratture 10°, 20°, 34°. 2) " 103 6 3) " 60° 4) " 130° Fig. 15: Punto d'indagine statistica: sono visibili i 3 sistemi a reticolo.

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M 24/4 Sistema Nord-Sud Fig. 6: Planimetria della grotla "Lindier" con riferi m entó ai sistemi di frattura. Scala 1:3000 tema NordNst-SudOvest istema EätNordEst—OvestSudOveat >1

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M 24/5 c Dalla Fig. 13 appare chiaramente una tendenza ad uno sviluppo di forme tnorfologiche nel senso della massima fratturazione. La dolina rilevaia.

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M 24/6 infatti interessato da «ovimentl oscillatori di «asse d'acqua legati Indiscutibileente alle fasi di piena del terri¬ torio. Inpostazione del lavoro Lo scopo del presente studio â collegare in stretta analogía fra loro le deformazioni tettoniche e le lorfologie tlpiche del fenoaeni carsici. Per far cid si ê pensato di effettuare una serie di indagini statistiche in corrispon -denza dagli affioraaenti prossiat agli eleaenti carsici studiati. Per le indagini sulle deforaazloni (sono stati pre¬ si in considerazione solaaente piani di frattura e qualche faglia rasata a rigetto verticale quasi nullo) sono state create sul terreno alcune stazioni di rilevaaento, indicato con le letters dell ' a lfabeto, e in posizione tale da abbracciare gran parte del settore (Fig. 2 ). In corrispondenza di ogni stazione sono stati aisurati un centinaio di pia* ni di frattura poi proiettati coae poli su un diagraaœa (rete dl Schaidt-eaisfero inferiore). Oelialtate le aree di uguale intensità (nel nostro caso dell 1 1?, 2% e 10¡?)si ha la corrispondenza dei aassini con le posizioni spaziali di rottura pii) frequenti. Dali 1 indagine statistica si passa allô studio delle forte carsiche present! in prossiaitâ della stazione. Si ê riscontrata nelle gran parte dei casi una stretta analogía fra le «assiae frequenze dei piani di fratturazione e il prevalente andaaento «orfologico degli eletenti carsici quali: doline, affioraaenti e cavitâ sotterranee. Segue ora un elenco dalle stazioni con i risultati del 1 ' i n d agine e con lo studio delle forae carsiche sulle quali ä stato eseguito 11 confronto con le deforaazioni tettoniche. Stazione "A* L*indagine i stata eseguita su due affioraaenti nei pressi del 1 ' e ntrata della cavitâ "Lindner*. Pt. 1 Piani aisurati : 126 Quadro di frequenza delle principan fratture (valori arrotondatl) : Direzione Inclinazione Frequenza 10° Subverticale 12? 20° « 25? 25° R 4? 62° R 15? 75° R 16? 120° 75°80° 28? Pt.2 Piani aisurati :105 Quadro di frequenza : Direzione incl inazione Frequenza 6 o Subvert! c ale 5? 10° R 6? 20° R 10? 25° R 12? 62° H 5? 65° R 17? 75° R 5? 100° 70°80° 15? 120° 70°80° 25? Nella figura ä 3 riportato il diagraaaa relativo alla soaaa dei due punti di rilevaaento della stazione "A*. Appare evidente che, nonostante la grande varietâ nelle direzioni di fratturazione, sussistono alcuni sisteai che si possono definiré principal!. Essi sono ragruppablli grosso aodo in tre sisteai principal! : il priao interessato dalle fratture 6 o /lQ o /20 o /25°, subverticale, che definiaao sisteaa "Nord-Sud", il secondo caratterizzato dalle fratture 62 0 /65 0 /75°, subverticale, e definibile coae sisteaa "Est Nord Est-Ovest Sud-Ovest* e infine il terzo proprio del¬ le fratture 100 o /12Q° con inclinazione variabile fra 70° e 80°. Il rapporte approssiaativo fra queste fratture,calcolato sulla base delle aisure di piani ê 4:3:3. Dall'esaae della figura 6 si vede chiaraaente che la grotta "Lind¬ ner* si 3 generata per allargaaento di tre sisteai di fratturazione principal!. Il sisteaa da ae giudicato fonda -aentale 8 quello indicato coae sisteaa Nord-Sud corrispondente ad un fascio di fratture subparallele con valori di direzione pii frequenti variabili fra i 6° e i 25°. Questo sisteaa ha Interessato la fomazione dell'inghiottitoio con successivo allargaaento del raao iniziale. In concoaitanza a questo si aggiunge il sisteaa NE-SW legato in par¬ te a quello delle fratture 62 0 /65 0 /75 0 , in parte ad un altro non rilevato nell'indagine statistica di superficie. Nettaaente subordinato ai due precedenti 8 il sisteaa ENE HSM che risulta, dall'analisi sorfogenetlca della cavitâ, cronologicaaente successivo. Volendo sin d'ora stabilire un rapporte significativo fra deforaazioni tettoniche e morfología d'incarsimento si vede che esiste una netta relazione fra 11 diagramas in fg. 5 e lo sviluppo della cavitä in frattura alia fig. 6 con un'anoaalia per quanto riguarda il sisteaa NE-SW.

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M 24/7 L M n dagïne S stata condoita in corrisponza di aicuni affioraaenti presso l'enirata della cavitâ 4500 V.G, (fig. 7 ) . Piani «lisuratl : 98 Quadro di frequenza : Oirezione Inclinazione Frequenza 6° Subverticale 10? 5° « 20? 12° n 20? 30° » 11? 45° n 18? 65° « 10? 155° H 2? 160° t 4? 165° $ 2? 170° A 3? !1 diagraaca in fig. 8 aosfra la preval e nza di una serie di fratfurazione non intese nel senso riportato precedentesente, si pud cosnunque constatare una netta prevalenza di una serie di fratture subparallele con orientaaento ap prossiaativo Nord-Sud associate ad al tro tipo 30°,45°,65°, L'esaae della cavitâ in fig. 7 nivela tre sistesi preva 1 enti seel tl nel la genes! del la cavitâ : un si steaa principal e NE-SW, entre cut si I i apostato il drenaggio inlzlale (successivaiente una favorevole conzione stratigrafica ha permesso lo sviluppo interstrato di questo tratio iniziale); un sistesa secondario, 30°, sul quale ha agito un affluante del corso principal e ; un sistesa subordinato Est-Ovest che ha peræesso la cattura dellMnghiottitoio posteriormente alla sua formazione, cattura avvenuta in profond!tâ attraverso un drenaggio verticale. (fig.7,pt.2). Anche in questo caso si riscontra una discreta corrispondenza fra statistica e andamento sorfologico. CSS non accade per il sistema E-tf a cul non corrisponde in superficie anaiogo orientamante di piani di frattura. Stazione Vengono studiati g'li affioraaenti» presso due cavitâ :446Q e 4458 V.G. Piani misurati : 105 Quadro di frequenza: Direzione inclinazione Frequenza 10° 75 0 /85° 15? 20° Subverticale 10? 34° s 12? 130° * 63? il diagraæma relativo ê riportato in fig. 10 dove appare chiaramente 1 a netta tendenza ad una predoainanza a due sistemí : uno di tipo Nord-Sud, 1 ' a ltro di tipo NW-SE nel rapporte approssiaativo 1:2, S OPO pure presentí i sistemi 60° e 103° ma la loro frequenza non è stata mi surate in quanto coapaiono sol o in rarl affioraaenti . Vengono comunque riportaíi sul dlagraama in fig. 1 4 su] 1 a base di poche alsure effettuate (vedi fig. 12). Dalla figura 9 appare evidente che la cavitâ si ê i apostata entro una serie di fratture NNE-SSW corrispondenti grossoaodo ai sistemi 10°,20°,34° tutti rilevati in superficie (fig. 1 2 ) e presenil nel diagrastma in fig. 1 0 . Lo siesso vale per il sistema 130° che dal 1 1 indagine statistica costituisce i 1 principale mentre trova corrispondenza in pro fond! tâ sol o nel 1 a formazione del vano finale (fig. 9 . pt.3). Stazione "O 1 8 Piani sisurati : 130 Quadro di frequenza : Direzione Inclinazione Frequenza N-S 85° 35? 35° 65° 25? 54° 85° 15? 330° 60° 25? Vengono esami nati aicuni element! carsici superficial i con parti col are riferiaento ad una dolina sitúala nel 1 a zona. Presenta una tendenza ad un al 1 u n gamento secondo un’asse NNE-Ne in attinenza con il risultato prelislnare del 1 1 i n d a¬ gine del 1 e fratturazioni (dal di agramila in fig. 11 risulta una pariicolare i ntensi iá di fratturazione secondo 0 o e 35°. Cosa quesfa che corrisponde a quanto detto sopra). Stations »E * Sono statl studiati gil affioramenti presso 1 e cavitâ 4459 e 4461 V.G.

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M 24/8 Pianl laisuraii : 120 Quadro dl frequenza : Oirezione inclinazione Fraqusnza NE 80° 12% 280° Subverticale 28? Dal diagraEna appare chiara la tendenza ad un sistema del tipo "Alpino® legato al "8® alpino NE-SW, Le due cavitâ studiate nal sattora presantano carattaristiche different!. La cavitâ 4459 è legata ad un sistema impóstate in una frattura NW-SE appartenante al sistema 140 o -150° riportato in fig. 14 nel diagramma polare. La cavitâ 4461 si S impóstala in una frattura di tipo NNE-SSW che appartiens al sistema prevalente come appare nell'aera scura del diagramma in fig. 14. Alio stadio attuale dalle ri cerche i impossibile stabilire le cause di una diversa i mpostazi one. Rimane tuttavia significativo II fatto che in questo caso, all Mndagine statistics fa pi e namente riscontro 1 a morfo¬ logía di incarsimento. Resterebbe da stabilire eventualmente se possa aver influito in questa differenziazlone una diversa impostazione cronológica del 1 e fratturazioni. Considerazlonl conclusive 1 n questo breve lavoro sono state preséntate al cune indagini preliminar! nel tentativo di col 1 égaré strettamente 1e deformazloni tettoniche di un terreno calcáreo con la morfología di incarsimento nel terri torio stesso. il sistema di rappresentazione del le deformazloni tettoniche si basa sull 'applicazione del reticolo equiareal e di Schmidt. 1 po¬ li dei pian! di frattura, riportati sulla proiezione del reticolo, vengono poi riuniti in aree di frequenza attra verso 1 ' a pplicazione di un secondo reticolo che consente la creazione del diagramma completo dal quale l possibile una rapida valutazione del tipo e del modulo delle deformazloni tettoniche. Al lavore d'indagine se ne aggiunge quel lo del 1 o studio del 1 e forme carsiche che impi ica 1 'esplorazione totale, il ril evamento e il riconoscimento del¬ le fratture responsabi 1 i del 1 a genes! del 1 a cavitâ, cosa questa non sempre possibile. Per quamto riguarda le deformazioni tettoniche, sono state prese in consíderazione solamente 1 e fratture mancando evidenti fagli e e pieghe notevoli. Trattandosi di un lavoro speriaentale esso deve essore considerate possibile di correzloni e di ulterior! modificazioni : in particolare si tratta di studiare con saggior cura le possibili influenza delle caratteristiche stratigrafiche, dell ' i n c linazione del pian! di frattura, e di approfondira le conoscenze sulla tettonica regionale per poter eventual mente stabilire le differenze cronol ogiche di fratturazione. Si constata nella maggior parte dei casi una certa corríspondenza tra deformazloni tettoniche e morfología cársica, ma uno studio piö profondo sull'argoaento implica indagini aecuratissime ed una sempre maggior conoscenza del fenó¬ meno cársico. NB. Nel corso dei rilevamanti sono state considerate per le misure tutte le fratture che appaiono cose tali in corri spondenza degli affioramenti in si to del terreno sia che si tratti di fratture beanti sia che si tratti di micro fatture nel 1 e quai i si impostino i processi di sol u zione del calcare.

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M 25/1 Sur l'évolution des formes karstiques dans les Dolomies en Provence JSAN NICOD (Laboratoire de Géographie, Aix-en-Provence/France) Zusammenfassung : Das Referat behandelt die Entwicklung der Karstformen im Dolomitgestein der Provence. Es werden dargestellt : Die Ausdehnung des Dolomitgesteins, sein Alter, seine Bildung, die petrographische Beschaffenheit (Porosität),die Ober¬ flächenformen (Karren, Kameniza, Taffoni, Ttlrmchen und Ruinenformen). Die Frage der Löslichkeit der Dolomitgesteine wurde im Labor und im Gelände untersucht. Die Entwicklung der Verkarstung in dolomitischen Karstgebieten wird zusammenfassend dargestellt. En Basse-Provence calcaire, et sur les rebords des Plans du Verdón, les reliefs dolomitiques ont une extension con¬ sidérables; certains constituent mSme des escarpements majeurs, aux formes tourmentées comme les Santons et les abrupts de N.D. du Rouet et de N.D, des Anges dans la chaîne de l'Etoile, ou celui de la Loube (830) â l'extrêmitê orientale de la chaîne de la Sainte-Baume. En bordure des plateaux, les reliefs ruiniformes sont fréquents; le plus extraordinaire est celui des Aiguilles de Valbelle, dans un vallon à la partie septentrionale de plateau de Montrieux; d'autres se trouvent dispersés sur le pourtour de l'Agnis. Ces reliefs ruiniformes ne le cèdent en rien à ceux, classiques de Hontpelller-le-Vieux (Causse noir) ou du cirque de Mouräze (Bas-languedoc): comme eux ils présentent une grande variété de formes; une arène doloaitique abondante colmate les couloirs entre les piliers , les clochetons et les arcades. Hais les reliefs ruiniformes ne constituent pas les seul s aspects des massifs dolomitiques, lapiês géants ou mineurs (simples vasques ou roches perforées) dolines, et même de petits poliês consti tuent des formes également intéressantes, qui témoignent de l'active corrosion des dolomies et d'un long passé morphogênéti que. En renvoyant pour la description des divers massifs et plateaux dolomitiques, à notre thèse (j, NICOD 1967) nous nous bornerons ici â étudier les problèmes des reliefs dolomitiques de Provence sous les quatre points suivants : 1. Extension et propriétés des dolomies 2. Classification des reliefs karstiques dans les dolomies 3. les eaux des massifs dololitiques 4. Evolution des reliefs dolomitiques 1.Extension et propriétés des dolomies . Si les dolomies et calcaires dolomitiques occupent une grande place dans la géologie et le paysage provençal. a) La dolomie, mélange de calcita et de dolomite Beaucoup de difficulté concernant cette roche, et ses propriétés sont venues de ce qu'en de nombreux ouvrages, il y a confusion entre la roche et le minéral principal qui la compose, tous deux portant le nom de Déodat Gratet de Dolomieu... qui idenfia cette roche, en 1802, dans les Dolomites. Le minéral, la Dolomite, est un véritable sel double de formule (C O 3 ) 2Ca Mg. Les atomes de Ca et de Mg y sont en nombre égal de telle sorte que la proportion est en poids de 54,35? de CO^ Ca et 45,65? de CO 3 Mg. La dolomite cri¬ stallise sous forme de rhomboèdres, sensibles au toucher dans les roches dolomitiques. Sa densité est de 2,87, t an dis que celle de la calcite et de la giobertite sont de 2,71 et 3,02 : la densité du mélange êquimoléculaire devrait être de 2,84. La dolomite est légèrement plus dense, sa formation s'accompagne donc , dans la roche, d'une rétrac¬ tation, donc d'une augmentation de porosité. La dolomie, en tant que roche, est rarement pure (c'est le cas dans les Alpes des Dolomites) et il y a un passage continu des dolomies aux calcaires, par mélange en toutes proportions de la dolomite et de la calcite (J. Jung. 1 9 63 P. 113). Dolomies : 90 â 100? de dolomite Dolomies cal carifères ; de 90 â 50? Calcaires dolomitiques : de 50 â 10? b) Extension et âge des dolomies La fig.1 précise l'extension et la position stratigraphique des dolomies de Provence. En dehors du Irias, trois grandes séries s'y distinguent aisément. Les Dolomies infraliasigués (Hettangien, Rhétien) se débitent en petits paral 1 ê lipèdes. Elles jouent un rôle mor¬ phologique important dans l ' O lympe-Aurélien (200 m de puissance). Les Dolomies "néo-jurassiques 1 1 de couleurs grise, â odeur fétide, forment de beaucoup la masse la plus Imposante et qui "envahit", suivant les régions, le Portlandien supérieur, et même le Berriasien et le Valanginien (dans l'Etoi¬ le) au sommet, et l'Argovien, le Callovien, et le Bathonien, â la base (région N.Toulonnaise). Toutefois, â Tex trême E de la Basse-Provence (région de Fayence) et dans les Plans du Verdón, une inversion de la dolomitisation se

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M 25/2 produit au sein du Jurassique. Le Dogger est doloœitique dans son ensesible. Le Malm ne présente que des lentilles 3 sa partie supérieure. Enfin les lentilles dolouitigués urgoniennes, par leur position au soaaet des escarpements, les massifs Sud-Marseillais, et dans la chaîne de l'Etoile, jouent un r31e important dans la topographie. c) Origine de la dolomitisation L'extension des formations dolomitiques en Basse-Provence pose le problème du processus de la dolomitisation et dans une certaine mesure, explique leurs propriétés. Analysant ce problème, G. MENNESSIER (1959 p. 25) note l'intercala¬ tion de calcaires blancs zoogênes dans les dolomies du Gros Bessillons, et le passage, près d'Ampus des dolonies su¬ pra-jurassiques à un calcaire récital. La présence de ces calcaires, dans la zone de transition, montre que l'on n' a pas affaire â un simple front de dolomitisation mais que celle-ci est liée â des conditions originelles pour une grande part. En mettant â part les Cargneules du Trias, qui de l'avis de la plupart des auteurs sont des êvaporites (précipita tion dans des lagunes du sulfate de magnésie en présence de sulfate de chaux et combinaison de deux corps en milieu non oxygéné) les dolomies typiques comme les calcaires dolomitiques résultent de la substitution de la dolomie â la calcite, opérée dans le sédiment au contact de l'eau de mer. La dolomitisation ne semble pouvoir s'effectuer qu'à faible profondeur au tour des récifs, dans une mer chaude et agitée, avec un pH élevé. La réaction du chlorure de magnésium sur le calcaire permettrait la formation de la dolo¬ mie. 2 C0 3 Ca &f CL 2 Mg CL 2 Ca &f (C0 3 ) 2 Ca Mg &f 2 CO 2 &f H 2 0 La présence des algues, qui fixent le C0 2 par photo-synthèse, et des détritus organiques producteurs de carbonate d'ammonium, facilitent cette réaction. En effet, les pH élevés supérieurs à 9, ont été observés sur le pourtour des récifs en voie de dolomitisation. Aux restes de matière organique correspond l'odeur fétide, â la cassure, dans de nombreuses dolomies, dont celle de Provence. L 1 irrêgularité du front de dolomitisation , son caractère souvent ca¬ pricieux, se traduit souvent dans les aspects morphologiques actuels. Enfin, une porosité élevée est la conséquence essentielle de la dolomitisation. d) La porosité des dolomies et ses conséquences morphologiques Elle est nettement plus élevée que celles des calcaires, comme le montre le tableau I. Tableau 1 Porosité comparée des calcaires et des dolomies calcaire urgonien Cassis calcaire Portlandien Pont de Praguillen calcaire Dolomitique N.D. des Anges Dolomies de la Loube Dolomies de Cotignac Grès sinémurien de Lorraine Belge (1) Porosité densité à sec 2,46 5,3? 3,00 8,1? 2,82 8,2? 2,24 9,9? 2,33 14 à 17 (1) D'après R.SOUCHEZ, 1963, nous avons procédé suivant sa méthode. La porosité est définie par le rapport du volu¬ me des vides au volume de l'échantillon P v x 100 , v est déterminé par la différence de poids entre l'êchantil Ion séché I 80° et l'échantillon imbibé d'eau V pendant 24 h. Suivant R. SOUCHEZ, la porosité joue un rflle essentiel dans l'attaque de la roche. Une roche poreuse permet la per eolation donc augmente les possibilités d'attaque. C'est ce que nous observons dans les calcaires dolomitiques et les dolomies. Tandis que les calcaires purs, la dissolution s'opère sur des surfaces (dalles, cannelures, parois des conduits), dans les calcaires et dolomies, elle affecte une zone plus ou moins profonde. L'inégalité de Ta do-lomitisation entraîne l'inégalité de porosité et par là même commande les variations de la décomposition arêolaire et le caractère ruiniforme des reliefs. Si la porosité multiplie les possibilités d'attaque superficielle par dissolution, la résistance se trouve très iné¬ gale. Elle dépend essentiellement du litage et de la microfissuration : les dolomies massives donnent de beaux es carpements, et, sur le versant méridional de la Sainte Victoire par exemple, clochetons et pénitents doivent leur as¬ pect tout autant è leur résistance â la gélifraction qu'à la dissolution différentielle (cf. infra , chap. II). Par contre les calcaires finement lités, les dolomies parallélipipédiques se désagrègent facilement sous l'action du gel et au flanc des escarpements ou canyons, les intercalations dolomitiques donnent des vires ou des abris sous roche (Massif de Marseilleveyre, grand canyon du Verdón). On notera aussi que l'absortion dans les karsts dolomitiques est moins complète que dans les calcaires : les fortes averses ou la fonte des neiges saturent facilement l'arène et les points d'absortion sont parfois obstrués; une circulation subaêrienne est alors possible, et les escarpements dolomitiques peuvent même connaître un certain ravinement. Sur le versant méridional de l'Etoile, des cours d'eau temporaires circulent dans les dolomies et sont absorbés le long de la ligne de faille qui les sépare des calcaires urgoniens. En profondeur enfin, les roches dolomitiques sont favorables à l'organisation de réseaux phréatiques, ce qui entrai

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M 25/4 zzzzSa Fig. 2: Lapiés dolomitiques a) Lapiés tubulaires, caverneux (au S de Marseilleveyre, d'après un cliché photographique) b) Vasque de lapié ou Kamenitza ~ Vue générale, de face et coupe (La Bastidonne, Nord de Seillans, d'après un cliché photographique) Fig. 3: "Pénitent" dolomitique de Correos, au dessus d'un versant réglé, d'après une photographie.

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Fig. 4: Sursaturai] o n de certaines sources, au cours des étés 1964-1965 (courbes de Tillmanns) Fig. 5: a) Dissolution d'un mélange en série calcite-magiésite (d'après K.PRIEoMlTZ, 1967) b) Décroissance de la solublité de la calcite et de la dolomite en fonction de la température (d'après D.ZAGOVIC 1 965).

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M 25/6 ne des consSquences «ajeures pour le rlglae hydrologique des sources de ces régions (J. NICOQ, 1969). 1 1 . Las fortes du relief doloiitique en Provence Ces reaarques sur les effets de la porosité, conae celles concernant la solubilité (que nous examinerons au chap.Ill) peuvent s'appliquer aussi bien aux «icroforaes qu'aux grands reliefs rulniforaes plus particulièrement caractéristi ques des dolomies. Par ailleurs les dépressions caractéristiques du karst (dolines, poljês) existent aussi dans les régions doloeitiques. L'activité actuelle des processus étant plus facileaent décelable dans les premières, nous com¬ mencerons par l'analyse des formes élémentaires. a) Foraes éléaentaires Les lapiés doloaitiques .J.CVIJIC,1924, A.$EGRE,1948 (P. 1 4 7-148) Hicrocarsisae e lapiê, J.NIC0D,1967.se reconnais¬ sent aisément I la prédominance des tubulures et perforations. On les rencontre sur tous les calcaires doloaitiques, â toutes les altitudes, de la Nerthe et des Massifs Sud-Marseillais au Plan de Canjuers. Dans certains cas ils se présentent sous la forme d'alignements comme les lapiés calcaires (Plan de Canjuers), mais lorsque la roche devient vraiaent dolomltlque, les lapiés dessinent une microtopographie parfaitement incohérente : rochers perforés de quel¬ ques décimètres au plus, orientés dans toutes les directions et séparés par des couloirs ou espaces aux foraes les complexes (fig.2a). Très souvent, lorsque le lapié est ancien et envahi par l'arène ou la terra rossa les rochers ne forment plus que des chicots isolés. 1." Les Vasques de Lapiés * (K amenltz a) C'est un stade de jeunesse que nous avons fréquemment observé. (fig.2b) sur les dalles de calcaire dolomitique, toute¬ fois il ne s'agit pas d'une forme spécifique de ces roches, on les rencontre sur les calcaires purs, comme le Santo nien du Plan d'Aups, pourvu qu'ils ne soient pas finement litês ou diaclasés, mais légèrement poreux. Il s'agit gè néraleaent de vasques qui ont jusqu'è 0m80 de diamètre et où l'eau stationne après les pluies ou la fontedes neiges. Parfois, la forme évolue : la cuvette devient un baquet et, débordant toujours du même cOté, une rigole particulière¬ ment nette évacue le trop plein. Nous en avons trouvé de beaux exemples sur la crête de la Sainte-Baume, dans les lapiés de Bras et sur le Plan de Canjuers, è proximité du grand Aven. Après la pluie ou la fonte de la neige, l'eau stationne plusieurs jours dans ces cuvettes. Des micro-organismes, des algues et des micro-champignons sur la Dis¬ solution du calcaire par les micro-organismes dans les karsts européens étude fondamentale de B. SMYK et M. DRZAL , 1964 : Der Einfluss von Microorganismen auf das Phänomenen der Karstbildung, Erdkunde 18, p. 1 0 2-103, qui donne une liste des espèces connues en Pologne, Yougoslavie, Suisse, Tchécoslovaquie.s'y développent. Aussi l'eau de ces vas¬ ques est fortement chargée en carbonates provenant de la dissolution de la roche. TABLEAU II Local 1 té i > Roche ! 1 ! t ! 1 ! 1 1 ! i ! Teneurs en carbonates de quelques vasques ! date et circons-! teneurs correspondant â r tances du J total carbonates j prélèvement j Cg/1 ¡ TH degré 1 ! i i i r i i i i t i COoCa Cg/1 ou degré C0,Mg Cg/1 i t ! I I ! f t i t ! 1 ! 1 ! ! 1 1 1 1 ( N.D. des Anges ! 'Dolomies J 31.1.1963 ’ 32,1 i i 34 22,0 10,1 i t i 12 1 1 1 i N éo-juras. Jfonte de neige j i ! 1 ! Lapiés de la 'calcaire dol. ¡24.4.1963 J ! t t 1 Bastidasse (près 'Kimméridgien ¡pluie du 23 Avril] 26,1 28 16,0 10,1 f 12 ! i cote 491) au N ! { 1 ! f t ! » f ? t de Sellions i i 1 ! 1 ! i ! » 1 t ! Lapiés du Mas'Dolomie ¡25.5.1963 j I 1 ! t ! f Boeuf (E de Bras] ! i ¡pluie du jour ¡ 16,6 1 t 17,5 11,6 5,0 i i 5,9 f ! id i id ¡20.9.1963 1 1 f ! i t t i i ¡pluie du jour ¡ ! ! 38,3 ! 1 1 42,9 13,8 24,3 ! ! f 29,1 t « i Ces chiffres ne donnent qu'un ordre de grandeur, nous n'avons pu prélever l ' e au au moment où les vasques étaient iota lement pleines, et par ailleurs, elles comportent un petit impluvium. Mais l'essentiel nous parait être la dissolu tion rapide en hiver et plus encore lors des pluies d'automne. Certes, très vite l'évaporation, lorsque la vasque est close, entraîne la précipitation des carbonates. Ils s'accumu¬ lent sous formes de dépits pulvérulents, facileaent déblayés par le vent.

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M 25/7 Hais le fond de la cuvette s'approfondit rapidesent du fait de la porosité de la roche qui pourrit par humectation et dissolution apris chaque averse. A ce «osent, la vasque contient plus d'eau, les micro-organismes peuvent y pulluler et assurer la prédosinance de la corrosion latérale car,du fait de leur activité, la surface de la flaque est plus riche en CO 2 . La vasque présente alors des parois raides, et «8«e une encoche correspondant au niveau mo¬ yen de la flaque. Lile se développe sais elle est aenacée aussi dans son existence par le creusement du micro-ca nal d'écoulement. Ainsi, dans les calcaires dolomitiques, grâce à la porosité de la roche, se développent ces Kamen! t za , formes de dissolution superficielle accélérée, sais précaire. De même sur les escarpements dol omi ti ques, apparaissent des taffoni. 2.Les taffoni des escarpements dolomitiques Nous savons déjà que ces formes sont caractéristiques des roches poreuses, où l'eau perçois, dissout des sels dans la masse et forme une croöte superficielle. Comme les roches cristallines, les •molasses" des Baux et les grés du Valdaren, les dolomies sont poreuses et leur imbibation par l'eau de pluie (fouettée par le vent ou circulant par capillarité) permet i la roche dm pourrir localement. Parfois gélifraction et corrosion se combinent. Ainsi au plafond des abris sous roche apparaissent des alvéoles de corrosion. Des formes en • Niches 9 s'observent sur les parois : dans l'Etoile, au fond du vallon de N.D. des Anges, dans le canyon du Verdón. Elles atteignent un très beau développement sur la câte; des massifs Sud-Harseillais, spécialement â Harsei 11 eveyre, au-dessus du cirque des Walkyries et surtout sur la face S des îles Haire et Riou. Dans le cas des falaises littorales toutefois, le pro cessus est vraisemblablement accéléré par la présence de sel marin dans l'eau de pluie ou de rosie, comme le montre la présence des halophites sur les massifs calcaires, â une distance importante et â une assez grande altitude au dessus du littoral. Dans ces massifs cStiers, on observe facilement sur les hautes falaises et même sur les versants l'existence d' une cro&te calcaire, qui localement tend â fermer les niches par une cloison qui pend à leur partie haute, suivant le mécanisme décrit par Dov NIR en Israël (1954), ou qui enduit les anciens abris sous roches. Cet encroûtement cal cltique, que nous avons mantionné aussi à propos des niches de nivation de la Sainte-Victoire, est â mettre en rap¬ port avec les conditions de ruissellement sur les parois. Pendant les averses, â leur partie supérieure, arrive des lapiés une eau fortement chargée en carbonates qui se répand et humecte largement falaises et surplombs. A la fin de l'averse l'évaporation intense (soleil et vent) provoque la précipitation du Cl^Ca. Ainsi, localement, les conditions pétrographiques (roche â porosité importante) et d'exposition (falaises situées â l'adret et soumises i une insolation intense) permettent la réalisation de formes du • karst à alvéoles *. b.Les grands reliefs ruini formes et les zones â topographie chaotique généralisée En quelques points privilégiés, les processus de dissolution différentielle dans les dolomies aboutissent â la réali¬ sation soit des formes majeures, en aiguilles et clochetons et arcades, soit d'un relief vraiment chaotique, où 1' arénisation prend des proportions considérables. 1.Aiguilles, clochetons, arcades sont tenus depuis longtemps comme caractéristiques des régions très dolomitiques, ces formes résiduelles correspondent aux zones les plus pauvres en calcaire. Parai les plus expressives de Basse Provence, figurent en tâte les formes ruiniformes de la dalle dolomitique axiale de la chafne de l'Etoile, spéciale¬ ment la 'procession des Santons* au S U du Pilon du Roi, qui couvre une quinzaine d'hectares; les rochers de N.D. du Rouet et de la cote 632,2 au S des Santons et les rochers ruiniformes de l'escarpement de faille de N.D. des Anges. A l'exception de ce dernier, aiguilles et clochetons représentent le processus de dissection de la dalle dolomitique en pendage vers le S. La mâme remarque s'impose sur le rebord septentrional de l'Agnls où, le sentier qui monte de la Verrerie, passe au milieu d'innombrables formes curieuses (dont une arche), mais c'est surtout sur le plateau de Hontrieux que se trouve la plus grande variété de reliefs ruiniformes les plus spectaculaires : aiguilles de Valbelle (plus de 20 a de haut), quilles isolées par de profonds couloirs du Jas de Laure, dédale des Quatre Confronts , Arc de Triomphe des Avellanis. En étudiant la position de ces formes ruiniformes sur le plateau de Hontrieux ou sur celui du Pilon St. Clément il est facile de s'apercevoir qu'elles affectent trois formes de reliefs ; Les escarpements structuraux : bordure E du plateau et escarpement S du Jas de Laure, Les reliefs (résiduels ) dominent le plateau comme les Quatre Confronts, les Bigourets et le rocher cote 550,8 au S U de Néoules, • Des versants en particulier les célèbres aiguilles de Valbelle (Hontrieux). Cette variété de position pose le problème, très délicat, de l'origine de ces formes et de leur évolution. Une première explication, que nous avions envisagée en 1954, est de considérer ces reliefs comme résultant de l'évo¬ lution de 1 a piés en zone dolomitique. Nous retombons dans le cas de lapiés géants («êgalapiés de V. HASUREL) résul¬ tant de la dissolution subaérlenne, le long des diaclases, ce qui est indéniable sur le plateau de la cote 632,2 au S des Santons, ou sur l'escarpement S du Jas de Laure. La nature de la roche permet l'élargissement rapide des cou

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M 23/6 loirs, les quilles dllinitées par eux s'arrondissent et s'alvéolisent, certaines parties tombent en poussière, d'où les blocs instables et chaos de blocs éboulés. Parfois l'appel du vide augmente l'écart entre les quilles. Nous retrouvons le processus classique d'évolution des escarpements qui donne les rochers doloæitiques dangereusement in¬ clinés du front de la Loube. L'apparition de clochetons sur les rebords des canyons des Calanques (En Vaû) ou sur les escarpements de faille (N. 0. des Anges) résulte également de processus de dissolution subaêrien, souvent combiné à la gélifraction (clochetons entre niches de nivation de la crête de la Sainte-Victoire), Le processus se poursuit actuellement (abondante arène des Santons ou des roches ruiniformes de l'Agnis) mais il est nécessairement ancien, comme le montre les deux observations suivantes : Dans le vallon de N.D. des Anges, un pénitent de 2 s de haut domine une surface structurale entièrement dégagée aux dépens d'une couche gélive. Le pénitent nous paraît témoigner de l'état des lieux avant la dernière période froide. De même le clocheton dolomitique du quartier des Besson, près de Correns domine un versant de Richter, régulière ment réglé â 32° (flg.3). 11 est donc permis de concevoir une alternance de processus, génératrice des reliefs dolomitiques ruiniformes. En pé¬ riode froide, sur les surfaces structurales, une dissolution accrue des diaclases peut se produire grâce â la présen¬ ce de neige, la dalle est disséquée en parallélépipède isolés par des couloirs-puits â neige. Sur les versants, la gélifraction l'emporte et les règles, exception faite des zones résiduelles les plus dolomitisêes qui deviennent des quilles quadrangulaires comme celles des Alpes des Dolomites. En période chaude et humide la dissolution des dolo mies et leur dégradation aréolaire transforme les parallélépipèdes et quilles en clochetons et rochers ruiniformes . Toutefois, l'explication que nous venons de donner ne semble pas pouvoir s'appliquer ni aux aiguilles de Valbelle , situées â la partie basse d'un haut vallon mOr, oè l'érosion quaternaire paraît avoir été peu efficace, ni aux zo nés de topographie chaotique généralisée. 2.Les zones de topographie chaotique généralisée se rencontrent sur les plateaux et chaînons dolomitiques, au N E de Cotignac (carrières de dolomies), sur le rebord N E du bassin de Salames (route de Villecroze à Aups et â Tour tour), au N E d'Aups, dur l'anticlinal de N.D. de Liesse, au Ruy de la Sigue au N E de Tourtour ., etc... Dur le ver¬ sant N de l'Etoile dans une zone tectonisée, l'Urgonien dolomitique de la carrière de la Galiniêre se présente comme un relief chaotique encore potentiel. Nous entendons sous cette dénomination un ensemble incohérent de rochers rui¬ niformes et pulvérulents, champignons émergeant plus ou moins de l'arène provenant de la désagrégation des dolomies, et qui peut former des poches de plusieurs mètres d'épaisseur et, parfois, de plusieurs dizaines de mètres (exploi tation de dolomie â Cotignac, Aups, Villecroze, Tourtour). Il est permis de penser que cette topographie chaotique est ancienne et que les mêmes processus se sont renouvellés â des périodes fort différentes. Nous avons noté que des bauxites médio-crêtacées passaient latéralement I l'arène dans les gisements du quartier de Sollellac (commune de Villecroze); le Miocène du Plan de Tarubis (Fossé d'Ampus) comporte un faciès spécial, â sable dolomitique; enfin , le gisement de dolomie exploité en carrière à 1 km au N d'Aups le long de RN 557, est situé dans une poche antérieure au plus ancien glacis d'accumulation et au creusement de la vallée. Dans toute cette région les reliefs ruiniformes résultent non de la dissolution subaérienne mais de la corrosion sou¬ terraine et du dégagement récent, parfois artificiel du fait de l'exploitation de l'arène dolomitique. Nous retrou¬ vons lâ en macro-reliefs le processus classique de formation des ’‘ bonhommes * 1 2 ' de craie sous la couverture d'argile à silex et de sables ou des pitons calcaires sous une couverture bauxitique en élaboration ou plus généralement encore celui de formation des " o r gues géologigués " et de la crypto-évolution des lapiés. c.Les dépressions classiques du karst Dolines et poljés ne sont pas absents des plateaux dolomitiques mais présentent des caractères originaux. 1. Les dol ines , bien que relativement nombreuses sur les plateaux d'Agnis et de Montrieux, ne constituent pas des champs d'individus homogènes. Elles sont de tailles très inégales, de formes capricieuses, peu profondes, parce que colmatées par l'arène. Leurs fonds, 1 e ursbordures sont souvent hérissés de chicots très corrodés. Sur le plateau du Pilon Saint-Clément s'étend l'ouvala de Puyménigond aux contours sinueux et imprécis. Une carto graphie détaillée du karst de Saint Barnabé ( M.JULIAN et J.N1C0D 1969) permet d'opposer des dolines du Karst calcai¬ re, aux formes régulières et aux contours francs, et les dolines de la zone dolomitique, irrégulières et qui se trans¬ forment facilement en ouvalas aux contours indécis parsemés de chicots ruiniformes. Sur le Plan de Caussols ces re¬ liefs résiduels entre les dolines deviennent des formes majeures qui prennent l'aspect de mogotes (C.ROUSSET 1969). 2. Plusieurs petits poljés se trouvent actuellement perchés sur les plateaux dolomitiques. Sur le karst de Saint Barnabé, il s'agit de l'ouvala de la Lune, suspendue au-dessus des gorges du Loup; de même lie poljê d'Agnis, la Li matte et d'autres bassins mineurs sont perchés au-dessus du couloir du Gapeau. S'il est probable que l'évolution de ces dépressions est ancienne, il reste qu'elle est entretenue grâce aux difficultés d'absortion des dolomies, aux barrages karstiques qu'elles maintiennent. S'il n'y a pas en Provence d'équivalent exact du Lac des rives, poljé suspendu temporairement inondé, dans la zone dolomitique du S du Larzac, il reste que ces bassins conservent une

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M 25/9 certaine possibilité d'évolution grâce aux écoulesents insuffisants, lors des pluies d'automne ou de la fonte des neiges. III.tes eaux des karsts dolomitiques de Provence L'importance des eaux de dissolution dans les karsts dolomitiques est â mettre en rapport avec la mise en solution de la dolomite, et teneurs contenues dans les eaux des sources des karsts dolomitiques. En Basse-Provence, nos ob¬ servations régulières ont porté sur la minéralisation de la source du Gapeau â Signes et de la Poux de la Roque — brussane, alimentée par le plateau dolomitique de l'Agnis, sur les sources de laCassole en amont de Cotignac et celle de Saint Barthélemy de Salernes, sur le rebord du gradin supérieur des plateaux varois. La source d'Argens I Sellions, dont le bassin d'alimentation est constitué en partie par des calcaires dolomitiques, permet des corn paraisons Intéressantes. Et, en bordure des Plans, nous avons tout particulièrement analysé l'eau de la source du Saint Rosaire â Tourtout. a) Un titre hydrotlmétrlque (TH) élevé Le caractère essentiel des eaux des sources des régions dolomitiques est de présenter une forte minéralisation (‘tâti. Ill) TABLEAU III Litre hydrotimétrlque total (TH) moyen, J.NICOD 1967, p.211, moyenne de 13 mois, en 1964-1965, en degrés français Source du Gapeau à Signes 26,1 Poux de la Roquebrussanne 26,8 Source d'Argens à Sellions 31,1 Cassole (source St Martin) Cotignac 30,6 Source St Barthélémy â Salernes 38,3 Source du St Rosaire à Tourtour 38,4 Cette forte minéralisation est â mettre en rapport, en premier lieu, avec la facilité de contact plus grande qu'of¬ fre les dolomies, et avec les milieux confinés caractéristiques des circulations souterraines dans les karsts dolo¬ mitiques. Dans certains cas, malgré ces teneurs élevées, et grâce à une circulation phréatique prédominante , les eaux sont en équilibre 3 la source (Poux de la Roquebrussanne) (P1g.4), Mais le cas le plus fréquent est celui d' eaux sursaturée, surtout pendant la saison estivale, comme pour les sources de la Cassole, celles de St Barthélémy â Salernes ou du St Rosaire â Tourtour : ce sont des sources â accumulation actuelle de tufs (J.NICOO 1966,1967, p. 210-217). Enfin des sources présentent une sursaturation seulement estivale (Gapeau, Source d'Argens) en période de basses eaux. L'étude de la mise en solution des deux carbonates permet de mieux apprécier les conditions complexes de la dissolu¬ tion des roches dolomitiques. b) Un rapport des deux carbonates en solution variable Le tableau IV donne les valeur moyenne et extrême du rapport rMg rCa TABLEAU IV rapport rMg rCa Source du Gapeau Moyenne 1964/65 Minimum Maximum (Signes) 0,94 0.7 1,18 Poux de la Roquebrussanne Sources d'Argens 0,74 0,4 1,03 (Sellions) 0,44 0,24 0,90 Cassole Cotignac, Source St Martin 0,82 0,6 1,16 Sources St Barthélémy (Salernes) 0,81 0,63 1,25 Source St Rosaire (Pourtour) 0,92 0,66 1,13 Sauf dans le cas de bassin entièrement dolomitique, comme pour la source du St Rosaire à Tourtour, les variations sont très accusées dans les bassins de caractère mixte . On peut classer sources et cours d'eau directement issus de sources en trois catégories : 1Sources à prépondérance calcaire rMg moyen 0,5 et valeur immédiate n'atteignant jamais l'unité (Source d'Argens) rCa 2Sources â prépondérance magnésienne

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M 25/10 rMg acyer; coaprls snifs 0 » y 8 Í 1 et valeurs Sumédiates toujours élevles, supérieures à 0,6 rCs (Qapeau, St Rosaire I lourtour) 3Sources I rapport variable Vraisemblable«ent suivant les conditions externes et les apports des différentes zones du karst. Incidence de la température et du débit Le rapport rMg est généraleaent plus élevé en été et en automne, sans qu'il soit possible de faire exactement la part de l'e^et de la sursaturation (débits faibles) ou celui des averses d'automne (débits élevés, eaux tiêdes ) qui renouvelle la quantité de CO 2 dans le Karst. De toutes façons, pour les sources très magnésiennes (St Rosaire 3 lourtour, Gapeau) lorsque le rapport dépasse T unité, cela indique nécessairement une précipitation de calcite dans les conduits du karst (sous forme de stalac¬ tites ouconcrétionsalivërsesyTTâîr'TiTéôTTqüemëriTTârmTsë'eri sol uti on de la dolomite dans une roche qui en contient la proportion maximale de 1Q0¡£ donne un rapport rHg 7cï * 1 c) Les conditions de dissolution des dolomies Les observations précédentes (titre hydrotimêtrique élevé, importance du rapport rMg/rCa paraissent contredire le principe généralement admis de la moins grande solubilité des dolomies par rapport aux calcaires. Il y a lieu de discuter ce problème 3 l'échelle du laboratoire et à celle du massif. 1Au laboratoire , on connaît les faits suivants : Pour des teneurs de CO 3 Kg faibles dans la roche (moins de 10?) il existe un effet d'inhibition de la mise en so¬ lution de CO 3 Ca, bien visible sur les graphiques donnés par A. G ERSTENHAUER et K. P FEFFER (1966) et K.PRIESNITZ (1967). Mais pour des valeurs du mélange CO 3 Ca/C 03 Mg « 55/45 comme on le trouve dans la dolomite, la somme des carbo¬ nates mis en solution atteint une valeur plus élevée qu'avec de la calcite pure (flg.Sa d'après K.PRIESNITZ, 1967). A la température de 25° et pour des pressions partielles de CO 2 de l'ordre de 0,0012 (expériences de VANAT'EVA , cf. J.NICOO, 1967, p . 196), très faibles comme dans la nature, la solubilité de la dolomite est plus élevée que cel¬ le de la calcite. Cela provient du fait que la décroissance de la solubilité de la dolomite en fonction de la tem¬ pérature est moindre que celle de la calcite (fig.Sb, d'après D. ZOGOVIC 1965). Des expériences, faites en 'enceinte tropicale", au laboratoire de Géographie Physique d'Aix en Provence, sur des échantillons de calcaire urgonien de Cassis et de dolomie de Cotignac, ont montré que la quantité de CO 3 Hg en so lution s'accroissait plus vite que celle de CO 3 Ca. Ces contradictions sont liées au fait que la solubilité et l'affinité d'un sel double ( l a dolomite ) sont distinctes de celles de chacun de ses composants. 2 Dans un massif dolomitlque , ces facteurs interviennent de la manière suivante : Dans les zones peu dolomitiques (calcaires légèrement magnésiens) joue l'effet d'inhibition. Dans les zones très dolomitiques , la porosité élevée favorise l'attaque. La dissolution reste très efficace avec des eaux tièdes, abondamment pourvues en CO 2 par la rhizosphère. L'évolution profonde des karsts dolomitiques est relativement facile : les réseaux phréatiques s'y développent ai¬ sément, et peuvent même y prendre une grande importance (Grotte de la Clamouse en Languedoc). La solubilité profon¬ de peut être accrue par la présence de l'ion SO^ (D.ZOGOVIC 1965). C'est le cas en Basse-Provence où une partie des eaux provient de la nappe karstique du Trias, en partie développée dans les gypses. Aux résurgences la teneur en ^Mg est plus élevée en été. La forte minéralisation explique la précipitation des tufs, liée au départ du CO 2 (agitation de l'eau, photosynthèse). Deux cas sont possibles. Si les eaux généralement 3 l'état de sursaturation, la précipitation a lieu 3 proximité immédiate de la source (St Rosaire de Tourtour/formant des accumulations en gradins. Dans le cas contraire, (Foux de la Roquebrussanne, Gapeau) la calcite n'est pré¬ cipitée qu'après quelques kilomètres, enrobant les alluvions du fond du lit. Mais toutes les accumulations impor tantes de tufs actuelles ou anciennes sont liées directement aux massifs dolomitiques, témoignant ainsi de Pintensi té de leur corrosion . IVL'évolution des reliefs dolomitiques L'analyse des formes et l'étude des conditions de dissolution permet de jeter quelques lumières sur l'ancienneté des grands reliefs dolomitiques. a) Importance relative de l'arénisation Il est possible de classer les formes en deux catégories : 1Des formes monogéniques , résultant de l'évolution subaérienne, comme quilles et clochetons des escarpements en re cul rapide comme celui de la Loube ou des Santons dans la Chaîne de l'Etoile. Ce sont des formes qui évoluent 3 l'air libre, l'arène n'étant que le produit de la désagrégation des parois (elle est d'ailleurs mélangée 3 des matériaux d'origine cryoclastique). C'est une évolution de ce genre que l'on observe d ailleurs dans les Dolomites italiennes (Sel 1 a,Tofane.Cadini ) oè les vires sont couvertes d'une poussière blanche.

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M 23/11 2Des foraes polygéniques , caractérisées par la prédominance des champignons et des aspects caverneux, arches com¬ prises» Elles résultent essentiellement du dégagement des roches de l ' a rène, après une longue période de crypto évolution. L'évolution subaérienne pêriglaciaire et actuelle apporte des retouches et, l'incohérence des formes pro¬ vient â la fois du cumul des processus et du inégal de la dolomitisation, que la crypto-évolution a particulièrement exploité. a) Ancienneté de l'évolution des massifs dolomitiques L'évolution d'une partie des reliefs dolomitiques remonte au moins à la fin du Tertiaire . 1Il peut s'agir d'une crypto-évolution. Ainsi nous pensons que les grands couloirs (K arrengassen ) du lapiê géant de Bras ont commencé d'évoluer â cette époque puisqu'ils sont situés immédiatement en-dessous de la surface fonda mentale oligo-miocène. Le faciès local è sables dolomitiques du Vindobonien d'Ampus est corrélatif de la corrosion 3 la fin du Tertiaire des reliefs voisins, spécialement de la Chaîne de la Sigue, dont le relief actuel montre une grande abondance de rochers ruiniformes et de chicots de dolomie pulvérulente. 2Les plateaux dolomitiques Nord-Toulonnais présentent les restes d'un Kegelkarst tertiaire (J.NIC0D,1967 p. 338 ), Parmi les reliefs les plus saillants et les plus caractéristiques du plateau de Montrieux, il y a la cote 563 â l'E de la profonde doline de Koriêres-1 es-V1gnes, le plateau des Quatre-Confronts, disséqué par des lapiés géants (cou¬ loirs de dissolution déblayé de la terra rossa ) e t entouré de chicots rési duel s au N et 3 l'E. De même, sur le pla¬ teau du Pilon St Clépent, la cote 551 au SSW de Néoules, ceinte d'une triple couronne de lapiés géants, évoque une tourelle des karsts tropicaux. Certains de ces chicots présentent des grottes tronquées, tunnels ouverts aux deux bouts (plateau des Lûmes). Ces aspects sont corroborés par l'importance du manteau de t e rra rossa dans les dépres¬ sions, le remplissage des grottes qui évoque une évolution sous climat tropical 3 saisons alternées (30 S k0% de Kaolinite dans Maramoye, de Hontsorll lonl te 3 Truebis et aux Rates Pennates) J.J. BLANC : Recherches sur les sêdi ments argileux des grottes du S E de 1 a France Bull. Mus. Anthrop. Prêhist. Monaco, 1 1 , 1964, p . 5-35., et surtout la grande abondance des pisolites ferrugineux, sur les plateaux ou dans les cavités elles-mêmes. Certes dans le cas des plateaux toulonnais, comme dans les karsts tropicaux actuels, les différences de dolomitisa¬ tion ont joué un rôle; mais la convergence d'arguments paraît suffisante pour établir l'existance d'un Kegel karst aujourd'hui dégradé (surtout par la gél ( f raction). Au contraire les chicots dolomitiques du Plan de Caussols(quârtier des Claps) paraissent dus essentiellement 3 la corrosion différentielle, comme C.ROUSSE! l'avait montré en 1965. Revenant sur cette interprétation C.ROUSSET (1968) les a définis comme des mogotes : cet héritage tertiaire nous pa¬ raît impossible en raison de l'intensité des phénomènes cryoclastiques qui sont intervenus sur ce plan situé 3 plus de 1.000m, comme le montre l'abondance des grèzes l liées dans la même région. cL'évolution au cours du Quaternaire 1. Les périodes de dissolution intense des dolomies correspondent aux phases chaudes et humides elles sont donc de caractère interglaciaire. Les grandes accumulation de travertins et de tufs présentent une flore tempérée du bord des eaux, ainsi que des espèces chaudes aujourd'hui disparues. Corrélatives de la dissolution des dolomies, elles datent du Villafrancéien moyen (tufs de Marseille), de 1' I n t e r-Kindel -Riss, et de l'Inter Riss-WUrm. Une récurence importante s'est produite 3 l'âge du Bronze. La terra rossa sur arène dolomitique a continué de se former au soins jusqu'au dernier Interglaciaire, comme le montrent plusieurs coupes le long de la piste forestière du col de N-D, des Anges au Pilon du Roi dans 1 a chaîne de l ' E t oile : cette terra rossa se trouve en effet sous les éboulis cryo élastiques au dépens desquels se sont développés les sols carbonatés humiques sub-actuels. 2Les périodes de dégagement des chicots et aiguilles dolomitique nous semblent correspondre aux phases pluvieuses périodes froides. En période de rhexistasle les escarpements dolomitiques sont ravinés et les arènes déblayées (les dolomies se présentant comme une roche relativement imperméable). Ces processus se développent actuellement du fait du déboisement. 3Les phases de gel intense ont transformé les aspects des reliefs dolomitiques anciens. C'est le cas tout parti culièrement de la chaîne de l'Etoile où l'influence du froid a été plus sensible : aiguilles et chicots sont devenus des monadnocks de gel . Au contraire, les plateaux dolomitiques nord-toulonnais, bénéficiant d'une topographie moins saillante et de conditions moins rudes ont pu conserver des formes anciennes, et localement au moins un épais man -teau d'arène; pour cette raison ils possèdent encore des dépressions, dolines et ouvalas très caractéristiques. BIBLIOGRAPHIE AUBERT D. -1957Extension de la dissolution superficielle dans le Jura» Bull, Soc, Vaudoise Sc. Nat . , 1 9 69, p. 3 65-375. BELL W.A. et CAMPBELL S. -1965Stability of natural Mater and synthetic solutions. Chemistry and Industry , p . 3 05-306. BINET 0. -La solubilité de la calcite et l'agressivité des eaux. T rav.Centre d'Etudes des eaux , L i è ge, 1945, p. 1 0 9 -132. BIR0T P. -1965Le relief calcaire (cours CDU). BIROT P. 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M 25/12 BÖGLI A. CORBEL J. COULE I E. CSALLANÏ S.C CVIJIC J. DEMANGEOI J. DOUGLAS J. GAMS Iv. GERSIENHAUER MARTIN J. JULIAN M. »t NICOD J. NICOD J. NICOD J. NICOD J. PRIESNITZ K. ROQUES H. ROUSSE T C. SCHOELLER H. SOUCHEZ R. SWEETING M. TRI CAR T J. ZOGOVIC D. C.CORNE T -1964-w Mischungskorrosion, ein Beitrag zu# Verkarstungsprobl e #. Erdkunde , XVIII, 2,p. 8 3-92. "195ÍErosion en terrain calcaire. Ann.de G&ogr. LXVIII, n° 370, p . 97-120. -1969Caractères et problèaes du Karst Languedocien, Actes Réunion Karstol. . -1965The hydraulic properties and yields of dolomite and limestones aquifers. ÂHIS, colloque Dubrovnik , 1965, 1, p. 120-138. -1924The evolution of lapies. Geogr. Review , t XIV, p. 26-49. -1965Géomorphologie des Abbruzes adriatiques. (Thèse, Mem. et Doc. C NRS), sp. p. 341-343. -1968Soma hydrologie factors in the denudation of limestone terrains. Zeitsch. f. Geom. 12,3, p . 241-265. -1966Factors and dynamics of corrosion of the carbonate rocks in the Diñarle and Alpine Karst of Slovenija. Geog. Vestnlk , Ljubljna. A. et PFEFFER K.H. 1966Beiträge zur Frage der LSsungsfreudikeit. Abh. zur Karst und Höhlenkunde, A2. -1965Quelques types de dépressions karstiques du Moyen-Atlas central. Rev.Gêog.du Maroc, 7, p. 95-106. NICOD J.-1969Le karst de Salnt-Barnabê (A.M.) Actes Réunion Karstol . -1966Considération sur les teneurs en carbonates de quelques sources karstiques de Basse-Provence. Norois , 51, p . 315-329. -1967Recherches morphologiques en Basse-Provence calcaire. (Thèse) Livre I, chap. V. -1969Le régime des sources karstiques de Provence. Comité des Trav. Hist, et Scientif. Bull. Sec¬ tion Géog . -1969Poljés karstiques de Provence. N° hors-série de Méditerranée, -1967Zur Frage der Lösungsfreudigkeit von Kalkgesteinen... Z eitschrift.f.Geom . Il,4,p. 491-498, -1967Sur la répartition du CO 2 dans les karsts. Mem. et Doc. CNRS, 1967,4. -1968Contribution i l'étude des Karsts du S E de la France ( T hèse),(ronéo ) -1962Traité des eaux souterraines (chap. VU). -1963Corrosion chimique caomparée du grès calcaire sinémurien et du calcaire bajocien en Lorraine Belge. Erdkunde XVII, 3-4, p. 228-232. -1964Some factors in the absolute denudation of limestone terrains. Erdkunde, X VI11 , p. 92-95. -1955Modelé karstique et modelé pêrlglaciaire dans les Causses Rev. Geom. dyn.,6,5,p. 193-201. -1965Sur le rapport de la solubilité des calcaires et des dolomites. AHIS hydrologie des roches fissurées. Colloque de Dubrovnik, 1965, I I , p. 615. Monographies des régions étudiées dans les thèses de : 1965; G.GUIEU .-1968; Ï.MASUREL .-1964; G.MENNESSIER .-1959; J.NIC0D .-1967; C. ROUSSET .-1968.

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M 26/1 Imsa Barung; eine Karstinsel in der Indonesischen Inselwelt DENÊS BALÂZS (Erdligel / Ungarn) Die Insel Nusa Barung (nach älterer holländischer Schreibart: Noesa Baroeng, aber auch floesa Baron genannt) liegt vor dem südlichen Küstengebiet von Ost-Java» zwischen 112 16' 112 25' b'.L. und 8° 28' 8 30' s.3. Auf den indonesischen Karten erfolgt die Orientierung nach den tleridian von Djakarta. So ergibt sich für die Lage der Insel 05 28' 6 37' b'.L. (Differenz zwischen Greenwich und Djakarta: 0 105° AS'BT.fO"). Im NO-Ieil der Insel liegt Kap Kepuh nur 5,3 km südlich von den Küsten Javas, vom S-Ende der vor dem Fluss Bondojudo südöstlich aufgebauten Küstendüne. Die einfach¬ ste Überfahrt auf die Insel ist von dem Fischerdorf Puger möglich, denn die gemeinsame Mündung der Flüsse Besini, Kapuan und Bedadung liegt S vom Dorf in der Luftlinie 12 km weit von der Djeruk-Bucht im NO-Ieil von Nusa Barung. 2 Nach meiner Rechnung beträgt die Fläche der Insel 80 km . Oie grösste Ausdehnung in W-O-Richtung beträgt 17,3 km, die Breite der Insel bewegt sich aber in der Regel zwischen 4 6 km. Der höchste Punkt der Insel ragt im NW-Teil auf 313 m empor. Im W, 3 und 0 stürzt die Küste ungewöhnlich steil ins Heer» was der starken Abtragung durch den Ozean zuzuschreiben ist. Die Abrasion hat meherere Inseln und Klippen abgesondert, wasbesonders längs der südlichen Küsten beobachtet werden kann, die starker Abtragung unterworfen sind. Die Insel ist vollkommen unbewohnt. Die uralte Ordnung der Natur istvon keinerlei fienschentätigkeit gestört worden. Da gibt es keinerlei Strassen, ja nicht einmal eine Hütte. Damit die Originalität der Natur, die originale Schönheit der ungestörten, unverletzten Landschaft und ihre reiche Fauna und Flora durch die sich immer stärker vermehrende javaneäsche Bevölkerung nach wie vor nicht gefähr¬ det werden kann, haben die holländischen Regierungsbehörden (Verordnung Nr. 46 des Statthalters, S. Oktober 1920) die Insel zum Reservat ("natuurmonument”) erklärt. Nach der Befreiung des Landes haben die indonesischen Behörden den Naturschutzstatus der Insel aufrechterhalten. Geologischer Bau Die Insel Nusa Barung gehört zur südlichen Aufwölbungszone der Javanischen AntiRinale. Im Pliozän und Quartär fand eine schnelle Erhebung der miozänen Hesresablagerungen und Vulkanite statt, deren Höhe stellenweise sogar 1000 m überstieg. Im südlichen, zentralen und östlichen Teil Javas hatten diese Bewegungen die Entstehung eines W-0 gerichteten, vor allem aus Kalkstein und vulkanischer Brekzie bestehenden Gebirgssystems von Bruchstruktur zur Folge (sog. Zuider Gebergte; indonesisch: Gunung Kidul " Südliches Gebirge). Infolge der raschen Hebung änderten manche Flüsse (z.B. der Solo), die früher in den Indischen Ozean mündeten, ihren Lauf und schlugen ihren Weg nach N ein. Auf den gehobenen Kalksteinflächen begann am Ende des Pliozäns, bzw. am Anfang des Pleistozäns ein auch heute andauernder, intensiver Verkarstungsprozess (G. Karangbolong, G, Sewu, P. Sempu, G. Watangan, BlambanganHalbinsel» Bukit Badung auf der Bali-Insel, Nusa Penida usw.)(Abb. 1.) Die einzelnen Blöcke der Teriiärzone von Süd-Java hoben sich gitterartig, in grossen Tafeln. Solch ein gehobener Peneplain-^lock ist längs der Küsten auch die Insel Nusa Barung» die von Java lediglich durch ein seichtes (höchstens 50 bis 80 m tiefes) Heer getrennt ist. Weiter nach S stürzt die Abrasionsterrasse 2000 bis 2700 m tief in den Ozean hinunter (Abb. 2). Der lithologische Bau der Insel Nusa Barung ist einfach. An ihm nimmt vorwiegend der dickbankinge, ungefal t ete, relativ kompakte, harte Korallenkalk mit häufigen Fossilien von ziemlich schlechter Erhaltung teil. Die Schichten streichen in der Regel W-0 und fallen unter 4-6 nach S, SW ein. Die aus dieser Insel stammenden Gesteinsproben wurden von Prof. Dr. Bogsch, Leiter des Lehrstuhls für Paläontologie der Eötvös Lorind Universität zu Budapest untersucht. Die Bestimmung der Fossilien war dadurch erschwert» dass die notwendige Fachliteratur nicht zur Verfügung stand. Trotz dieser Schwierigkeiten konnte festgestellt werden» dass die Proben unter anderem die Steinkerne von Loripez sp., Helongena sp.» Conus sp.» Glycymeris sp. und Hurucidae usw, enthielten. Nach den paläontologischen Untersuchungen widerspricht also nichts der Annahme, die die Insel aufbauenden Kalke seien ins Miozän zu stellen»

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-M 26/2 Das Kl ima der Insel Das Klima der Nusa Barung ist humid, tropisch, vom l'lonsunwindsystem beeinflusst. Die Jahresnormal temperatur am Heeresniveau beträgt ca. 26 C, ihre maximale Monatsamplitude ist + 1 C. Die Tempera¬ turschwankungen von 24 Stunden erreichen &f 4=6 C. Die Verteilung des Niederschlages innerhalb eines Jahres weist infolge des Monsuns starke Jahreszeitenunterschiede auf. Die Regenperiode dauert in der Regel vom November bis März, die Trockenperiode vom April bis Oktober. Die relative Luftfeuch¬ tigkeit beträgt in Jahresdurchschnitt ca. 82-85 Die obigen Anga-tu. stammen von den an der Südküste von Java befindlichen Beobachtungsstationen, aber sie können ruhig auch auf die Küstenregionen der Nusa Barung angewendet werden. Auf der unbe¬ wohnten Insel ist keine meteorlogische Station in Betrieb. Die nächste Regenmesser-Station befindet sich gegenüber der Insel, an der javanischen Küste, in Puger (3 m über dem Meeresniveau). An dieser Station wurden zwischen 1886 und 1941 die folgenden Angaben gemessen: jährliche Durchschnittsmenge des Niederschlages 1311 mm, (Jan. 232 mm, Febr. 194, März 210, April 93, Mai 65, Jun 44, Jul. 26, Aug. 14, Sept. 21, Okt. 52, Nov. 139, Dez. 230); absolutes Maximum während 24 Stunden 189 mm; Durch¬ schnitt der Tagesniederschiagsmaximum 103 mm; Niederschlagsmenge pro Regentag 18, 2 mm. die Auch.auf llinen Regentag entfallende Niederschlagswerte weisen darauf hin, dass mehr als 2/3 der Jahresmenge des Niederschlages in Form von heftigen Schauern und Gewittern fällt. Die Zahl der Gewittertage darf etwa auf 80 bis 100 pro Jahr geschätzt werden, aber diesbedeutet gar nicht, dass in jedem Falle gerade an der Bsobschfungsstation ein Niederschlag fällt (die Zahl der Regentage erreicht nur 72). Hydrographie der Insel Der Kalksteinuntergrund begünstigt die Entwicklung des unterirdischen hydrographischen Netzes. Trotz¬ dem haben sich hier keine Höhlengänge, kein System von breiten wasserleitenden, unterirdischen Kanälen die in der Regel für Karstgebiete charakteristisch sind, entwickelt, denn die OberfTächenabtraguftg, die Entwicklung von fluviatilen Tälern konnte grösstenteils mit der Hebung des Gebietes Schritt halten Infolgedessen gestaltete sich kein Plateau, sondern eine durch Bachtäler zerschnittene Kalktafel aus. Die Täler sind alle ohne Ausnahme Trockentäler, nur beim Fallen grösserer Niederschlagsmengen läuft episodisch in ihnen Wasser ab. Übrigens versickert ein Teil des Niederschlages besonders bei kleineren und langsameren Regen auch hier ins Muttergestein und bewegt sich zunächst senkrecht, dann längs der Schichtflächen in einem Netz von engen Klüften südwärts. Quellen gibt es auf der Insel sehr wenig und auch diese versiegen meist in der Trockenperiode des Jahres. Eine Ausnahme von dieser Regel stellen vielleicht Kedokwatu und ein paar kleinere Quellen im zentralen Raum der Insel dar, wo es auch im Sommer gewisse Wasserschüttung gibt (1 bis 10 1/min.). Diese, ferner die nach anhaltenden Regen unter dem äusserst feuchtem Mikroklima des Urwaldes lange erhalten bleibenden Wassertümpel decken oten Trinkwasserbedarf der reichen Tierwelt. Ich nehme an, dass ein beträchtlicher Teil des auf die ilnjel fallenden Niederschiagswassers sich an den Talsohlen längs steil einfallender Schichtflächen fortetrömend, im allgemeinen unter dem Mearesniveau, und sich mit dem Salzwasser mischend, die Basis der Haupterosion erreicht. Auf Grund desTalnetzes sollte die N-S gerichtete Wasserscheide der Insel in der Nähe der nördlichen Küsten laufen. Einige Angaben der Analysen der verschiedenen Quellen von Nusa Barung: Temperatur. 24-24,5 C, Karbonathärte zwischen 120-410 mg/Litar. Pflanzenund Tierwelt Die in den vorangehenden Kapiteln beschriebenen Klimaverhältnisse haben die Entwicklung von charak¬ teristischen tropischen Regenwäldern auf der Nusa Barung Insel ermöglicht, Wenn man mit einem Boot längs des Ufers herumfährt, lässt sich die mehrstufige Anordnung der Laubkronen der Wälder gut beobachten. Von der 20 bis 30 m hohen Laubkronenstufe, die keine zusammenhängende Pflanzendecke bildet, ragen einige silberne, glattstämmige, riesengrosse tropische Baumgattungen an Riesenpilze erinnernd empor. Auch die dritte, niedrigste Laubstufe bildet keine zusammenhängende Laubhütte,

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Âbb.l : Karstgebiete der Tertiärzone von Süd-Java. 1 Tjitjurung, 2 Tjidulang, 3* Nusa Kambangan, 4Karangbolong, 5Gunung Sewu, 6östliche Gunung,Kidul, 7« H.I.Blambangan, 8Bukit Badung, 9« Nusa Reñida, 10Süd-l.orabok. Abb.2: Geologischer Querschnitt durch G.Arpapura und N.Barung (Nord-Süd). 1Alluvium, 2Rezente vulkanische Schichten, 3» Pleistozäne vulkanische Schichten, 4Miozän Kalkstein und vulkanische Schichten, 5Pre-Terziär Gesteine, 6Magmatische Sohle der Geoantikl inale von Süd-Java.

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M 26/4 O 1 km 2 Abb. 3 Sich entwickelnde Karsthügel in der Süd-Mitte von Nusa ßarung.

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M 26/5 sie besteht aus 5 bis 15 ¡n hohen» verkümmerten Bäumen und relativ grösserem Gesträuch. Unter den Bäumen findet man vielerorts die charakteristischen Kriechpflanzen tropischer Wälder: die Lianen und die verschiedenen Parasitenpflanzen. Das Unterholz hat sich nur an jenen Stellen intensiver entwic¬ kelt, wo .das Licht durch die Spalten und Öffnungen des mehrstufigen Laubwerk$§ besser eindringen kann. Nach den Beobachtungen von 3. Ijokrosoeda rmo, dem indonesischen Mitarbeiter unserer Expedition, sind folgende Florenel e m ente am weitesten verbreitet und durch die grösste Individuenzahl vertreten: Grossbäume (obere Laubkronenstufe): Alston!a scholar! s (Familie Apocynaceae, javanèsisch Pull, Irfdcmesfsch Kaju grabus) , Pangium edule (indonesisch * Putjung), Erythropsis colorata (javanèsisch * Winong), Lagerstoemia speciosa (Familie Lythoaceae) usw. Mittelmässige Bäume: Sizygium sp.» Garcina dulcís (javanèsisch Nundu, Familie Guttiferae), Acacia , Cassia' s p !/ R Tê!nRÔvia hospita (Famille Sterculïaceae), Pterocarpus (Familie Dipterocapaceae), Ficus superba usw. Gesträuch» Stengel (untere Stufe): Malvaceae , Hibiscus sp., Jatropha curcas (Familie Euphorbiaceae) , Dérrîs *sp**[FâîîTîe Papilisnaceae), Jasminum sp. (Familie Oleaceae), Cycas (Familie Cycadaceae), zahlreiche Arten der Gattung Bambusa , Nephelium sp. (Familie Sapindeceae) usw. Lianen: Acacia pinnata . Gnetum , Calamus (Kriechpalme, ihr volkstümlicher Name: Rotang, indonesisch » íiótSñ" Calamus rotang , und andere Arten) usw. Unterholz: Amorphophal us campanulatus (Familie Araceae) , Zingiber aromaticum ( Ingwer, Familie Zingiberacéâê]‘* 3arl e ria , Crinum asiaticum (Familie Amaryllidaceae), Spathoglottis plicata (Familie Orchidaceae). Gl orí osa superba (Familie Liliaceae), usw. Mangrove: Pemphis acidula (setigi) (Familie Lythroceae), Rhizophora mucronata (Familie Rhizophoraceae), ÁvfceññÍa marina (Familie Verbenaceae) usw. Die Arten der von der Insel angesammelten Moosflora sind, nach der Bestimmung von I. P6cs, folgende: Auf den lebenden Blättern verkommende (sog. epiphylle Moose): Leptolejeunea subacuta St. fo. latior Hêrzog'fFâmfîîê Cejeûneaceae." Philippinen, Japan, Vietnam.) ’Ciê'VërEreüüng Eer'Spezfëë: H-l. Malacca, Sumatra, Java, Kalimantan, Leptolejeunea epiphylla (Mitt.) St. (Familie Lejeuneaceae. Verbr.: Ceylon, Nikobaren, H-l. Malacca, Sumatra, Java, Kalimantan» Philippinen, Neukaledonien, Tahiti.) Auf den Baumrinden lebende (corticole) Sumatra, Java, Sulawesi, Philippinen: Moose: Fissidens Hollianus Dz. et Mb. luzcm! Sel t ene Spezies.) (Familie Fissidentaceae. laxithei ium nepalense (Schwaegr.) Broth. (Familie Senatophyl 1 a ceae. Verbr.: Nepal, Indien, Ceylon, Burma, Sumatra, Java, Kalimantan, Ämboina, Vietnam,) Neckeropsis grácil enta (Bosch, et Lac.) Fleisch» (Familie Neckeraceae. Verbr.: Nikobaren, H-l. Malacca, Indonesien» Admiralitäts-Inseln, Samoa.) Auf den verfaulenden oder morschen Baumstämmen lebende (lignicole) Moose: Pel e kium velatum (Mitt.) (Familie Tnuidiaceae» verbr,* Singapore, Sumatra, Java, Kalimantan, Sulawesi, Philippinen, Taiwan, Vietnam, Neuguinea» Samoa.) Thuidium meyenianum (HpeJ Bosch, et Lac. (Familie Ihiudiaceae. Verbr.: Nepal, Assam, Ceylon, Java, Banda, Neuguinea.) Orthorrhynchium phyllogonioides (Süll.) Britt. (Diese Spezies ist der einzige Vertreter der Familie Phyl logoniaceae in Asien» die anderen Mitglieder der Familie leben in Südamerika. Die Verbreitung der Spezies: West-Java» Christmas-Inseln, Philippinen» Neuguinea.)

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M 26/6 Auf den Kalksteinfelsen und auf den Baumstämmen oder Saumästen linbüR Neckeropsis lepineana (Hont.) Fleisch. (Familie Neckeraceae) . Kommt mit palöotropischer Verbreitung, d.h. im tropischen Afrika, Asien und Ozeanien vor. Alle Hoosarten sind neu für das Pflanzenreich von Nusa Barung, weil dort noch keine bryologische Forschungen durchgeführt worden sind. Die seltenen Fissidens Hollianus und Orthorrhynchium phyllo~ gonioides sind neu für Ost-Java. Die Tierwelt der Insel ist sowohl an Hochwild als auch an primitiveren Arten jener der östlichen Teil Javas gleich, aber an Individuenzahl wesentlich reicher, da die 3rösse der Populationen vom Menschen nicht beeinflusst wird, sondern nur von den fiaturverhältnissen abhängt. Sehr häufig sind Hirsche, Wildschweine und verschiedene Affen usw. zu finden. Auf den Bäumen hausen grosswüchsige Flughunde ( P t e r opus celaono ) , in den Hohlräumen der Felsentäler schwärmen Flêdermâuse. Eine gefangene und nach Hause mitgebrachte Fledermaus ist von Gy, Top£l mit Rhinolophus affinis affinis identifiziert worden. Auf den Bäumen leben viele verschiedene Vögel. Von den Reptilen sollten die verschiedenen VaranusArten hervorgahoben werden, unter welchen sogar 1 1/2 bis 2 Meier grosse Exemplare Vorkommen. Ausser dem gibt es auch sehr viele kleinere Eidechsen. Auch Giftschlangenund Riesenschlangen können ange¬ troffen werden. Längs der Südküsten leben viele Riesenschildkröten. Morphologisches Bild der Insel Im durchwanderten Gebiet der Insel fanden wir keine typische fluviatile Karsthöhle und solche sind auch den die Insel aufsuchenden Fischern unbekannt» An den Ufern treten Abrasi ons-Hohlräume von kurzer Lebensdauer häufig auf, im zentralen Raum der Insel kommen in den Felswänden der Bette zeit¬ weiliger Bâcher kleinere oder grössere, durch Auflösung bedingte Hohlkehlen und Felsenrinnen vor. Unter den Oberflächengrossformen sind die "positiven 1 * Formen (Vollformen) von Bedeutung, während die "negativen" Formen (Hohlformen) z.B. Dolinen, vollkommen unbekannt sind. Auf der Insel hat die Entwicklung der für die tropischen Karstgebiete so charakteristisehen Hügelformen begonnen. Zur Zeit hängen noch die Karsthügel eng zusammen und erreichen ihre grösste Höhe unweit der nördlichen Küsten¬ linie der Insel. In jeder Reihe im allgemeinen längs der No-SW gerichteter Strukturlinien sind 10 bis 20 halbentwickelte "Karstkegel" zu zählen (mit dem Ausdruck H. Lehmanns: "gerichteter Karst"). Im südwestlichen Küstengebiet haben sichjeinige Dutzend Kalksteinkagel oder niedere Kalksteintürme voneinander vollkommen abgesondert,, ja manche von ihnen sind durch die Meeresabrasion sogar der Insel entrissen worden (Abb. 3). Die Oberfläche der Nusa Barung zeigt das Schulbeispiel der jungen Entwic^lungsformen des tropischen Karstes. Auf der Insel kann man ca. 460 Hügelchen zählen, also auf 1 km entfallen etwa 5-6. Das ist eine wesentlich kleinere Zahl, als die von G. Sewu, wo auf 1 knr Im Durchschnitt 25 bis 30 Hügel entfal 1 en. Die Absonderung der Karsthügel steht mit der linearen Oberflächenerosion in Zusammenhang. In der Anfangsphase der Bildung der tropischen Karstflächen stellt die Zerstörung der Oberfläche durch den Niederschlag den wichtigsten Formungsagenten dar. Wie bereits erwähnt, tritt der grössere Teil des Niederschlages in Form von heftigen Regenschauern, agressiven Gewittern auf, welche die sich langsam hebende Kalksteinoberfläche längs tektonisch angelegter Richtungen durch immer tiefer werdende Ein¬ schnitte zerschneiden. Hit der Hebung des Gebietes werden die Seiiefformen immer mehr herauspräpa¬ riert, die Täler vertiefen sich immer stärker. Bei weiterer Erhebung strömt ein immer grösserer Anteil des auf die Oberfläche fallenden Niederschlages durch die primitiven, unterirdischen Spalten und Klüfte gegen die Erosionsbasis, ohne sich dabei erheblich konzentrieren zu vermögen. Diese Ideale Entwicklung kann auf der Insel Nusa Barung wahrgenommen werden. Dass der Hauptagent der auf der Insel erfolgenden karstischen Denudation nicht die chemische Erosion (Korrosion), sondern die flächenmässige oder normale fluviátil e Erosion ist, davon haben wir uns anhand der Ergebnisse der vorgenommenen Messungen überzeugt. Bei einem Gewitter, das wir auf der Insel miterlebt haben, massen wir die Flutwässer, die von den verkarsteten Berglehnen, Hügeln im Tal der Kedokwatu herabströmten. Dabei fanden wir. dass das an der Oberfläche abfliessende Wasser des Gewitters von einer Fläche von 1 km ca. 1,5 m Kalk in gelöstem Zustand abtrug, Aber wenn wir die

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M 26/7 in schwebendem Zustand mitgeschleppten, noch festen Kalksteinpartikel nassen, und die gewonnenen Werte auf eine Fläche von 1 km^ bezogen, so fanden wir, dass die Menge des mit diesem Mechanismus abgetragenen Kalksteins ca, 20 m^ erreichte. Dazu kommt noch der ins Gestein versickernde Nieder¬ schlagsanteil, der zwar kleiner als der vorige ist, aber eine intensivere iuflösung des Gesteins zur Folge hat. Darüber stehen uns jedoch nur indirekte Angaben zur Verfügung. Aus der Gesamtheit dieser Faktoren kamen wir zur Schlussfolgerung, dass die auf der Karstinsel zur Zeit vor sich gehende Zer¬ störung der Oberfläche wenigstens 70 bis 80 £ig der mechanischen Erosionstätigkeit des Wassers zuzu¬ schreiben und die cheeische Denudation von wesentlich geringerer Bedeutung 1st.

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M 27/1 Observations sur l'évolution des versants en roche calcaire PAUL FENELON ( B o urg-la-Reine/France ) Institut de Géographie de Tours . Suaiary Ihe valley-sides in rocks of lîmestons are abraded by rain-wash.solution, f reeze and thaw, r oofs growth and decay, and so on ...So.clints, solution pits, niches, rocks-sheltens, pinnacles and towers grow hollow. These landforms are principally, on dependency of the limestone's structures, structures often anknown. These accidents cau¬ se the valley-sides to draw back and the landforms are decreased to a peneplane. Sur les versants des vallées et ces canyons, dans les Causses du Quercy et dans ceux du Gêvaudan,comme dans le Vercors et sur les Plans de Provence (fig.l), la roche calcaire, aux teintes claires, affleure â travers les arbustes et les pelouses, an aspérités de diverses formes que l'on peut classer en quatre catégories : 1)lapiês de parois en nids d'abeille, en dentelle, aux contours vermiculês de quelques centimètres d' épaisseur; 2}cavités vaguement circulaires, en forme d'alvéoles ou de niches, avec des dimensions variant du décimètre à la flzaine de mètre ; 3) longues encoches, rainures parallèles, balcons à corniches surplombante, abris sous roche â blocs Iboulês,acci¬ dents séparés par des ressauts ou des replats sur plusieurs mètres de profondeur et situés â altitudes variées le long des escarpements verticaux et des plans inclinés des vallées caussenardes; 4) enfin, encorbellements découpés par des rainures verticales, en formes de tours et de pinacles, situés â diver¬ ses hauteurs, entre le talweg et le rebord du plateau. Ces accidents, mineurs par rapport â l'ampleur des canyons, n'en traduisent pas moins l'influence de multiples agents d'érosion qui altèrent la roche, la creusent, la démantellent et finalement élargissent les coupures au fond desquelles coulent parfois des cours d'eau réduits â un rôle d'évacuation des débris détachés des pentes et des so¬ lutions riches en carbonate de calcium. Le problème consiste donc à déceler, par l'observation, et, si possible, par l'expérimentation, les processus de sédimentation, de lapidification, d'érosion, de corrosion et de corrasion qui agissent pour modeler pinacles et tours, excavations et grottes, niches, alvéoles et lapiés sur les flancs abrupts des vallées quercynolas, couergates ou provençales. Parmi ces processus, nous tâcherons tout particulière¬ ment de mettre en valeur ceux qui relèvent de la cryergie et qui entrent, par conséquent, dans la catégories des phé¬ nomènes dits périglaciaires. 1.Les lapiès de parois . On peut envisager d'abord les lapiès de parois aux formes parfois délicatement ciselées. Ils se composent de bour relets très durs, en saillie plus ou moins émoussée, et de creux, profonds de deux ou trois centimètres oû Ta roche est assez tendre pour être émiettée â l'ongle (fig.2). La surface de la paroi prend ainsi l'aspect d'une dentelle ou d'un rayon de miel, d'autant le calcaire se colore de teintes dorées sous 1' influence des oxydes ferreux qu'il contient. Le creusement des petites cavités relève à la fois de la corrosion, de la cryergie et de la corrasion. En effet, un examen attentif montre que ces dépressions coïncident avec des zones imprégnées d' eau filtrant à tra¬ vers la roche et suintant là oè des réseaux capillaires lui permettent d'atteindre l'extérieur, tout en entraînant du COjCa dissous. En outre,le matin, on observe sur la paroi un mince film de rosée qui se transforme en glace du¬ rant les jours les plus froids de l'hiver; des pipkrakes, pointant perpendiculairement â la surface de la roche,ré¬ vèlent aussi la poussée interne des eaux d'infiltration. Au moment du dégel, de fins débris,parfois constitués par des grains de quarzt, se détachent des cavités; le vent peut alors intervenir pour les enlever et favoriser une nou¬ velle attaque de la paroi rocheuse. C'est ce que l'on constate sur les rochers des Baux en Provence et sur les calcaires coniaciens du Sarladais en Périgord; des observations semblables pourraient être faites sur des murs assez récemment construits et exposés aux intempéries, pluie, gel et vent (Château de Hohenzollern , remparts d'Eraklion, etc ......). Elles sont plus difficiles à expliquer les bordures étroites, sinueuses et très dures qui restent en saillie. Cas¬ sées au marteau, elles apparaissent formées de calci te translucide à peu près pure. Comment donc cette calcite s' est-elle accumulée en certaines zones au lieu de rester uniformément dispersée à travers la masse sêdlmentaireTNous devons reconnaître qu'aucune explication ne nous a paru jusqu'à ce jour pleinement satisfaisante. On ne peut re¬ courir qu'à des hypothèses : ou bien, à l'intérieur de la roche il y a eu, par diagénèse, déplacement et concentration de la calcite en un ré¬ seau que la paroi actuelle est venu trancher; vraisemblablement cette concentration s'est effectuée le long de fi¬ nes diaclases, et les intervalles, privés en partie de ciment calcaire, sont devenus plus poreux et plus fragiles; ou bien ce phénomène karstique ne se produit qu'en surface, sous l'influence des agents atmosphériques; nous accep¬ terions plus volontiers cette seconde solution, car dans les carrières, ouvertes 3 proximité de ces zones à lapiès de parois, les coupes fraîches du calcaire sain n'offrent pas toujours une répartition en réseau de la calcite pu¬ re. Toutefois, on ne voit pas bien comment la pluie, la rosée, le gel et le vent pourraient isoler ainsi la cal¬ cite des bordures en saillies sinueuses. Il faudrait procéder à un débitage en plaques minces des blocs comportant

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fig.l Croquis de local isotion f ig. 3 _ Va r ia t i o n s verticales et latérales de sédimentation (schéma)

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fig. 4 . Coupe verticale d'un abri sous roche. M 27/3

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M .27 A en surface des lapiês veralculês, si l'on voulait trouver une explication valable. Pour notre part, la question reste en suspens, quoiqu'il faille attribuer aux influences pêriglaciaires un certain rôle dans le nodelS de ces versants rugueux; en effet, ils sont pour la plupart orientés vers le Sud et le Sud-Est, donc sensibles aux alternances de gel et de dégel durant les jours d'hiver. 2.» Les cavités circulaires . Au cours de ieur forsation, les cupules, les alvéoles, les niches, les taffoni, et même les kaaenitsas à bordures surpioubantes ne se distinguent des lapiês de parois que par leurs dimensions plus grandes, aussi bien en largeur et en hauteur qu'en profondeur. Sur les versants du canyon du Verdón, au balcon de la Hésela, cosae aux fyzies , am dessus des Biaisons de la bourgade, ces cavités se présentent sous des formes très diverses, mais qui, néanmoins se rapprochent plus ou moins d'un dessin ovale ou circulaire, sinon, si elles étaient très allongées, nous les clas¬ serions dans la troisième catégorie, celle des abris sous roche que nous examinerons plus loin. Un examen, même superficiel, montre que dans leur répartition ces niches dépendent évidemment de la structure même de la masse calcaire, en particulier de la stratification. Elles coïncident en effet avec certaines strates qu ' avec d'autres, aussi sont-elles presque toujours situées à des niveaux réguliêreaent étagés. Cette coïncidence s' explique aisément par la composition même de la roche calcaire. Dans les bancs creusés d'alvéoles, on peut noter la présence d'une assez forte proportion d'argile, ce qui permet de les assimiler â des marnes. Toutefois ces sé¬ diments marneux ne paraissent pas uniformément répartis le long des mêmes strates, soit â cause de la sédimentation originelle, soit par transfert interne des silicates d'alumine, soit sous l'influence des fissures et des diaclases qui rendent ces zones rocheuses plus fragiles que d'autres, soit comme an nous l'a signalé, par suite de la présen¬ ce de diverses sortes de récifs coralliens ou de masses dolomitiques (fig.3). Elles sont en effet attaquées par Infiltration, dissolution, condensation, gélifraction et êolisatlon dans les mêmes conditions que les mlcrolapiês des parois. Il s'y ajoute même l'action mal connue des dêpflts dits de dêcalcifica tlon, lorsque les cavités sont situées sur des surfaces horizontales ou faiblement Inclinées; l'eau, qui dilue ces dépfits en temps de pluie et qui s'y enrichit en acides, les mousses, les lichens et les plantes herbacées qui ypqwsisent, contribuent â Tes élargir et â les approfondir. Toutefois, on peut signaler deux cas de creusement sensiblement différents. Au cours du premier, le banc rocheux si¬ tué au bas de la vallée est au contact d'un sol argileux, humide, avec exposition au Nord. Sous l'influence de la capillarité, des eaux acides s'infiltrent dans la roche marneuse, dissolvent le carbonate de calcium; les résidus ar¬ gileux glissent vers le bas où le ruissellement les entraîne; une excavation arrondie se dessine, en fonction de la répartition des sédiments fragiles, semblable â celles jalonnant la route qui, des Eyzies â Laugerie Haute, le long de la Vêzère, borde la falaise de calcaire conlaclen. Dans un second cas, la niche coïncide avec la sortie d'un cours d'eau souterrain par une exsurgence de dimensions va¬ riables. Celle de la Fontaine-1'Evêque atteint aux dimensions d'un porche de cathédrale. Plusieurs processus d'é¬ rosion entrent alors en jeu. A l'origine, il y a un point faible dans la masse rocheuse : faille, diaclase, lit de stratification guidant l'écoulement de l'eau. Celle-ci joue ensuite son rôle d'agent de dissolution, mais aussi d' érosion mécanique quand elle est chargée, au moment des crues, de sable et de cailloutis. Ainsi, elle déblaie l'o¬ rifice et le prépare pour de nouvelles attaques. Dans ces conditions la cavité s'élargit, d'abord par usure laté raie, surtout si la stratification est sensiblement horizontale. Puis elle s'agrandit en hauteur par chutes de dé¬ bris enlevés au plafond de la cavité. C'est là qu'interviennent les phénomènes pêriglaciaires; en hiver, des sta lactites de glace se forment I la paroi supérieure et contribuent à la disloquer; au moment du dégel, des blocs s' effondrent dans le lit du torrent et disparaissent par usure et corrosion. Il n'est pas nécessaire qu'il y ait écoulement permanent pour que se forme une cavité de ce genre, appelée bal me ou baume selon les régions. Sur les versants escarpés des "reculées" du Jura, au moment des fortes pluies d'automne, surgissent des flots boueux qui tarissent au bout de quelques heures. Héritiers intermittents d'un cours d'eau sou¬ terrain pérenne, ils poursuivent l'oeuvre destructrice de leur prédécesseur. Parfois même, le long des falaises qui encadrent le Verdón ou la Vézère, les balees ne servent plus d'exutoires à des ruisseaux hypogés, actuellement com¬ plètement taris, soit par abaissement des nappes souterraines, soit par diminution des précipitations depuis l'ex tinction de paléoclimats dont la violence permet seule de comprendre le modelé de nos vallées. Quoiqu'il en soit , dans ce second cas, la cavité circulaire, ou ovale, n'est que la partie extérieure d'un réseau souterrain; c'est un élargissement I l'air libre d'un système de cavernes élargissement, où la cryergie peut intervenir d'une manière plus ou soins virulente selon les variations saisonnières et séculaires des climats, phénomène karstique qui n' a plus que de lointains rapports avec les taffoni, sinon qu'il est comme eux le reflet d'un accident de la éedimen tation. En dernière analyse, deux autres influences sont parfois à l'origine des bal mes : c'est soit une cascade, soit un «êEswIre de rivière. Une cascade creuse une cavité plus large que haute au bas de sa chute, par érosion mécanique et en faible partie, par corrosion. Jean Nicod en a signalé des exemples dans les montagnes calcaires de Provence. La cascade tarie, la cavité subsiste.au bas de l ' e xcarpement.

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M 27/3 Un cours d'sau peut-être égaleaent 3 l'origine d'une balae si la paroi rocheuse borde le sosnaet d'une courbe de mé¬ andre; par usure de la base, par dissolution et cryergie au-dessus du niveau de l'eau, une cavité se développe lenteaent. Ainsi, à Sourdeil 1 es en Périgord, au pied du château, dans les calcaires blancs de l ' A ngoOaien, la Dronna a 1 enteaent êvidê un creux sous un mince encorbellement. Toutefois, il ne faudrait pas en conclure que les rai nu res en balcon que nous allons exaeiner plus loin soient l'oeuvre exclusive des rivières dont elles indiqueraient les variations de niveau, cossie on a cru parfois pouvoir l ' a ffiner. En fait, leur répartition est toujours étroitement liée â la stratification et â la nature de la roche. En généralisant, on pourrait admettre que les processus de creusement des baumes sont en grande partie responsables de la formation des •reculées" du Jura, Comme nous venons de le voir â la Fontaine-1'Evêque, comme nous le consta tarions â la Fontaine de Vaucluse, le cours d'eau, â la sortie de son trajet souterrain, élargit son exutoire, aidé en cela par la cryergie et la corrosion. Mais son oeuvre de sapement ne se borne pas en ce point. A l'intérieur de la masse rocheuse il use, il dissout et, si le calcaire marneux est assez faible, il soutire sans arrêt de minuscu les débris. De sorte qu'â la longue la baume s'agrandit et s'allonge vers l'amont; son toit en porte â faux s'effon¬ dre dans le ruisseau où les blocs se dissolvent lentement. D'étape en étape, la cavité se prolonge et s'ouvre vers l'amont, encadrée, d'escarpements abrupts, de teinte claire, comme dans le Jura, 3 Baume-1 es-Dames et â Baumeles Messieurs, où il faut admettre également l'oeuvre de palêoclimats très virulents. 3.Balcons et abris sous roche . La troisième catégorie des accidents susceptibles de faire évoluer les versants calcaires des gorges et des canyons comprend les longues rainures, plus ou moins larges et profondes, allant du simple sillon au large balcon sous cor niche et â l'abri sous roche où se sont réfugiés les hommes de la Préhistoire (fig.4). La répartition de ces modelés en -creux dépend en premier lieu de la structure de la roche. Certains bancs des éta¬ ges jurassiques et crétacés (Bathonien, Séquanien, Portlandien ou ïithonique, Aptien à faciès urgonien, Coniacien supérieur, Maestrichtien inférieur) offrent une grande résistance S la dissolution et au ruissellement. Ce sont eux qui constituent les corniches escarpées, élément pittoresque de nos vailles caussenardes. La présence de lentilles dolomitiques paraît même les rendre moins solubles l'inégale répartition de ce carbonate de magnésium permet d'expli¬ quer ainsi les aspects ruiniformes des versants caussenards, les porches et les tourelles, les pinacles et les cio chetons, reliefs très tourmentés sur lesquels nous reviendrons plus loin. Au-dessous de ces strates, rendues très résistantes par leur compacité et leur composition souvent récifale, s'éten¬ dent des couches plus fragiles, des bancs gréseux 3 ciment calcaire, des argiles et des sables du Coniacien inférieur des craies gélives du Campanien et du luronien, des marnes feuilletées à forte porosité du Ligérien. En présence de ces sédiments meubles, ou faiblement résistants, les diverses forces d'érosion ont beau jeu pour exercer leur action sélective et destructrice. L'examen de ces masses calcaires et marneuses révèle plusieurs phénomènes de corrosion et de gêlifraction.En premier lieu, les précipitations, qui pénètrent dans la roche, ont traversé fréquemment des sols riches en humus, en limon et en argile; ainsi acidifiées, elles deviennent fortement agressives. A l'intérieur même des bancs poreux, elles s'infiltrent lentement; puis, par capillarité et gravité, elles suintent sur les parois des strates les plus fragi les. Elles apportent avec elles une forte quantité de calcite dissoute qu'elles déposent â la surface de la roche lorsque, par diminution de pression, par aération et évaporation leur point de saturation en C 03 Ca diminue. Ainsi , on peut observer de fines pellicules de calcita 3 la fin de l'été sur les craies du Campanien et du luronien. Au cours de l'hiver le gel fait sauter ces pellicules avec des esquilles de roche qui tombent au bas de la cavité,comme on peut le constater le long des méandres de la Dordogne, en aval de son confluant avec la Vénère.  la longue la strate tendre se creuse sous la strate supérieure qui résiste mieux, soit 3 cause de la pureté de son calcaire, soit 3 cause des silex qu'elle enrobe. En outre, comme dans les taffoni, il faut ajouter 3 l'eau de capillarité, les condensations nocturnes qui, en hiver, se transforment en minces couches de glace et qui en été, dissolvent le carbonate de calcium. Attaqué de l'intérieur et de l'extérieur le banc marneux s'Ivide sous la mass® des calcaires compacts de la corniche en saillie. Cet èvi dement est encore accentué par l'activité chimique et mécanique des racines d'arbres, des fougères, des mousses et des lichens. En pénétrant dans les diaclases et les fissures, et en y distillant leurs sucs acides, ces diverses plantes contribuent â disloquer et â corroder la roche, â réduire son volume. Ainsi se sont creusés les célèbres abris qui bordent la vallée de la Vézêre, des Eyzies au Moustier. Reste cependant 3 expliquer le modelé du plancher et du plafond de l'abri (fig.4). Le plancher ne pose guère de pro¬ blèmes. C'est d'ordinaire une surface structurale déterminée par la partie supérieure du banc rocheux sous-jacent et très résistant; elle en reflète les déformations, tout au plus peut-on noter une certaine usure vers l'extérieur par retombée des gouttes de pluie, par ruissellement des eaux nivales et par gel et dégel. Au contraire, lo plafond avec sa double courbure, convexe vers l'extérieur et concave vers l'intérieur, est plus difficile à comprendre. En fait, il s'agit â la fois d'une variation de faciès et d'une différence dans l'attaque des divers processus d'êro sion. Tandis que dans le fond de l'abri agissent surtout des phénomènes de dissolution et d'érosion mécanique creu¬ sant une cavité concave dans une roche tendre, vers l'extérieur entre en jeu la gélifraction d'autant plus active

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M 27/6 que l'on se rapproche de Ja partie antérieure de l'encorbellement en roche dure : là se conjuguent gel et dêgel.dissolution et ruissellement, sans compter l'oeuvre d'une fine végétation de lichens et de mousses qui corrodent la pa¬ roi rocheuse. L'interférence de ces actions corrosives et de la structures du calcaire aboutit à la courbe convexe de la partie haute des abris sous roche. Les bancs supérieurs, ainsi modelés, durs et compacts, seraient en fait indestructibles s'ils ne reposaient pas sur des bamcs plus tendres qui s'évident lentement, et s'ils n'étaient pas fissurés de diaclases. Celles-ci préparent les futurs éboulements en favorisant, le long de leur paroi, la dissolution avec d'autant plus de rapidité que ces diaclases sont fréquemment garnies de terre rouge, à grand pouvoir acidifiant. En outre, les racines des arbres, en y pénétrant, contribuent 3 l'éclatement du roc. La cryergie n'est pas absente de cette évolution par transformation en glace, durant l'hiver, de l'eau garnissant les crevasses. Il n'est pas jusqu'aux phénomènes de distension qui ne jouent pour écarter les blocs extérieurs de la masse rocheuse et les faire basculer dans le vide. Mais c'est le creusement des strates sous-jacentes qui détermine l'épisode final en privant de support la roche diaclasée. Ainsi qu'on peut le constater aux Eyzies et dans les gorges du Verdón, ou bien dans les canyons du Tarn et de la Dourbie, d'énormes masses de calcaire se sont détachées des corniches; elles ont glissé sur les talus d'éboulis, ou bien elles ont écrasé les foyers des hommes du Paléolithique supérieur à Laugérie Haute. Dès lors, ces blots qui s'enfoncent dans un sol riche en humus et en oxydes ferreux, se dissolvent par la base et disparaissent en quel¬ ques dizaines de milliers dUnnées. Sinon 0 « ne s'expliquerait pas comment ne subsistent actuellement que les ébou¬ lements récents, datant, les plus anciens, de la période du Würm I. Enfin, en généralisant à partir de ces observations et de ces phénomènes, on peut saisir le rôle des processus qui ont contribué 3 creuser les canyons caussenards, à les élargir et 3 modeler des encorbel 1 emnts et de longues encoches. 4.Pinacles et tours . Si l'on se limite 3 ces balcons et 3 ces abris sous roche, on laisse inexpliqués pinacles, clochetons et tours tels qu'on peut les apercevoir du haut du Point Sublime dans lesgorges du Tarn, ou bien au Cingle de la Pénétie, en aval du confluent de la Vézère et de la Dordogne. En ce dernier lieu, nous avons constaté que la formation de tours, le long de l'abrupt calcaire, est liée à la pré¬ sence, sur le plateau, de vallonnements le plus souvent à sec et qui se terminent, au sommet des escarpements, par des valleuses de méandres. Au droit de ces calleuses et le long de la falaise, on aperçoit, en temps ordinaire, des suintements et des filets d'eau creusant des rainures verticales. En temps de pluie, c'est une cascade qui tombe au pied de la corniche; le tout contribue 3 créer de larges couloirs verticaux laissant entre eux une proue rocheuse , qui constiue une sorte de tour d'importantes dimensions. Les pinacles du Point Sublime sur le Tarn sont plus petits; mais, très nombreux, ils ponctuent de taches blanches le versant du canyon. On peut les attribuer 3 deux influences; ce sont peut-être des blocs dolomitisês ayant résisté 3 la corrosion. Mais nous croirions plus volontiers qu'ils ont subsisté parce que, situés entre deux séries de dia clases orthogonales, ils étaient 3 l'abri du ruissellement et de la dissolution, et, par conséquent, de la gélifraction également. Ce serait 3 vérifier par une étude locale de la structure des roches environnantes. CONCLUS¡QHS Quoiqu'il en soit trois conclusions nous paraissent se dégager de nos observations : c'est d'abord la convergence vers un même modelé du relief karstique de multiples processus d'érosion, mécaniques, chimiques, et biologiques ; ensuite, c'est l'oeuvre des paléoclimats qui permet saule de comprendre l'ampleur de la morphologie caussenarde ; si nos climats actuels ont une certaine agressivité, celle-ci est bien loin d'égaler celle des climats du Villafranchien et du Quaternaire ancien; nous ne pouvons en avoir qu'une image très atténuée par les phénomènes météorologi ques récents ; enfin, c'est 3 la structure intime de la roche qu'il faut, en dernière analyse, demander le secret des phénomènes karstiques soit au cours de la sédimentation lacustre ou marine, soit par la suite au cours de diagénèses et des la¬ pidifications, la plupart de nos lapiès, de nos alvéoles, de nos abris sous roche et de nos reliefs ruiniformes é taient déjà en puissance dans la masse calcaire (fif.3). Mais si, l'oeuvre complexe de l'érosion et de la corrosion est directement observable, celle des paléoclimats et de la sédimentation échappe an grande partie 3 nos investigations actuelles. C'est une raison supplémentaire de pous ser plus avant nos recherches par l'examen des roches au microscope optique et même électronique, et par l'expéri mentation 3 aussi grande échelle que possible. Nous saisirons ainsi, peut-être, un jour, les causes des divers phé¬ nomènes que nous venons d'examiner et qui doivent aboutir au même résultat, à la formation de cavités largement ou vertes vers l'extérieur, s'élargissant, s'allongeant, découpant verticalement et horizontalement, les versants des gorges ou des canyons. Si la séquence géologique est assez longue, ces modelés en creux aboutiront 3 la destruction des interfluves et 3 la pénéplanation. Mais dans les Grands Causses, comme dans les Prêalpes calcaires, nous sommes encore très loin de cet épisode final, ce qui nous permet d'admirer et d'analyser de prodigieuses vallées creusées depuis le début du Quaternaire par les torrents cévenols ou alpestres, en collaboration fréquente avec les processus périglaciaires, dans les massifs karstiques les plus connus du monde.

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M 27/7 BIBLIOGRAPHIE J. NI COD Recherchas morphologiques en Basse-Provence calcaire. Thèse, 1 9 67. Impr. Louis-Jean. Gap. P. FENELON Les méandres de la Dordogne en aval du confluent de la Vêzêre. Bull. Assoc. Gêogr. Français N° 251 et N° 252, Mai-Juin 1955, p. 127-137.

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M 28/1 Karbonathaushalt und YerkarstunR; in circumalpinen Terrassenschottern ÏSITZ FEZER (Ziegelhausen / Bundesrepublik Deutscbland) Smnmary ; If waiar infH t ratas a gravai eantatníng llaastana pabblas« It rfltsalvaa a lat *f carbanata, nasi af it at tha baundary batwaan tha braun lau and tha unuaatharad gravai. Sal au this *salutlan frant* It dissalvas anly tha calcita grains af abaut 50 « 200 nlcrans dlaaatar and praducas pares, which ara prasumed ta be tha beginning af a karst syataa. Yeung Plalstaeana gravais are infiltrated in a diffusa way. ¡ha aldar a gravai is, tha largar bacaae tha paras and their cannecting tubes, and tha aera calcita and Iran axlda ara praelpitatad an tha walls af cartaln af the harizantal tubes. Seit einigen Jahren sucha ich Kiesgruben la Uakrels dar Alpen auf, ua jang=, alttelund altpleistezäne Scheiter und Karinen alteinander zu vergleichen. Es wurde alna Beziehung zwischen Alter und Verwitterungczuatand gefunden, die unbekannte Scheiter zu datieren gestattet. Ferner wurde beebachtet, dass alt zunehaeadea Altar das Master schneller durch die Schsttsr sickert. Hithilfe der Fel dbeebachtungan und Laberuntersuchungun sali nun varsucht utrdan, dit Vergängt und Unsätzs der Karbenatlösung und otbsehaidung zu rekenstruleran. 1. Karbenataufnahae durch daa Slekaruattar Aus der Luft und nech sehr aus dam Baden gelangt Kehlandiaxid ait daa Ifassar ln das frische, kalk¬ haltige Sadlaent. !a Seschiabeaergal hat as einen besenders langen Kantakt mit den Karbenatkörnern, weshalb es viel Kalk aufniant und Quellir aus Jungaarlnan das hlrtsats Wasser überhaupt lisfsrn nach BOOL! (1960 S.14) kann 1 1 fast 400 ag CaCOj uagfQhran = und das schsn nach wenigen Hetarn Sickere tracks (STRÄSSER). Etwas schneller Huft das Masser durch Schatten hindurch, weil diese selten aahr als 4 % Feinsand und entsprechend «ehr Perenraua enthalten, hier sättigt es sich erst nach 1 Ingarer Strecke. Zuerst warden die feinsten KalkkSrnchen aufgelSst, Mann Mar splrllch vertretene Kalksand, während ven den greban Karbanatgeröllen allenfalls slnt Haut harantergawachsan wird. Im Lguf das Sicksrns kann gatfSrclg altgafUhrtas Kehlandiaxid In die LOsung alntratan und ualtaran Kalk angreifen, ferner ulrd la Haehsemmer durch theraiissha Kerraslan (BÖGLI) auch tiefar unter nach sine kleine Kenge Kalk aufganeaaan, die Hauptaasse aber stats an dar LOcungsfrent, dart we der braune Scheiterleha (8=Herizant) In den grauen, frischen Schettar (C) Ubergaht. Nur einige Lekalschefter sind aus OerO 1 1 an das gleichen Gesteins zusammengesetzt, die aelstan eiszeitlichen Muränen und die in Varland abgeiagarten Sehetter enthalten neben Kalken nech Granite, Gneise, Amphibslite, Schiefer, Quarzite, Harnsteine, Sandsteine u.a. Je stärker die KalkgarBlla vsrherrschen, ums@ länger wider¬ steht dar Schettar dar Auflösung, Aber auch ein reiner Kalkschetter, wie er z.B. zwischen Iller und Lach häufig verkemmt, verhält sich dar Varwittarungpganübar uneinheitlich, weil selbst ähnlich erscheinende Kalke verschieden lösungsfreudlg sind (GERSTENHAUER und PFEFFER). Bei meinen Versuchen reagierten die 17 untersuchten Typen gänzlich unerwartet. Ritzhärte, Pelitur, Farbe, äusserllch feetetellbara Reinheit und andere, ait den Hittein des Feldgeelegen fassbare Herkaale sagen jeden¬ falls über die Lösungsfreudigkeit eines Kalks nichts aus. Aus aancbln Geröllen ist Oeleait edar Kalk antfamt, ausgeheilts Spalten sind aber als *Gerlppe* erhalten |ablleben, weil dieses aus einem reinan, kristallisierten Calcit aufgebaut ist, Dia daa Auga als tchaalar Qbsrgang zutschen braune* Beden und frischem Scheiter erscheinende Kalklöaungsfrent lat in Wirklichkeit tehr viel nichtiger. Sa untersten B-Harizent sind ven den dicken KalkgarSllen nach Rasta übrig, uährtnd ln dan fletaren C°Herlzenten die feinsten CalcitkOrnchen aufgelöst warden. Die LOswngsfrant liegt für Deleaite am tiefsten, für Kieselkalke in dar Nähe daa Farbuaachiags und für widarständiga Kalkt aa höchsten. Bei altern Scheitern wird die Lösungsfrsnt batan der« weit au saínan dergezagan, dit Tiefenvarwitterung der anfälligen Geröll«

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und der feinen Karbanatkörner kann schließlich das ganze Sediment ergreifen, ein Teil des Verlusts wird aber durch sekundär ausgefällte Kalkkristalle ersetzt. Ein junger Schetter enthält dagegen im ganzen C-Harizent nach reichlich Karbenate, in der Feinstsandund Schluff-Fraktien über 50 % (Abb. 1), se dass 1 kg Schluff stets mehr als 5 000 mval Ca"'* abgibt. 2. Karbanatabschei d ung Was geschieht nun mit diesem Hydrekarbenat? Der grösste Teil sickert durch die Terrasse, gelangt ins Grundwasser und durch aie Quellen in die Flüsse. Ein! kleiner Teil (siehe Öberschlagsrechnung im Anhang) kristallisiert unterwegs aus, ssbald das Milieu sich ändert. Regelmässig findet sich auskristallisiertes Karbanat dart, we der C-Harizent, alss der frische Schstter und damit das basische Milieu beginnt, Aus dam lehmigen Baden trepft das Wasser in den besser durchlässigen, lufthaltigen Schatten, und zwar stellenweise so heftig, dass Feinsand ausgespül t wi rd. Zur Karbanatausfäl 1 u n g genügt ein ganz geringer Anstieg des Parenvelumens. Im Würmschatter ven Erolzheim (Abb. l) enthält die Schicht b 7,5 % Feinsand, c nur 4,2 %, dafür mehr Reren. In diese Raren hinein kann Kehlendiexid verdunsten, das Kalk-K@hlensäure-Gleichgewicht wird gestört und durch Auskristallisieren ven Karbenat wieder hergestellt. Das Maximum der Calcitabscheidung liegt meistens höher eben als das des Magnesiumkarbenats. Mg'*"*' wird an der Lösungsfrant tiefer hinab ausgemerzt als Ca** und entsprechend länger (stärkeren C02-Verlust) braucht es auch, bis es aus¬ kristallisiert. Das mag daran liegen, dass die untersuchten Schluffe 100-mal weniger Mg** als Ca** enthalten, vielleicht aber auch daran, dass sich im basischen Milieu (Gehalt an freiem COjj unter 0,001 %) Dolemit besser löst als Marmer (3LANCK und ALTEN 1 924). In ausgespülten Grabschettern, die nach eben gut abgedichtet sind, hat WEIDENBACH (freundl. Mitteilung) eine besenders starke Cal ci t -Abschei d ung beebachtet. Andererseits waren van den Berührstel 1 en der Gerölls aus die ebenliegenden stark kerradiert (Abb. 3). Vermutlich ist mit Kalk gesättigtes Wasser in einet, zunächst mit Luft gefüllten Hehlraum gesickert. Kehlendiexid, das verher im Wasser gelöst war, kennte in den gressen Raum hinein verdumten, und das gestörte Gleichgewicht wurde durch Auskristallisieren ven Calcit wieder hergestellt. Flüssige und Gasphase stehen dann mit zwei festen Phasen den karbenathaltigen Geröllen und den Trepfsteinchen in einem dynamischen Gleichgewicht : Ca~ &f 2 HC0 3 4b—^ CaC0 3 | &f 2H* &f C0 3 " We die flüssige Phase an die gasförmige grenzt, überwiegen die nach rechts laufenden'Umsetzungen, we sie an die feste grenzt,die nach links zeigenden. Dabei werden die unreinen und daher unstätig aufgebauten Karbenatgeröl 1 e rascher gelöst als die sekundär auskristallisierten Calcite. Weil einige dieser Trepfsteinchen se weit unten hängen, dass eine Diffusien der Lö¬ sung zu den Zwickeln zwischen den Geröllen schlecht verzustellen ist,scheidet dieser Calcit aus dem System aus und ermöglicht eine noch schnellere Korrosion der Gerölle, bis wieder genügend Hydrekarbenat im System ist. Der Prozeß kann mit einem elektrechemischen Element, bei dem ebenfalls das weniger edle Material aufgezehrt wird, verglichen werden, er wird durch die Schwerebewegung der Lösung verstärkt, vielleicht nimmt er erst dadurch merkbare Ausmasse an. Im Geschiebemergel und einigen meränennah abgelagerten, schluffreichen Schsttern ist das sekundäre Karbenat als eibis faustgresse Knellen abgeschieden werden (GRAUL und BRUNNACKER). Diese "Meränenkindln" (in anlehnung an die Lößkindin) sind aber ebenfalls in bestimmten Herizenten angeerdnet. Sie bestehen aus reinem Calciumkarbenat, während der geringe Asteil an sekundären Magnesium in fein verteilter Farm dem Calcit darüber und darunter bei¬ gemischt ist.

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A) Polaris.opt. Zählung Tiefe D) Gehalt an Calcium F) Kalium Abb. 1: Zusammensetzung des Feinmaterials (80) im Würmschotter von Erolzheim im Illertal a>a"0“*"D Wasserbewegung im C Ca H o r i z o n t Beispiel Herrlishöfen (gegenüber Warthausen) R 3 5 604, H 53342 braune Tonhaut warzengroDe Tropfsteine ausgespülter Grobschotter -tiefste 3cm Dolomitaschen ..•.o .yzo-v.-gj Ci 0 , tiefste mürbe 1cm-Dolomite 0 m -0,9 -1,5 ’ 1 , 6 2,2 m Abb. 2 3 28/3

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Abb. 6 5/82 W

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Weitaus am meisten Karbsnat ist knapp über denjenigen Schichten abgeschieden werden, die sich durdh restbraune und schwarze Bänder als Oxydatiensherizente ven Eisen und Mangan über dem Grundwasserspiegel erweisen. Das waagerecht fliessende und alle Poren ausfüllende Qrundwasser grenzt hier an einen Herizent, dessen grössere Reren zeitweise mit Luft gefüllt sind, da dass Kehlendiexid verdunsten kann. Der ausgefällte Calcit füllt alle Hohlräume aus und verfestigt den Schetter zu einem Konglomerat. Wird es von einem Fluss angeschnitten, ss schauen die Gerölle wie Nagelköpfe aus der Felswand heraus, deshalb wird es ’•Nagelfluh'* genannt. Unter dem ehemaligen Grundwasserspiegel ist dagegen der Schetter lecker und kann abgebaut werden. Herizontal betrachtet bildet sich Magelfluh am häufigsten und stärksten in der Nähe des Terrassenhangs (WEIDENBACH 1939). Hier kann das Kohlendioxid aus Jen Poren in die Autsenluft entweichen, so dass bis zu 30 % des mitgeführten Kalks (siehe überschlagsrechnung im Anhang) abgeschieden werden. Es gibt Anzeichen dafür, dass Konglemeratbänke vom Grundwasserspiegel nach oben weiterwachsen. Vielleicht halten sie den Sickerstrem so auf, dass sich über ihnen ein sekundärer Grundwasser¬ spiegel bildet und sich die Ausfällung der Karbonate immer weiter nach oben verlagert. Damit liesse sich der regelmässige Wechsel von verfestigten und leckeren Schichten erklären. In Dietmanns bei Bad Wurzach ist eine Kiesgrube, die unten mächtige Nagelfluhbänke aufweist, in der Mitte erst dünne Bänke und obin nur Perlschnüre. Es ist aber auch eine rhythmische Tiefer¬ legung der Kalkabschei d ung wahrscheinlich, weil durch das allgemeine Einschneiden der Flüsse der Grundwasserspiegel sinkt. Je älter ein Schetter ist, umss häufiger und umso stärker sind seine Schichten ksnglemeriert, manche sind einst als Bausteine gebrochen werden. Diese Gruben sind heute verlassen und verwachsen, und der Abbau konzentriert sich auf junge Kiesg. Es kann aber durchaus wirtschaft¬ lich sein, alte Schotter zu baggern: Ein schmaler Stich oder Stollen als Zufahrt, dann eine grosse Grube. Sie stört das Landschaftsbild kaum und kann später mit Müll verfällt werden. 3. Verkarstung von Schottern Die landläufige Vorstellung, dass Wasser in den Peren des Kieses gleichmässig nach unten sickert (mit etwa 1-5 cm/St. nach KOEHNE u.a.) passt nur für junge, gleichmässig zusammengesetzte Schotter. Oft sind aber Sandlinsen eingeschaltet und veranlassen das Wasser zu seitlichen Umwegen. Umgekehrt sind Feinkiese, die von einer gleichmässig kräftigen Ströflang gut sortiert und sandfrei abgelagert worden sind, bevorzugte Sickerbahnen. In kreuzgeschichteten oder Delta¬ schottern liegen sie schräg und führen von Anfang an den Hauptteil des Wassers ab. Ist eine bestimmte Schicht nur stellenweise sandfrei, so müssen wir eine sekundäre Ausspülung annehmen. Liegt sie an der Basis eines mächtigen Schichtpakets, s® finden wir einzelne Gerölle, die eine übergrosse Last zu tragen hatten und zersprungen sind. In waagerechten Sickerbahnen hat das Wasser zwar weniger Gefälle, dafür aber geringeren Widerstand. Weil es durch die verkarsteten älteren Sedimente schneller fliesst, ist es nicht so hart wie Wasser aus jungen Ablagerungen (STRÄSSER). Die Sickerbahnen lassen sich erkennen, wenn wir nach Hehlräumen, Tropfsteinchen (Abb. 2) und treppenförmig angeordneten Restbändern suchen. Kemmt das Wasser io einer oberen, ausgespülten Greblage an, sickert es in breiter Front durch sandreichen Kies und sammelt sich in der nächst¬ tieferen, porösen Schicht wieder. Solche Sickertreppen (Abb. 5) sind gar nicht selten. Manchmal vereinigen sich senkrechte Sickerbahnen mit waagerechten zu einem Netzwerk. In der Gemeindekiesgrube von Ochsanhausen hat LÖSCHER mithilfe der entkalkten Partien das Sickernetz rekonstru¬ iert (Abb, 6). Innerhalb der Maschen ist der Kies nach frisch, weil er nur schwach durchflossen ist. In den Nagel fluh-Konglomeraten benützt das Wasser senkrechte Spalten wie in einem festen Gestein. Diese reissen auf, wenn ein Fluss die Felswand durch Seitenerasi e n anschneidet oder wenn durch Tiefenverwitterung und Ausspülung Hohl räume entstanden sind.

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M 28/7 Sei Kreuzschichten treffen eft mehrere Sickerbahnen zusammen, s® dass bessnders viel Feinmaterial ausgespült sein kann. Es ist auch mit Sackungen über grösseren Hehlräumen zu rechnen. Vielleicht ist auf diese Weise dis 30 x 20 x 3 m grasse Wanne bei Ringschnait (südöstlich Siberach, s. GRAUL 1968) entstanden. MORAWETZ (1 968) hat auf ’’Jüngeren Deckenschsttern" der Save (südöstlich Radovljica = Radmannsdorf) Delinen in s® grssser Dichte gefunden, dass die Durchmesser die Abstände manchmal überschritten. Die Fermen ähnelten in Ihren Maßen der Wanne van Ringschnait. Dass sie an der Save so viel häufiger sind als im nördlichen Alpenvorland, möchte ich mit felgenden Faktoren erklären: Die dortigen Terrassensparne fallen auf beiden Flanken h®ch und steil ab, sind also besonders gut dräniert. Ferner sind sie im allgemeinen bewaldet, s® dass Delinen eher erhalten bleiben, während sie im Ackerland entweder zugeschwemmt ®der zugepflügt werden. WEIDEÜ3ACH hat 1 953 an einem flach geneigten Hang ganze Ketten v®n Delinen beschrieben; die untersten waren jeweils nicht Schlucksondern Speilöcher, das Sediment war ein Spätwürm-Becken¬ schluff, der von einem nach dichteren Geschiebemargel unterlagert war. Die Durchund Ausspülung hat zu Röhrensystamen geführt, die dann stellenweise einstürzten. Auch diese Delinen lagen im Wald verborgen. Je tiefer das Flussnetz in die Terrassen eingeschnitten ist vor allem also in eiteren Schottern, ums® häufiger und stärker sind Karstarscheinungan zu finden, sie reichen aber im Ausmass längst nicht an den Karst der Schwäbischen Alb heran. Das Wasser wird besser gefiltert als dort und ist daher hygienisch unbedenklich. An der Ausbildung der Sickerbahnen hat die mechanische Erosion ebense Anteil wie die chemische Lösung, ihr Metzwerk betrachte ich als eine Öbergangsferm zwischen echtem und Pseudekarst. Karbanatumsätze am Beispiel des Würmschotters ven Herrlishöfen (Landkreis Biberach) Si c k erw^ssermenge in einem Sommer Durchfeuchtung Niederschlag potentielle Evapotranspiration 625 507 Sickerwassermenge in einem Jahr 900 568 Ursprünglicher Karbanatgehal t der Probe 81e Jetzige Mächtigkeit der Bodanherizsnte 4 &f 8 = 0,9 m davon völlig karbsnatfrei 0,4 m 122 1 / n 340 1 / m 35 t 2 Ursprüngliche Mächtigkeit 0,6 100 65 (Anteil der Nichtkarb.) 2 Mittel = 0,6 m = 0,925 m Entfernte Karbanatmenge unter 1 m Flur: Tiefe Fläche K^rbenatantei 1 SVichte 0,9 1 35/100 2,7 0.85 t Davon im Karbonathorizont ( C„ und C„ ) wieder ausgefällt: Ca Hg im Schluff und Feinsand Schluffanteil 3 . 1 60/100 . 2,7 . 2,5/100 = 0,12 al s Haut um die Gerölle Kiesanteil 0,6 . 1 10/100 . 2,7 . 85/100 = 0,14 Nettsverlust ans Grundwasser ( 0,85 0,26 t ) also in 15000 Jahren Í0.59 ® Verlust mit 120 1 Sickerwasser in 1 Seramer H H H 200 590 000 g 39,3 g 327 mg 295 mg 0,26 t Härte ven 1 1 Quellwasser aus Schettern (nach 3ÖGLI und WILHELM, als Ksntrelle) Anteil des Sekundärkarbonats am Karbenatverlust der Bsdenharizente 0,26 / 0,85 3 0 %

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M 28/8 Literatur: Blanck, £. und Alien, F. Experimentelle Beiträge zur Entstehung der Hediterran-Reterde. Landw.Versuchsst. 103, 1925 S. 73-90 Blume, H., Münnich, K. und Zimmermann, U, Das Verhalten des Hassers in einer Löss-Parabraunerde unter Laubwald. Zs.f.Pflanzenernähr.Düng.Bedenk. 112, 1965, S.156 Sögli, A. Kalklösung und Karrenbil d ung. Zs. f . G e e merph. Suppl. b d . 2, I960, 7 . 4-21 11 Mischungskerrasi®n ein Beitrag zum Verkarstungspreblem. Erdkunde 18, 1964, S. 11-19 Fezer, F. Tiefenverwitterung circumalpiner Pleistezänschetter. Heidelberger Geegr.Arb. (im Druck) Gerstenhauer, A. und Pfeffer, K.H. Beiträge zur Lösungsfrsudigkeit van jfalkgesteinen. Abh. Karst8 . Höhlenk. R. A. Speläelegie H.2, München 1965 Graul, H. Beiträge zu den Exkursionen anlässlich der DEUQJA-Tagung August 1968 in Biberach an der Riß. Heidelb. Geegr. Arb. 20, 1968, 124 3. Graul, H. und Brunnacker, K. Kaehne, W. Löscher, M. Merawetz, 3. Müller, Siegfried Strässer, M. Weidenbach, F. Weidenbach, F. Wilhelm, F. Eine Revisien der pleistazänen Stratigraphie des schwäbischen Alpenverl a ndes. Peterm. Mitt. 106, 1962, 3. 253-271 Grundwasserkunde. 1. Aufl . S t uttgart 1928, 2.Aufl. 1949 Die Schetterfül 1 ungen im unteren und mittleren Rettumtal. Hei dal b.3e@gr.Arb. 20, 1968, 3.95-105 Delinen auf pleistezänen Schatterterrassen zwischen Nakle und Kamnja Garica an der Save. Zs.f.Geemerph. 12, 1968, S. 2 24-230 Waldrandstufen und dslinenartige Schlämmtrichter als Senderfermen der Badenerasisn im Kleinen Odenwald. Jahresber.u.Mitt. Oberrh. Geol .Ver. NF41 , 1 959, 3. 29-34 Studien zum Grundwasserchemismus des nordwestlichen Bsdenseeraums. Freiburger Geegr.H. 2, 1966, 82 3. Grundsätzliche Bemerkungen zur Ausdeutung eiszeitlicher Erscheinungen. Jh.u.Mitt.Oberrh.Geel . V erein 28, 1939 S. 9 9-108 Erdfälle in eiszeitlichen Beckentenen der Bedenseegegend. Neues Jahrb.Gesl .Paläent.Abh. 97, 1 953, 3. 379-390 Physikalisch-chemische Untersuchungen an Quellen in den Bayrischen Alpen und im Alpenvorland. Münchener Geegr Hefte 10, 1956, 97 3. Diskussien : PRIE3NITZ (Gottingen): 1. Wenn gesagt wurde, dass die Kalke nach ihrer ' l Lösungsfreudigkeit , , zu unterscheiden sind und dass diese Unterschiede beträchtlich . s e müsste dech gerade die Losungsfreudigkeit der gelösten Kalke bekannt sein, um ihre Lösung zur Datierung verwenden zu können. Fallen diese Unterschiede beim Schluff völlig f-srt? FEZER: Im Schl uff bereich vermindern sich die Unterschiede, weil hier Calcitkristalle verliegen.

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M 28/9 2. Können Sie Jie Unterschiede der "Lösungsfreudigkeit" mit chemischen sder mineralegischen Eigenschaften der verschiedenen Kalke kerrelieren? FEZER: Ich habe dies nicht untersucht und kann nur sagen, dass Eigenschaften wie Dichte des Gefüges, Politur, Ritzhärte u.ä. nichts über die Lösungsfreudigkeit aussagen. GRAMER (München): Die Deutung der Kenglomeratentstehung und Nagel fluhbi 1 dung an Terrassenkanten ist sehr einleuchtend und deckt sich mit Beobachtungen im eberbayrischen Raum. In der Münchener Schetterebene werden jedach häufig Nagel fluhbänke erbehrt, weit weg van Tälern eder Terrassen¬ kanten unter den Würmschattern ("Niederterrassenschattern"). Wie erklären Sie sich die Entstehung selchen Konglomerate im "Deckenschetter"? FEZER: Nagelfluh bildet sich an den Kanten einer Terrasse fast regelmässig; aber auch im Innern kann aus einer gesättigten Lösung leicht Karbonat ausfallen, wenn z.B. die Poren eines Schetters weiter sind als in den hangenden Schichten.

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Notas preliminares sobre el carso venezolano FRANCO URBANI P. (Sociedad Venezolana de Espeleología y U.C.V. Caracas/Venezuela) Existen en Venezuela «uchas zonas donde afloran calizas con «ayor o nenor desarrollo de formas típicamente cársicas. Para el estudio de esta topografía, nuestro territorio lo hemos dividido en cuatro zonas : 1. Oriente a) Rocas Sedimentarias . Las áreas de Caripe-Caripi t o, Cumanacoa, Hundo Nuevo, Guanta y otras, presentan numerosas y grandes cavernas como la del Guácharo, que por ahora es la mayor de Venezuela,y las cuevas de Los González,La Hilagrosa, etc.; estas zonas ge¬ neralmente están muy plegadas y falladas, encontrándose pocas dolinas, aunque los lapiaces son muy comunes. Les cali, zas carsificadas son del Cretáceo Inferior da las Formaciones El Cantil y Querecual. b) Rocas HetamSrficas . En la Isla de Margarita se encuentran algunas pequeñas cuevas en el Mármol de El Piache (Mesozoico, sin diferenciar), asfcomo cuevas de origen marino. En diversos niveles del complejo metaaárfico de la Península de Paria, se han reportado grueso estratos de calizas , algunas algo dolomitizadas, siendo la unidad calcárea más importante, el Miembro Patao de la Formación Cariaquito del Cretáceo inferior. Las cuevas encontradas hasta el presente son pequeñas y están dispersas a lo largo de toda la Pe¬ nínsula. 2. Centro En la Cordillera de la Costa se distinguen desde un punto de vista espeleolágico, dos zonas geológicas distintas, al igual que en el Oriente. a) Rocas Metamirficas T En la cadena montañosa de la Costa, las Formaciones con mayor contenido de calizas son Las Brisas, Las Mercedes y Antlmano, en las cuales se desarrollan las importantes zonas cársicas de Birongo-Capaya y alrededores de Caracas. En la primera localidad se hallan las cuevas Alfredo Jahn, Cruxent, Cajigal, Walter Dupouy, etc.., todas de grandes pro¬ porciones y recorridas por riachuelos subterráneos. Con respecto a la cueva Walter Dupouy, es de interés notar, que se formfi al penetrar en las grietas de la caliza, el cause de la Quebrada Santa Cruz, la cual, después de un largo recorrido subterráneo, emerge en un lugar diferente al que se podría esperar si el curso fuera totalmente superficial. b) Rocas SedimentariasT En el frente montañoso del Guárico existe una cadena de Morros (similares a los Mogotes de Cuba), de calizas arrecifales Paleocenas del Miembro Morro del Faro de la Formación Guárico. Aquí las cuevas son de desarrollo casi exclusi¬ vamente vertical, y en la cimas de los Horros se encuentran los lapiaces mejor y más profundamente desarrollados del pais. Un ejemplo típico lo constituye la Cueva de Loma del Medio, las más profunda de Venezuela. 3. Occidente a) Falcón-Lara En el interior de estos Estados se han reportado grandes dolinas, poljes y cuevas en dos masas de calizas arrecifa les Oligocenas, de las Formaciones San Luis y Churuguara. Encontrándose en ambas Formaciones grandes causes subter¬ ráneos, entre otros el Rio Güegue y el Rio El Toro, déla cueva de la Taza, ambos con posiblemente más de un kllóme tro de longitud. Hacia los bordes de las calizas arrecifales hay muchas fuentes de aguas cársicas, entre las cuales, las de Siburua son las más importantes, aprovechándose en un acueducto. En las Sierras de San Luis y Churuguara es donde se localizan las zonas más típicamente cársicas del país; los poljes alcanzan grandes dimensiones, como el de Curimagua con unos 4,5Km^ y varios situados al Sur de San Lorenzo de aproxi¬ madamente 1 KB2. También hay algunas interesantes manifestaciones de carso costanero en el Promontorio de Chichiriviche al Este del Estado FalcSn. b) Ande s En realidad,es poco lo que hasta la fecha se ha estudiado en esta zona, hallándose rocas calcáreas con edades que varían desde Precámbricas (Grupo Iglesias),hasta las Terciarlas, aunque hasta el momento solo se han estudiado cuevas en las

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M 29/2 calizas de las Formaciones Ap5n 5 La Luna y Capacho, destacándose las de La Azuîita y de Guaraque. c) Perl j á En la Sierra de PerijS nos encontramos nuevamente con afloramientos de las mismas calizas Cretáceas de los Andes, tales como la Formación La Luna y Apon, en donde se har, reportado cuevas, aunque tambiSn se las encuentra en algunas calizas del Terciar! Esta regiSn por estar muy alejada de los centros poblados, hace muy difícil su acceso, aunque ya se ha estudiado una cueva de Ikm, (Cueva de Los Gavilanes), y sa ha podido determinar por medio de fotografías aereas y por exploraciones de Hidrólogos del HeOe P ®, que el río Guasare posee un cauce subterráneo de cerca de 10 km,, hasta el presente nunca explorado; además, en lo mapas topográficos se observan numerosas depresiones en donde desaparecen algunos ríos, 4) Guayana Posiblemente se pueda encontrar algSn fenómeno cársico en las dolomías del Precámbrico Inferior del Complejo de Imataca, en la zona de Guacuripia, cerca de Upata, También se han reportado cuevas en los Tepuis o mesetas de areniscas de la Formación Roraima (Edad en discusíSn),que creemos sean grietas formadas por movimientos lentos de asentamiento de estas grandes masas rocosas. Finalmente en Guayana, cerca de Ciudad Piar, se haya la Cueva de Conejero, en cuarcitas ferruginosas. El conocimiento del carso venezolano, será en el futuro de importancia para el mejor aprovechamiento de aguas subterráneas, especialmente en algunas regiones áridas de Lara y Falcon. Bibliografía Alvarado J.R. Alvarado J.R. De Bd lard P. Urban! P.F. ,-(1957) "Estudio preliminar de las zonas Karstieas del Estado Falcon " Bol. S.V.C.H., 17 (87): 312-315 ,-(1966) "La evolución de la Espeleología en Venezuela". Natura, 3 1 : 8-11. .-(1956) "Observaciones espeleológicas; las grandes áreas calizas de Venezuela y los fenómenos cársticos en ellas descubiertas" Acta Cient. Venez », 7 (6); 122-124. .-(1968) "Distribución de las formas cársicas en Venezuela". Acta Cientif. Venez», 19 (l)í 23.

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M 30/1 Recherches sur le karst du Nord-Est de 1 'Attique GASP. G ® MISTAREIS ( Athènes/ Grèce ) Résumé 1. » Dans une cimmunkatîan au IVa Canaris Internatisnal de Spíléslagl e , 1965, f Recherches sur la karstifkatien seuterraine de 1 ! A ttique péninsulaire^ Teme II!, p. 525-531 ) j'avais exposé certains résultats de mes recherches sur T évolution des réseaux des grottes, avens, galeries etc. en Attique péninsulaire, région semi-aride i netre époque, dans laquelle prédominent des masses calcaires ( marbres J de tris diverses dimensions, mises en tris fort relief (petites montagnes isolées). Dansjji présente communication sont exposés certains résultats de mes recherches sur le karst souterrain du nordest de l'Attique (Diacrie eu Epacrîe), région qui jouit I notre époque d'un climat semi-humide, et qui présente un relief de plateau fortement ondule et profondément raviné, consitué surtout par des marbres, mais avec des intercalations tris nonbreuses de roches imperméables ( phyl l i t es, schistes cristallins etc.). 2. » La Diacrie ne se prtte bien, comme l'Attique péninsulaire pour l'étude de l'évolution des réseaux karstiques souterrains avant le Pliocene le plus élevé, étant donné qu'ici les masses des marbres ne furent débarassées des roches tendres qui les recouvraient, que plus récemment, pour la plupart;elle est cependant plus propre peur une telle étude concernant le Quaternaire. 3. Comme les explorations spéléelogiques en Diacrie sont peu nombreuses et se rapportent I de tris faibles pre^ fondeurs seulement pour la plupart, les recherches sur l'évolution de son karst souterrain sont basées surtout sur des observations dans les canyons et sur des études se portant aux sources, surtout sous-marines et cô¬ tières. 4. Les premiers résultats de mes recherches pourraient se résumer comme suit: a) Les réseaux karstiques sauterrains en Diacrie sont moins évolués qu'en Attique péninsulaire et moins propres pour des études de spéléogenlse. b) A cause de son relief en plateau, les canyons sont tris développés. La karstification cependant souterraine en sens vertical ( avens etc) n'est pas développée si fortement qu'sr, Attique péninsulaire® tes réseaux pré sen tent ici un développement, plus accusé, en sens plus eu moins horizontal. c) Les eaux des régions voisines montagneuses, tris abondantes peur la plupart avaient fortement contribué sou vent dans le passé au développement des réseaux karstiques souterrains en Diacrie. d) Files continuent I contribuer aussi i notre époque assez sensiblement. Plusieurs des seurces importantes sousmarines et clti 1 res sont alimentées en partie par ces eaux allechtones. e) Les sources cltilres tris vigoureuses, mais surtout les sources sous^-marines attestent un enfoncement des réseaux karstiques souterrains dans l'est de la région, jusqu'au-dessous du niveau actuel de la mer, mais pro¬ bablement pas jusqu*I de grandes profondeurs. f) Cet enfoncement est attribuable d'une part a des mouvements tectoniques verticaux du sol, et d'autre part I des abaissements du niveau de la mer au Quaternaire. g) Tandis qu'en Attique péninsulaire les réseaux karstiques souterrains sont pour la plupart morts, en Diacrie au contraire ils sont en grande partie en fonction, assez vive dans plusieurs sections. h) Le karst souterrain continue donc de se développer assez sensiblement î notre époque en Diacrie, ce qui n*est pas le cas pour l'Attique méridionale. î) La marche de 1* é volution des réseaux karstiques souterrains en Diacrie septentrionale était notablement dif¬ férente que dans le reste de la région. Mime entre la Diacrie centrale, et méridionale on atteste une diffé¬ rence assez accusée dans l'évolution. Introduction 1.» Le nard-est de l'Attique avec des montagnes dépassant 1100m, ses plateaux profondément ravinés, la plaine entière de Marathon et quelques autres plus petites, pourrait être considéré comme la partie la plus accidentée de ce pays. Vers le sud se dresse le Mi. Pentllique ( 1111m), allongé de l'ONO I l'ESE sur plus de 10 km. Il est constitué par des roches métamorphiques, marbres, micaschistes, phyl l i t es, etc. Les affleurements se marbres sont namoreux

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M ^0/2 mais peur ïa plupart pas éttndus« Au contraire, les surfaces calcaires prUfimïnent dans la siasse Impasantï du lit, Parnts (1413a) qui se dresse vers î* t uest. Caite large nasse ¡nentagneuse est constituí* surtout par des calcaires Hlsezsiques (Tri a si q uts pour la olupart). Les affleurements non calcaires de l’Anthracalithique (schistes, gris, grauwackes etc.) sont tris nsiübrsux, mais pas ftendus, 2oz A ’’ e st du Ht Parnés et au nord du PeniSlîque, vers î'sxtrtai» normest de IMttlque s’étend une rlgisr, mains llevle ( ait, neyenne envi ran 400m) qu’en appelle la plus souvent Dlacrii su ipacrle, bien que ces ne iss liaient dennls par les anciens I uni aire plus vaste (1). Cette regían pourrait tire considlrle, dans ses grandes lignes, comme une serte de plateau accident!, allongé du N au S ( langueur plus de 20 km, largeur moyenne s environ 15 ) qui se termine brusquement $ l'est vers la plaine cetilre de Marathon et au nord-est vers le Canal d'Euble ( ou a"Crépis)« Il s'agit probablement d'un compartiment sensiblement failli,, qui I la suite ses déplacements verticaux de grand* amplitude (peut* être au Misaine le plus llevl) fét ^sstl I un niveau plus bas que ceux de Parnls et Pèntllique, mais plus haut que ceux d'Orspie-Cana] d’Euble st Lubo'que mlridisrsal e 3,LaDiacrie est pour la plupart calcaire, constituée surtout par des marbres« C'est seulement dans sa partie nord-ouest que les calcaires Triasiques (de Mavrinora-Koumarifs) et CrStacIs ne furent pas nftamrphisfs. Iss affleurements des terrains non calcaires sont tres nombreux, mais pas ftendus. Dans le nord-ouest il s’agit des schistes argileux, des gris et des gris grauwacksldes du Carbon!flre (2), Dans les autres parties de la ré¬ gion, sauf l’extrSme nord, il s’agit des micaschistes et ahyllltes, la partie la plus septentrionale (Kalamos-Marcopsulen-efc,) est recouverte par des formations Plieclnes constituées sas marnes, des calcaires marneux, et des marnes argileuses, avec Inclusions «as couches des lignites (3), ¿oDans cette communication il n'est pas question de fout le a»ré>est de l'Attîque, mais seulement de la région î Iqaualle nous avons délimité la Diacrie ou Epacrie (§ 2), Ce n'est GU 1 incidemment que les recherches sur la karstification s'étendraient aussi sur certaines parties des montagnes voisines, de Parnls et du Pentllique. 1 Relief et Structure 5 e La région plateau-ferme de Diacrie n® prisent# qu'une altitude moyenne do 300-350, seulement, dans sa partie centrale« Mais,elle est assez plus élevée tant au nord, qu'au sud; les cesses de Prophète Elle (NE) de Mavri ne r a (M) et d'Icarion (SE) dépassent même 600m« Elle est profondément ravinée par de petites vailles étroites dans sa moitié orientale, moins dans la plupart de 1 1 autre moitié; dans sa partie centrale elle est mime Iventrle dans tout® sa largeur, d# l'ouest vers l'est, du petit bassin d’Aphidnae S la plaine cotí Ire d® Marathon, par la vaille os Charadros® Plusieurs places, le plateau Diacrien donne l'impression d'un® structure plus su mains étagée du?; Í des failles locales. C’est à des failles plus importantes que doit ttre attribuées la terminaison du plateau, brusquement pour la plupart, a l’est vers la plaine de Marathon si au nord-est vers le Canal d'Eubfe 0 le nord-ouest p«=) Dans le nord-ouest les calcaires Triasi ques (et Permiens) (4) donnent des formes les unes I basses élevées comme celle de Mavrinera (647m), les autres I tris petits plateaux. Ces derniers (altitude dec eux î l’ouest de Mafrtnora environ 40Ûm, de ceux du sud-est 5Q0) sont probablement ses restes des surfaces d'aplanissements, da¬ tant duP’iocIne Inférieur ou de la fin du Miocene® les terrains non calcaires de l'Anthracolithlqu» et du PlSocIno, consistant peur la plupart des raches tondras, sent fortement attaqués par l'érosion, qui a creusé des vailles très profondes (d'Amphiaraeon etc) mais étroites. Le nord-est 7. Dans 1* nord-est qui est constitué pour la plupart des roches métamorphiques (5) et sur une petite partie seu~ (Analipsi s etc.) des terrains Plieclnes, Ce sent les formes plus ou moins afi-ondies qui sont les plus fréquentes, sauf dans la zone voisinant la cite (Canal d'Euble). Il, 1* ravinement est tris profond *t des formes assez aigues sauvent structurales (3 Zastani etc.) ne manquent pas® Le centre 8. » Dans la partie centrale, qui entre le bassin d'Âphidnaî et la plaine de Marathon se rétrécisse jusqu'à moins d® 10 km, prédominent les surfaces calcaires Cde marbre) plateaufermos; elle est tres sensiblement karstifile et tris profondément ravinée, par des vallées étroites, souvent en ferme de canyon, sont celui de Charadres long de plus de 4 km est le élus impressîenan.to Au voisinage do Charadres les surface» ca! c a iros pHtssauforats (a* Tzanftaki, Vrfdeu ois.) so trouvent î dos alti«» tvd'-'S fi 250-100 m soul amant; c*Hai"is d 1 ellas présentent une karstification superficial*# tris accusés, surtout

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COUPE A TRAVERS LA DIACRIE SEPTOS TR I ON ALE 1 Roches imperméables 2 Roches calcaires 3 Néogènes (marnes etc.) 4 Quaternaire 5 Failles (certaines et probables) 6 Direction prédominante des eaux karstiques souterraines 7 Avens 8 Source côtière très vigoureuse 9 Petites sources sous-marines 10 Source sous-marine très vigoureuse (anavalos) 11 Niveau actuel de la mer 12 Niveau probable de la mer durant les dernières phases glaciaires du Würmien D Plateau karstique du nord-est du Parnés B Triadovouni (Beletsi) 850 m M Mavrin o ra 650 m K Région de Kalamos N Nérutrivi A Anavalos de Hag.Apostoloi Fig. Il COUPE A TRAVERS LE SUD-EST DE LA DIACRIE 1 Roches imperméables 2 Marbres 3 Quaternaire 4 Failles (certaines et probables) 5 Direction prédominante des eaux karstiques souterraines 6 Source côtière très vigoureuse 7 Niveau actuel de la mer 8 Niveau probable de la mer durant les dernières phases glaciaires du Würmien I Mt. I cari on 650 m M Vallée de Vrana A Agriéliki V Sources côtières de Valtos (Bréxiza) SO HE I O ï II or Fig. II a COUPE DE LA REGION COTIERE DE VALTOS VERS LA FIN DU WÜRMIEN Niveau actuel de la mer Niveau de la mer vers la fin du Würmien . . . . Niveau de la mer durant les dernières phases glaciaires du Würm A La source de Valtos, sous-marine vers la fin dü Würmien M 30/3

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M 30/4 cell# de Vredou oil eg dehors des microformes diverses noos rencontrons aussi quelques petites doll nés et formes ouvaloîdeso P] s au nord (petit plateau de Siklza, etc#), de mime que plus au sud (petit plateau allongé de Loukas-Hnima, etc,^ les surfaces calcaires plateauforaes sont plus lievles ( 400-430m); pour la plupart cependant elles sont faiblement karsti fi les superficiel 1 emento 9óL-i? espaces ou affleurent des terrains non, calcaires (micaschistes, phyîlites etc.) sont peu étendus au sud de Charadros, se limitant surtout au fond des vallées et d® a utres parties en creux: Ils sont riches en sources (Rogér-â, Chali, fi riza, Koukounarthl etc.) dans la zone de contact avec les marbres. Au contraire, au nord de Charadros les roches non calcaires affinai, largement, donnant les paysages habituel aux régions schisteuses; les vaille«, sont en V, mais pas tris étroits» ; souvent elles sont couronnées par des tables de marbres qui font de petites corniches; les sources (de Paléomonastiii , Vilia etc. ) sont assez importantes. ^ers 'a plaine de Marathon les parties calcaires sont moins élevées; Kotroni au sud de la vaille de Charadros n 1 a t¬ teint que 235m, et Stavrokoraki au nord 310; seul le sommet de Prophète Oie va jusqu’à 370. les surfaces sont pour la plupart, faiblement karstifiles. Dans la partie nord-est des pieds de Stavrokoraki, près de Kato Soulî jaillissent des eaux tres abondantes (source Mat! etc»), 11 en est de mime de l’autre côté de la plaine, aux pieds occidentaux de la petite chaîne des collines calcaires de Dragonera, qui se dresse là isolée, atteignant 268 m au sommet le plus élevé. Le sud-ouest 11. f ta moitié occidentale de la Diacrie méridionale n ! e s t pas pour la plupart fortement accidentée. Les vallées, sauf quel qu’unes à 1’ e xtreme ouest, creusées dans des ttrrains probablement Plioclnes, qui s®enfoncent assez pro¬ fondément, sont relativement larges et pour la plupart peu profondes ( de Stamata, Mygdaléza etc.). Elles sont creusées dans des terrains scîsi®L
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M 30/5 16V Vers ^extreme guest d*
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M 30/6 affirme l’hypethlse ae l’existence d'un rlseau karstique pretend, assez impértante («ainienant, en partie au mains inerte La seurc* karstique tris vîgeureuse de KSphalari d'OlneS I una altitude d’envi ran 85 m rend evident que le rlseau karstique s’entende encere plus profandlment et que, en parti*, il sst en fe ne tien» Les saurces karstiques de Kate Seuil 24.° Dans 1' extreme nerd de ia plaine eîtiîre de H ara then jaillissent i diverses places, pris ses pieds des masses calcaires des eaux abendantas. La ssurce karstique tris vîgeureuse de Hall I Tri kery thés i une altitude infini eure 120m, (15) atteste en faveur de ]' h ypethlse.d’un anfancement en pretendeur du rlseau karstique vers l’est de la Diacrie centrale jusque mime au^desssus au niveau d .(16), B) in Diacrie mlridianale 26o“ De meme, les eaux karstiques tres abendantes qui jaillissent plus au sud, I Valles (Brexlzaj.pas 1e!n des pieds de la masse calcaire d'Âgriîikl, un peu seulement plus haut que le niveau actuel de la mer, attestant que 1e rlseau karstique seuterrain de la Diacrie mlridianale s’enfanc* aussi vers »’est assez au-dessous du niveau 0, Neus ne savans rien de précis sur ce rlseau, qui, sn partie au mains, est en fa ne tien tres sensible, les prlcipitatiens Stant ici assez abendantes. Les explorations spillelagiques se ’imitent i quelques.petites gnettes seulement et i un aven celui d’Agriliki (ait, 265 m) prefand de 35 m (17), C) En Diacrie septentrionale 2?„Plus prefendlment peut-ttre s* enfance le reseau karstique sauterririi en Diacrie septentrienale, ê en juger au » meins par la présence des saurces sei&swrlnes impartantes devant la este de Hag. Apestalei (Kalameu;« Ä 1 1 »s.t de Haq.Apesteîei des eaux tris abendantes jaîliissent î travers les alluvlens un peu plus haut que. le ni. veau Go, La se urce la plus impartante est celle de illrstrivi. A una distance d* e nvinen 10 m ’«In de la cîte an censtate ici des jaillissements d’eaux deuces du fans de la mer, pretende 11 de 1-1 1/2n» Hais, c’est beaucoup plus lain, probablement le lang d’uns faille d» direct!en a peu près 0-E, que des eaux tris abondantes jaillissent du fend de la ser, pretende 11 de plus de 10 « I une distance de moins de 100 » vers l'O et de plus de 100 m peu't-ltre vers Aprîs les saisons des pluies et surtout au printemps en voit, quant la mer n'est pas agi tie une sirie de quelques "yeux" des sources saus-marînes, dont le plus occidental est 1® plus important. Plus rarement an distingue un autre "eeil* I uns distance plus grande, d’une source sous-mari¬ ne si tule probablement au croisement de deux failles. Toutes ces eaux karstiques tris abondantes doivent provenir, pour le plupart peut-tire, de la partie nord-est de'la masse montagneuse de Parnls qui reçoit cies pluies assez abondantes et meme des neiges. Des eaux karstiques souterraines de ce meme secteur de Pannes et surtout du plateau deCharadres supérieur doivent lire alimentais, en partie, les sources karstiques ^ussi de 1’ e xtreme nerd de la plaine cftiire de Marathon, ÉV Remarques sur les phases de Revolution du karst Dîaerien 28, Dans cette communication ne ssni pas abordées que quelques questions seulement concernant les phases de ]' é vo¬ lution du karst Di aerien, surtout parmi celles qui se rapportent a son enfoncement jusqu’au-dessous du niveau actuel de la mer, Ls. karstification Nloqlne 29, Des lambeaux d’anciennes surfaces assez fortement karstifiees, datant probablement peur la plupart du Miocène Supérieur sont fréquentes au Ht«. Parnls, surtout î des altitudes fi» 700-11Qûm. Dans sa partie voisinant la Diacrie, -les plateaux calcaires entre Belltsi-Katsimidi ex Saloniki se tiennent pour la plupart I des altitudes de 650-8S0m et semblent ftr* assez fortement karstifils souterrainement (aver: de Ntaveli etc,) durant surtout le Pîîecîne. Aux mimes altitudes nous rencontrons aussi dans la partis occidentale du Ht,, Pont!’loue, au-dessus de Rea et Poli “ toi a un# surface calcaire, moins f tendue, saeez karsti fi le; le rlseau souterrain cependant, au contraire de celui du NE du Ht, Parnls, ne semble tire largement relie avec celui d« la Diacrie, 30, En Diacrie, les surfaces calcaires qui sont plus ou meins assez fortement karsti fi les se tiennent peur la plu¬ part 2 *ss altitudes ae 400-450 (Blkiza-Keukivl,tucas-Mnima, Anoixis-Âllpou, Goriisîza-leutsa). Elles sont plus récentes et datent probablement pour la plupart du Pliocène« La karstification souterraine dans la plupart P* l'ouest et du sud d* la région liait peu favori sie au Pliocene, • étant der.nl qu'alors les masse« calcaires liaient encore largement recouvertes par des terrains schisteux imperméa¬ bles. Au contraire, eDiacrie septentrienale, qui alors fut fortement dSnudee des terrains imperméables recouvrant les calcaires, la karstification souterraine se développe plus vigoureusement et, favorisé» par le voisinage du bassii? (I acustre) «' Ore pos-Kal ames s'avançait fortement en, profondeur; elle s’arrêta, J s’enfoncer , probablement vers le

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M 30/7 milliu du Pllicîn» I la suit* des pregrls de îa sidimentatien lacustre qu! peu i peu combla ce bassin,, De ntSme, dans îa parti» orientale de la rSglen, dibarassle aussi au Pliocene assez largement des couvertures des roches impermifables» la karstification souterraine se développe amplement, et, favorisée par le voisinage du bas¬ sin sud-Euboique, bras de mer alors, 1 en juger par îa présence d'horizons avec fossiles marines de l'Âstien dans la région de Raphina (20), s'avança assez profondément. Influences des fluctuations du niveau de la mer et des variations du climat durant ie Quaternaire . a) Quaternaire Ancien 31®= A la fin de l'Asti en la mer recula peu I peu assez loin de l'Â.ttique orientale® Hais, durant les transgres¬ sions du Calabrien et du Sicilien elle s'approcha de nouveau, probablement jusque prés de laDiacrie sud-orientale Les horizons a cequillis marines, qui affleurent aux falaises entre Raphina et Kokkine limanaki datent probablement du Quaternaire Ancien, et peut-ftre aussi ]’ h orizon fossilifère qu'en avait rencontré en creusant des puits plus au nard, près de Hati® 32®= Les régressions de la mer au Quaternaire Ancien deivent avoir favorisé assez notablement le surcreusement kars tique en général® Le surcreusement karstique superficiel d'alors est très accusé surtout dans la vallée-canyon de Charadros, mais aus. si dans celles de Yrana-Halithi, te fîoglra et plusieurs autres® Il est évident que ce surcreusemeni Important des vailles favorisa 2 son four l'approfondissement des réseaux kars¬ tiques souterrains dans la plus grande partie de la Dlacrle® Le surcreusement des vailles et l'approfondissement des réseaux karstiques souterrains étaientfavorisés en plus par la coincidence pour 1a plupart «es périodes i précipitations abondantes avec celles des régressions de la mero Ainsi se développèrent amplement les réseaux des galeries, salles et autres fermes karstiques souterraines, sur¬ te ut dans la moitié sud de laDiacrie® 33®= Bien que des sources souspmarines notables ne sont pas connues devant les cites de laDiacrie mirldienale et centrale, la présence cependant des sources tris vigoureuses dans la plaine cftitre de Marathon jaillissant i tra¬ vers les alluvions un peu au-dessus du niveau 0 avec grande force, atteste en faveur d'un approfondissement des réseaux karstiques jusqu'assez au-dessous du niveau actuel de la mer® 34®» L'évolution du réseau karstique souterrain en Diacrie septentrionale devait être durant le Quaternaire Ancien un peu différente® Le Canal d'Eucle auquel elle fait face était aV s un bassin occupé en grande partie par un îae. dont le niveau devait présenter des fluctuations en rapport avec celles du climat® Durant les périodes I précipitations abondantes le niveau de ce lac montait, tandis qu'au contraire il s'abaissait durant les périodes f climat sec® Ses fluctuations dons ne coïncidaient pas avec celles du niveau de la mer, mais au contraire marchaient en sens Inverse p.aur îa pi upar;!® Il est naturel que durant les périodes d'abaissement importants du, niveau lacustre, la karstification en. profondeur devait tire favorisé#® Haïs le climat sec de ces périodes rendait tris difficile un développement notable® 36®,Vers l'est, I en juger au moins par le présense devant ! a cite I l'est de Hag®ABestolei (§27) des seurces sousmarines importantes, on pourrait conclure que îa karstification souterraine avança ici jusqu'assez au-dessous du ni¬ veau actuel de la mer® Quaternaire Heyen et Récent, 37.Les oscillations du niveau de base depuis le Cromerien ne semblent pas avoir fortement influencé l'érosion karstique souterraine en profondeur; la mer se trouvait alors probablement assez loin de la région, I la suite sem¬ ble-t-il d’un soulèvement lent de l'Attique® L'humidité du climat durant les périodes glaciaires du Riss et du WOra, pour îa plupart au moins, faverissit au con¬ traire 1' é l a rgissement des réseaux souterrains karstiques® Des rajeunissements des galeries, salles et autres for¬ mes karstiques souterraines devraient avoir eu leux plusieurs fols en Diacrie. Quelques conclusions 38>De ce qui a lté exposé plus haut îî devient évident, qu'en s e basant sur des données merphoîagiques (canyons etc®) hydrologiques (saurcos sous-marines et côtières) et géologiques (fluctuations climatiques, variations du ni¬ veau de.la mer, mouvements tectoniques etc.) en peut tracer les grandes lignes de l'évolution du karst de laDiacrie Mais, ce n'est qu'après des explorations détaillées «es réseaux des galeries, salles et autres formes karstiq/uas souterraines, qu'une étude cúmplete pourrait tire rial i sis® 39®Quant aux conclusions qui ss dégagent de ci qui a Itl exposé dans cette communication, on pourrait les résumer comme suit;

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M 30/8 a) Les réseaux karstiques souterrains sont en OUcrie noins Iveîuls qu’en Attique péninsulaire (21) et moins propres peur des études m spéléologenise» b) Vue son relief en plateau» les canyons sent tris développés. Cependant» la karstification souterraine en sons vertical (avens «te») n*est pas développée fortemont comm® en Aftique péninsulaire. Quant aux formes karstiques plus ou moins horizontales elles sont ici tris frfquenjteSo c) Les eaux des régions voisines montagneuses» tris abondantes pour la plupart» avaient très souvent dans le passé fortement contribué au développement des réseaux karstiques souterrains en Diacrie. d) Elles continuent â contribuer I ce développement aussi à notre époque assez semsiblenent. Plusieurs des sources impartantes sous=mari nés et c3tlires sont alimentées en partie par ces eaux al lechtones. e) Les sources cStiires tris vigoureuses» mais «arieut les sources sous-marines attestent un enfoncement des réseaux karstiques souterrains dans Pest et le nord=est de la Diacrie» jusqu’au dessous du niveau actuel de la mer mais probablement pas jusqu’I de grandes profondeurs» f) Cet enfoncement doit lire attribué» d’une part I des mauvenferits tectoniques verticaux du sol, et d’autre part â des abaissements du niveau de la mer au Quaternaire, g) La marche de l'évolution des réseaux karstiques souterrains en Diacrie septentrionale était notablement différente que dans le reste de la région. Mime entre la Diacrie centrale et méridionale on atteste une différence assez accusée» h) Tandis qu'en Attique péninsulaire les réseaux karstiques souterrains sont pour la plupart morts» en Diacrie au sontraire, ils sont en grande partie en fonction» assez vive dans plusieurs sections. i) Le karst souterrain continu® donc de se développer assez sensiblement I notre époque en Diacrie, ce qui n'est pas la cas pour l'attlque méridionale» Références 1) La partie de l’attlque depuis Ht Parnés jusqu'à Vrauvren (HESYCH1US) ou plus généralement la partie »«:><• tagnouse de l'attique (HERODOTE l»59).v e relat.PHÎL!PPS0N AJ3ie Griechischen Landschaften»! » 3 Frankfurt 1952,p. 784. 2) RENZ.C. et MISTAROtS GASP.Neue Vorkommen von Perm in Attika»Praktika Académie Athènes, XV» 1940,p«354~365 (p.362)» VOREADIS G. The Tertiary lignite basin of Oropos-Halakassa» Inst. Géologie et Recherches Seus-sel» II» Athînes 1952* en grec p» 141-174» en englals p. 175-180 (po143). 3) VOREADIS tp. cit. p. 148-149» 4) RENZ-MÎSTARDIS ap. ®it» p. 361-365, 5) BITTNER A. Der geologische Bau von Attika» Bseotien» L«kris und Parnassis» Vien» 1878» p G 63. 6) Relativement â cette questl« peur FAttîque en général v: HÂRINOS G» Das Alter der kristallinen Schichten Attikas» 8ull 0 S9e a 6ieîog e Grlce» 11, 1 1955. en grec p.17-41»en allemand p.41, IRIKKALINOS J. Über das Alter der metamorphen Gesteine Attikas» Annales Géologiques des Pays Helléniques» V!»1955»p.193=198. Pour la géo¬ logie de la région voisinant la Diacrie vers l’ouest v. ROUBANÎS B 0 Recherches Géomorpholegiques sur la chafne montagneuse de Papnls.Ann» Glalog.. Pays Helléniques» XII» 1931»^. 18-10í o 7) » MISTARDiS GASP. Investigations into Quaternary superficial fermai!ers» in the mountains of Attica, Bul!. Société GêelogcGr#ce„V!» 1. 1964» on grec p. 147-185»-en anglais p. 185-192,VI»2,1967 pesp.p«441~463 et 464471. (p. 463» 467) 8j MISTARDIS GASP.Ancient Quaternary formations in eastern Attica»BuîloGSeLSo*uGreesej!v,1,1960 s e n grec o. 50-61» en anglais p.« 61-65 (p. 58» 64) 9) VOREADIS op. cit. p. 149-151 et carte 10) • PETROCBILOS J. Recherches spéléologiques en Atiïque» Bull.Soc.Spéléologique d* Grlce»l,4,1952,en grec p. 149-182 (p. 181)» en franlal* 183-185 11) PETROCHILOS op. cit. p. 172=173. 12) Carte géologique do la Grice 1 s 500.000 13) PETR0CHIL0U ANNA La grotte Pan (de Marathon),BumSoc^péléol.Grlce» IV»2,1961,p. 30-32. 14) PETROCHILOS J. La Grotte d'Oenoé B* No 913,Bu]l8Soc.Spéléol.Grlce,SV»7 0 1958»sn grec p. 9 9-104, en français p. 104-105. 15) Ses eaux tris abondantes furent utilisées les premières années après la Guerre pour enrichir 1® lac artificiel de "Marathsrü® 16) Il on est de mSae d* la pari ¿s la source "Dragnnéra" (§ 10) 17) SANT0RINÂI0S J,. Recherches spéléologiques du greupe splléoîe. d’E.O.S. Buîl.du Club Alpia Helliniq.*» Athènes 1946, p. 100-125 (p. 117-120) 18) MITZOPOULOS M. Le Pliteln* d* Raphina» Praktika Acadimit d’Aûhlnes» XX ! ! I »1 9 48,p o 295-301 »CHR ISTODOOLO'J G. Über einige Foraminiferen des Pliozäns fen Raphina, (en gres» pie.' en allemand), Buli.Soc.Glologique de Grfce» II!, 1. 1956=8» p. 24-30. 19) Pour l'évolution du karst «n Âttîquo péninsulaire v.MISTARDIS GASPS Recherches sur la karstification souter¬ raine de 1’ A ttique péninsulaire IV» Cengrls International de Spéléologie, Ljubljana 1955, T o me lll.p.525 531.

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M 51/1 Caves and Karst Areas in East New Guinea P. W. WILLIAMS (Australian National University Department of Biogeography and Geomorphology) Risirnl : La région examiné* »st l'entité politique de la Papoue-Nouvel l e Guinée. Elle se trouve entre 2 et 11 S. t et est ainsi située entièrement dans les tropiques. Les altitudes s'étendent depuis le niveau de la mer i presque 4000 m, et les climats depuis le regime des bas-pays des tropiques au regime sous-alpin et depuis le sub-aride i 1 ' e xtrêmement humide. On trouve des calcaires d'âge permien à holocène, mais les calcaires miocènes sont les plus importants pour la formation du karst. Les roches sont en général pures et compactes, quoique des calcaires corraliens poreux se trouve í la côte. L'élévation n'a eu lieu que depuis l'époque pliocène; le karst est ainsi géologiquement jeune, et toujours il montre un grand variété. Quatre régions principales de karst sont décrites sur la grande île de Nouvelle Guinée, c'est-âdire: les karsts entre les rivières Fly et Sepik, les karsts entre le Strickland et l'Erave, le karst du Hont Elimbari, et le karst de la presqu'île de L'Huon. Aucune de ces régions n'est bien connue, et toutes offrent de grandes possibilités pour l'investigation spéléologique, surtout la presqu'île de l'Huon, od le relief local s'approche de 2ÛQQ ®. On trouvera une esquisse des terrains karstiques des îles de Kanus, de Nouvelle Bretagne, de Nouvelle Irlande, de Bougainville et de Kiriwina. A peine a-t-on examiné toute cette région, d'une très grande importance pour la spéléologie et les recherches karstiques. Introduction: East New Guinea is the political area of Papue-New Guinea. It comprises the eastern half of the large island of New Guinea and neighbouring smaller islands, notably New Britain, New Ireland, Bougainville and Kanus (Fig. 1). The area lies between longitudes 141 and 156 E and latitudes 2 and 11 S; thus it is located completely in the Tropics. However, the climates of East New Guinea are by no means as uniform as might be expected of the equatorial zone, ranging from lowland tropical to sub-alpine and from semi-arid to extremely wet, with pronounced seasonality in places (E. A. Fitzpatrick, et al., 1966). The following discussion draws on personal observations made in the course of karst morphometry Investigations in four areas in East New Guinea and is supplemented by published and unpublished records of explorers, geologists and a few geomorphologists. Information on the karst of neighbouring West Irian and Indonesia may be found in Verstappen (1960 a,b; 1964 a,b) and Bal&zs (1968). Geological background to karst in East New Guinea: The distribution of major limestone outcrops in East New Guinea may be seen on the accompnaying lithological map (Fig. 1) which was compiled from all available published and unpublished records. The characteristics of these limestones have been analysed by Hosking (1967) who found most of the rocks to be pure and dense, although chalky limestones and corals are plentiful in some localities. They range in age from Permian to Holocene, with those of Tertiary age most widespread and import¬ ant for karst. Eocene-01igocene limestones are conspicuous in the highlands, especially west of Goroka, where they underlie the Kt. Elimbari (2900 m) karst near Chuave, but the most extensive limestones are Kiocene in age. They are particularly well developed in western Papua, where they are exposed in a wide belt measuring 450 km by 100 km, extending from the headwaters of the Fly and Strickland rivers, through the Southern Highlands and Darai Hills to the Gulf of Papua (Australasian Petroleum Company, 1961). Kiocene limestones are also important on the islands of New Britain, New Ireland, Bougainville and Kanus. In texture and character, the limestones range from cemented detrital and fragmental calcareous sands to crystalline mediumto thin-bedded, fine-grained, coral-algal types and from amorphous, richly coralline marls to massive, hard and dense completely recrystallized rocks. In colour, they vary from white to buff, brown, and to dark grey (Hosking, 1967).

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Fig. I: Eastern New Guinea, Geology M 31/2

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Fig. 2: Karst of the Fly-Sepik Divide QTç. M

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M 31/4 Fig. 3: Karst between the Rivers Strickland and Erave

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M 31/3 Fig. 4: Karsi of the Hum Peninsula

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M 31/6 Fig. 5: Karst in Central Manus Island

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M 31/7 Pliocene limestones outcrop from sea-level to over 200Q m. They are a feature of the ranges of the north coast, although the details are insufficiently known to plot the occurrences accurately on the accompanying map (Fig. 1). Pliocene limestones also outcrop on eastern Manus Island (Los Negros) on the Gazelle Peninsula and western plains of New Britain, and on the coastal hills and central range of northern New Ireland. These rocks are predominantly white or cream and coralline. Quaternary limestones ar e mainly coralline and are common on islands and on the fringes of the mainland. They have also been recorded at over 3000 m in the Saruwaked Mts. of the Huon Peninsula (Crespin and Stanley, 1965, cited by Thompson, 1967, 93). The level of information on structural geology varies considerably throughout New Guinea, although oil exploration in western Papua has resulted in relatively good data for the main lime¬ stone belt. The Australasian Petroleum Company (1061, 111) and Bik (1967, 31-2) suggested a division of western Papua into six structural zones, from a stable shelf area round the lower Fly river, passing north-eastwards through gently and strongly folded belts, imbricate and catenary zones, to a broadly folded belt in the central highlands. These tectonic units strongly influence the gross relief of the whole area and in detail exert considerable control on local karst forms. The topography and morphology are very young, for the main period of uplift dates only from the Pliocene (Thompson, 1967) and is apparently still continuing in the Huon Peninsula. Main karst areas in East New Guinea ? For convenience of description, the area will be divided into the Mainland and the Islands, and further subdivided into locally important sections. 1. Karst in Mainland East New Guinea (a) Karst of the Fly-Sepik Divide This is one of the most exciting areas of New Guinea, being the wild, barely explored, mountaineous backbone of the island that rises to almost 4000 m (Fig. 2). This daunting wilderness was first crossed by Charles Karius and Ivan Champion in 1927-28, an earlier attempt being frustrated by the apparent impenetrability of the so-called ILimestone Barrier'. Champion's (1966) vivid description of this epic journey, originally published in 1932, gave the first indication of the existence and nature of karst in the mountaineous heart of East New Guinea. The area has since been visited by others, including geologists, but no detailed report on the karst phenomeny has been made. Various Australasian Petroleum Company (A.P.C.) geologists h^ve penetrated the 'Limestone Barrier' in the course of reconnaissance traverses, particularly up the valley of the Fly, whose principal headwaters rise on the south flank of a great denuded anticline which forms the core of central New Guinea. Geological sections measured from the Gum Gorge on the Fly to the Devil's Race on the Strickland have shown the hard, cream Miocene limestones to increase in thickness eastwards from 485 m (16ÜQ ft) to 1370 m (4500 ft). And some 32 km (20 ml) north of the Gum Gorge, near Telefomin in the Victor Emanuel Range, more than 1600 m (over 4600 ftj are present in a section whose base was not exposed (A.P.C. , 1961, 62-3). It is regrettable that no account of the karst was published together with this valuable geological information. However, more geomorphic data is available for the Star Mts. further west. The Star Mts. of West Irian were explored in 1959 by the Dutch Star Mts. Expedition Verstappen (1960) a; 1964 a,b) has published full accounts of the geomorphology and stresses the great variety of karst landforms; a complexity which he attributes as much to lithology as to climate. The smaller section of the Star Mts. lying in East New Guinea (Fig. 2) was investigated in 1965 by an undergra¬ duate group from Sydney the Australian Star Mts. Expedition and an unpublished report on the geomorphology was made by Shepherd (1965). The Australian group was interested in speleology and was disappainted to find no large, penetrable, subterranean systems. This was attributed to the lack of concentration of runoff on the highest, bare limestone outcrops and to the choking of stream-sinks elsewhere. Karst forms observed in the area range from Karren and structurally aligned depressions above 335Û m (11000 ft) on previously glaciated Mt. Capaila (ca. 3700 m, 12200 ft), pyramid-anddoline karst below this, and covered karst where the limestones are overlain by thin, non-calcareous sediments.

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M 31/8 The karst of the Fly-Seplk divide occupies an iauense area and is clearly highly variable in nature. The deepest subterranean systems seem likely to be found either in the vicinity of th@ Strickland Gorge where the limestones are thick and there is considerable local relief, or near Telefomin where a similar relief and thickness of limestone exists. (b) Karst between the Rivers Strickland and Erave In the 200 km from the Strickland Gorge in the north-west to the upper Erave River in the south-east is a jumble of mountains in which hard, pure Upper Tertiary limestones frequently occur. These ranges are little known, as indicated by entries of "Relief Data Incomplete 11 on maps, but in general summit altitudes decline from well over 3000 m in the HcNicoll and Muller Ranges in the centre of the area to 1000 m in the Leonard Murray (Its. in the south-east (Fig, 3 ) . Ths centre of the district is dominated by a large volcanic complex, called the Rentcul foci by the A.P.C., which protrudes through the Tertiary sediments and rises in a number of cones to about 3962 m (13000 ft). Elsewhere, predominantly limestone ridges strike roughly north-west to south-east and impart a marked grain to the country. Twenty kilometres (12 ml) west of Koroba, in the cliffs overlooking the enclosed Lavani Valley, the limestones are estimated to attain 1600 m (5250 ft) in thickness (A.P.C., 1961). While about 60 km (37 ml) north-west of Koroba, near Porgera, the rugged block of Mt. Kaijende (3500 m, 11000 ft) is underlain by Miocene limestones that well exceed 1000 m, although they have never been measured accurately. South of L. Kutubu, in the Leonard Murray Mts. and their south-eastwards extension, the Daral Hl^lls, the limestones reach the greatest thickness recorded in East New Guinea, namely 3000 m, ajthough two-thirds of that is below sea-level. In this primitive area of central East New Guinea where limestones occur in a variety of lithologies from a few hundred to more than three thousand metres above sea-level, a tremendous complexity of karst landforms is displayed. There is an immense contrast between the vicious, sub-alpine arête-and-pinnacle karst above 3000 m on Mt. Kaijende, the inclined cone-karst and bullet-head tower-karst at 1200-1800 m round Koroba and Poroma, and the rounded cone-karst most usually associated with the humid tropics below 1500 m in the Leonard Murray Mts. But, as Jennings and Bik (1962) pointed out, while there seems to be an altitudinal climatic zonation of karst, at each level the picture is complicated by the cross-cutting influences of lithology, structure and evolutionary history; a conclusion si mil at to that reached by Verstappen In West Irian (1960a, 307; 196Aa, 40-41). Jennings and Bik and Verstappen have also highlighted the inadequacy of the limited 'Kegelkarst 1 terminology which cannot describe wi th. accuracy the variety of karst landforms in New Guinea. As in the Fly-Sepik region previously discussed, very little is known about caves in this district. Yet there is no shortage of impressive cave and pothole entrances, especially in the leonard Murray Mts. where in the course of a traverse across several kilometres of rounded conekarst, the base of almost every closed de ression was found to have at least one penetrable passage leasing from it. Since the karst of the Leonard Murray Mts. and adjoining Daral Hills covers approximately 5000 square kilometres, subterranean networks of staggering proportions can be envisaged. Further north, between L. Kutubu and Mendi, huge river-sinks are found amongst the mountains, but pose formidable problems of exploration. In the high Intervening ranges, countless closed depressions pit the limestones, and caves presumably occur. Resur¬ gences are often found at the foot of cliffs near river level, and several were penetrated for short distances by the writer. In the higher country round Koroba, a number of caves were observed and entered. Including a river cave near Pureni recently abandoned by the R„ Tagari, but weathered ash from the Doma Peaks frequently chokes karst depressions in this district. In the sub-alpine zone of Mt. Kaijende, several penetrable stream-sinks were found and also resurgence caves, but the locality Is characterized by small entrances amongst boulders at the bottom of depressions rather than by large, gaping holes. The karst between the Strickland and the Erave thus shows considerable diversity and has much potential for speleology; A number of airstrips and roads render parts of the area reason¬ ably accessible. Greatest available relief in limestone is found on the mountaineous rim of the Lavani Valley and on Mt. Kaijende.

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M 31/9 (c) Karst of Hi. Elinbari (Ellnbali) The karst features and caves developed in the tilted block of Mt. Eliabari, near Chuava in the Eastern Highlands District and about 70 ki (44 nl) west of Goroka (Fig. l), have probably received as much attention as those of any other limestone area in East New Guinea, but most visitors have been casual cavers and so little is published. The geology of the region was mapped by Rickwood (1955) and the karst morphology was first described briefly by CSIRO (195b). but has been mentioned since by Jennings and Bik (1962) and C. Champion (1968). The Ht. Flirabari (2900 m) karst occupies approximately 87 square kilometres (34 sq.ml) and is developed in pure Palaeogene Chimbu Limestone, which attains about 600 m thickness and dips 30 -40 to the north or north-east. Long, sharp, limestone ridges trend roughly north-west and have steep scarps to 300 m high^on their south or west sides; local relief approaches 1200 m. The backslopes are either steep (30 ), long and smooth or gentle to moderate (15 ) and irregular, with small fields of Karren and numerous depressions up to 17 m deep many showing a linear arrangement. C. Champion lists fifteen known caves, giving a few words on each. They include a three level river-cave, pot¬ holes and cliff-foot chambers. ( d ) Karst on the Huon Peninsula The Huon Peninsula is geologically the most recent part of East New Guinea, and is a remarkable area because of the speed of its uplift. Pleistocene limestones occur at over 3000 m in the Saruwaked Hts., the main range of the peninsula, and limestones probably not older than Pliocene age make up the highest summit. Ht. Bangeta (4101 m, 13451 ft). The writer has no first-hand knowledge of the region, and there are no reports on its karst. Never¬ theless, karst features may be clearly identified from aerial photographs and maps, the information on which the detail of Figure 4 is based, and they have been observed by Dr. A. Costin (personal communi¬ cation) right to the summit of Bangeta, the slopes of which were glaciated in the Pleistocene. Much of the area is a practically treeless dissected plateau, and local relief approaches 20QG m near some of its edges. Thus if the limestones of this region attain the thickness found elsewhere in New Guinea, the Saruwakeds have the real possibility of containing the deepest caves in the country; although Costin noted many depressions to be soil and peat filled and no large pots or swallets were observed. However, the occurrence of closed basins up to 5 km long indicates the karst to be reasonably well developed, despite the relative modernity of its limestones; although the most recently uplifted coastal corals probably do not contain extensive penetrable cave systems. The plateau of the Saruwakeds obviously offers exciting prospects for speleo'.gy, and although high is not particularly inaccessible. A two to three day walk south from Selepet along the track to Lae is sufficient to reach the upland karst, and the almost treeless dissected plateau is easy to explore, by New Guinea standards. 2. Karst in the East New Guinea Islands (a) Karst and Caves on Hanus Island Nanus Is. lies north of the mainland of East New Guinea at 147°E. and 2°S (Fig. 5 ) . Although possessing only small patches of limestone, it has large intricate cave systems in two main karst areas; the most important being situated just east of centre of the island and the other just west of Homote on neighbouring Los Negros Is. The karst of central Hanus is developed in massive limestones of mid to lower Miocene age (personal communication, D. J. Beiford, 8MR) that are thought to represent a marginal reef on the east side of a pre-Tertiary island (Thompson, 1952). They were subjected to karstification in the Tertiary and were later buried by volcanic expecially basalts. Modern erosion of these lavas has exposed inliers of pre-volcanic times. The limestones do not display very well the cone-karst weathering expected of tropical humid karst. At the northern end of the main limestone inlier near Kari (Fig. 5 ) , the topography is an amalgam of impressive fluvio-karst and chaotic crevice-karst with small irregular towers, although occasional large towers, to 100 m in height, can be seen in the process of exhumation. South of the Kari basin, but north of the resurgence of Draisumbere, is a region deeply incised by depressions with a local relief greater than 150 ra, and with intervening conical hills riddled by large caves. Abandoned galleries occur at several levels and record stages in the subterranean evolution of the River Wore system. The final and most impressive resurgence of the Wore is at Suate, a short distance upstream of the village of Droia (Fig. 5 ) . Suate rising is at the base of a high cliff and the river occupies the entire width of the cave mouth. The entrance measures about 12 m wide by 20-i25 m high and is partly obscured by trees. The river is swift and deep, and liable to considerable fluctuations in discuarge. it may be followed upstream for about 400 m in a native canoe, until a block-fail makes the largest channel too

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M 31/10 narrow for navigation. However, the river clearly continues beyond the obstruction. A high level abandoned passage, richly decorated with large formations, meanders above the active river-cave and measures approximately 17 m wide by 33 ra high. Where this abandoned gallery crosses the active route, a large canyon about 12 ra by 50 a is developed, and the old, high level system cannot be followed without considerable difficulty. The second karst area is located on Los Negros Is., connected to Hanus by a road bridge, and is close to the nain road fron Lorengau to the airport at Hoaote. The area concerned occupies only a few square kilometres, but despite its small size is interesting, being a delemotized Pliocene reef raised to 46e above sea-level. The raised reef lies on the south side of Los Negros Is. and is divided into two main blocks; one inland from Leniu village and the other Inland fron Lolach, where the upland is known as the Tauwai Hills. The reef linestones are unbedded and very permeable and rough boulders with sharp, irregular, careeus weathering litter the jungle floor. Closed depressions are uncommon. The most easily access¬ ible caves can be approached by canoe, and their entrances can be seen opening out near sealevel at the foot of cliffs both in Lonlu Passage and Was-Was Merl lagoon. Stalactites inside one cave at Was-Was Meri were observed to be encrusted with mussel-like shells, and at least three stages in the evolution of the cave were indicated: (1) solutional developnent and speleothem growth during a period of relatively lew sea-level; (2) flooding by the sea during a relatively high sea-level stage; and (3) draining of the cave and resumption of vadose activity during the present phase. Further evidence of changing land and sea levels is found in beautifully developed marine solution notches up to two metres deep along the neighbouring cliffs. They point to former relative sea stages of plus In, 3m and 4m approximately. No obvious tilting of the notches was recognized. (b) Karst on New Britain, New Ireland, Bougainville and Kiriwina A glimpse at the geological map (Fig. 1) will show the abundance of limestones on the above Islands. On New Britain, Miocene limestones fora extensive, extremely inaccessible plateaux flanking the central Whiteman and Nakanai Ranges (Andrews, 1957); and west of the Whiteman Range, gently folded Plio-Plelstocene formations underlie a swampy lowland karst. The thickness of the Tertiary succession on New Britain has not been measured, but from topo¬ graphic map evidence more than 700 m of limestone seems likely in seme areas. On the south¬ west coast, the southwards flowing Palix R. cuts a gorge over 670 m deep through a pitted limestone plateau at 850-1000 m above sea-level, and in north-east central New Britain, another limestone plateau of about 1500 square kilometres at 1000-1500 m is encroached on all sides by deeply incised rivers and is pitted with depressions up to 500 « deep. New Britain clearly possesses some of the most widespread deep karst in East New Guinea, but it is virtually unknown. The smaller island of New Ireland consists of a straight isthmus, mountainous in places, 320 km long and up to 16 km wide, connecting two terninal bulges. Tertiary Hraestones pre¬ dominate in the Schleinitz Range of the isthmus and also occur at the extremities of the island (Thompson and Fisher, 1965, 22). The karst is most accessible at the north-west end where roads follow each coast and one crosses the isthmus at 300 m. Limestones occur from sea-level to 400 a and maps indicate advanced karstification. No further information is available. The geology and geomorphology of Bougainville Island has received more attention than that of New Britain and New Ireland (Blake and Miezitis, 1967; and CSIR0, 1967). The main karst is found on Keriaka Plateau, a rectangular area of about 300 square kilometres (115 sq.ml) on the west side of the Island that slopes frora more than 1200 m Inland to less than 33 ra on the coast. The Keriaka Limestone is generally massive and represents an uplifted reef complex, gently tilted 5 to the west-south-west. The limestone has a maximum thickness of more than 1200 m and its base is not exposed. Its summit appears to correspond roughly to the original top of the reef,but surface features are entirely erosional. Scarps exceeding 600 m are coraraon, both round the edge of the plateau and in gorges. Speight (C3IR0, 1967,96)

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M 31/11 described the landscape as a karst of very closely spaced dollnes, grading into valleys of Integrated drainage and separated by a reticulate system of saw-tooth ridges about 120 m high, but observed that in some areas the periphery of the former atoll pyramidal hills are more conspicuous than the conical dolines, resulting in a fine textured type of Kegelkarst. However, the development of the karst seems likely to have been in-Huenced by the thick ash that covers the topography. Little is known of the caves in the district, but C. Champion (1968,190) notes that the river Kara flows out of a cave about 300 m long, 120 m wide and up to 150 in high, then crosses a former lake bed 0.8 km long and 180 m deep before entering another cave and finally re-emerging on the coast about 4 km away. A glance at the good 1 :50000 relief maps of the area shows there to be many other river-sinks and large depressions, although access is difficult. A second karst region is found on the Sohano Limestone of north Bougainville and neigh¬ bouring Buka Island. The limestone is gn elevated Pleistocene barrier reef complex, and forms a lew plateau dipping less than 1 to the south and west. Uplift attained 90 m on the east coast and 3 a on the west, and a maximum thickness of 90 m of limestone is exposed. Karst is reported by Speight to be little developed, consisting mainly of scattered dolines, which tend to be smaller, shallower and more numerous in the south where superficial ash cover occurs. A few caves are present, and one is said by C. Champion to be a 4.6 km long river-cave, running from Kohino to the sea at Jutjena. Others are located at Lonahan (T a e ma Caves) and Melasang. The caves of Kiriwina Island, the largest member of the Trobriand Islands have recently been Investigated by Ollier and Holdsworth (1968). The island is 48 km (30 ml) long by 19 km (12 ml) wide at its widest and is an emerged coral atoll. The old lagoon is now the swampy, low lying centre of the Island, and the old reef makes a ring of hills rising to more than 46 a (150 ft) round the island's edge. Eight or so caves were visited and briefly described, the longest being Origiceka Cave which is considered at least 181 m (600 ft) long and over 30 a (100 ft) wide. Tumwalau Cave was surveyed for more than 100 m until the water became too deep. The systems were found to be quite normal karst caves and displayed no particularly distinctive features. They were concluded to have developed near the watertable of a lens of fresh water in the centre of the island. OIXUSSION In this brief survey of cave and karst areas in East New Guinea, it has been impossible to allocate to each region the relative space that its importance demands. The availability of information has been the main determinant in this matter. It is regrettable how little is known of such magnificent karsts as found on New Britain and it is frustrating to think of the unpublished cave survey data for the Ht. Elimbari region. However, the imbalance of the account highlights the localities where pioneer research is most needed, although it should be clear that nowhere has more than a superficial study been made. Numerous small limestone areas and even large ones, such as the low Oriomo Plateau inland from Daru in south-west Papua (Fig. 1), have not been mentioned because of the Inadequacies or absence of data. Fragments of extra information may be gained from the references already given and also from Carey (1938), Naval Intelligence Division Handbook (1945), Hossfeld (1951), CSIRO (1965), and unpublished reports cited in A.P.C. (1961) and Thompson and Fisher (1965).

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M 31/12 ANDREWS, J. AUSTRALASIAN PETROLEUM COMPANY BALAZS, D. 3IK, M. J. BLAKE, D„ H. and MIEZITIS, Y. CAREY, S. W. CHAMPION, C. R. CHAMPION, I. F. CSIRO CSIRO CSIRO FITZPATRICK, E.A., HART, D. and BROOKFIELD, H.C. HOSKING, J. S. HOSSFELD, P. S. JENNINGS, J. N. and BIK, M. J. NAVAL INTELLIGENCE DIVISION REFERENCES 1957 Landforms of New Britain, Australian Geog 0 , 7,15-26 1961 Geological results of petroleuai exploration in western Papua, 1937-61, J.Geol.Soc.Australia , 8,1-133. 1968 Karst regions in Indonesia, Karszt-Es Barlangutatás, Budapest (for 1963-67), 3-61. 1967 Structural geomorphology and norphoclinatic zonation in the central highlands, Australian New Guinea, in Landfora Studies from Australia and New Guinea , ed„ J.N. Jennings and J.A. Mabbutt, Canberra, pp. 2 6-47. 1967 Geology of Bougainville and Buka Island, New Guinea, Commonwealth of Australia, Dept.Nat.Developaent, Bur. Mineral Resources, Geol. and Geophys., Bull . 93, Bull. PNG 1, 56 pp 1938 The morphology of New Guinea, Australian Geog . , 3,3-31. 1968 Caving and karst areas in Papua and New Guinea, in Speleo Handbook , Australian Speleological Federation, ed. P. Matthews, pp. 188-195. 1966 Across New Guinea from the Fly to the Sepik , London 225 pp 1958 Lands of the Goroka-Maunt Hagen area. Commonwealth of Australia Scientific and Industrial Research Organization, Division Land Res, and Regional Surv. Rept. 58/1, 177 pp. 1965 Genera] report on the lands of the Wabag-Tari area, Territory of Papua and New Guinea, Commonwealth of Australia Scientific and Industrial Research Organization, Land Research Series , 15, 142 pp. 1967 Lands of Bougainville and Buka Islands, Territory of Papua and New Guinea, Commonwealth of Australia Scientific and Industrial Research Organization, Land Research Series , 2o,184 pp. 1966 Rainfall seasonality in the tropical south-west Pacific, Erdkunde , 20, 181-194. 1967 Limestone and lime in the Territory of Papua and New Guinea, Commonwealth of Australia Scientific and industrial Research Organization, Division of Building Research, Tech.Pap . 21,36 pp. 1951 Calcareous tufa deposits in northern New Guinea, Trans. Roy . Soc.S.Australia, 74, 108-144. 1962 Karst morphology in Australian New Guinea, Nature, 194, 4833, 1036-1038. 1945 Geographical Handbook Series, Vol.4, Western Pacific . H.M.S.O. London, 526pp.

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M 31/13 OLLIER. C. D. and HOLDSWORTH, D. K. RICKWOOO, F. K. SHEPHERD, H. J. THOMPSON, J. E. THOMPSON, J. E. THOMPSON, J. E. and FISHER, N. H. VERSTAPPEN, H. T. VERSTAPPEN, H. T. VERSTAPPEN, H. T. VERSTAPPEN, H. T. 1968 Caves of Klriwlna, Trobriand Islands, Papua, Hellctite, 6,63-72. 1955 The geology of the Western Highlands of New Guinea, J.geal . Soc.Austral la , 2, 63-82. 1965 Geoaorphology of the Eastern Star Mountains Region . 8. A . Honours Thesis, Sydney University (unpublished). 1952 Report on the geology of Manus Island, Territory of Papua, and New Guinea, CoMonuealth of Australia, Dept.Nat.Devel o p¬ inent, Bur.Mineral Resources, Geol. and Geephys., Records 1952/82 (unpublished) 1967 A geological history of eastern New Guinea, J 0 Australian Petroleua Expln»Assoc . , 7, 83-93. 1965 Mineral deposits of New Guinea and Papua and their tectonic setting, Coaiaonwealth of Australia, Dept.Nat.Developaent , Bur.Mineral Resources, Geol. and Geophys., Records 1955/lQ, 40pp (unpublished). 1960a Preliainary geoaorphological results of the Star Mountains Expedition, 1959, central Netherlands New Guinea, Tidjdschr . Kon.Ned.Aardrijksk.Genootsch ., 77, 305-311. 1960b Geonorphological observations in the north Moluccan-northern Vogelkop island arcs, Nova Guinea , 3, 13-37. 1964a Karst morphology of the Star Mountains (Central New Guinea) and its relation to lithology and climate, Zeit. Geoamrph, 8, 40-49. 1964b Geoaorphology of the Star Mountains, Nova Guinea, 5, 101-158,

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M 33/1 Ill u strating Morphometrie Analysis of Karst with Examples from New Guinea PA UE W. WILLIAMS (Australian National University, Dublin / Ireland) Abstract Ths morphocl imatic approach to karst has been extremely valuable in placing many forms and landscapes in perspective, but further development of morphoblimatic concepts with consequent advances in basic understanding seems unlikely along the lines that have been adopted so far. There is a need to find an independent way of testing the reality and internal variation of the morphocl imatic types proposed, and of resolving the increasing uncertainty over the equivalence of karst features in widely separated areas. There is also a need for a source of new ideas. These basic problems have led the author to examine the relevance of morphometric techniques, and it has been found that the application of morphometry holds real promise for a deeper understanding of our subject. The psyoer is essentially a report of work-in-progress and is intended to illustrate the methods being tested. Two areas in New Guinea are used as examples; one is located at 2895 m (9500 ft) on Mt. Kaijende and the other is at 945 m (31Ü0 ft) in the Äarai Hills, The geology, climate and morphology of each site is discussed in order to provide a background against which the morphometric results may be judged. Methods adopted in the planimetric analysis of vertical aerial photographs are explained, inadequate height data preventing complementary hypsometric treatment. Results are presented in nine graphs and two rose diagrams for each 1 ocal i t y. It is concluded that, far from being chaotic as karsts have often been alleged tobe, both areas are well organized and show similar basic trends. This organization is well summarized by two graphs; first, the plot of depression order against percentage frequency of depressions, and second, the log log plot of mean distance between neighbours of a given order v. percentage frequency of occurrence of depressions of that order. The data incorporated in these graphs provide the basis of a model of the area; a model that can be improved as more information on depression density, closest neighbour spacing, and orientation is included. And furthermore, the first graph can be used to provide a guide to the evolutionary status of the area; the modal depression class being of higher order in the more evolved district. From the measurements made, idealized depressions of different order may be constructed for the two districts. Systematic variations in internal and external symmetries of depressions are demonstrated to occur as the basins grow in order, and it can be seen that, should an increase in depression order take place without change in symmetry, then a kind of "dynamic equilibrium" in basin form could be shown to exist. Neither of the areas considered exhibit dynamic equilibrium, but for different reasons.

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M 54/ 1 Seichter Hochkarst am Hohen Ifen ein Beispiel voa.....al i ^ 6ii ieiner Bedeutung VVALîBR KRIEG (Vorarlberger Naturschau, Dornbirn / Österreich) In this paper a description of a karstic region with some caves near the Hohen Hen (Nördliche Kalkalpen) is given. The region consists of two Cretaceous shifts, the Schrattenkalk and the Drusberg marls, which latter are not karstified. In the Pleistocene there were only small local glaciers, while the great glaciers at a maximum height of 1 400 m a.s.l. rested below. Thus the region has almost no glacial forms. Therefore a high alpine karstification can be studied without glacial interferences. Unser Referat befaßt sich mit einem altbekannten Karstgebiet, in dem besonders Karrenfelder und andere Oberflächen¬ karstformen schon vor Jahrzehnten untersucht worden sind (1,2). Es handelt sich um einen Ausschnitt des HohenI f e nStockes.also einer Gebirgsgruppe, die ein sehr isoliertes Karstplateau, den Gottesacker, trägt. Orographisch ost¬ alpin sind hier geologisch westalpine Verhältnisse anzutreffen, weil hier das Helvetikum auskeilt. Während bisher in der Hauptsache die Oberf 1 ä chenkarstformen auffieien und vom gesamten Ifen nur zwei Großhöhlen bekannt waren, das Schneckenloch am Westabfall und das Hol loch im Mahdtal im Osten, richtete sich unsere Aufmerksamkeit besonders auf Höhlenobjekte und auf deren Bezugsetzung zur Oberfläche. Wir wählten dieses Gebiet am Alpennordrand und in einer Zone außerordentlicher Niederschläge als Präsent an den Kongreßstaat, da es von der Staatsgrenze, die hier in der Nachbarschaft unseres Zollausschlußgebietes Kleinwalser¬ tal einen obskuren Verlauf nimmt, geschnitten wird. Auch das hier diskutierte löwental gehört wohl vereinbarungs¬ gemäß zum speläologisehen Arbeitsgebiet des österreichischen Vorarlberger Landesmuseumsvereines, ist jedoch großteils deutsches Staatsgebiet. Wir können unseren deutschen Gastgebern somit einige interessante Höhlenobjekte darbringen. Die Wahl dieses Karstgebietes als Referatthema hat aber noch tiefere Gründe: In der Diskussion des alpinen Hochkarstes ist doch die Frage der Beeinflussung des Verkarstungsprozesses durch den glazialen Abtrag der Oberflächen immer sehr wesentlich. Hier liegt am Ifen ein Gebiet vor, das im Pleistozän nur eine bescheidene Lokalvergletscherung trug, während es die Ferngletscher, die dort eine maximale Eisrandhöhe von 1 400 m hatten, nicht mehr berühr¬ ten. Hier kann hochalpine Verkarstung unter Vernachlässigung des glazialen Faktors studiert werden. Eine gewissen¬ hafte Durchmusterung derSedimente in den Dolinen des Gebietes bestätigte das völlige Fehlen von Moräne, einige Kar¬ rentische beweisen durch ihre minimalen Transportstrecken, wie wenig formbildend auch die Lokalvergletscherung war. Auch fehlte hier jede Andeutung von Rundbuckeln und Gletscherschliffen völlig. Zu diesem Umstand, der die Entwicklung von Gesetzmäßigkeiten erleichtert und beweiskräftiger macht, kommt eine er¬ freuliche petrographisehe Einheitlichkeit: Im Gebiet stehen lediglich zwei kretazische Gesteine an, nämlich die liegenden Drusbergschichten, das sind dunkle dünnbankige Kalkmergel, die nicht verkarstungsfähig sind (wenn sie aber angeschnitten werden, umfangreiche Nachbrüche provozieren), sowie der Schrattenkalk, also ein sehr reines und als Höhlenträger berühmtes Material. Drusbergschichten und Schrattenkalk wechsellagern in der Grenzzone, indem der Kalk an seiner Basis vermergelt und indem auch noch innerhalb der Drusbergschichten einzelne Kalkbänke Vorkommen. Der hangende Schrattenkalk ist nicht sehr mächtig, so daß das gesamte Verkarstungsphänomen in der Vertikale gut er¬ faßt werden kann. Dabei stellt sich heraus, daß es sich wohl um Hochkarst, doch um seichten Hochkarst handelt, weil die Verkarstungsbasis immer wieder in der Öbergangszone der beiden Gesteine angetroffen wird. Löwenund Laublistal an der Ifin-Westseite sind recht verschiedenartige Typen: Das höhere Löwental zwischen 1 550 und 1 950 m stellt eine weitgespannte Flachlandschaft ohne eigentlichen Verebnungscharakter und ohne perennierendes Gerinne über der Waldgrenze dar. das tiefere Laublistal hingegen ist ein steileres, von Schluchten gegliedertes und von drei Bächen durchflossenes V-Tal im Hochwald zwischen 1 100 und 1 500 m. Fluviátil gebildete Stockwerke und Talleisten fehlen in beiden Teilen, Steilstufen sind überall als Felswände ausgebildet. Ziel der Feldarbeit war es, den oberund untertägigen Formenschatz in diesem relativ einfach gebauten Abschnitt der Alpen möglichst geschlossen zu erfassen, damit von ihm ausgehend die Wirkungen sowohl der glazialen Formung, als auch die Karstwirkungen wohlentwickel ter Altflächensysteme schärfer definiert werden können» Es wird betont, daß dieses Referat somit kein Abrücken von der von mir mit großem Nachdruck vertretenen Vorstellung bedeutet, daß

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M W 2 an der Ausbildung der meisten Großhöhlen Vorfluterniveaus ursächlich beteiligt waren, sondern ein Versuch, die deutliche Horizontalität der dargestellten Höhlen auf die Höhe der tiefsten hydrographisch wirksamen Strecken an der Gesteinsgrenze zu beziehen,, Damit soll hier eine regionale Gelegenheit genutzt werden, Eigenheiten des niveaugebundenen Karstformenschatzes schärfer zu erfassen. Um den Formenschatz an der Oberfläche aufzunehmen und ihn trotz ungenügender Kartengrundlagen mit den Höhlenobjekten exakt in Bezug setzen zu können, wurde im Löwental ein Ausschnitt von 600 x 300 m vermessen und 1 : 1 000 kar¬ tiert. Hit Ausnahme des Bereiches der llochrubachalpe, wo durch Erosion Drusbergschichten entblößt sind, steht über¬ all Scnrattenkalk an. Dieser Kalk ist im Gebiet etwa 30 60 m mächtig, in der Umgebung jedoch teilweise bis zu 110 ¡n» Es ist bekannt, daß die Mächtigkeit deshalb schwankt, weil ein fazieller Wechsel die Vermergelung der Basis gegendweise gefördert hat. Gleichzeitig ist aber zu fragen, ob die relativ geringe Mächtigkeit im Gebiete etwa auch auf Abtragung hangender Teile zurückzuführen ist. Die Mächtigkeit der Öbergangszone zu den Drusbergschichten darf mit 15 m festgelegt werden. Beobachtungen in der Rubachhöhle ergaben in diesem Bereich,daß die 1 2 m mächtigen Kalkbänke reichlich subaquatisehe Gerolle und dün¬ ne Schichten von Hergel aus den Drusbergschichten führen. Dieser für unsere Feststellungen besonders interessante jchichtkomplex geht nach unten in die geschichteten Drusberg-Kalkmergel über, die 150 m mächtig sind und auf Kie¬ selkalk auflagern. Der Abbruch der oberen Gottesackerwände des Arbeitsgebietes schließt dieses gesamte Profil großartig auf. Wie allgemein im Helvetikum sind auch hier großräumig westostlaufende Faltenzüge zu sehen, die gegen fl teilweise überkippt sind. Doch stellte sich bald dar, daß das schematisierte Bild der geologischen Profile bei WAGNER (1) und besonders bei OBERHÄUSER (3) grob vereinfacht ist: Durch das Arbeitsgebiet zieht die wichtigste Tiefenlinie im Helvetikum, die Gottesackermulde, deren Fortsetzung nach W bis in die Schweiz (dort als Wildhauser Mulde) zu verfolgen ist. Indem die Faltenachsen gegen W fallen und die Mulde im Laublistal enger wird, zeigt die Stratigra¬ phie völlig analoge Verhältnisse zu den Oberflächen des Laublisund Löwentales. Vorn Aufbruch des nördlichen Ge¬ wölbes in den Oberen Gottesackerwänden bis zum Nordschenkel des südlichen Gewölbes ist im Arbeitsgebiet jedoch nirgends ein wurklich synkl i n ales Umbiegen der Schichten zu erkennen. Vielmehr zeigen unsere Profile A bis C auf nur 350 m Horizontalentfernung deutlich drei verschiedene tektonische Typen: Während A die Mulde durch mehrere gleichrangige Störungen bildet, bricht sich das Schichtfallen bei Profil 3 an der dominierenden "Roten Kluft", die von mächtiger Reibungsbrekzie erfüllt ist. Bei Profil C schließlich scheint schwebende Lagerung im Mittelfeld auf, eine wirkliche Umbiegung ist hier möglich. Jedenfalls wird das Landschaftsbild von Bruchtektonik geprägt, die scheinbaren Falten existieren wohl nur in den biegsamen Drusbergschichten und schlafen in Form von Störungen durch den starren und wenig mächtigen Schrattenkalk hindurch. Dies bedeutet, daß die für die Verkarstung entscheidende Übergangszone weit weniger gestört ist als die Erdoberfläche. Der Hang zwischen Löwental und Oberen Gottesackerwänden stellt die Auflösung des Schrattenkalkpaketes in einzelne gekippte Schellen sehr rein dar. Die SE-laufenden Linien, die mit den Gottesackerwänden parallel und meist antithetisch verworfen sind, lösen zusammen mit den NE-Störungen Schollen im Dekameterbereich heraus, die voneinander durch Schichtkopfwändchen, die die Sprunghöhen andeuten, getrennt sind. Eine sehr wesentliche Beobachtung scheint uns zu sein, daß die Tiefenlinie des Löwentales nicht in der Synklinalen Furche liegt, wie das zu erwarten wäre, sondern durchwegs um 100 bis 200 m nach S versetzt. Damit tritt die Frage der Talbi 1 dung überhaupt entgegen, denn eine ursprünglich fluviatile Formung des flachmuldigen Löwentales müßte doch entsprechend dem generellen Abgleiten von Gerinnen an geneigten Schichtflächen die geologische Mulde scharf herauspräpari e ren. Daß dieses nirgends beobachtet wird, ist ein starkes Argument gegen die an sich nächstllegende Hypothese, ein fossiles Flußtal vor sich zu haben. Die zweite Hypothese, die sich bei konsequenter Beachtung der Fakten ergibt, nämlich eine selektive Abtragung der Oberfläche durch Karsfprozesse, wird durch zwei kräftige Knicke im Längsprofil des Löwentales unterstützt: Bei 1 550 und bei 1 650 m liegen diese Steilstufen, denen keinerlei Hangleisten entsprechen. Die untere Stufe bezeichnet die Stelle des Anschneidens der liegenden Drusbergschichten, demzufolge den Vorfluter des Karstwassers und damit den Quel I h o rizont, von dem aus abwärts Oberflächenerosion in den Mergeln wirksam wird. Mit ihr hängt die überraschende Weitung des Hochrubachalp mit Schutthaldenund Schwemmkegel¬ bildung und einem See vor dem Wiedereintritt in die Kalklandschaft zusammen. Die obere, etwas schwächer ausgebildete Stufe liegt dort, wo das Areal größerer Verwerter und Störungen abklingt und ruhigere Lagerungsverhältnisse vorherrschen. Somit ist das Löwental weit weniger hydrisch geformt als dies vorerst scheint, vielmehr tritt ein Bild der geolo¬ gischen Verhältnisse entgegen, die vom selektiven Karstabtrag klar herauspräpariert werden. Damit ist auch erklärlich, da£j die intensive Suche nach Restschottern vorerst vergeblich blieb» Schließlich wurde doch ein solches auf wenige m beschränktes Schottervorkommen entdeckt, bezeichnenderweise aber in einer gegen Ab¬ trag extrem geschützten Position: Die sonst von Reibungsbrekzie und Kalzit gänzlich gefüllte Rote Kluft war in Hang

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LAUBLISUND LOWENTAL AM HOHEN IFEN UBERSICHTSPLAN I Schneckenloch II Rubachhöhle m Löwenschacht II M34 -Abb. 1 y H Fußweg Wandstufen Schwemmfächer Drusbergschichten 500m 1km ^ Einspeisungspunkt nachgewiesene Verbindung ÖSTERREICH IV Löwenhöhle V Löwenschacht I VI Warme Höhle DEUTSCHLAND KZ^HMhrtnhöh* W Ä N D E Hirte htck "•""wti? Stfitchroftn W. KRIEG 1969

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M 54/ 4 lage an einer einzigen Stelle mit Schotter gefüllt, von dem nicht ausgeschlossen werden kann, daß er durch späte tektonische Verstellungen in die Störung eingeklemmt wurde. Es handelt sich um perfekt gerundete Quarzsandsteine und einen Hyschsandstein, also um Restschotter ohne kalkigen Anteil. Der Sri si Sandstein im Hangenden des Schrattenkalks als Ausgangsmaterial für diese Schotter ist heute in der Umgebung dieses Gebietes noch an einigen Stellen als Abtragungsrelikt anstehend, die Flyschhülle des Helvetikums jedoch bereits weitum abgetragen. Für Bestimmung und Diskussion bin ich Herrn Dr. R. OBERHÄUSER (Geologische Bundesanstalt Wien) zu Dank verpflichtet. Daß diese fluviatile Spur so spärlich anmutet, unterstützt unsere Ansicht, daß die Umschaltung auf die Karstent¬ wässerung bereits im Tertiär stattgefunden hat. Dem Bild selektiv herauspräparierter Stratigraphie und Tektonik steuert die Morphologie erst nach dieser Umschaltung zu, die inzwischen abgetragenen Massen sind enorm: Will man jenen Abtragungsmaßstab anlegen, den HASERODT (4) so überzeugend gewonnen hat, muß bedacht sein, daß hier infolge extrem hoher Niederschläge eine gewisse Toleranz einzuhalten ist. Für die Tiefenlinie über der Löwenhöhle und für den oberen Knick des Längsprofils, aber auch für viele Einzel formen in Hanglage stimmen die Größenordnungen mit den von HASERODT als tertiär angesprochenen Großformen deutlich überein. In diesem Licht erhält auch die konstatierte flächenhafte Reduzierung der Schrattenkalkmächtigkeit von durchschnittlich 70 m neue Akzente. Sie könnte auf ter¬ tiären Karstabtrag zurückgehen. Drei turmförmige Felsköpfe im Arbeitsgebiet, 10 und 15 m hoch mit vertikalen glat¬ ten Flanken und konvexem Oberteil, erinnern als fossile Formen an tropischen Kegel karst. Angesichts dieser Verhältnisse muß die Ausbildung der Höhlen im Gebiet besonderes Interesse Hervorrufen. Denn hier wirkt zweifelsfrei die klimatische Faktorengruppe des alpinen Hochkarstes ein, jedoch fehlen die Modifikationen durch den glazialen Faktor, und außerdem liegt eine von fliviatilen Niveaus unbeeinflußte Entwicklung seichten Karstes vor, indem die gegen W fallende Gesteinsgrenze die Karstbasis darstellt. Im W liegt'bsi 1 270 m der Eingang des altbekannten Sc h n e cken!ochs , das gegenwärtig um 1 500 m lang ist, sich in zwei Arme gabelt und mit seinem Nordostast unter den Laublisbach hin erstreckt. Von seinem Eingang zieht eine wohl aus einem abgetragenen Höhlenteil entstandene Klamm abwärts, die ebenfalls Höh¬ lenreste anschneidet, von denen jedoch nur die Schneckenlochbachhöhle II wegen ihrer Raumgrößen und ihrer Länge von 70 m bedeutsam ist. in der Mitte dieser Schneckenlochbachklamm entspringt eine starke Karstquelle, so daß die unte¬ re Klammhälfte bachdurchflossen ist. Während der Laublisbach bei Trockenheit versiegt, stürzt ein Teil seines Was¬ sers in Schwinden und erreicht mit einer mittleren Laufzeit von 60 Minuten den Wasserfall im Nordostast des Schnekkenlochs. Unsere Färbung erbrachte außerdem, daß ein zweiter Wasserweg vorhanden ist, der ein zweites Maximum beim Farbdurchgang des Wasserfalles erzeugt und eine andere Austrittsstel 1 e im Nordostast (Quelle 11 ) bei einer mittleren Laufzeit von zwei Stunden speist. Unsere Versuche wurden bei einer etwas übernormalen Wasserführung des Laubl i s baches (ca. 150 1/s) in Schneeschmelzsituation durchgeführt, sie erbrachten weiters, daß benachbarte Quellen in der Höhle farbstoffrei blieben. Demnach schlug die gesamte in die Schwinden gebrachte Farbe (erwa 4 dkg Uranin AP, da 80 % oberflächlich im Laublisbach verblieben) an den erkennbaren NE-Störungen vertikal durch; vom Wasserfall im Nordostast des Schneckenlochs weiter geht das Karstwasser wieder unbekannte Wege. Unsere Färbung konnte nachweisen, wie von hier bis zur Schneckenlochbachquelle, also über 580 m Luftlinienentfernung und 150 m Relief, wieder mittle¬ re Laufzeiten von 2,2 Stunden, also sehr offene Verhältnisse, registriert werden. Eine Kontrollbeobachtung des nahen Laublisbaches verlief negativ. Hydrographisch läßt sich daraus entnehmen, daß der Laublisbach schwindenabwärts das Überwasser über etwa 50 l/s ab¬ führt, während eine offene Karstentwässerung zum Schneckenloch und unterhalb von ihm bis zur Schneckenlochbachquel¬ le funktioniert. Das Schneckenloch selbst ist in der Übergangszone zwischen Schrattenkalk und Drusbergschichten si¬ tuiert, schon TRI MME L (5) konstatierte das seitliche Einschneiden des Höhlenbaches in Kalkschichten und die daraus resultierenden Deckennachbrüche, die schließlich zur Großraumbildung führen. Demnach sind diese Verstürze "synerosiv" , da ja Kalk und Mergel vom Wasser ausgeräumt werden müssen, wenn sich der Raum weiten soll» TRIMMEL kann man jedoch nicht folgen, wenn er schreibt, die auffallende Großräumigkeit der Höhle und die heutige ProfiIgestaltung seien nicht durch Wasserwirkung zu erklären, ebensowenig WAGNER (l), der das Schneckenl och eine ’’typisch tektonisch angelegte Höljle" nennt. Dem widersprechen auch einige erhaltene Querellipsen an Engstellen, die also nicht verbrochen sind, weiters einige Abstiege durch das Blockwerk der Höhlensohle, die jeweils zu hydrisch modellierten Formen hinführen, sowie der "Neue Teil". Dieser Neue Teil wurde von uns 196b entdeckt und birgt eine Fülle makelloser Querellipsen und alter Sintergenerationen. Die Schichtfugengänge dieses Höhlenteils liegen stratigraphisch 5, 25 und 35 m höher als der Hauptgang und somit im reinen Schrattenkalk. Dies hat das völlige Zurücktreten von Verbruch zufolge und die klare Darstellung des allgemeinen hydrisch entwickelten Höhlencharakters. Vom 'Schneckenloch aufwärts wird die höhlenleere Zone der Ausräumung des Schrattenkalks und der Entblößung der Drus¬ bergschichten im Bereich der Hochrubachalpe erreicht. Wo jedoch die Übergangszone bei der unteren Steilstufe im

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5V ^ LSwental bei 1 600 m ansteht, öffnet sich bereits der Eingang des nächsten Höhlenobjekts, der von uns 1966 wieder¬ entdeckten riubachhöhle (die Höhle war bereits 1923 vom Wegmacher L. Greber aus Au/Bregenzerwald befahren worden). Dieses Objekt mit 870 m Gesamtganglänge liegt bereits knapp auf deutschem Staatsgebiet. 10 m vom Eingang entfernt entströmt den Drusbergschichten perennierend jenes Gerinne, das den See auf Hochrubach und schließlich den Laublisbach alimentiert. Das nördliche Höhlenende ist ein kleiner Siphon, dessen Abfluß unbegehbar ist. Durch eine weite¬ re Färbung wiesen wir den Zusammenhang mit der Bachquelle nach, wobei eine mittlere Laufzeit von 3 Stunden über 165 m Entfernung und nur 7 m Relief festgestellt wurde. Daß der Siphon jedoch einen Zubringerstrang der Bachquelle darstellt und daß eine größere Wassermenge von E zugeht, zeigen der Augenschein und eine zweite Färbung, die in eine Dolinenschwinde 80 m östlich und 25 m über der Quelle vorgenommen wurde: Hier war die Laufzeit 1,5 Stunden. Die Morphologie der Rubachhöhle zeigt deutlich drei Formengruppen: Der engräumige Eingangsteil geht in den KalkMergel-Wechsellagerungen um, wobei zahlreiche Verstellungen zu häufigem Richtungswechsel veranlassen. Dabei bringen die südgerichteten Strecken im Kalk makellose Rundprofile, die westgerichteten Abschnitte im Kalkmergel jedoch Kluftstrecken mit viel Verbruch. Der zweite, nördliche Teil des Systems ist vorwiegend kluftbestimmt, größer dimensioniert und teilweise schotterfüh¬ rend. Auffallend ist hier, daß manche Profile unter dem hochschmalen Kluftprofil klare Schichtfugenprofilteile auf¬ weisen. Obwohl Klüfte hier raumbestimmend erscheinen, ist trotz sehr geringer Überlagerung von 10 bis 20 m keine wesentliche Übereinstimmung mit der Tektonik der Oberfläche erkennbar, vor allem drücken sich die bedeutenden Stöti rungen der Oberfläche in der Höhle nicht aus, sondern es werden hier an sich kleinere Klüfte raumbestimmend. Die dritte Formengruppe schließlich ist in den südlicheren, gegenüber dem Hauptgang einige Meter höher liegenden Strecken entwickelt. Hier bestimmen breite, niedrige Querellipsen das Bild, wobei die starke Vernetzung und häufige Verbindung der einzelnen Gänge auffällt. Fast alle Höhlenteile scheinen bei Schneeschmelze noch aktiv zu sein, was angesichts der extremen Horizontalitat des gesamten Systems nicht verwundert. Kolke und aufwärtsgerichtete Fließfazetten ergänzen die Sedimente von Schot¬ ter und Staulehm. Eine Analyse des Befundes ergibt das typische Bild der phreatischen Zone mit Druckfließen gerade für die Schichtfu¬ genteile, weil der tiefere Abfluß durch die eingeschalteten Drusbergschichten behindert ist. Die Rubachhöhle markiert so die Position einer episodischen Stauzone im seichten Karst, wobei die Gesteinsgrenze als Vorfluter fungiert. Zu diesem Ausfluß hin tendiert die von Störungen wenig beeinflußte Wasserbewegung, die langsam sein muß, wie die vor¬ handenen Sinter beweisen. Mur 100 m östlich des Höhlenendes fanden wir den Löwenschacht I 1 , der bei 22m Tiefe wegen eines komplizierten Eis¬ kegels nicht völlig befahren werden kannte, so daß eine vom Schachtgrund in nordwestlicher Richtung anscheinend an¬ setzende Fortsetzung nicht verfolgt wurde. Auch dieser Schacht reicht bis zu den Drusbergschichten hinab und gehört offensichtlich zum selben hydrographischen System. Weitere 100 m nach E findet sich das Ende der von uns 1968 erstmals befahrenen Löwenhöhle , die mit 545 m Gesamtgang¬ länge und großräumiger Entwicklung ein gewisses Gegenstück zum Schneckenloch darstellt. Der Einstieg erfolgt durch eine Stei 1 w anddoline von 20 m Durchmesser und 30 m Tiefe (diese Form hat im Arbeitsgebiet kein Gegenstück), hier und im Umkreis sind ein großer Eisund Firnke^el, Sohleneis und Eisfiguren entwickelt, so daß mit der Löwenhöhle unseres Wissens Deutschlands größte Eishöhle vorliegt. Die einheitliche Höhlensohle ist von Verbruch bedeckt, ihr Niveau ist das^fiier flach gegen N fallenden Drusbergschich¬ ten, die unter dem Eiskegel direkt aufgeschlossen sind. Die Wände zeigen neben verbreiteten Formanteilen von Ver¬ bruch allenthalben auch Fließfazetten, Kolke und sogar Wirbelkanäle. Stellenweise ist der Sohlenschutt fluviátil sortiert und kantengerundet, verschwemmtes Holz zeugt von gelegentlichen Hochwässern auch in dieser Höhle. Obwohl bei oberflächlicher Betrachtung der Kluftcharakter dieses Systems auffällt, sind die fluviatilen genetischen Fak¬ toren klar erkennbar und werden durch die Beobachtung gestützt, daß der Höhlenverlauf nicht den bedeutenden NE-Störungen folgt, die als spitze Seitenäste mehrfach auffallen, sondern der Karstentwässerungsrichtung gegen NW. Auch an der Oberfläche ist diese Höhle durch eine V-förmig eingeschnittene, ausgeprägte 20 m tiefe Tiefenlinie abgebildet, die mit gegensinnigem Gefälle blind endet, so daß der große Masseverlust an dieser Zone durch Karstprozesse erwiessn ist. Erst beim nordwestlichen Höhlenende ändert sich der Formtyp, indem bei steilerem Gefälle gegen W Vernetzung und Ellipsenprofile erneut auftreten. Erst hier gibt es einen Punkt, wo unter dem Sohlschutt Wasserrauschen hörbar ist. Man darf schließen, daß diese Fakten bei Hochwassersituation den Übergang von der vadosen zur phreatischen Zone markieren. Erneut ist unter dem höheren, anschließenden Areal eine Stauzone zu postulieren. Zieht man das Phänomen der Mischungskorrosion zur Deutung heran, ist klar, daß unter dem klüftungsarmen Abschnitt zwischen Profil B und C

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í»i 5^/ 6 weniger Korrosionsfähigkeit besteht, somit müssen die Wasserwege hier auch in der Ubergangszone eng sein und zu Stauungen veranlassen. Knapp 60 m seitlich der L'dwenh'dhle fanden wir den Löwenschacht 1 , der bei 20 m Tiefe wohl ebenfalls bis zur Über¬ gangszone hinabreicht. Eine unwesentliche Fortsetzung entlang der Kluft gegen fl war wohl gegeben, aber keine Verbin¬ dung zur Löwenhöhle aufzufinden. Schließlich öffnet sich an der Flanke einer großen, zusammengesetzten Doline die Warme Höhle , ein nur 20 m langer Torso, der rundprofiliert und großzügig abgekolkt ist und mit der Löwenhöhle trotz der geringen Entfernung von 30 m weder hydrographisch noch genetisch zusammenhängt. Eine Zusammenfassung der Beobachtungen in diesen 7 Höhlenobjeljten ergibt: Die höhlenbildenden Prozesse spielen sich nicht so sehr im Schrattenkalk als vielmehr in der Öbergangszone der Wechsel lagernden Basis ab. Die Korrosionsbasi s sind immer die nicht verkarstungsfähigen Drusbergschichten, die je nach Lagerungsverhältnissen auch als Vorfluter wirken und streng horizontale Höhlenteile entstehen lassen. Enge Wasserwege treten in erosiven Durchbrüchen innerhalb von Kalkmergelbänken auf und in kluftarmen Kalkpartien. Beide verursachen Stauzonen, die ihrerseits einen eigenen phreatischen Formenschatz in Form von Querellipsen und Vernetzung hervorrufen. Bei großer Wegigkeit herrschen jedoch vadose Bedingungen mit einheitlicher gestalteten Gangverläufen, hochschmalen Profilen und viel Verbruch. Diesen For¬ menkreis einfach als Kluftstrecken anzusprechen, begegnet Schwierigkeiten, weil die vorhandenen Klüfte selektiv nur in der Richtung der Karstentwässerung benützt werden und weil die an der Morphologie der Oberfläche wesentlich be¬ teiligten Störungen für die Höhlenbildung ohne großen Einfluß sind. Damit sind die Feststellungen BOGLIs (6,7) über die Kennzeichen und die räumliche Verteilung der vadosen und der phreatischen Zone bis ins Detail bestätigt, wobei bedeutungsvoll ist, daß mir diese Arbeit BOGLIs erst nach Abfassung dieses Referates zuging. Trotz der geringen Überlagerung der Höhlen und trotz oft bedeutender Raumhöhen gibt es pro begehbarer Höhle jeweils nur einen Eingang. Dies spricht ebenso für ihre Entwicklung durch Mischungskorrosion zwischen den Wässern eines "unterirdischen Tales" und den einkommenden Kluftwässern wie auch die Beobachtung, daß die Höhlen jeweils in der lithologischen Übergangs¬ zone entwickelt sind. Die petrographisehen Eigenheiten des Gebietes fördern die Bildung von Versturz. Er ist in den vadosen Strecken sehr viel häufiger, weil diese bevorzugt Klüften nachgehen, während die phreatischen Abschnitte Schichtfugen bevorzugen. Aber nur bei oberflächlicher Betrachtung kann die fluviatile Ausbildung auch dieser Versturzstrecken übersehen wer¬ den, so daß die Behandlung der "Inkasion", wie BÜGLi (8) diesen Formkomplex neuestens nennt, besonders wichtig ist. Zwischen dem festgestellten großen Oberflächenabtrag durch Karstprozesse, die bereits im Tertiär einsetzen, und den Raumgrößen in den Höhlen besteht eine deutliche Diskrepanz, obwohl auch einzelne Höhlenräume sehr groß sind. Es mü߬ te deshalb das Verhältnis zwischen Lösungsfähigkeit an der Oberfläche und in den Höhlen generell weiter untersucht werden. Außerdem verweist aber schon das Fehlen größerer Wasserläufe innerhalb der Höhlen darauf, daß es noch wesent¬ liche weitere Höhlenstrecken geben muß, die nicht angefahren werden konnten. Jedenfalls entwässert das gesamte Lö¬ wenund Laublistal unterirdisch zum Laublisbach und zum Schneckenlochbach, und aubh das tertiäre Karstwasser muß bereits diese Richtung eingeschlagen haben. Zumindest Teile der angeführten Höhlen müssen also schon im Tertiär an¬ gelegt worden sein. Literatur: 1. WAGflER, G. : Rund um Hochifen und Gottesackergebiet, ühringen, 1950. 2. ECKERT, H. : Das Gottesackergebiet, ein Karrenfeld im Allgäu, Hiss.Erg. -H. DQAV 1,3, 1902. 3. OBERHÄUSER, R. : Zur Geologie des Gebietes zwischen Kanisfluh und Hohem Ifen (Bregenzerwald), Diss.Innsbruck, 1 9 51. 4. HASERODT, K.: Untersuchungen zur Höhenund Altersgliederung der Karstformen in den Nördlichen Kalkalpen, Münch¬ ner geogr. H. 27, 1965. 5. TRIMMEL, H.: Das Schneckenloch (1270 m) bei Schönenbach, Jb.Vlbg. Landesmuseumsver. 98, 1955. 6. BÜGLI, A.: Neue Anschauungen über die Rolle von Schichtfugen und Klüften in der karsthydrographischen Entwicklung, Geol.Rsch., Berlin, 1969. 7. BÜGLI, A. : Präglazial und präglaziale Verkarstung im hintern Huotatal, Regio Basiliensis 1968, H. IX, 1 . 8. BÜGLI, A.: Inkasion, Laichinger Höhlenfreund 4, H. 7, 1969.

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-Abb. 9 FÄRBUNG SCHNECKENLOCH 22.6.1968 FÄRBUNG I EINSre/SUNG M 34 -Abb. 10 FÄRBUNG RUBACHHÖHLE 21.9.1968 + 19,10.1968 M W8

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TT 15/1 Das Ií: x rstrelief des südlichen Harz vor landes im Lichte neuerer Arbeiten zum System CaSO^ NaCl HpG KUNO PRIESNILZ (Göttingen / Bundesrepublik Deutschland) Zusammenfassung : H s WEBER fasste 1930 die Abfolge der Formen und Prozesse im Ausstrich einer sal inaren Serie, wie sie am südlichen Harzrand vorliegt, zu seiner "Systematik der Auslaugung* zusammen. Es wird versucht, dis Abfolge der Prozesse (Salzldsung, Anhydritlösung, Qipsbildung und Qipslösung) von den jeweiligen physikalisch-chemischen Bedingungen her zu verstehen und zu bilanzieren. Die Ergebnisse neuerer Arbeiten zum System CaSO^ NaCl H 2 O und die weitgehend bekannten Druck-Temperatur-Verhältnisse erlauben eine widerspruchslose Ableitung des geomorphologischen und geologischen Befundes aus den Faktoren. The karst relief of the southern border of the Harz Mountains in the light of recent papers about the System CaS 04 *• NaCl H 2 O, Summary: In 1930 H. WEBER summarized the sequence of forms and processes occuring on the outcrop of an evaporite series as it is found at the southern border of the Harz, in his "Systematik der Auslaugung". Today one can try to compeehend and balance the sequence of processes (solution of salt, solution of anhydrite, hydration of anhydrite, and solution of gypsum) as resulting from the varying physical and chemical conditions. The data given by recent papers about the astern CaSC^ NaCl H 2 O and the well-known pressure-temperature conditions permit the geomorphological and geological facts to be deduced cohsistently from the factors. Le relief karstique au bord sud du Harz dans la lumière de récents travaux sur le système SO^Ca Cl Na H 2 0. Résume : En 193Ü H, WEBER résumait la séquence de formes et de processus observée sur l’affleurement d'une série saline comme au', bord sud du Harz dans sa "Systematik der Auslaugung“. Aujourd'hui on peut essayer d'expliquer la séquence des processus (solution du sel, solution de l'anhydrite, hydration de L'anhydrite et solution du gypse) par les causes, c.v.d. par la variation des conditions physico¬ chimiques» Les résultats de récents travaux sur le système SO^Ca Cl Na H 2 O et les conditions pression-température assez bien connues permettent une dérivation sans contradiction des faits géo^ morphologiques et géologiques de leurs causes. Ira Jahre 193Ü entwickelte H. WEBER anhand von Beobachtungen am Zechstein des südlichen Harzvorl a n d es und Thüringens und aufbauend auf älteren Arbeiten von FULDA (1924a, 1924b), A. PENCK (1924) und HAEFKE (1928) seine "Systematik der Auslaugung“, die er in der Folgezeit an weiteren Beispielen verifiziert und schliesslich mit dem Anspruch der Allgemeingültigkeit in sein Lehrbuch der Geomor¬ phologie (1957, 2l967) aufgenommen hat. Die wesentliche Aussage dieser Systematik, auf deren Einzel¬ heiten unten am konkreten Beispiel eingegangen wird, besteht darin» dass eine Vergesellschaftung von Oberflächenformen auf eine Vergesellschaftung von Prozessen zurückgeführt und dass deren gesetzmässige Abfolge konstatiert und in Phasen gegliedert wird. In den letzten Jahrzehnten sind die Kenntnis der Oberflächenformen, von denen WEBER ausging, die Kenntnis der löslichen Gesteine, d.h» hier der salinaren Serien des Zechsteins, ihrer Petrographie, Stratigraphie und faziellen Differenzierung und in besonderem Masse die Kenntnis der physikalisch¬ chemischen Gesetzmässigkeiten der Gesteinslösung durch die Geomorphologie, die Geologie und die Mineralogie beträchtlich erweitert bzw. berichtigt worden. Diese Fortschritte machen zwar eine Korrektur der WEBERschen Systematik nicht notwendig; sie setzen uns aber in die Lage, nicht nur die Formen auf P r 0 z e s s e zurückzuführen, wie es WEBER tat, sondern zu begründen, warum dieser oder jener Prozess an einem bestimmten Ort abläuft, an einem anderen dagegen nicht. Wir können heute versuchen, über die Prozesse und ihre Bilanz die letztlich verantwortl ichen Faktoren der Auslaugung aufzudecken.

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Auslaugungsphasen n. H. WEBER %  01 Zonen einheitlicher Lasungsbedingungen : s m

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not casq/monoi Hß Abb. 2: Oie Löslichkeiten von Anhydrit und Gips in Abhängigkeit von der NaCl-Konzentration des Wassers bei 25° C (nach J.D'AliS et. al.1955). Abb. 4: Der Umwandlungspunkt Anhydrit Gips in Ab¬ hängigkeit von der Temperatur und dem Salzgehalt des Wassers (ausgedrückt in Aktivität H ? 0), nach HARDIE (1967) und KINSMAN (1966). Zu Abb. 3: Der Umwandlungspunkt nach HARDIE (1967) bei 58° C 2° C liegt beträchtlich höher als der der anderen Au¬ toren, die ihn im Durchschnitt bei 42° C annehmen. HARDIEs Wert kann jedoch als der zuver¬ lässigste gelten, da er als einziger ihn in Versuchsdauern bis zu einem Jahr von der Über¬ satt igungsund der Unter¬ sättigungsseite her ermittelt hat. Die anderen Autoren ha¬ ben die Sättigungskonzentra¬ tion des Anhydrits nicht er¬ reicht. Thermodynamisch lässt sich der Gleichgewichtspunkt nur auf 46° -21 C 61 D GD QGD Abtrag in g Abb. 3: Die Löslichkeiten von Gips und Anhydrit in Ab¬ hängigkeit von der Temperatur, zusammengestellt nach mehreren Autoren. System und unter völlig gleichen Bedingungen. Eigener Versuch. Sättigungskonzentrationen umgerechnet nach J.D'ANS et al.(1955). Nach HARDIE (1967) muß mit einer noch höheren Löslichkeit des Anhydrits gerechnet werden. 3 Î/ÇÎ

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I-'i 3^/4 Es sei daran erinnert, dass S. PASSARGE schon 1932 ausdrücklich diese beider Etappen in der kausal¬ genetischen Erforschung des Reliefs unterschieden hat. Für ihn war der erste Schritt, die Erklärung der formen durch Vorgänge, nur eine relative Diagnose , als absolute Diagnose bezeichnete er die Erklärung der Vorgänge durch die Kräfte, d.h. nach heutigem Sprachgebrauch die Erklärung der Prozesse aus den Faktoren (siehe z.B. KÜGLER 1964). Es soll im folgenden anhand eines Profiles durch das südliche Harzvorland untersucht werden, in welcher Weise die die Löslichkeit und Lösungsgeschwindigkeit beeinflussenden Faktoren alle beteiligten Pro¬ zesse, ihre Bilanz und damit letztlich die Oberflächenformen bedingen. Die am wenigsten bekannten Glieder in der zu untersuchenden kausalgenetischen Kette sind die Prozesse, die Lösungsgleichgewichte und die Reaktionsgeschwindigkeiten. Ganz konkret läuft daher der hier unternommene Versuch darauf hinaus, festzustellen, inwieweit sich der relativ gut erforschte morphologische Befund und die relativ leicht zu erschliessenden physiko-chemischen Lösungsbedingungen mit dem vereinbaren lassen, was neuere mineralogische Untersuchungen zum System CaS 04 NaCl H 2 O aussagen. Die am vorliegenden System beteiligten Stoffe sind Salze (in der Hauptsache NaCl und Kalium-Hagnesium-Salze noch höherer Löslichkeit), Anhydrit bzw. der aus ihm hervorgehende Gips und Wasser. Dia daneben vorhandenen Gesteine, Pelite und Karbonate, sind als Lösungsgenossen ohne Bedeutung. Die Verkarstung der Karbonate ist im Vergleich zu der der Chloride und Sulfate minimal und wird nur ausnahmsweise morphologisch wirksam. Diese Stoffe reagieren miteinander in folgenden Prozessen : der Salzlösung, der Anhydritlösung und der Gipslösung sowie der Gipsbildung, der Hydratisierung des Anhydrits. Die wichtigsten Faktoren , aus denen die Reaktionsrichtung und -geschwindigkeit resultieren, sind: die Löslichkeiten und Lösungsgleichgewichte der beteiligten Stoffe, die Lösungsgenossen, die Wassermenge und Kontaktdauer, der Druck und die Temperatur. Die Löslichkeiten und Gleichsgewichtsverhältnisse in Wasser und NaCl-Lösungen sind nach neueren Arbeiten (D'ANS et al. 1955, ZEN 1965, KINSMAN 1 966 und HARDIE 1967) in den Abb. 2. 3 und 4 dargestellt; die Lösungsgeschwindigkeiten von Anhydrit und Gips aufgrund eigener Versuche in Abb. 5. Abb. 1 zeigt einen leicht schematisierten N-S-Schnitt durch den Zechstein-Ausstrich am südlichen Harzrand im Bereich zwischen den Bleicheröder Bergen und Bad Sachsa. Im unmittelbar östlich an¬ schliessenden Gebiet sind in jüngerer Zeit zahlreiche Bohrungen niedergebracht worden (siehe z.B. bei LANGBEIN S SEIDEL 1968), so dass Tektonik und Stratigraphie als relativ gut bekannt gelten können,"*' Die Schichten streichen in diesem Abschnitt fast ungestört mit Einfallswinkeln von 3-6 aus. Dis Lösung erfolgt daher regulär im Sinne von H. WEBER, d.h. vom Ausstrich her in der Einfallsrichtung fortschreitend. Die erste Auslaugungsphase, die der Salzlösung, greift bereits in 300-500 m Tiefe vor. in der zweiten Phase hydratisiert der Anhydrit durch Einbau von zwei Wassermolekülen zu Gips, und in dar dritten Phase wird dieser Gips durch Lösung abgetragen. Die Bereiche dieser drei Auslaugungsphasen liegen, wenn man sie in die Horizontale projiziert, nebeneinander; lediglich Phase 2 und 3 überlappen sich teilweise. H. WEBER nannte dieses Auseinanderlaufen Disgruenz der Phasen. 1) siehe zum Vergleich etwa die Profile A. PENCKs (1924, Fig. 2) oder H. H. SEEDORFs (1955, Abb. 17).

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M 35/5 Für die folgende Untersuchung wurde eine etwas detailliertere Einteilung in Zonen einheitlicher physiko-chemischer Bedingungen vorgenommen, die sich jedoch von der Gliederung WEBERs nicht wesent] i c h unterscheidet. In der Zone ist die salinare Serie noch nahezu intakt. Der primäre Gips wurde frtlhoder spätdiagenetisch in die wasserfreie Modifikation, den Anhydrit überführt, wofür die recht häufigen Pseudomorphosen des Anhydrit nach Gips sprechen (s.z.B. SMWATZ-KLOSS 1966). Bei einer Deckgebirgsauflast von wenigen 100 m und einem horizontalen Druckgefälle muss, etwa nach den Grenzwerten von STÖCKE & BORCHERT (1936), bereits mit Mächtigkeitsschwankungen der Salzlager durch Mobilisierung und Abwanderung in Schwâçiïezonen gerechnet werden. Eine lokal begrenzte Subrosion kann auch in dieser Zone schon erfolgen, sei es durch juvenile Wässer, sei es durch das bei der Umwandlung des primären Gipses in Anhydrit freiwerdende Kristallwasser (etwa 50 m Wasser aus 100 m Gips!) oder aber durch Tageswässer, die an wasserwegsamen Störungen irregulär zum Salinar Vordringen. In einzelnen Fällen durchschlagen selbst in Tiefen von 800 m gebildete Hohlräume durch Verbruch den gesamten Unteren und Mittleren Buntsandstein und verursachen an der Erdoberfläche sehr grosse und steile Erdfälle, wie im Falle der bekannten ’’Wolkenbrüche* bei Trendel bürg. Die Zone (¿) ist gekennzeichnet durch das Eindringen der Tageswässer zum Steinsalz und seine Lösung an mehreren, insich schwach reliefierten Lösungsfronten, den Salzhängen oder Salzspiegeln. Die Subrosion der unterschiedlich tief liegenden Salzlager in einer zusammenhängenden Zone lässt sich dadurch erklären, dass durch die Lösung des jüngsten Salzes à*s Hangende pseudotektonisch gestört wird und sich so neue Wege für den Zutritt der Tageswässer auch zu den älteren Lagern auftun. Die Subrosion verstärkt sich selbst durch eine zu der regulären Auslaugung hinzukommende irreguläre Komponente. Nicht selten sind jedoch die Auslaugungszonen der einzelnen Salzlager auseinandergezogen und klar zu unterscheiden. H. WEBER scheint die Bedeutung der juvenilen Wässer zu überschätzen, indem er die Lösung des Salzes in erster Linie ihnen zuschreibt. Es ist unverständlich, warum juvenile Wässer Salzspiegel oder -hänge Hervorrufen und warum sie in Ausstrichnähe, nicht aber in Zone (T) wirksam sein sollen. Auch die Zurückführung der Salzhänge auf deszendente, der Salzspiegel dagegen auf aszendente Wässer durch FULDA (1924 a und b) beruht nur auf Vermutungen und ist abzulehnen. Der Prozess der Salzlösung ist relativ unproblematisch. Druckund Temperaturkoeffizient der Löslichkeit sowie der Einfluss der Lösungsgenossen sind praktisch bedeutungslos. Die Löslichkeit beträgt etwa 36 g NaCl/100 g Wasser. Das bedeutet, dass zur Auflösung von etwa 200 m Steinsalz, wie sie hier vorliegen, mindestens 1200 m Wasser (auf die gleiche Basisfläche bezogen) erforderlich sind. Die Lösungsgeschwindigkeit ist sehr hoch. Oie Sättigungskonzentration stellt sich, selbst wenn nur ein geringer Überschuss an Bodenkörper vorhanden ist, sehr schnell ein. Um so mehr kann hier, bei langsam zirkul ierenden und im Verhältnis zum vorhandenen Salz geringen Wassermengen in einem fast geschlossenen System, mit fast oder vällig gesättigten Salzlösungen gerechnet werden. Die tatsächlich eingedrungene Wassermenge braucht also nicht wesentlich grösser gewesen zu sein als die genannte Mindestmenge. Die Diffusion ist allerdings gering und tritt gegenüber der thermischen und gravitativen Konvektion völlig zurück (G. KELLER 1956), Schon in geringer Distanz vom Salinar kann die konzentrierte und spezifisch schwere Sole von einer deutlich schwächer konzentrierten überschichtet sein (siebe dazu auch L0TZE 1957, S. 368), was für die Möglichkeit oder Unmöglichkeit der Gipsbildung in Zone {2J entscheidend ist. Ein grosser Teil des Wassers, welches das Salz in Zone (2^) löst bzw. in Zone (3) QT) gelöst hat, ist auch mit dem Anhydrit in Berührung gekommen. Es konnte theoretisch mit ihm auf zweierlei Weise reagieren, nämlich den Anhydrit lösen oder ihn zu Gips hydratisieren. Bei einer mittleren Jahrestemperatur von 9°C an der Erdoberfläche und einer normalen geothermischen Tiefenstufe von 30 p¡ beträgt die Temperatur an den Salzspiegeln etwa 20 25 C. Bei hydrostatischen Drucken um 40 kg/cin und Salzsättigung der Lösung dürfte die Löslichkeit des Anhydrits bei 0,5 g CaSO^/lQQ g H 2 O liegen. Selbst wenn Salzspiegel laugen generell an CaS 04 übersättigt sind, wie STEINBRECHER (1959) aufgrund der Analyse einer im Brosowski-Schacht am N-Rand der Mansfelder Mulde angefahrenen Salzspiegellquge annimmt , können durch die gesamte Wassermenge nur etwa 3 m Anhydrit 2j Diese Beobachtung steht im Gegensatz zu, seiner Behauptung, dass eine Auslaugung der Anhydrite durch Salzspiegel laugen nicht erfolge (S. 498).

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M 33/6 gelöst werden, ein Beiffg, dessen Fehlen sich wohl weder im Bohrkern noch in der Isopachenkarie eines Sulfatlagers (STEINBRECHES 1959, Abb.2) nachweisen lässt. Oie Anhydritlösung ist also unter den in Zone 2 herrschenden Bedingungen durchaus möglich, aufgrund der relativ geringen Wassermenge und der geringen Löslichkeit des Anhydrits fällt sie jedoch gegenüber der Salzauslaugung nicht ins Sewicht. Ähnliches gilt für die Lösung der Kalke, deren Löslichkeit nochmals um zwei Zehnerpotenzen geringer ist als die des Anhydrits. Aus welchem Grund Öbersättigungen an CaS 04 auftreten, kann nicht entschieden werden. Eine Möglichkeit ergibt sich aus Abb. 2: Die Anhydritslöslichkeit steigt mit wachsender Salzkonzentration zunächst auf das 2,5fache an, um dann wieder zu fallen. Wird also einer zu etwa 3Q¡£ an NaCl und völlig an CaSO^ gesättigten Lösung weiter Salz zugeführt, so ist sie nach Überschreiten des Optimums rasch übersättigt. Eine Hydratisierung des Anhydrits kann in unmittelbarer Nähe der Salzspiegel nach Abb. 4 nicht erfolgen,, da der Anhydrit bei NaCl-Sättigung schon oberhalb von 18°, bei einer weiteren Erniedrigung der Aktivität des Wassers etwa durch MgC^ bereits ab 10° (nach AUTENRIETH 1958, nach OTTEMANN 1950 bereits ab 0 C) stabil ist„ bei Temperaturen also, die in 300 m Tiefe fast stets überschritten werden. Höhere Drucke der lithostatische Druck dürfte hier bei 100 kg/cm^ t der hydrostatische bei 40 kg/cm^ liegen verschieben das Gleichgewicht ebenfalls in Richtung auf die Stabilität des Anhydrits. Nach 3RAIT3CH (1962, Abb. 6 ) erniedrigt der Druck eines 500 m mächtigen Hangenden die Umwandlungstemperatur um etwa 2°C. Die von A. HERRMANN (1964, S.445 und S.463) angenommene Förderung der Vergipsung durch die Salzlösung kann nicht bestätigt werden. Dagegen lassen sich die von STEINBRECHER (1959) und besonders die von LANGBEIN & SEIDEL (1968) zitierten Fakten sehr gut mit den geschilderten Gleichge¬ wichtsverhältnissen im System CaSO^ NaCl H 2 O vereinbaren. In Salzspiegelnähe angatroffener Gips kann nach den Daten HARDIEs (1967), die sehr zuverlässig zu sein scheinen, nur metastabil sein was unwahrscheinlich ist oder aber bei engräumiger Überschichtung der Sal z s piegell a uge durch salzärmeres Wasser bzw. bei sehr oberflächennahe liegenden Salzspiegeln unter relativ niedrigen Temperaturen und Drucken entstanden sein. Diese Bedingungen sind jedoch für die Zone ( 2 ) atypisch und leiten bereits zu Zone (T) über. An der Erdoberfläche äussert sich von den in Zone (T) ablaufenden Prozessen nur die Salzlösung, und zwar durch die Entstehung geschlossener Subrosionsbecken oder subeequenter Subrosionsmulden. Diese Hohlformen lassen sich in Einzelfällen durch ihre Füllsedimente datieren. Manche, wie die Goldene Aue, waren bereits im Tertiär vorhanden, andere , wie der Seeburger See im Untereichsfeld, sind spätpleistozäner und holozäner Entstehung (STREIF 1966). Aus neueren von LÖTTIG (1968) zitierten Wasserbohrungen scheint sich zu ergeben, dass die Subrosion des Salzes in den pleistozänen Kaltzeiten auch unter dem Permafrost möglich war. Eine 25 m mächtige Folge kaltzeitlichen Schuttes in der Bohrung Duderstadt lässt sich wohl nur durch synsedimentäre Eintiefung erklären. Das Relief der Zonen (3a in den Kalksandsteinen des Unteren Buntsandsteins und (3b) auf dem Plateau des Staßfurt-Dolomits wird nur in geringem Masse durch die Subrosion geprägt. Nur verein¬ zelte Erdfälle lassen auf punkthafte Lösung im Untergrund schliessen. Die Prozesse, die sonst noch im tieferen Untergrund ablaufen, sind geomorphologisch neutral. Das Steinsalz ist in dieser Zone abgetragen. Das bedeutet, dass die Wässer, die an den Anhydrit herantreten, nur noch geringe Salz¬ konzentrationen aufweisen. Die Druckund Temperaturbedingungen nähern sich allmählich denen der Erdoberfläche. Nach einem schmalen Öbergangssaum zu Zone (Y) ist demnach nun die Löslichkeit des Anhydrits höher als die des Gipses (siehe Abb. 5). Dar Prozess der Vergipsung " ist ein kontinuierlicher Lösungs-Fällungsprozess: Anhydrit geht in Lösung; ehe aber seine Sättigungskonzentration erreicht ist, fällt Gips aus. Dieser Prozess läuft an Oberflächen kompakten Anhydrits sehr langsam ab, mit Anhydritpul v er lässt er sich im Labor ohne weiteres reproduzieren (siehe z.B. OTTEMANN 1950). Die "ökologisdhen* Bedingungen der Gipsbildung sind, vor allem, was die Wasserzufuhr angeht, recht eng: einerseits darf nicht zu viel Wasser zu¬ dringen, da dann die Sättigungskonzentration des Gipses nicht erreicht und der Anhydrit lediglich gelöst und abtransportiert wird, andererseits wird bei der Vergipsung Wasser verbraucht (1 Vol. Anhydrit und 0,8 Vol. H 2 O ergeben 1,6 Vol. Gips), es muss also stets ein wenig Wasser nachgeliefert werden, damit die Vergipsung kontinuierlich fortschreitet. Klüfte bis hinunter zur Grössenordnung von Haarrissen, die durch die vorherige Beanspruchung durch Auslaugungstektonik reichlich vorhanden sind, und Schichtfugen begünstigen diesen dosierten Wasserzutritt und reliefieren die Anhydrit-Gips Grenzfläche, die im allgemeinen etwa subparallel zur Erdoberfläche verläuft,kräftig. Entscheidend

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M 35/7 für die Gesteinsstruktur ist, dass die Vergipsung über eine flüssige Phase erfolgt: die Strukturen des Anhydrits werden völlig verwischt. Auch aus sehr grobem und inhomogen kristallisiertem Anhydrit wird feinkristal 1 iner Gips«, Oie im Gipsgestein später noch ablaufende Umkristallisation ist von STEINBRECHER (1959) untersucht worden, desgleichen die Möglichkeit einer weiteren Untergliederung von Zone 3. Das Volumen des Gipses ist nach der ebengenannten Addition zwar geringer als die Summe der Volumina des Anhydrits und des Wassers, es ist jedoch grösser als das des Anhydrits. Echte Quellungs¬ erscheinungen werden jedoch nur in Oberflächennähe beobachtet. Unter höheren allseitigen Drucken weicht die gesättigte Lösung durch ihre Zutrittsöffnung aus, Oie theoretisch zu erwartende Volumen¬ vermehrung des Festkörpers um 62" und Drucke von 1100 kg/cm (CORRENS 1968, S.223) werden wohl nie erreicht. Aufschlussreiche Überlegungen und Experimente zum Problem der Volumenveränderung finden sich bei CORRENS (1926), CORRENS â STEINBORN (1939), v.GAERTNER (1 932) und MORTENSEN (1933), zur Gipsbildung im allgemeinen bei v.GAERTNER (1932), OTTEMANN (1950), D'ANS et al. (1955) und STEINBRECHER (1959). War in der eben besprochenen Zone (T) die Bilanz Gipsbildung Gipslösung noch eindeutig positiv, für die Gipsbildung, so kehrt sichdas in der Zone (V) , der Zone des bedeckten Gipskarstes , um. Der Gips ist nur noch von einer Lockerraaterialdecke (Schotter in i^Aa) undQf?) , Dolomit-Verwitterungsschutt in (4b) ) verhüllt. Die Gipsoberfläche wird kräftig gelöst und zeigt ein ausgeprägtes Karstrelief. Ausgehend von den zahlreichen Klüften greifen bis zu 30 m tiefe Schlotten und geolo¬ gische Orgeln in das Gipsgestein und pausen sichdurch das Hangende an die Erdoberfläche durch; im Vorflutniveau entstehen Laughöhlen, die z,T, verstßrzen, die Oberfläche ist gebietsweise von Karst¬ hohlformen sehr verschiedener Grösse übersät«, ln der Zone (Te) ist der Uber 100 m mächtige WerraGips von den Harzflüssen durch Korrosion und Erosion in einer breiten harzrandparal 1 el en Senke ausgeräumt. Die Gipsbildung dauert zweifellos an. Sie ist jedoch ein sehr langsam ablaufender Prozess. Im Laborversuch wurde bei günstigsten Vergipsungsbedingungen ständiges Feuchthalten des Anhydrit¬ oberfläche, aber kein Abfuss in 2 Monaten nur eine Vergipsung von etwa 0,5 mm erreicht. Die Gipslösung kann dagegen mehrere mm pro Tag betragen. Die Bilanz Gipsbildung Gipslösung ist in Oberflächennähe heute in einem solchen Hasse negativ, dass sichdie Frage stellt, ob die noch vorhandenen Gipsvorräte nicht evtl, vorzeitlich entstanden sind. Es ist denkbar, dass in den plelstozänen Kaltzaiten die chemische Aktivität an der Erdoberfläche ruhte, in einiger Tiefe, unter dem Dauerfrostboden, dagegen anhielt, so dass die Bedingungen für die Bildung von Gipsvorräten günstiger waren als unter jetztzeitlichen Klimabedingungen. Nur in einzelnen flach lagernden und wenig gestörten Bereichen ist die Verkarstung unbedeutend. Unter besonderen Bedingungen (flache Lagerung, Freiliegen einer dezimetermächtigen Anhydritschicht über flaserigem Anhydrit mit geringerer Vergipsungsbereitschaft) bilden sich durch die Volumenvermehrung bei der Hydratbildung die bekannten Quel 1 ungshöhl en. An der Steilstufe des Werra-Gipses hat sich stellenweise ein nacktes Karstrelief entwickelt, das in dem Profil als Zone (¿) ausgeschieden ist. Das Karrenphänomen entsteht auf Gips sehr rasch, wird jedoch allgemein bald von der kräftig wirksamen mechanischen Verwitterung ausgelöscht. An einigen Abschnitten der Stufe, bei kräftiger Unterschnei dung durch subséquents Flüsse, wird der Anhydrit von der Oberfläche angeschnitten. Obwohl die Löslichkeit des Anhydrits unter normalen Oberflächenbedingungen grösser ist als die des Gipses (Abb. 3) ist seine Lösungsgeschwindigkeit zunächst etwa um die Hälfte geringer, wie Abb. 5 zeigt. Dennoch ist auch die Geschwindigkeit der Anhydritlösung bedeutend höher ala die der Gipsbildung: der einmal freiliegende Anhydrit wird gelöst und in Lösung abgeführt, es kommt zu keinerlei Ausscheidung von Gips. Karren aller Varianten sind auf Anhydrit sehr typischoentwickelt und bedeutend dauerhafter als Karren auf Gips, da der Anhydrit gegenüber der mechanischen Verwitterung sehr resistent ist. Die Widersprüche des geomorphologischen Befundes auf nacktem Sulfatgestein mit den Gleichgewichten des Systems Ca $04 H 2 O sind offensichtlich. Sie beruhen darauf, dass wir es hier z.T. auch bereits in Zone (T) mit einem offenen System zu tun haben, in dem Wasser in grosser Menge zur Verfügung steht. In diesem offenen System sind, wie bei den meisten von der Geomorphologie untersuchten Prozessen, nicht die Löslichkeiten und die Gleichgewichte entscheidend, sondern allein di« Reaktionsgeschwindigkeiten. Aus den Gleichgewichtsdiagrammen lässt sich evtl, nicht einmal die Richtung der ablaufenden Reaktionen ablesen. So wird an der Oberfläche der "stabile 1 * Gips schneller gelöst als der “instabile" Anhydrit.

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M 53/8 An die Subrosionssenke des Werra-Gipses sohliesst sich eine Zone 6 an, in der fiaste des StaßfurtDol o m i t s bzw. stellenweise auch ein das Werra-Sulfat faziell vetretendes Werra-Karbonat der Harzab¬ dachung aufliegen. Aufgrund des reichlichen Zuflusses weichen, agressiven Wassers aus dem sil i k atischen Grundgebirge sind diese Dolomitkldtze z„T. stark verkarstet. Sie sind daher einem *Auslaugungspeo#?*" der Gesteine des Zechsteins zuzurechnen. Als Fazit scheint sich zu ergeben, dass es heute aufgrund der Fortschritte der Mineralogie möglich ist, die Lösungsformen auf den Gesteinen des Zechsteins imhier untersuchten Gebiet widerspruchslos auf die sie bedingenden Prozesse und Faktoren zurückzuführen und in einer erkl ärenden Systematik der Auslaugung zusammenzufassen. Literaturverzeichnis: AUÏENRIETH, H. 1958 Untersuchungen im Sechs-Komponenten-System. Kali u. Steinsalz, 2, 181-200, Essen BRAUSCH, 0«, 1962 Entstehung und Stoffbestand der Salzlagerstätten. Berlin = Göttingen Heidelberg CORRENS, C. W. t 1926 Über die Erklärung der sogenannten Kristallisationskraft. Sitz.-Ber. Preuss.Akad.Wiss., phys.-math.Kl., 1926, 81 ff. " '' 1968 Einführung in die Mineralogie. Berlin, Heidelberg, New fork, 2. Auf!. 11 S 3TEIN30RN, W. 1939: Experimente zur Messung und Erklärung der sogenannten Kristallisationskraft. Zei tschr.Kristallogr., (A) 101 , 117-133 D'ANS, et al., 1955 Untersuchungen über die Calciumsulfate. Kali u. Steinsalz, 9, 17-38 FULDA, E., 1924 Salzspiegel und Salzhang. Z.dtsch.geol.Ges., 75, 1923, Mber., 10-14 (*1924a) « 11 1924 Salzauslaugung. Jb.Hal 1 . V erb,f.d.Erdforsch.mitteldtsch.Bodenschätze u. ihrer Verwertung, 4, Halle. («1924b) 329-379 GAERINER, H. R. v.,1932 Die petrographische und paläogeographisehe Stellung der Gipse am Südrand des HAEFKE, F., 1926 Harzes. Jb.Preuss.Geol.L.-A., 53, 655-694 Karsterscheinungen am Südharz. Mitt.Geogr.Ges.Hamburg, 37, 77-105 HARDIE, L. A„, 1967 The Gypsum-Anhydrite Equilibrium at one Atmosphere Pressure. The American Mineralogist, 52, 171-200 HERRMANN, A., 1957 Der Zechstein am südwestlichen Harzrand. Geo1„Jb., 72, 1-72 « « 1964 Gipsund Anhydritvorkommen in Nordwestdeutschland. Silikat Journal, 3, 6, 442-466 KELLER, G., 1956 Grundwasserversalzungen im saxonischen Faltungsfeld Niedersachsens. Geotekton. Symp.zu Ehren v. H. STILLE, 3.425-440, Stuttgart KINSMAN, D.J.J., 1966 Gypsum and Anhydrite of Recent Age, Trucial Coast, Persian Gulf. 2.Symp. on Salt, 1, 302-326. Northern Ohio Geol.Soc.Cleveland, Ohio KUGLER, H., 1964 Die geomorphologische Reliefanalyse als Grundlage grossmasstäbiger geomorphologischer Kartierung. Wiss.Veröff.Dtsch.Insi.Länderk.Leipzig, K.F., 21/22, S. 5 41-655 LANGBEIN, R., 1963 Geochemische Untersuchungen an Salztonen des Zechsteins im Südharz-Kalirevier. Chemie d.Erde, 23, 1-70 11 î SEIDEL, G., 1968: Zur Auslaugung am Südrand des Harzes. ~ Geologie, 17, 5, 529-542 L0TZE, F., 1957 Steinsalz und Kalisalze. I.Tei] (allgemein-geologischer Teil). Berlin LÜTTIG, G., 1968 MORTENSEN, H., 1933 Neue quartäre Sedimentfallen aus Südniedersachsen und ihre Beziehung zu Subrosion, Ausräumung und Tektonik. K.-R!CHTES-Festkolloquium, Hannover 29.10.1968 Die "Sal z s prengung 1 * und ihre Bedeutung für die regionalklimatische Gliederung der Wüsten» Petarm.Mi tt. , 79, 130-1 35 MORTENSEN, H., 1933

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M 35/9 OTTEtîANN, J., 1950 PASSARGE, S., 1932 PENCK, A., 1924 SELDORF, H. H., 1955 3MYKATZ-KL0SS, W.,1966 STEINBRECHER, B., 1959 STÖCKE, K„ S BORCHERT, STREIF, H., 1965 WEBER, H., 1930 « 11 1951 " " 1958, 2 1967 Ober Lösung und Hydratation des Anhydrits, Abh.Geol.l.-A. Berlin, N.F., 21_9 Beschreibung der Forman und genetische Typen in der Morphologie. Z.Geomorph. 7, 167-169 Das unterirdische Karstphänomen. Recueil de travaux offert S M. Jovan CVIJIC par ses amis et collaborateurs à l'occasion de ses 35 ans de travail scienti¬ fique, S. 1 2 4, Belgrad. Reliefbildung durch Gips und Salz im ni e d ernächsischen Bergland. Veröff. Nieders.Amt Landesplanung, A, 56, Bremen Sedimentpetrographische und geochemische Untersuchungen an Karbonatgesteinen des Zechsteins, Contr.Mineral , and Petrol., 13, 232-268 Die Subrosion des Zechsteingsbirges im östlichen und nordöstlichen Harzvorland unter besonderer Berücksichtigung der Edderitzer Mulde. Geologie, 8, 5, 489-522 H., 1936: Fliessgrenzen von Salzgesteinen und Salztektonik. Kab, 30, 191-194, 204-207. 214-217 Die Entstehung und erdgeschichtliche Entwicklung des Seeburger Sees (Unter¬ eichsfeld). Vortrag anlässlich der 13. Tagung der DEUQUA, 8.-13.8.1966 in Göttingen. Zur Systematik der Auslaugung. Z.dtsch. geol.Ges., 82, 179-186 Auslaugung. Z.f.d.Erdkundeunterricht, 3, 9, 403-417, Die Oberflächenformen des festen Landes. Leipzig, Solubility Measurements in the System CaSO^ NaCl H 2 O at 35°, 50° and 70°C and one Atmosphere Pressure, J.of Petrology, 6, 124-164 ZEN, E.-A., 1965

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The relation of zanjones to caves and rivers in Puerto Rico (Publication authorized by the Director, U.S. Geological Survey) WATSON H. MONROE (U. S. Geological Survey, San Juan, Puerto Rico / USA) Abstract Camparissn of ths trends of joint-controlled trenches (zanjones) with those of cave systems and rivers that cross the karst belt of northern Puerto Rico suggests that there has been very little structural control of the stream courses in this area. Apparently, the caves and river valleys have been eroded by waters carrying quartz-bearing sediment that enlarged a previously existing network of small solution channels, which may have formed in part while the limestone was still beneath the sea. I ntraductisn: In northern Puerto Ric® an intricate karst topography has develeped on a sequence of rocks chiefly composed of limestone of Oligocène and tliocene age (Monroe, 1965). The sequence of limestone is abeut 1,400 metres thick and dips gently north over most of the area. Dips range from abeut 6 at the inner edge of the karst belt, near the contact with underlying volcanic and intrusive rocks, t® nearly h®rizantal at the tap of the sequence near the Atlantic Ocean. Very few folds or faults interrupt this general dip, and nane seem to have had appreciable influence on the drainage. The belt reaches a maximum width sf abaut 22 kilometers near Arecibo. Only 8 rivers cress the belt, flowing north from the alder nancarbonate racks to the coastal lowlands near the ocean. Locally a few smaller streams originate in the karst belt, cross a part of it, and then disappear into caves or sinks. The karst area contains hundreds of caves, most of which have not yet been surveyed er studied scientifically. Mast sf the larger caves are near the rivers that cross the belt. Comparison of the trends of zanjones, which are apparently controlled by joints, with the courses ®f caves and rivers in the karst belt shews little relatienship. The formation sf caves in the area, therefore, was net controlled, ar was influenced only locally, by fractures in the limestone. The general hydraulic gradient of the area is toward the north except near the through-flowing rivers, where it may be toward them. Thus far so few wells have been drilled in the area that accurate hydrologic data are not generally available. This paper has been written as part of a cooperative program of the U.S. Geological Survey and the Department of industrial Research of the Puerto Rico Ecenomic Development Administration. Zanjones ; At several places in northern Puerta Rica, closely spaced parallel trenches known as zanjones (Hsnroe, 1964) are a prarainent feature of the landscape. Zanjones are lang trenches that have vertical sides, generally 1 ta 3 meters wide, and ate from a few centimeters to about 4 meters deep. They extend through the ceuntry in straight lines, at some places fer a kilometer of more without deviation. Zanjones occur on the taps and sides of hills and along the bottoms of valleys, and in places they cross valleys. They are best developed north of the town of Lares (Fig. 1). The remarkable parallelism of the zanjones suggests that they are joints that have been enlarged by solution of limestane. In most a^eas where-zanjanes have formed, they have a very definite preferred orientation ; in the area north of Lares (Fig. 1) this direction is about N. 75 W., altheugh individual groups of zanjones may trend in other directions. In the southern part of the area the trend is 11, 60 W. ; farther north it 'almost due west. Zanjones in ather parts sf Puerto Rico have entirely different preferred directions. In an area about 8 kilematers farther east (Fig. 2) the trend is about N. 80° W. , and about 3 kilometers still farther east this trend is intersected by a set that trends N. 60 E. Even farther east, near Cia!e| and Haravis in the area where the zanjones were first described (Monroe, 1964). the trend is N. 40 E., and nearby it is N, 25 E. These dominant trends are interrupted locally and rarely by cross zanjones, which are suggestive of a secondary direction of jointing.

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M 36/2 Zahnes have been seen in Puerto Ric® only in the lower part of the limestsne sequence, in the area near Lares they are best developed in rocks about 3@o meters above the base, but in the areas near Morovis and Ciales (Monroe, 1964) they are best developed in the basal 100 meters of the limestone sequence. They occur only an limestsne that is stratified in beds 10 to 30 centimeters thick. At places where this facies changes along strike ®r vertically from thin bedded to massive, a facies that is more ceinman in the lower part sf the limestone sequence of Puerto Rico, the zanjones stop abruptly, and the topography changes from a rather gentle railing plain cut by the zanjones to a very rough topography consisting af closely spaced, steep-sided painted hills a typical kegelkarst (cone karst). Figure 2 is a map sf the area an bath sides sf the long underground course of the Ria Camuy, abaut 8 kilometers east of Figure 1. Only a part of the cave system sf the Rio Camuy has bean explored (Curnee, Thrailki 1 1 , and Nichelas, 1 966), and the trade of the river in this part is shown an the map. The course af the river from the beginning sf the cave near the seuthern edge of the map toward the explored section is unknown, far much ef the southern part sf the cave is blocked by log jams. The river reappears in the cave about 800 meters south sf the Tres Pueblos Sink at the end sf a siphon in the bottom sf a tributary stream that enters Rio Camuy from the west. The course ef the river has been surveyed from this siphon northward thrsugh Tres Pueblos Sink, where the river flews against the southeast wall sf the sink, and thence northeast ta the Empalme Sink, where the river appears at the bottom of a shaft about 135 meters deep. The course northward frsm the Empalme Sink to the resurgence, 2.8 kilometers farther north, it unknswn. Mr. Norman Veve af Puerto Rice says (oral communication. 1968) that at a pe 'nt about 100 meters dawnstream from the Empalme Sink the river disappears in a siphon in the floor sf the cave. At the resurgence the river flews out of a law cave abaut 3 meters high on the west bank sf the river valley; the three aligned sinks 200-700 meters ssuth-ssuthwest sf the resurgence prabably mark the approximate course af the river, but local residents say that it is not passible to get dewn to the river from the baf tom sf any of them. ! t seems evident from the explored course sf the river that there is little relation between the 1 ineations at the surface as shown by the zanjones and the course af the river about 100 meters below the surface. The mapped undergreund course af R!« Camuy is very similar in plan te the downstream course of Rio uuajataca shown en figure 1; r* much s® that the valley of the Rio'Guajataca is most likely a cellapsed cavern. Fr»m available evidence the course af Ria Guajataca seems ta be contrslled by zanjares as far downstream as Quebrada Las Varas, but farther north the river fall ;vs a valley unrelated t® the jainting. The Ria lanaml, 6 te 10 kilemeters east af Ria Camuy, has a steep-walled valley 50 to 100 meters deep, which meanders abaut as much as R1® Guajataca and Rio Camuy, This valley is plainly a cellapsed cavern, f®r at 6 places aleng its course, it flaws thrsugh natural tunnels that are 50 ta 400 meters lang. The grsund surface over these tunnels is 20 ta 125 meters above the river The resemblance ef the gorge af Ria Tanami t® that sf Rio Guajataca is so marked that the val f y sf Ríe Guajataca is almast certainly a late result of a precess af cavern collapse, which is only beginning in the Ríe camuy and is well advanced in the RI s TanamS. Many other rivers that flow in canyans through the karst areas ef northern Puerta Rice may have a similar arigin, but thesvidence is not as definite as it is for these three rivers, -Ría Camuy cave system : Mast large caves in nerthern Puerta Rice are near a large stream that flews northward through the karst area. The largest known cave is the underground c@urss af R1 « Camuy (Gurnee, Thrailkill and Nichalas, 1966), but near this maj®r cave are dozens ef smal’er caves, many sf which have not been studied by scientists. Many caves near the RIs Camuy were probably formed as throughgeing tunnels carved by the river and its tributaries. A particularly persistent cave system is present near the area where the R1® Camuy first goes underground (near the seuthern edge ef figure 2). A shert natural tunnel ®n the east side ®f the river is about 50 meters abave the rive:. Several ether caves at abaut the same altitude have been reported in the v.icinity. Just south of the Empalme Sink, a tunnel about 200 meters long connects the sink with a dry valley which is about 40 meters above the present level of the river. Between the Empalme Sihk and-the resurgence of the river, there is a dry valley that is nearly csntinusus; near the resurgence ef the river, the bottom sf the dry valley is about 15 meters above the river.

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Fig. 1: Map of area north-northwest of Lares, Puerto Rico, showing zanjones and the course of the Rio Guajataca M 36/3

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M 36/4 Fig. 2: Map of Rio Camuy system (modified from Gurnee, Thrailkill, and Nicholas, 1966). See figure 1 for location of map area.

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M 36/5 This series ®f caves and dry valleys ai abeut the same altitude above the present level @f the river strengly suggests that at seme time in the fairly recent past the Ríe Camuy had an underground ceurse that was absut 20-50 meters absve its present ceurse. Like the present ceurse, this elder river caurse bears na relatisn t® jeinting as shewn by the zanjsnes. O r igin ef caves and river valleys in the karst area : The apparent lack ®f jsint cantrel éf the ceurse ef Ris Camuy and ether rivers that flew threugh the karst area raises the questisn as te hew the caves were fermed. Almsst all the rivers thçt flew through the caves and cress the karst belt pass threugh areas ef quartz dierite, and the caves and valleys have prabably been enlarged and deepened thrsugh eresien by quartz-bearing sediment carried in the river water, eresion that is still geing sn teday. Presumably, the caves must have begun ta ferm as selutien netwarks afvery small passages. Waters carrying quartz-bearing sediment must have entered these passages, sceured eut larger spenings, and eventually fermed the extensive systems • f threughflewing river caves. Such a network sf small intercennected passages can be ebserved taday in many eutcraps af limestane in the karst area ®f nsrthern Puerta Rica, Very few deep wells have been drilled in nertharn Puente Rica; a care has been sbtained from snly sne of these to show the per¬ meability sf the rock, though many sf the wells have been drilled into sequences that are extremely parsus as shewn by inflaws of water sr loss of mud returns. The core was obtained frem Kewanee Interamerican Oil Ca 0 test well number 4CPR, drille’d near the Atlantic coast 11 kilometers east of Arecib®. Briggs (1961, p.6-7) states that the care fram depths between 3,704 and 3,723 feet (1,129-1,136 meters) showed effective porosity ranging from 9.5 te 10.5 per cent and permeability ranging from 0.6 te 34,6 mil 1 i d arcies. He also states that intervals ef lest circulation sf mud encountered while drilling this well by rotary methods indicate that permeability is undoubtedly large at same depths. The permeability in the fis. 4CPR care is especially interesting, for this part of the sequence sf limestone may never have been above sea level; in fact, it may never have contained any fresh water. A sample sf the core was analyzed by Irving Friedman ef the U.S, Geological Survey far isetspes of, oxygen and carbon. He faund that the ratio O^/O”'“ is + 28.3 (SHOW)!/ and C ^/C is + 1.0 (POB)-', ([/SHOW (standard mean scean water) and PD8 (Peedee belemnite) are standards ef exygen and carbon isatspe ratios used in mass spectograph determinations.) roughly comparable ts that of modern sea water. In centrast, samples sf limestone near the surface in nsrthern Puerto Rico have a O^/O*'® ratie sf about +27.0 and a C^/C^ ratie ef abeut -8.0, which suggests alteratisn ef the limestone by plant-derived carben (Friedman, Hanshaw and Hanree, 1968). These results suggest that the limestones of northern Puerta Rica were dissalved inte a netwerk ef small channels before they were raised above sea level, @r that during depasitian many intercennected vsids were present and remained when the limestone was csnsolidated. These channels may have pravided the initial passageways that later were enlarged by stream eresion int® threughgeing cavern systems that later collapsed to farm the threughgoing valleys. C s n c l u s i e n s i Seme valleys ef the rivers that flow north frsm the velcanic and intrusive recks threugh the karst belt sf narthern Puerta Rica ts the Atlantic Ocean seem te have originated as caves, the reofs af which have new callapsed. Jointing as shown by groups of zanjares appears ts have had enly lecal influence ®n the course sf these rivers and caves. Waters,seem to have passed through a network of small salutier channels, gradually enlarging them ta large caves, chiefly thrsugh erosion by quartz¬ bearing sediment within the streams. At places where the roof af the cave was originally thick, the rivers still maintain an undergreund course; at places where the rssf was Initially thin, the rsof has collapsed and the rivers naw flow through steep-walled valleys. Jsinting prsbably influenced the course of parts ef these valleys, but in most areas there is ns evidence of joint control, either in the formatier of the ca/es or in the course of the caves and rivers. Refe r ences : Briggs, R. P., 1961 Geology sf Kewanee Interamerican Oil Company test well No, 4CPR, northern Puerto Rica, in Oil and gas possibilities of northern Puerto Rice: San Juan, Puerta Rica Mining C®mm., p. 1-23 Friedman, Irving, Hanshaw, Limestane alteratisn in trspical environments (abs.): Gea 1. Sac. America Ann. Bruce and Msnraa, Watssn, Mtg., 1958, Maxie® City, Program, p, 104 1968

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M 36/6 Gurnee, R. H., Thrailkill, J. V., and fiichslas, 3,, 1966 Discevery ai the Rio Camuy: Explorers Jour., v. 44, ne. 1, p. 51-65 Menree, VJ. H., 1964 The zanjên, a selutisn feature of karst tepegraphy in Puerto Rico: U.S, Geel. Survey Prof. Paper 501-3, p. 3126-0129 Monroe, VJ. H., 1966 Formation of tropical karst topography fay limestone solution and reprocipitation: Caribbean Jour. Sei., v. 6, p. 1-7, (1967)

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M 37/1 Sur les k a r stifications tertiaires et quaternaire du Bas Languedoc PAUL DUBOIS (Montpellier / France ) Resumí Sur les karstifications tertiaires et quaternaire du Bas tangwrioe . Etude rapid« a«$ karst! f ieatiorss tertiaires et quaternaire en fonction des conditions pa!Hagiographiques» Durant tout îe Tertiaire, outre un climat subtropical glnlral^ le facteur le plus Important paraît avoir lil l’existence constante d'un assez faible relief rlgîonal ce qui a surtout favori si la formation de Karsts superficiels dont on observe les phases terminales sous forme de Karsts seniles,, arrasls et col mails* La forte lllvatlen tectoni qud du relief regional I partir de la fin du VlîlafranchieR, les conditions particulières des périodes glaciaires et les dernières variations rleentes du niveau de base marin ont assuré 1 la karstification quaternaire des conditions tout « fait particulières qui esplïqueni ses caractères originaux et son indépendance par rapport aux karstifica¬ tions.plus ancienneso Les massifs calcaires du Bas Languedoc, présentent de nombreuses traces de karstifications anciennes existant í cotí du karst actuel tris développé et divers!fil* Les karstifications tertiaires notamment semblent avoir eu une importance considérable^ 11 nous a. paru intlresssaat d*essayer d'*n définir les caractères ainsi pue ceux de la karstification quaternaire modelant le karst actuel» leur comparaison montre la totale indépendance de cette der¬ nière, îil® aux phénomènes particuliers tectoniques et.climatiques du quaternaire,, Situation et cadre de I a é tude La région étudiée comprend les massifs calcaires d’altitude moyenne de 200 £ 800 m* établis au Nord et î l’Ouest de Montpellier, entre les Cévenmes schîsto^gran»tiques (1,500 m*} et la plaine littorale» Cette région a été sou¬ vent décrite; aussi nous n'insistons pas ici sur san organisation géographique et géologique (voir M» QOTTIS 1957), Elle a connu une histoire géologique fort complexe, présentant plusieurs phases de karstification très anciennes, notamment vers le milieu du Paléozoïque (B* GEZE 1961,.' J* GARR1C 1965), au cours du Lias (H., GOTT! S 1957) et au Crétacé inférieur i moyen avec le "karst des bauxites". Tous ces anciens karsts, antérieurs aux mouvement tectoni ques majeurs du Tertiaire inférieur, sont plus ou moins complètement disloqués et érodés. Ils n * 1 apparaissent plus guère que comae d 1 intéressants vestiges» Par contre, les karstification du Tertiaire^Quaternaire liées £ des jeux tectoniques plus récents ont une importan ce réel1e 8 Elles Intéressent surtout les trois ensembles calcaires principaux de la région ; calcaires et dolomies du Lias inférieur et moyen (épaisseur 400 m environ) limités I la zone de bordure des Causses« calcaires et dolomies du Jurassique moyen (épaisseur 300-400 m) formant la masse principale des grands Causses méridionaux® calcaires et calcaires dolomitiques du Jurassique Su, périeurBerriasien inférieur (épaisseur 1000 m, en¬ viron), qui constituent le grand niveau karstique régional surtout dans la zone des Garrigues, avec une intensité de cavernement parfois exceptionnelle® C’est dans ce cadre que nous avons essayé de différencier les diverses phases de karstification survenues depuis le début du Tertiaire et surtout d'en préciser les conditions relatives £ partir de données géologiques et morphologi¬ ques (P, DUBOIS 1968), en utilisant notamment les récentes études sédlmentoîsgiques et paléogîographiques sur le tertiaire de P, DEMÂNGEQN (1959), 1 !) les Phases de Karstifications tertiaires . Dans la plus grande partie de la région étudiée, îe Tertiaire est une époque d'évolution continentale extrêmement langue qui s'étend sur un espace de temps d'environ soixante millions d'année*, 11 présente deux étapes bien dis¬ tinctes î “ è i'EoctnMSIjgoeène inférieur, des mouvements tectoniques majeurs ont mis en place les traits structu¬ raux principaux in la région, de l'Oligoefhi Inflrîeyr au Pli seine est intervenue une tris longue période de stabilité tectonique rel* tive (35 millions d' a ncles environ), au cours de laquelle se sont différenciés plusieurs cycles d'aplanissement, les phases in karstifications s'iiiswent, bien évidemment, dans cette évolution. Leur reconstitution est diffici¬ le, la période considérée étant très longue et les points sffrs connus peu nombreux® On ne peut envisager cette re~

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M ¿ constitution qii'íi d'arguments indirects d'ordre jialSoglographí^iue; qiii ne perraetitat qu'une approche gSnlrale, mais «aissent cepe rant entrevoir quelques uns des caracteres principaux deses karstifications® 1 ) La karstification Eoeine 1.1=> Eoclne inflrieur et moyen Les données pallsglographiques les plus fleentes» confirment qu’au dSbut de l'Eodne, îa rlgîon Stait une large plnfplaine d'altitude glniraîe faible®, La sldimentation lacustre surtout chimique, peu détritique, de cette par~ tie de l’Eocent Indique que T intensité d* érosion était réduits et le relief peu accusé maigri l’intervention' d’un ]eu tectoniqui certain® Dans cet environnement, î! est probable que le creusement karstique a été réduit, li¬ mité surtout Í un façonnement superficiel, 1.2Houvements de FEocIne supérieuM)!jgoeéne inférieur Ces mouvements correspondent aux phases paroxysmales de l'oroglnlse Tertiaire dar.« la région® Ils ont lté d’une ampleur considérable, provoquant la mise en place d’une topographie nouvelli, h la phase du plissement et d’é¬ caillage de direction EW ? ENE4ßW de ’’Eocér.e supérieur, a fait suite une phase’oligocène de faillage intense de dire&iîon NilE=>SSM, qui a contrôlé et dirigé.les lignes d 1 érosion et d'écoulement, reliant les Clvennes au littoral Ces phases tectoniques ont dff être î l’origine d'une ou plusieurs phases de karstification dont nous ne connais¬ sons rien, car les reliefs créés ont presque entièrement disparu sous l'effet de l’Irsslon postérieure. Il est possible que certains hauts reliefs actuels, comme la Sellette, le Bois de Monnier etc, qui dominent la surface d’ érosion oligocène (pré-miocène) consi tuent des témoins résiduels de l'ancien relief loclnt. Leur exploration mon¬ tre qu'ils sont faiblement karstifi os avec de rares cavités, surtout de larges avens pe» profonds. Si ces vesti¬ ges appartiennent l ia karstification de l’Eocène supfrieur-Oîigocèn», ils tendraient I montrer sa faible intensi¬ té. Hais 11 vaut mieux considérer que les effets de cette karstification ont disparu du fait de 1* é rosion. En résumé, l'importance de la karstification éocène apparaît ainsi comme très réduite dans le cadre actuel de la région. 2) ~ La karstification Oligocène Les reliefs formés I l’ E ocène supérieur^Oligocène inferieur ont lté érodés durant l’Oligocène moyen I supérieur. En fin d’évolution, îa région était occupée par une pénéplaine parfaitement réalisée, I fermes mures et séniles, constituant un large glacis aplati et sans relief entre les Civennes et le littoral {surface pré-miocène P.DUB01S ',1968). Les lignes d’écoulement NNE-SSW, mises en place par les derniers mouvements oligocènes persistaient, et il est probable qu’une partie des cours d’eau actuels ayant cett. direction, provient de cette lointaine époque (Hérault par exemple). Peu de choses sont connues sur l’évolution du karst Oligocène, h son stade ultîse, il * dff constituer un karst sé¬ nile entaillant faiblement îa surface d’érosion qui le supportait, car l’ a bsence de relief limitait le creusement profond.  l’inverse du karst éocène, îa surface de es karst oligocène ni lié que peu retouchée par les érosions postérieures. On la retrouve certainement au niveau des grands entablements qui tronquent îa plupart des massifs calcaires ee la région« Localement, des remplissages de lapiaz datés par aïcreaaaai f ires Stamplea supérieur près de Montpellier et Aquitanien supérieur près de 3éie, (H. THALER, 1962) confirment bîh: I« conservation de la sur¬ face du karst Oligocène et son caractère de sénilité. 3) La karstification Miocène 3.1 » Le Miocène anté-Pontien La pénéplaine de la fin de l’ O ligocène ou surface pré-miocène a lté envanie dans ses parties basses et affaissées par la mer transgressive de 1 1 Aquí t anîen-Vindobonien. Partout aux alentours de Montpellier on observe que la trans gression se réalise sur le karst sénile et arasé de l’Oligocène. Dans la zone émergée, la pénéplaine prl-miocène sénile ne semble pas avoir lie rajeunie et constituait probable¬ ment un pays peu élevé au-dessus se la mer avec une érosion très faible ; l’étude des sédiments miocènes révèle 1’ absence de détritiques d’origine locale sauf aux débouchés des écoulements cévenols (pallo-Hirault). On doit donc conclure que durant la plus grande partie du Miocène le karst sénile Oligocène s’est perpétué et n’a d£i tire qu’occasionnellement retouché par une érosion karstique miocène faible f nulîi. . 3»2 » Les mouvements Pontla ns Leur intervention î îa fin du Mioîène se marque par la discordance du Pliocène, mais leur effet local est encore mal connu. Ils ont provoqué une faible élévation générale de îa région et surtout 1s rejeu des anciennes structure focénes Eli î ENEojfSW (pi! de Montpellier, d» Viols le fort=Saint Lo:*, de Bulges efe), en entraînant l’apparition

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í^ 2 ZZ_¿ %  „ / %  ' éçif''" ' + + +' +. r f vS ,+, + + + ~í% + 1+ +^<'/ ú + %  • V c +M+ +«t+.Æ-of 4\ +A, + %. + %  + -jt |BB ‘ + + + + i? + + + + ÏÏ-K <&/ v , , y / DE,D,,, V O ^ a %  POMPIGN'Ä'N CARTE SCHEMATIQUE DE LA REGION KARSTIQUE MONTPELLIERAINE ENTRE L'HERAULT ET LE VIDOURLE -CAUSSE S«// f uw V'vP . /1 — %  / JtCÂU'SSE DE VIOLS.LE. F.' 25 ' CAZEVIEILLE % • „ V\. QUATERNAIRE TERTIAIRE CRETACE sup. CRÉTACÉ mP. JU RASSI QUE LIAS Calcaire Le Grau du Ror TERRAI NS NON KARSTIQUES ET OLIGO KARSTIQUES TERRAI NS KARSTIQUES '/iirmin" F Bordure de relier importent Trece de colore tion e le fluorescéine O Perte • Emergence £ Emergence pérenne impórtente PALÉOZOÏQUE raup? d.m.s //> Df'von I/'JI pi //>(>/ v PU SOCLE ANCIEN JL Etabli par P DUBOIS

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M ^'VA de bombements î gfans:;rayon de courbure dans la surface prl^mloclne et disloquant ainsi I 1 ancienne pente ginirale d* Seoul e ment flNE»SSW 0 leur consequence directe est une redistribution ginirale du rSseau hydrographique* qui prlfîgure dis lors le rSseau actuel : certains cours NNE»SSW ont persist? (palSo=Herau]t); des cours d'eau E-W f ENE4ÍSW sont apparus (cours anciens d'une partie de la Vis, du Vidourle, du lamalou, de la Bulges etc,) Par contre, maigri ce rajeunissement du relief, l'Irosion pontienne semble avoir et! peu active, car nulle part la surface prl-mioclne n'a et! entaillée profondément, comme le montre l'observation de la transgression pliocl» ne qui s'est rlalîsle sur un pays rest! tris plat, le relief régional de la fin du Pontîen, devait tire faible et ,1e réseau hydrographique tris peu enfoncé dans la pénéplaine qui le supportait. l'élévation tectonique du relief et la redistribution hydrographique a du déclencher une phase pontienne du creu¬ sement karstique, dont nous ignorons l'importance. En fonction du faible dénivelé régional et local, il est pro¬ bable que comme précédemment l'action d'érosion s’est limitée I la partie superficielle du kerst, k titre d'hy» pothlse, nous rattachons I cette karstification l'origine d'une partie des systèmes souterrains fossiles dont on observe quelques lambeaux dans les hauts reliefs régionaux (Sérarme, Causses), .ils sont caractérisés par l'am¬ pleur des sections des galeries et des puits souvent comblés par des eboulis su des cdnerétionnements massifs importants. 3,3 Conclusions sur la karstification Mioclne De nombreux auteurs ont voulu voir dans le Mioclne, la phase principale de creusement du karst du Bas-Languedoc, les conditions pallogéographiques énumérées montrent au contraire que la plus grande partie du Mioclne a été une période de faible activité Irosive, Seul, le rajeunissement psntien a pu favoriser uno-eusement karstique dont les effets paraissent actuellement limités, la région présentant I la fin du Miocène i peu pris les mimes carac¬ tères de karst sénile que ceux déjà décrits pour l'Oligocène. 4) ° JU' f ixation Pliocène le Pliocène apparaît comme la période de continuation de la phase d*érosion consécutive aux mouvements pontians, façonnant une nouvelle surface pénlplanés légèrement emboîtée dans la surface préæiaefrss et se confondant parfois avec elle, les faibles apports détritiques d'origine locale dans les sédiments pliocènes soulignent la persis¬ tance d'un relief régional peu accusé, I érosion réduite au moins pendant la phase de .transgression marine du Pliocène inférieur» le retrait de la mer au Pliocène moyen et supérieur, semble concomittant d'une' 1 Igle, e repri’ se d'érosion I laquelle peut’se rattacher le mise en place du réseau hydrographique pré-Quaternaire» dont le tra¬ cé peu différant de l'actuel, se situait î la surface des pénéplaines pré-miocène et ponte-pliocène. Sous ces conditions paléogéographiques, la karstification pliocène n'a pu constituer une active période de creuse¬ ment des massifs, comme on l'a souvent proposé. Elle a eu, plus certainement, une action destructive sur le karst jeune façonné au Pontien, le transformant en un karst superficiel I tories mures et I réseaux souterrains disloqués, envahis par le concrétionnement et des remplissages localement datés Pliocène supérieur (M, THALER 1955-1962), L'épisode de léger rajeunissement de la fin du Pliocène semble avoir été . t rop peu accuse pour favo¬ riser me reprise Importante du creusement karstique, À sa f'n d'évolution, le karst Pliocène était un karst sé¬ nile partiellement colmaté, disposé dans la zone superficielle des massifs, dans un pays sans relief et I réseau hydrographique peu enfoncé dans les systèmes de pénéplaines tertiaires» 5) Conclusions sur les karstifications tertiaires En résumé, bien que complexe, l'histoire des karstifications tertiairesè la région étudiée semble s'être dérou¬ lée suivant deux grands "cycles karstiques" successifs Un cycle ancien , avec période de jeunesse et de creusement du karst lors de l'Eocène-Oîigocène in¬ férieur et période de maturité et de sénilité allant de l'Oligocène inférieur au Miocène supérieur. Ce grand cy¬ cle s'est étendu sur une période longue d'environ quarante cinq millions d'années, st.a abouti f créer une ré¬ gion parfaitement pénéplanée, occupée par un karst superficiel en grande partie sol maté avec conservation de rem¬ plissages datés Oligocène supérieur 1 Mioclne inférieur» " Urc cycle récent , provoqué par un léger rajeunissement du relief au Psntien et dont la phase de maturité s'étend sur le Pliocène. 11 a duré de l'ordre de douze millions d'années, et n'a que oeu entaillé la pénéplaine résultant du cycle ancien» A la fin eu Tertiaire celle-ci occupe encore la presque totalité de la ré gion, et est couverte par un karst superficiel renfermant une deuxième série de remplissages datés Pliocène supérieur. Enfin les karstifications tertiaires semblent s'lire réalisées sous des facteurs génétiques i peu près constants marqués par ? » des conditions climatiques homogènes de type: tropical humide (B, GEZE,1961 ), favorisant l'altéra¬ tion de surface et la formation de produits de décal cl fUl oms ¡surtout latlritî quos.

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M 37/3 ¿ un rslief régional peu IlevS, miras pendant îes phases de soullvement tectonique, ce qui a limité F action de creusement karstique t la zone superficielle du karst«, Ces deux facteurs en partie complémentaires ont conditionné ïe développement de k arsts .superficiels ou peu pro fonds» caractère qui paraît etre le trait typique des karstifications tertiaires du Sas-Languedoc. Illla karstification Quaternaire. les conditions paleogSographiques de la fin Su Pliocene •= pinlplalne arases» karst sénile superficiel ont per¬ sisté durant la plus grande partie de 1* époque Yillafranchienne«, En effet» celle-ci se caractérise dans la zone littorale par d'épais épandages de cailloutis dont l'origine est alpine» au moins jusqu’aux environs de Montpel¬ lier» ce qui implique une absence de relief et d 1 é rosion régionale pouvant alimenter ces cailloutis. D'ailleurs dans F arriéré pays, vers le larzac» les célèbres coulées volcaniques de FEscandorgue, datées Vi 11 afranchien (C. DEPERET 1897)» montrent bien par leur position qu’aucune vaille profonde n*entaillait encore la pénéplaine tertiaire. Par contre la brusque apparition de cailloutis d'origine cévenole vers la fin du Vî 1 1 a franchi en, marque le dé¬ clanchement d'un évènement tectonique capital pour la région» persistant durant une partie du Quaternaire : la surection du bfti cévenol entraînant celle des plateaux calcaires qui le bordent. Cette surection s'est réalisée le long des lignes de failles subcêvenoles HNE-SSW ¡ en fin d*évolution vers le Quaternaire moyen» le relief ac¬ tuel était acquis avec des plateaux calcaires étagés du Sue eu fiord» entre 200 et 1.000 m. d'altitude. L-anci e n¬ ríe surface d'aplanissement tertiaire essentiellement pré=Miocène s'est trouvée ainsi portée I des altitudes tout â fait différentes. Elle a été entaillée par une érosion particulièrement activée par l'amplitude du dénivelé créé et par les conditions climatiques spéciales des époques glaciaires. Tout ceci conduit au paysage karstique actuel du Bas-languedoe, très typique» caractlrisl par îa juxtaposition de grands plateaux S surfaces arasées sé ni les et de larges creux d'érosion tris affouillfs dans 1e détail avec des formes de grande jeunesse. Dans ce cadre» Flvolution karstique quaternaire a été extrêmement rapidest originale» car elle se trouvait in¬ fluencée par des facteurs qui n'avaient jamais existé lors des karstifications tertiaires : » une topographie régionale accusée en vele permanente de surrection des eaux froides ires agressives» notamment lors des phases péri ou post-glaciaires. Sous ces conditions îa karstification quaternaire a pü solliciter une "tranche calcaire" qui n'avait jamais été atteinte par les karstifications tertiaires restées superficielles» Elle apparaît ainsi comme indépendant des karsts antérieurs. La sur-ection verticale des massifs calcaires a provoqué l'enfoncement du réseau hydrographique dans des vallées st gorges escarpées qui ont jusqu' 3 500 m» de profondeur, le tracé actuel est manifestement suitmposé, conser¬ vant l'empreinte du système des cours d'eau séniles â larges méandres qui circulaient sur les surfaces arasées tertiaires. Aussi, de manière évidente» ce tracé se trouve inadapté aux conditions géologiques superficielles et aux formes de relief actuelles mises en place pqr î® jeu tectonique post-Vi 11 afranchi en (voir carte). Cette disposition particulière du drainage aérien a eu influence certaine sûr le creusement des réseaux par les circulations d'eau souterraine dont îa répartition est quelque peu anarchique î premiere vue (voir carte). !1 apparaît que les eaux souterraines ont lié surtout dirigées par la différenciation du relief et qu'elles ont eu tendance 3 rejoindre au plus court les points bas des vallées» sans tenir compte des dispositions géologiques ni des failles qu'elles ont très souvent traversé» sauf lorsqu'il s'agit de failles limites mettant en contact le karst avec l'imperméable. Deux étapes peuvent se différencier dans cette évolution karstique régionale s 1) Etape ancienne Elle correspond au creusement principal des vailles et des systèmes souterrains. Dans la zone de percolation du karst Feau a élargi des ensembles de di aclases étroites et de puits I formes d'érosion jeunes, actuellement plus ou moins comblés par des éboulis. Dans la zone d'écoulement amphibie» plusieurs étages de galeries se sont parfois développées en liaison avec l'abaissement des vailles» mais aucun étagement sytématique n'est de règle. Au stade 'final» F arrêt de la sur-ection des massifs a entraîné la fixation du fond des vailles pendant une pé¬ riode de temps assez longue pour permettre F établissement général d'un système d'émergence 3 larges conduits ra mifiés. Il constitue l'origine des grandes grottes = Imergenees souvent richement concrétionnées (Cîamouse), ob¬ servables dans les zones inférieures d e toutes les vallées. Des dêpèts de tufs de fond de vailles (Vis), rappor¬ tés a la fin du Ris» montrent que le creusement principal était acquis dis cette époque. L'étape ancienne a pi! ainsi s'étendre sur une période compris« entre îa fin du Vi 11 afranchi en et le Ris ancien» soit un intervalle de temps d'environ 1 million d'années. En surface l'intervention de phénomènes pérîglacîaires est traduite par plusieurs types de formes karstiques :

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pachessi neiges, ancorbeiiemeni de versants» do]ines» cavitls cutanées etc® Flus tardivement les périodes froide du Wurm ont laissé de nombreuses traces» (fboulis» grlzes» déoôits soliflués)» un peu partout dans la région et surtout sur beaucoup de versants de vallées et gorges» dent lia topographie est fixée depuis cette époque. f) Etape récente» Elle est lile S la reprise d'érosion déclanchée soit par un léger jeu tectonique» soit plus probablement par 1 retrait préflandrien de la mer au Paléolithique supérieur i les cours d'eau principaux (Hérault) ont surcreusé leurs gorges inférieures sur environ 30=50 m. de profondeur | d'autres ont Itl conduits t s'enfouir pour s'adap* ter au nouvel équilibre en fossilisant ainsi leurs vailles (Bulges» Vi renque etc). Les réseaux souterrains ont suivi le meme processus en creusant rapidement des systèmes inflrieurs d ! é mergences étroits et non pfnêtrables. Cette évolution a été interrompue» puis inversé# par la remontée marine du Flandrien qui a emmené la mer au zéro actuel vers le début du Néolithique (G. DENIZOT» 1961). A la suite de cette remontée progressive du niveau de base» une partie des zones précédemment surerausées a Itl ennoyle» tandis que les émergences ont dfî corriger jusqu 1 2 une époque sub^actuelle leurs conditions d'écoulement par rapport au nouvel équilibre hydrologique» ce qui explique les caracteres d'inadaptation et de grande jeunesse de leurs exutoires pérennes constatés par de nombreux auteurs ( A. BANCAL 1953 ). Enfin les zones basses des massifs littoraux (Gardîole) ont étl directement recouvertes par la mer avec forma» tion dans le réseau de conduits submergés d'un ensemble hydrologique complexe» oí se mélangent les eaux marines et les eaus karstiques émergeant par des sources de bord de mer» des sources sous=marines (Abysse) et des cavi¬ tés 2 ríle alternatif de perte et d'émergence (Inversas) » ( P B DUBOIS 1964 ) Ce double phinomine de descente» puis ds remontée du niveau de base a eu une importance capitale pour l'hydrolo¬ gie actuelle» en ayant conditionné la mise en place sous ls niveau de base karstique actuel d'un système de con¬ duits dont Itennaiement explique les grandes réserves aquiflr*« du "Karst profond" languedocien.. Ce karst pro¬ fond, que beaucoup d'auteurs rattachent t d'hypothétiques karstifications profondes anciennes (A.BANCAL 1953) est donc au contraire de création tris récente. Il constitue l'élément dynamique essentiel de la zone noyée du Karst actuel. En résumé» la karstification quaternaire du Bas-Languedoc» apparaît comme tout I fait singulière et originale» par suite de l'interaction de facteurs tectoniques, climatiques et eusiatiques. Elle a creusé les massifs calcai¬ res beaucoup plus profondément que les karstifications qui l'ont précédées dont les effets étaient restés super¬ ficiels. Elle se montre ainsi en complète indépendance par rapport aux karstifications tertiai r ed. On peut la caractériser par i un type de creusement rapide sous conditions en partie péri et post glaciaires dans le Quaternaire an¬ cien et moyen» façonnant un karst en état de pleine jeunesse (zone de percolation et zone amphibie) contrastant avec les cavités des karsts séniles tertiaires» le réajustement récent» morphologiquement inachevé» du système d'émergence par rapport è l'équilibre hy¬ drologique présent» sous l'influence des variations du niveau marin» avec formation d'une zone noyée Importante sous le niveau de base karstique actuel. IV =» Conclusion Par tous ses aspects» la karstification Quaternaire» phase rapide et complexe de creusement karstique intense et profond» s'oppose nettement aux longues périodes d'évolution î façonnement karstique superficiel qu'a connu la région depuis le début du Tertiaire» phénomène d'ailleurs général dans le Midi de la France» signalé par B. GEZE (1961). Cependant» cette opposition est plus apparente que réelle, car elle concerne des étapes différentes du cycles karstique s phase sénile» seule conservée dans les karsts tertiaires et phase des rajeunissements post Villafranshien et pré=FÎandrien, seule visible dans le karst actué' » Il paraît ainsi normal que les caractères de ces phases soient nettement différents» Le grand intérêt morpholo¬ gique de la région montpelliéraîne réside dans les juxtapositions et onnositions constantes entre ces caractères, dont les traits se trouvent encore accusés par l'aride climat méditerranéen qui depuis le Néolithique a "fossi¬ lisé" les reliefs et met particulièrement en évidence l'inadaptation des formes et des réseaux aériens et souter¬ rains aux conditions présentes# Bibliographie sommaire BAICAL A. (1953) ~ Quelques caractéristiques de l'hydrologie souterraine du LanguedocMéditerranéen. Act. 1er Congrès înt. Spéléologie, PARIS. DEMANGEON P.(1959) Contribution a l'étude de la sédimentation détritique dans le Bas-Languedoc pendant ¡'ère Tertiaire Naturalia Honspeliense Série Géologie N° 5. MONTPELLIER.

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-i 37/7 DEN1Z0T G® (1961) = %  l , S í cotss de France en particulier du Golfe de Lion depuis 11*000 «fis® Afin 86 i*« ÊMjjrfs Soc® Sav® MONTPELLIER. Section de Glographie. DREYFUSS M. (1941) » Contribution î I*etude de quelques problèmes géographiques dans la région se MONTPELLIER* BoS® Lang* Géogr® t. 12 N° 1® DUBOIS P® (1964) » Les circulations souterraines dans les calcaires se la région de MONTPELLIER. Bull. B.R® G 0 M . N° 2. DUBOIS P.® (1964) Esquisse de l' h ydregéoïogie du Massif de la Gardiole® Spéîunsa Mémoires N® 4 0 DUBOIS P® (1S68) Sur îa morphologie et l'évolution souterraine se la région saîcairs ‘.or » Msntpellilraint Méditerranée t®. 2 N® 1® GARRIO J® (1965) ~ L'Uranium dans le carbonifère et le Permien «@ l'Hérault 3 • 0 Î o 2 f P®U a F 0 PARIS® GEORGES P. (1938) Etudes géographiques sur le Bas Languedoc .=> la région Monipei lierai ne ® Ed® Peyre®PARÏS® GEZE B® (1940) = %  Sur les phosphorites du Bas Languedoc® S®S®G®F® (5) T® 10 p® 87» GEZE B® (1961) = Rapports entre phénomènes karstiques et phénomènes géologiques dans le Sud de la France® Act® 3ème Congrès Int® Spéléologie VIENNE® t.v, GOTTIS M® (1957) » Contribution a îa connaissance géologique du Bas Languedoc = %  Thèse MONTPELLIER. GRAMBAST l # MATTAUER M® REY R ej TBALER L®’(1962) Notes sur les formations continentales de 1* E ocène et de l'Ol¬ igocène du Languedoc C.R.S.G.F., N° 10 9 p® 312=317® THALER M ® (1955) Sur l'Sge pliocène de la faune des grottes du Lazaret (Sète=Hlrau11; C.R® Ac.Sc®,t® 241, p ® 433=435® TH ALER M® (1962) Sur les résultats des recherches de mammifères d'fge anié»quaternaire dans les dépits des cavernes et des fissures de l'Hérault en 1960 et 1961, C e R®Ac®Sc. s t® 254, p® 2207=2209. Discussion ; H » PAL0C (Montpellier)Je fais remarquer î l'auteur que les conclusions qu'il formule sur le remplissage des karsts, systématiquement réalisé selon lui avant le Quaternaire, ne correspond pas î îa réalité ; $ eet égard un exemple est préenté, emprunté I la région même au M® DUBOIS a fait ses observations c'est celui du bassin miocène de Montbazin-Gigean oil i I existe î grande profondeur sous le miocène et î 200 m® environ au=>dessous du niveau actuel de la mer, un réseau karstique en activité dont la glnèse ne peut en aucun cas ttre attribuée au Quaternaire» Il est impossible de rendre compte de nombreux faits d'observation recueillis dans le domaine des eaux souterraines dans îa région languedocienne si l'on prend en considlratian les conclusions présenteles par M. DUBOIS» DUBOIS : Les intéressantes observations de H® PAL0C que je remercie, notamment celles concernant la région Montbazin-Gigean s'intégrent facilement dans le schémas d'évolution kapstaîogîque presenil dans la communication sie cas cité appartient î un fragment de la surface d'érosion karstique superficielle anté=mloc#ne qui sert actuelle¬ ment de niveau de drainage préférentiel, l'aménagement du réseau karstique actuel ayant été.facilité par un des forts abaissements quaternaires du niveau de base marin tout proche® L'existence de karstifications antê-quaternaire dans le Languedoc est indubitable; par contre, en tenant objectivement compte des faits géologiques et morphologiques régionaux comme doit îe faire un géologue, il est difficile de leur attribuer l'importance que leur prête M» PAIX dans îa glnèse du karst® M. FENELON (Bourg.-la^Reîne) 1°<= N'y a-t-il pas karstification au=dessous du niveau d'érosion ou de remblaiement déterminé par le niveau de base marin ? 2°Jusqu' o í se manifeste le remblaiement flandrien sur l'Hérault et la Vis 7 DUBOIS ; 1°= L' H ypothek de karstification sous=marine longtemps discutía ne paraît plus t retenir® Tous les cas connus de Karsts saus=transgression mariné® _ '2°= Le remblaiement s'arrête dans la plaine cftllre de l' H érault et n'atteint pas la yasse gorge cal¬ caire, oí il se marque cependant par un ennoyage partiel de îa gorge de surcreusement façonnée lors de la phase prlflandrienne® J». NICCO (Marseille) s Fait remarquer qu'il y a deux possibilités pour la réalisation d'un karst profond et enn0 ^ * ou bien un ancien karst superficiel abaissé tectoniquement ; cas évoqué par MM® PAIX et DUBOIS è pro¬ pos du fossé de Montbazin-Gigeau (karst miocène ré-utîlise par les circulations profondes actuelles) = ou bien un karst profond originel, lié a des dispositions tectoniques favorables (c'est peut-être le cas de la Fontaine de Vaucluse). Dans les deux cas la mis® en charge est assurée par les karsts supérieurs» DUBOIS : Le cas théorique d'un karst profond originel est î considérer mais il est toujours difficile $ étudierIl ne faut pas oublier que les réseaux karstiques $e creusent a partir de l'existence de possibilités d'exutoire et que des évolutions morphologiques et géologiques postérieures peuvent souvent modifier les conditions de cet exutoire, faisant alors penser a îa présente d'un karst profond qui originellement n'avait pas ce caractère. -q C'est peut-être le cas de la fontaine de Vaucluse mais l' é tude reste î faire»

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M 38/1 Types et régions seomorphologigues du Karst Géorgien SHALVA KIPIANI (Institut Géographique "Vakhouchti" rattaché à l'Académie des Sciences de la R.S.S. de Géorgie/Tbilissi) La Géorgie peut-être considérée comme un pays karstique par excellence en raison de l’abondance des phénomènes kars¬ tiques que l'on y rencontre. Ces derniers se situent principalement sur le versant sud du Kavkassioni (Grand Cauca¬ se), dans les régions de haute et moyenne montagne (sur une superficie de 7.750 Km?), délimitées par les cours d’eau du Psou et du Matsimi; dans la région de plaines de la Géorgie, plus précisément dans la dépression se trouvant en tre les deux principales chaînes de montagnes du pays, les phénomènes karstiques sont également fréquents dans une zone s'étendant sur 2.150 Km2; on rencontre encore quelques phénomènes isolés sur la périphérie nord de la région montagneuse du Sud de la Géorgie, sur une étendue restreinte, de 300 km2 de surface. Les phénomènes karstiques de la Géorgie s'observent dans les roches du Jurassique Supérieur, du Crétacé, du Tertiai¬ re et du Quaternaire (calcaires,dolomies, marnes, conglomérats calcaires, flyschs carbonates du Crétacé»Jurassique Supérieur), et ce, sur une superficie d'environ 10.200 Km2, soit 14,8? de l'ensemble du territoire du pays ( 69.500 Km2), Le relief de la Géorgie présente également des accidents de suffosion du gypse tertiaire et des roches cons¬ tituées d'autres matières solubles, ainsi que des accidents pseudo-karstiques dans les argiles et les grès du *1opliocène. La surface de la Géorgie est dans sa majeure partie montagneuse et, de ce fait, présente un caractère complexe tant du point de vue géologique que physico-géographique (constitution lithologique du substrat,formation tectonique,géomorphologique, conformation climatique, hydrogéologique, biogéographique, constitution des sols, sites). Tous cas éléments jouent un r31e important sur l'intensité et le caractère des phénomènes karstiques qui conditionnent la va¬ riété des régions et des types karstiques rencontrés en Géorgie. La division en régions du Karst géorgien est basée sur les principes de la régionalisation ou de la typologie , i l laut cependant noter qu'une division n'est pas exemple de partialité (1-11). Ainsi avons-nous jugé nécessaire de procéder â une division par régions du Karst géorgien sur une base typologique-rêgionals , c ' e st-â-dire en définissant les dif¬ férents types géomorphologiques de ce Karst et en délimitant leurs zones d'expansion. Dans la recherche et l’établissement des différents t ypas géomorphologiques du Karst géorgien , n ous attribuons la pri¬ orité au facteur lithologique, étant donné que c'est ce facteur qui conditionne leur existence réelle. D'après ce que nous venons de dire, nous distinguons sur le territoire de la Géorgie les types karstiques suivants , nettement différenciés : 1) les calcaires (ou vrai karst) 2) les conglomérats de calcaires (ou clasto) 3) les flyschs carbonates 4) les roches de gypse ou d'autres matières solubles de remplacement (ou suffosion) 5) les argiles (ou pseudo-karst) De plus, parmi les types karstiques des calcaires (ouvrai karst), nous distingueront des sous-types de plaine, de montagne moyenne et de haute montagne, ceci en raison de l'importance que présenta le facteur hypsométrique dans le processus de karstification. Quant aux conditions naturelles du territoire de la Géorgie, elles présentent des différences très marquées selon que l'on considère sous l'angle vertical les zones du Sud au Nord, et de l'Ouest â l'Est en tenant compte de leur éloi gnement relatif par rapport â la mer Noire, il faut ajouter à cela que le réseau hydrographique du versant sud du Grand Caucase provoque une délimitation nette des massifs karstiques entre eux, lesquels se caractérisent par des con¬ ditions naturelles spécifiques pour chacun d'entre eux. il s'ensuit de ce que nous venons de dire plus haut que les types et sous-types karstiques énumérés s'étendent dans une, parfois plusieurs, régions . Les conditions climatiques très variées qui se rencontrent sur le territoire de la Géorgie, accentuent de surplus les différences qui existent entre les différentes régions karstiques; c'est en tenant compte de ces con¬ ditions que nous classons les régions géomorphologiques karstiques en régions humides, semi-humides, arides et semiarides. Le schéma ci-inclus donne la division du territoire de la Géorgie en régions karstiques géomorphologiques, il donne également la répartition des différentes types karstiques et leurs rapports mutuels. Nous allons donner ci-après une courte description de chacune des régions géomorphologiques du Karst géorgien : 1Versant sud du Grand Caucase (en territoire Géorgien)

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M 38/2 La ligne karstique prend naissance au Nord-Ouest, en Abkhasie -sur la rive gauche de la rivière Psouis, elle s'étend ensuite vers le Sud-Est et finit en Kakhetie, sur le flanc droit de la vallée de Mitsimi. Cette formation s'étend sur une longueur de 540 Km. Elle présente une largeur maximum sur les territoires d'Abkhasie, d'Askhi et de la Ratja-letchkoumie, de 25 à 35 Km, pour atteindre un minimum de 1-3 km dans la région sud de la chaîne du Kodori. Région calcaire de Gagra (N°1)Cette région est située dans la partie nord-ouest de la ligne karstique ci-dessus si¬ gnalée. Elle s'étend entre les rivières Psouis et Bzyb sur une superficie d'environ 524 Km?, Au Sud, la région est limitée par la Mer Noire et au Nord par les vallées où prennent naissance les rivières Psouis et Guegui. C'est une des régions karstiques les plus importantes de la Géorgie, en raison du grand nombre de phénomènes karstiques qui s' y rencontrent. Elle est constituée principalement de calcaires récifaux du Jurassique Supérieur, et de calcaires feuilletés néocomiens et autres, qui favorisent les phénomènes karstiques. La courbe hypsomêtrique de la région est parti cul i èrement étendue, allant du niveau de la mer au Pic des Spéléologues (2758 m). La plus grande partie du ter¬ ritoire se trouve dans la zone de haute montagne, puis viennent dans l'ordre d'étendue en superficie, la zone de mo¬ yenne montagne et sensiblement en arrière, la zone de basse montagne. Cette configuration de la contrée s'alliant à la conformation géologique en font une région où se marient les formes karstiques et les formes glaciogênes. Dans la partie nord du massif, outre les cirques et les auges glaciaires, l'on rencontre, et parfois dans les formes mê¬ mes précitées, des dolines, des lapiês, des puits et des gouffres, karstiques. Dans la partie sud du massif, on re¬ trouve les formes karstiques que nous venons de citer sans la présence des formes d'érosion glaciaire. Des cavernes karstiques se rencontrent dans la périphérie du massif, sur les pentes des vallées et canyons, et sur les dolines ; quant au niveau de base de l'érosion karstique, qui correspond ici au niveau de la Mer Noire et au lit des cours d 1 eau, c'est là que débouchent des cours d'eau du type vauclusien, au débit abondant et qui ont pour noms : le Tsiv tskala ou Begueripchta, le Reproua, le Tsiv-tskaro, le Kl dis-tskaro, le Tsisperi Iba (lac Bleu) etc...; au-dessous de ces niveaux, apparaissent les eaux sub-marines telles que celles de Qagra et de Gantiadi, enfin, dans la sous-zo¬ ne des eaux suspendues jaillissent des sources au débit puissant, telle la cascade de Guegui, et d'autres. La région de Gagra se sub-divise en deux sous-régions : celle d'Arbica-Mziouri (N°1-a) et celle d'Akhag-Akhakhtcha (N°1-b), respectivement de 435 et 89 km? ; elles sont séparées entre elles par la bande comprise entre la source du cours d'eau Sandripchi et l'affluent du Guegui sur la rive droite. Région de Pschaguichkha (N°2) Cette région est située au Nord-Est du massif de Gagra, entre les rivières Guegui et loupcha et sa superficie ne dépasse pas 32 km2. Son substrat comporte des calcaires récifaux du Jurassique Su¬ périeur et d'autres roches carbonates. La surface de ce massif est en majeure partie plane, inclinée vers l'Est où la pente s'enrichit de dolines dont l'évolution a été favorisée par des failles exo-tectoniques. Région calcaire d'Aguepsta (N°3) cette région est située au Nord des massifs précités, entre les sources des cours d'eau Guegi et Mzimta, dans le bassin de la rivière Âguepsti; elle s'étend sur une superficie de 26 km2. Elle se si¬ tue approximativement à une altitude allant de 1700 â 2200 elle est formée de calcaires récifaux tithoniques kimmêridgiens lusitaniens, de calcaires feuilletés néocomiens, de marnes aptiens et de marnes argileux. Etant don né la superficie restreinte de la région, l'on y rencontre relativement peu de phénomènes karstiques. Région calcaire de Bzyb (N°4) cette région est située â l'est des régions de Gagra et de Pcheguichkhi , entre les rivières Bzyb et Apsta (Baklanovka) ; elle est bornée au Nord par la vallée du Bzyb et au Sud par la périphérie nord de la plaine de Colchide. Elle s'étend sur une superficie de 519 km?. Elle est constituée principalement de cal caires récifaux du Jurassique Supérieur, de calcaires feuilletés néocomiens et, de calcaires massifs dolomitiques , de dolomites et autres. Les formes karstiques de surface y sont largement répandues, principalement des dolines de formes et de tailles diverses et des cirques; l'on y a relevé jusqu'à ce jour relativement peu de puits et de gouf¬ fres mais leur existence en grand nombre ne fait pas de doute. Dans les zones de haute altitude, les formes karsti¬ ques se trouvent mélangées aux formes glaciaires. Dans les zones périphériques, les phénomènes karstiques prennent figure de cavernes et de sources vauclusiennes au débit abondant; ces sources vauclusiennes apparaissent au niveau de base d'érosion karstique (le Mtchichta, et autres) ainsi que dans la sous-zone des eaux suspendues (le Djirkhva, et autres). Cette région du Bzyb est divisée en deux sous-régions par la rivière ietrtskala (Khipsta) : celle d'Abatz-Dzichra (N°4-a) et celle de Khipsta (No4-b), respectivement de 395 et de 124 km? de superficie. Région de Rickva (Atchibakhi ) (N°5) cette région est située au Nord de celle du Bzyb. Les vallées du Bzyb, du Gue¬ gui, de l'ioubchar et du Pchitsa bornent avec netteté cette région sur ses quatre cités. Sa superficie est de 122 km?. Elle est constituée de calcaires du Jurassique Supérieur et du Crétacé. Elle présente des formes karstiques de surface bien développées : poljés, ouvalas, dolines, lapiès; mais peu de formes karstiques en profondeur. Région de Lakoroza (N°6) cette région est située au Nord de la précédente, entre les rivières Ptchitsa et Bavîou. Sa superficie est de 32 km?. Elle est constituée de calcaires récifaux du Jurassique Supérieur. Vu la superficie restreinte de la région, les phénomènes karstiques y sont peu nombreux. Région de Doou (N°7) cette région est située su Nord-Est du massif du Bzyb, entre les sources de l'Apstasa et du

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M 38/3 Goumissi occidental, au sud du Bzyb et de son affluent, le Rechava; cette région se situe à une altitude de 1400 1800 H. Elle est constituée de calcaires klaméridgiens-tithoniques et de doloaîtes. Sa superficie n'est que de 9 kin2, d'oil peu de foroes karstiques. Région calcaire de aoyenne montagne de Gouaichkha Khitzma (N°8) Région de basse aontagne d'Ajamgva (Psiztakha ou Akhali Aphon (N°32) Ces régions sont situées au Sud-Est de la région calcaire du Bzyb, entre les rivières Apsta et Gouaista occidental. Le Psirtzkha et l'affluent du Goumissi occidental, le Khoidjguetl, forment, sur un tronçon de leur parcours, la frontière entre ces deux régions. La stperficie de la région d'Ajamgva est de 107 km2 > file est constituée dans sa partie ouest par des calcaires feuilletés néoconiens, des calcaires dolouitiques massifs et des dolomites, et dans sa partie est par des calcaires feuilletés turoniens-senoniens et daniens. Les phénomènes karstiques y sont nombreux, ce sont : dolines, lapiés, puits, gouf¬ fres, cavernes, sources vauclusiennes, et autres. La région de Goumichikha-Khitz*a s'étend sur une superficie de 122 km2. Elle est constituée principalement de cal¬ caires feuilletés nêocomiens, de calcaires massifs dolomitiques et de dolomites. Les phénomènes karstiques y sont nombreux. Région calcaire d'Othoiouchi (No 33) %  = %  cette région est situéeà l'est de la région d'Ajamgva, entre les rivières Coumissi occidental et Gounissi oriental ; sa superficie est d'environ 19 km“ 1 . Elle est constituée principalement de calcaires feuilletés turoniens-daniens. Cette région est riche en formes karstiques tant en surface qu'en pro¬ fondeur. Région d'Iachtouk-Birtza (N°34) Région d'Abianda°Ichaami ( N °35) » Ces deux réglons sont situées, la première au Sud, la seconde au Nord, entre le Goumista oriental et le Kelassour. La première a une superficie de 38 km2 et est constituée principalement de cal¬ caires turoniens-daniens. Quant à la seconde, sa superficie est de 75 km2 et dans sa constitution entrent égale ment des calcaires turoniens-daniens et, en partie, des marnes aptiens-albiens-sênoniens, ainsi que des calcaires marneux. Dans ces deux massifs, les phénomènes karstiques présentent une physionomie suffisamment accentuée. Région d'Amlar-Apouchta-Pali (N°9) Région de Isebelda (N°36) Ces deux régions se situent â l'Est des régions précitées, entre le Kelassouri et le Kodori, la première au Nord et la seconde au Sud. La première (Amrar-Apoachta-Pal i ) s'étend sur 86 km2 et est consti¬ tuée de sédiments turoniens-daniens et de sédiments carbonates; elle présente un visage karstique accenté. Quant â la seconde (Iselelda), elle s'étend sur 136 km2 et est constituée de calcaires feuilletés turoniens-daniens et de calcaires marneux paléogènes. Bande étroite de Dzlma (ou Kopchara ) (N°10) Cette bande karstique étroite est située au nord des réglons précl tées, le long de la chaîne de Kopchari, entre les lits du Djampala et du Kodorl, dans la partie inférieure du bas sin du Dzima. Elle est constituée de calcaires au faciès barre»!en-urgonien et de calcaires feuilletés turoniensdaniens. Il est 3 signaler le petit "IlSt" karstique de Skhapatchi , sur la rive droite du Djampali, constitué de calcaires du atme âge que ceux de la région de Dzlmi. La superficie de ces deux petites réglons atteint 19 k»2 au total. Malgré ses faibles dimensions, ces régions sont riches en phénomènes karstiques, particulièrement en lapiês. Région d'Atchadara (N°11) située 3 l'Est de la région de Isebelda, entre les sources du Kodori et du Dramichi . Sa superficie est de 75 km^. Son substrat est constitué principalement de calcaires feuilletés turoniens-daniens, dans sa partie nord-est de calcaires au faciès barremien-urgonien, et dans sa partie sud de calcaires foraminifères et de calcaires marneux. L'abondance des phénomènes karstiques fait de cette région une région karstique par excel1 ence. Régions des hauteurs de Khada, Bebchra, Betchicfaka.Oguirdé, Ikaoutcha, Aisra, Lachkanderi etc. . (N°37) situées au nord de la région précitée, sur 40km du parcours de la rivière Oguoma qui en constitue une borne ces différentes régions sont séparées entre elles par les vallées des rivières suivantes : le Douabi, l'Adzigva, l'Oulissi, le Mokqvi, le Grand Redjirl, le Galidzga, etc....; au total, elles couvrent une superficie de 107 km2. Elles sont cons tituées principalement de calcaires 3 faciès barreraien-urgonien et de calcaires feuilletés turoniens-daniens. Le Karst y est très intense bien que les roches carbonates n'atteignent que 1-3 km de largeur. Région d'Okhatchqoué (Nol2) située entre les lits de l'Okhoumi et de l'Ingouri, elle couvre une superficie de 125 Km2. El 1 e est constituée en grande partie de calcaires 3 faciès barremien-urgonien, dont les couches sont orientées vers le Sud suivant un monocllnal et comportent un plissement secondaire. L'on y rencontre des phénomènes karsti ques classiques comme dans les régions calcaires de haute et moyenno aontagne de substrat voisin et de surface impor¬ tante.

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M 38/4 Réglons de Tsoulichl (No13), de Kvira (m), de Gaouatcha (NQ15), de Hlngaria (N°16 ) . Elles soni situées i l'Est et au Sud-Est de la région d'Okhatchgoul, la presiêre (No13) entre 1' I n gouri et le Magana, la seconde (N°14) en¬ tre le Hagana et le Ichanistskali , la troisièee (N°15) entre le Tchanis-tskali et le Khobi, et la quatrlSae (N°16) entre le Khobi et le Tekhoura. Elles sont constituées en aajeure partie de calcaire â faciès barremten-urgonien, et en partie, dans le Sud et le Sud-Ouest, de calcaires du Crétacé «oyen et supérieur et de calcaires paléogènes, et êgalenent d'autres sédiaents carbonates. Las couches de ces sédiaents suivent un «onoclinal et sont orientées surtout vers le Sud et le Sud Ouest. Parai ces régions, celles de Eviri et de Hingari présentent une physiagsoalg karstique particuliêreaent ac¬ centuée, ce qui s'explique, outre les facteurs locaux particuliêreaent favorables à la karstification, par la su perficie relativeaent étendue de ces régions, respectivement de 58 et 75 k«2. Les phénoaônes karstiques sont bien ioins fréquents dans la région de Gaouatchi (17 ks^) et encore aoins dans celle de Tsoulichi (7 k«^). Ptlgion d'Asrhi (N°17) située â l'est de la région précédente, entre le Tekhoura et le Tskenis-tskali, sa super¬ ficie est de 413 ka^. Elle est constituée principaleaent de calcaires «arneux à faciès barretiien-urgonlen dans sa partie nord, et de calcaires et aarnes turoniens-daniens et autres dans sa partie sud. L'intensité des phénoaênes karstiques que l'on y rencontre fait de cette région une région karstique classique de la Géorgie. Bien des fac isurs conditionnent cette karstification, entre autres, sa constitution géologique, son étendue, son isoleaent, etc.... Région de Rhvaali (N°18) située entre le Tskenis-tskali et 1 ' A skis-tskali , elle s'étend sur 83 k«2 > Les lits des rivières Rvirichi et Ladjanouri encaissés dans les vallées des «lies noms, divisent la région en trois sousrégions : a) celle de Sakoutvris-Khvasli , b) celle d'Âlpani, c) celle du désert de Sairsê, s'étendant respective sent sur 48, 11, et 24 k«^. Elle est constituée de calcaires crétacés, principale«ent des calcaires à faciès barreœien-urgonien et de calcaires turoniens-daniens. Ces calcaires favorisent considérablement la karstification de la région. Les phénoaênes karstiques sont particuliêreaent évolués dans la sous-région de Sakoutvris-Khvaali,puis vient dans l'ordre d'intensité karstique, celle du désert de Sairaê, puis celle d'Alpana de faible karstification. Bien que ces régions soient de «êae constitution géologiques, les différences de karstification qu'elles prêsen tant sont dues d'une part aux différences de leurs étendues et d'autre part â leurs différences morphologiques. Région de Parel-Kvatsikhé-Lailachl (N°19) Cette région est située au nord de la région calcaire de Khvaali, en¬ tre le Djonooula et l ' A ski s-tskal i, sur l'aile droite du sinclinal de Ratja-Letchkouai . Sa superficie est de 28 Lile est constituée de calcaires et de marnes crétacés. Elles est de faible karstification en raison de ses conditions aorphographiques peu favorables. R égion calcaire de Ratja (N°20) elle forme le prolongement oriental du massif de Letchkouai et est située en¬ tre les lits du Rioni et du Djedjora. C'est une région karstique classique. Sa superficie est de 549 ka^. Elle est constituée principalement de calcaires à faciès barrea i en-urgonien; on y rencontre aussi, en faible quantité des calcaires et aarnes turoniens-daniens. Du point de vue tectonique, cette région coaporte une partie de l'ai¬ le complexe sud du synclinal de Ratja-Letchkouai. Elle se divise en trois sous régions : a) celle de Tavchavi.le Veleoura, d'une superficie de 283 ka^; c) celle de Khikhaata-Chkaeri, entre le Veleoura et le Djedjera, d'une su¬ perficie de 167 ka^. Parai ces sous-régions, celle de Nakerala-Satsaliki se distingue par une karstification très poussée. Région de Saéliavo (N921) située au Nord de la région précédente, sur le prolongement oriental de la région n°19 (Paral Kvatsîkhé-Lai 1 a chi ) , sur la rive droite d'un tronçon du Rioni. Elle est limitée d'une part par l'Askis-tskali sur la rive gauche de ce dernier, â l'Est par le Tsessoura, elle s'étend ensuite sur la rive gauche du Rioni jusqu'aux environs du aéridien du village de Parakheti. Sa superficie est de 19 ka^. Elle est constituée de cal¬ caires et aarnes crétacés. La faible karstification de la région s'explique par les conditions peu favorables des lieux tant du point de vue morphographique que aorphométrique. Régions de Velouanta-Oukibleta (Koudaro), de Bouba (Valkhokhi ou Eriso-Tsona),et d'Alkhachenda (N°22-24) Elles sont situées sur le prolongement oriental de la région de Ratja et s'étendent en Ossetie du Sud. Leurs superficies sont respect!veaent de 8,13 et 29 k«2. Bien que de faible étendue, les deux premières présentent une intense kars¬ tification. La faible karstification de la troisième peut s'expliquer par la constitution de son sol qui comporte des calcaires massifs rêcifaux et feuilletés du Jurassique Supérieur (lusitaniens et Kiamêridglens), la composition desquels se caractérise par la présence, en quantité assez importante, d'éléments non-carbonates. Région de flysch carbonate crétacé (N°25) D'une superficie de 2.300 km^, cette région s'étend en Ratja, en Os¬ setie, en Ntiouletie et en Kakhetie. Les phénomènes karstiques sont aoins fréquents dans cette région que dans celles précitées, mais le Karst y apparaît sous des formes plus ou moins accentuées; la région la plus karstifiêes ast celle située entre le Ksani et L'Alazani, d'une superficie de 600 ka^, surtout dans les environs du village de jinvani. La constitution lithographique de son substrat (calcaires et aarnes turoniens-daniens) explique la kars¬ tification pousséede la région.

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M 38/3 Région ds flysch ca]caire^aarneux, carbonate, du Jurassique Supérieur (N°26) Bien que la karstification soit faible dans les parties élevées du Grand Caucase, l'on y délimite cependant une région karstique qui s'étend dans la Haute Svanetie, en Ossetie, Mtiouletie et Rakhetie. Le territoire en question commence en Svanetie sur la ri¬ ve droite du Nakra, se prolonge à l'Est sur la rive droite de l'Ingouri, passe dans les environs de Hestia, et se prolonge au Sud-Est jusqu'à la frontière orientale de la Géorgie, à la limite de la rivière Matsina; cette bande de terrain occupe une superficie de 2500 km^. Ce flysch constitue des hauteurs séparées entre elles par le Rloni, le Grand Liakhvai, l'Iori, l'Ilto et l'Alazani. Vers les Sud-Est, il forme les hauteurs de basse montagne du Grand Caucase de la Kakhetie, appelées les "Koudigari ' ', dans la composition desquelles entre également le flysch carbo¬ nate valanginien du Crétacé inférieur. La région n° 26 est riche en formes karstiques, tant de surface que de ca¬ ractère vauclusien, par exemple en Haute-Svanetie, à l'Est du Nakra, en Kakhetie aux environs des villages Alvani et Chakriani, etc.... II. Périphérie montagneuse sud de la Géorgie (Petit Caucase) Le plissement de L'Âdjarie»Trialeti, avec ses couches carbonates du tertiaire et du crétacé, constitue un foyer d' évolution du Karst, mais d'un Karst bien moins accentué et fréquent que celui du versant sud du Grand Caucase.Cet¬ te faible karstification est due au caractère lithqgêne des couches constitutives de son substratsles roches car¬ bonates se présentent ici en majeure partie mélangées d'argiles et de sable. De plus, les roches purement calcai¬ res se rencontrent seulement sur des superficies restreintes. Dans les montagnes de la Géorgie méridionale, las phénomènes karstiques apparaissent principalement dans les ré gions de calcaires du Crétacé Supérieur (turoniens-daniens). Ces régions sont les suivantes : 1) Région du versant Nord de la partie orientale de la chaîne de 1 * l 2 3 4 5 A djar1e-l»eretie . ( N °27) elle commence près des sources du Khanis-tskali et s'étend au Nord-Nord-Est du méridien de Berdjeni, sur une superficie de 45 knr. 2) Partie centrale du versant nord de la chaîne de Trialeti (N°28) elle s'étend sur 55 km^ entre le Drama et le méridien du village du Haut-Khovedoreti. 3) Partie nord-est de la chaîne de Trialeti (N°29) Elle s'étend sur 81 k¡¡|2 ( entre le Temadza et le Dzegvi. 4) Partie orientale du versant sud de la chaîne de Trialeti (N°30) d'une superficie de 67 km^ l'on y rencon¬ tre, entre le Khrmi et l'Algueti, des "llöts 1 1 de calcaires et de marnes supraturonlens-daniens ainsi que de cal caires feuilletés santoniens-daniens, "ilôts* qui affleurent en surface. Les formes karstiques sont peu dévelop¬ pées dans cette région. 5) Versant nord des monts de Somkhiti (N°31) D'une étendue de 40 km^, située entre le Machavera et le Dobela, cette région comporte une étroite bande de calcaires cénomaniens oû s'esquissent des formes karstiques. III. Zone de dépression encastrée entre les réglons montagneuses de la Géorgie Dans cette zone de dépression, les phénomènes karstiques, fréquents et accentués, se présentent sous les aspects les plus divers, tant dans les calcaires que dans les conglomérats de calcaires. Le Karst argileux s'y rencontre égal ement. Nous avons signalé plus haut les régions de : Ajamava, Othoiouchi, Lachtouk-Birtza, Albianda-Tchaama, Tsebelda , de Khada, Bebchra, Chetchichkha, Oguirde, Traoutcha, Aisra, Lachkanderi, etc. . . N °32-37) ( qui sont situées dans la plaine de Colchide. Outre ces dernières, nous en trouvons d'autres dans cette môme plaine. Ce sont celles de : Régions de Satandjo, d'Ourti, d'Eka, de Nakalakevi et d'Abedati (N°38-42) formant un arc de massifs calcaires situé à lapériphérie du bassin Tertiaire de la Mingrêlie. La surface de ces régions est limitée, el 1 es s'étendent respectivement sur 15,26,24,8 et 13 km^. Du point de vue tectonique, elles se présentent sous forme de brachy-anticlinaux. Elles sont constituées principalement de calcaires et de marnes du Crétacé Supérieur (turoniens-daniens) ce qui favorise, à côté d'autres facteurs, l'évolution sur les hauteurs d'un Karst tant de surface que souterrain. Régionscalcaires de la chaîne de Gourie et de l'Iméretie du Sud (N°43-44) ces régions se trouvent dans la par¬ tie sud de la plaine de Colchide, celle de la chaîne de Gourie (Nigoiti), à l'extrême Sud de la plaine entre, d' une part la Soupsa, et d'autre part le Pitchora et le Rloni, s'étend dans la partie nord de la chaîne du môme nom, riche en crêtes. De faible superficie : 5 km^, cette région calcaire, constituée de calcaires du Crétacé Supê rieur, est peu karstifiée. La région calcaire de l'Iméretie du Sud forme le prolongement oriental de celle qui vient d'être citée. Elle com¬ porte trois "ilôts" situés sur la rive gauche du Rioni et du Kvirila, entre les méridiens de Samtredia et de Zestaponi : 1) l'un au Sud-Est de Samtredia, sur le territoire de la localité agricole de Chouamta; 2) le deuxième au Sud-Est du bourg de Vani, sur le territoire de la localité agricole de Dilhachkbp.aux environs du village d'Isri; 3) le troisième sur les territoires des villages d'Oubtchi et de Sviri. La région, constituée de calcaires du Cré¬ tacé Supérieur, sur uns superficie de 35 km2, présente une karstification plus poussée que la précédente. Dans la plaine de Colchide,on trouve un Karst intense et largement répandu dans les environs de Matkoj-Tskaltoubo

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M 58/6 Khoiouli, au confluent du Tskenls-Tskal 1 et du Rlonl et dans la région sud d'Okrlba. 11 faut égalaient signaler la partie ouest des hauteurs de Karslie-l»êretie, en Haute-laéretle. Région calcaire de Iskaltoubo-Sataplla (N°45)Située au Sud des «asslfs d'Askhl et de Khvaall, entre le TskenlsTskal 1 et le Rlonl, elle occupe une superficie de 92 km2. On y rencontre des foraes karstiques bien accentuées principaleaent dans les roches calcaires à faciès barreaien -urgonien . Région de Tchakhata (N°46) constitue le prolongeaent oriental du aasslf précité, entre le Rlonl et le TskalTsltela; coaposée de calcaires urgoniens, elle présente égaleaent une forte karstification. Sa superficie est d' environ 10 ka2 . Région d'Okrlba (N°47) située à l'extrêae Nord de la plaine de Colchide, entre le Tskal-Tsltela et le Duousa, aux environs des villages de Godogaai, Nagaverl, Navenakhevi, Siaoneti, Ozevri, Tchkhari et autres; elle s'étend sur une superficie de 135 k«2 # Qes calcaires crétacés entrent dans la coaposition de son substrat. Le Karst y est très évolué. Région du plateau calcaire de Haute-laéretie (N°48) située entre le Dzousa et le Dziroula. C'est égalaient une région de haute karstification, où les parties karstifiées couvrent environ 110 ka^, et se rencontrent dans les ro¬ ches calcaires turoniennes-daniennes, recouvertes parfois de aarnes. Partie sud des hauteurs de Kartlie-laéretie (N°49) Cette région, située dans le bassin du Tchkeritela, au nord du village de Laché, est égaleaent reaarquable par la fréquence des phénoaènes karstiques, il est vrai peu évoluée, que l'on rencontre dans la partie nord de la plaine intérieure de Kartlie, sur le aéridlen du village d'Ali. Ce Karst s'étend sur une superficie de 70 ka? dans les calcaires crétacés. Versant nord-est de la chaîne de Tslv-Goaborl (N°50) composée de roches carbonates crétacées, cette région pré¬ sente une faible karstification sur sa superficie de 460 ka2. Outre les phénomènes purement karstiques, la plaine de Colchide comporte également des phénomènes clasto-karsti ques dans les régions de Batcha, d'Otkhara, de Douripchi, de DjaVi et de la Mingrélie centrale. Région clasto-karstique des hauteurs de Batcha (N°51) s'étend sur la rive gauche du Mtchista, au Sud du village d'Otkhara. De faible superficie (2k®2), elle est constituée, entre autres, de calcaires du miocène moyen, en con¬ glomérats, et l'on y rencontre des puits et des cavernes. Région clasto-karstiques d'Otkhara (N°52) située dans les environs du village du même nom, elle a une superfi cie de 4 kn2. On y rencontre cavernes, puits, etc..., dans les conglomérats de calcaires alluviaux et déluviaux. Plateau cl asto-karsti que de Douripchi (N°53) ce plateau est situé à l'Est de la région d'Otkhari, entra le ïetrTskali (Khipsta) et le Goudoou; sa superficie atteint 47 ka2; sous forae de do'lines, puits, cavernes et autres phé¬ nomènes de cet ordre, on y rencontre des phénoaènes karstiques bien évolués dans les conglomérats du Quaternaire , alluviaux et, en partie, déliviaux. Région clasto-karstique de Djali (N°54) située entre le Mokva et le Galidzga, sa superficie est de 55 ka2. On y rencontre des formes clasto-karstiques souterraines bien évoluées dans les conglomérats de calcaires pliocènes kimaeridgiens qui sont recouverts d'une couche de 5-6 m. d'épaisseur de sédiments sable-argileux. Région de la Hingrélie Centrale (N°55) cette région est particulièrement riche en phénomènes clasto-karstiques. Située entre l'ingouri et le Tekhouri, elle occupe une superficie de 555 km2. Le clasto-karst se présente ici sur¬ tout sous foraes de cavités et cavernes souterraines, les cavernes se rencontrant dans les conglomérats de calcai¬ res et de porphyrites du néogène. Dans la plaine de la Basse-Khartlie , aux environs de Tbilissi et dans les réglons, situées à l'Est et à l'Ouest de cette ville, on rencontre, dans les couches de gypse êocénien, de nombreux phénoaènes de suffosion. Il s'afit de la région indiquée sur la carte sous le N°56 Région de suffosion de Tbilissi . Région karstique argileuse de la Kakhétie Extérieure (N°57) cette région est située dans la partie orientale de la Kakhetie Extérieure, entra l'Alazani et l'Iori. Ella est fortement karstifiêe dans ses parties composées d'ar¬ giles mio-pliocênes, de roches en partie calcaires et de grès. Il s'agit 13 d'un Karst calcaire. C'est encore le Karst calcaire que l'on peut rencontrer en Gourie, dans les environs des villages de : Artcheouli (Ebalaouri), Etserissa, etc...,ici, les phénomènes de suffosion ont provoqué dans les calcaires la formation de foraes en entonnoir.

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M 38/7 1Gvozdensky N. 2Kavrichvili K 3Kavrichvil i I' 4Klpiani Ch. 5Kipiani Ch. 6Kipiani Ch. 7Kipiani Ch. 8Kipiani Ch. 9Kipiani Ch. f 10Marouachvil i 11Tintil izov Z. BIBLIOGRAPHIE A. Essai de division en régions Karstiques du Grand Caucase Recueil de Géographie Société Géographique d'URSS t.l, Géomorphologie et Paléogéographie, ed. AN URSS, Moscou, 1952, p. 6 4-80 -(en langue russe). ti. Typologie du paysage karstique d'Abkhasie, Session scientifique de la Société Géo¬ graphique de la Géorgie communications et rapports Tbilissi, 1961, p. 3 2-34 (en langue géorgienne). [h, 3. Types de paysages karstiques de haute montagne en Abkhadie, "Paysages de haute mon¬ tagne de Géorgie" (Institut Géographique Vakhouchti de la R.S.S. de Géorgie) ed. "Metsniereba",Tbilissi , 1966, p . 1 8 -52(en langue russe). A propos de la carte géomorphologique du relief karstique de la R.S.S. de Géorgie (du versant sud du Grand Caucase) IV o session scientifique de la Faculté de géo¬ graphie-géologie de l'Université d'Etat de Tbilissi communications et rapports Tbilissi, 1960, p. 5-7 (en langue géorgienne). Essai de division en régions géomorphologiques karstiques de la Géorgie travaux de la Société Géographique de la R.S.S. de Géorgie, t. VIII, 1965, p. 25-46 ( en langue russe). A propos des types gêomorphologiques du Karst Géorgien "Cavités et cavernes de Géorgie" t.lll, ed. "Metsniereba", Tbilissi 1965, p. 41-47 (en langue russe). Types gêomorphologiques du Karst de Géorgie et possibilités d'évolution de cavités dans ce Karst. Actes du IV Congrès International de Spéléologie en Yougoslavie t.lll, Ljubliana, 1968, p . 503-507 (en langue russe). Du cadastre des cavités karstiques de Géorgie, Travaux de la Société Géographique de la R.S.S. de Géorgie t. IX-X, Tbilissi, 1967, p p . 227-284 (en langue russe). Tintilozov Z., Okrodjanachvi 1 i Ar., Djichkariani V., Cadastre des cavités karstiques de la Géorgie Institut Géographique Vakhouchti de la R.S.S. de Géorgie ed "Metsnie¬ reba", Tbilissi 1966, pp. 259 (en langue géorgienne). L. Essai de caractérisation de la bande karstique en Géorgie occidentale, du point de vue géographique et spéléologique."Cavité et cavernes de Géorgie", t.l. 1963, pp. 5-22 (en langue géorgienne, résumé en langue russe). .K. De quelques problèmes de spéléologie physique des régions karstiques du versant sud du Grand Caucase (sur le territoire de la Géorgie occidentale)Actes du IV o Con grès International de Spéléologie en Yougoslavie, t.lll, Ljubliana 1968, pp. 625 (en langue russe).

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M 39/1 Sur l'évolution de quelques régions karstiques de la Roumanie MARCIAN D. BLEAHU (Bucarest/Roumanie) L'un des plus prégnants caractères de la morphologie des Carpates roumaines c'est l'existence des plates-formes d'érosion. Mises en évidence, décrites et cartographiêes dès le début du siècle par Em. de Martonne (1907,1927), les plates-formes d'érosion des Carpates ont servi â la première application de la théorie de l'évolution cycli¬ que de Davis. Depuis lors de nouvelles données se sont accumulées, permettant d'établir plus exactement leur 3ge et de préciser leur évolution, sans qu'on changeât les lignes générales déterminées avec géniale perspicaci¬ té par Em. de Martonne. Dans les Carpates méridionales et les Monts Apuseni , on connaît trois plates-formes d'érosion qui ont été modelées pendant le Tertiaire. Elles ont été dénommées et datées par Em. de Martonne, de la manière suivante : Borascu,d' âge paléogène; Riu Ses, d'âge miocène et Gornovitza, d'âge pliocène. Dans le massif Qodeanu et les monts Mehedintzi, elles ont les altitudes suivantes : 1900 m, 1200 m, 500 m. Dans les autres groupes montagneux, les altitudes des plates-formes varient, ce qui a empêché de les intégrer, de fait que de Martonne même a préféré leur donner des noms régionaux. Du point de vue génétique, les plates-formes d'érosion des Carpates sont le résultat d'un processus de pénêplanation, inégalement accompli. La plate-forme paléogène représente une pénéplaine presque parfaite, tandis que la plate-forme miocène n'a pas dépassé un état de maturation, de sorte que son énergie de relief resta relativement grande (de 200 à 300 m). Enfin, la plate-forme pliocène présente un relief de pênéplanation avancée. La disposi¬ tion étagée des pénéplaines met en évidence un processus de soul è vement des montagnes en saccades à longues pério¬ des de stagnation. Le modelage d'une pénéplaine laisse supposer qu'elle se trouvait, à ce temps-là, au niveau de la mer et que le matériel érodé soit déposé dans la mer voisine. Le phénomène est prouvé du point de vue géologi¬ que par des dépôts sédimentaires marins ou lacustres, correspondant à chaque plate-forme. Les plates-formes d'érosion des Carpates tranchent des roches éruptives, métamorphiques et sédimentaires, parmi les dernières se trouvant aussi des calcaires. Il est significatif que les calcaires et les roches imperméables sont tranchés dans les mêmes limites d'altitude, fait qui permet d'équivaler les surfaces karstiques (les karstopl ai nés) avec les surfaces d'érosion. C'est dans les Monts Mehedintzi, les Monts du Sanat occidental et les Monts Apuseni qu'on rencontre les aspects les plus significatifs à cet égard. Par exemple, la plate-forme pliocène (Gornovitza) coupe dans le plateau de Mehe dintzi sans aucune distinction les formations métamorphiques des lambeaux de recouvrement de la nappe gétique et les roches calcaires et non calcaires du sédimentaire autochtone. On rencontre la même situation en Banat, mais ici à l'encontre de Mehedintzi oà les calcaires ne forment que de bandes, on trouve des surfaces vastes calcaires. Les plateaux Bradet, Caras, Buhui sont pratiquement un prolongement de la plate-forme développée sur les roches imper¬ méables la même plate-forme se retrouve dans les Monts Apuseni oïl elle forme les vastes karstoplaines du plateau Vascau et les monts Padurea Craiului. Pour la plate-forme intermédiaire, miocène, ce sont les karstoplaines Carbunari de Banat et surtout celles de Scarisoara et Batrina (Padîs) des Monts Apuseni qui sont caractéristiques. Même la plate-forme supérieure, paléogène, se prolonge sans aucune différentiation dans la karstoplaine Albele des Monts uodeanu. Bien sûr que l'intégration des karstoplaines dans les plates-formes d'érosion doit être envisagée dans les limites générales de l'évolution du relief majeur car le relief mineur met en évidence la différence lithologique par des formes karstiques spécifiques. Ainsi les karstoplaines présentent une plus grande énergie de relief à cause de 1' enfouissement vertical des eaux par corrosion, tandis que les plates-formes, soumises â un régime êrosif fluviátil, ont un relief plus faible. De plus, les karstoplaines présentent une dissection avancée â rudiments de réseaux hydrographiques, pendant que les plates-formes dévelopées sur des roches imperméables ont des réseaux hydrographi¬ ques dendritiques normales. Mais ce sont des détails. Il reste certain que les karstoplaines s'inscrivent dans les mêmes limites d'altitude que les surfaces d'érosion non karstiques. Il s'en suit qu'elles ont parcouru le mê¬ me chemin, c'est-à-dire que les karstoplaines sont le résultat des processus de nivélation fluviatile, de pênêplanation. En aboutissant â cette conclusion, on est arrivé à l'un des problèmes les plus discutés de la morphologie karsti que : la possibilité du modelage karstique par des processus d'érosion fluviatile. En opposition avec les affir mations de certains auteurs (par exemple, Roglic, 1957,1960) qui nient cette possibilité ou lui font des restric¬ tions, force nous est de constater la réalité de ce processus, malgré les nombreux arguments d'ordre théorique qui s'y opposent.

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M 39/2 Plus encore, l'analyse siorphologi q ue de détail met en évidence que ce que l'on a appelé plus haut, en parlant des Karstoplaines, “rudiments de réseaux hydrographiques", sont en réalité les témoins des réseaux hydrographiques normaux,dis¬ séqués par captures souterraines. Presque partout on peut reconnaître des vallées anciennes, des cols par lesquels ont passé des ruisseaux, des alluvions de roches allochtones parsemées dans des lits anciens. Presque sur toutes les karstoplaines on peut réconstituer de cette manière des réseaux hydrographiques fossiles, démembrés, qui peuvent ainsi être poursuivis au-delà des zones karstiques, sur les roches imperméables. L'étude des karstoplaines des Carpates conduit donc à la conclusion que celles-ci ont subi une érosion fluviatile ini tiale, suivie par le modelage karstique. La succession de ces deux phases est une autre réalité qui contredit des idées théoriques qui paraissaient avoir toutes les chances d'exprimer une réalité et qui statuaient que dans le karst ces deux processus sont simultanés, et non successifs. Après avoir établi que les zones calcaires des Carpates ont parcouru une évolution polycyclique, essayons de voir dans quelle mesure celle-ci a influencé la spélêologenèse. L'étude statistique d'une centaine de grottes du plateau et des Monts Mehedintzi (V. Oecou, A. Decou, M.Bleahu, 1967) a démontre'qu'en majorité les grottes se trouvent à des altitudes de 400 m à 500 m, ce qui correspond à l'altitude actuel¬ le de la plate-forme pliocène. Ces grottes se sont formées soit après la genèse de la plate-forme, leurs altitudes de¬ vant coïncider forcément à celle du relief actuel, soit en même temps que le modelage de la plate-forme. Le premier n' est possible que pour les grottes formées par l'eau d'infiltration (qui ne représentent que 15$); le reste de 85$ sont des grottes horizontales, formées par une circulation horizontale de l'eau. Comme ces eaux ne circulent plus de nos jours, les grottes étant en train de fossilisation, il en résulte que ces grottes se sont formées avant le soulèvement de la karstoplaine, donc lorsque cette dernière se trouvait encore au niveau de la mer. Las résultats de l'étude des grottes du plateau de Mehedintzi sont également valables pour celles du Banat. Ici, laplupart des grottes inactives, formées par une circulation horizontale de l'eau, se situent entre 450 m et 550m, c'est-àdire au niveau de la plate-forme pliocène et entre 300 m et 350 m. Enfin, dans les Monts Bihor, les grottes sont grou¬ pées d'une part à 1200 m et de l'autre à 700 m, les premières correspondant à la plate-forme miocène et les autres à un niveau inférieur à la plate-forme pliocène. Le groupement des grottes à l'altitude des plates-formes d'érosion prouve qu'elles en sont liées du point de vue géné¬ tique et temporel et représentent donc une génération synchrone au modelage des plates-formes. Pour connaître la ma nière dont elles ont pris naissance, il suffit d'examiner leur morphologie de détail. La plupart présentent des tra ^tes évidentes d'écoulement sous charge. Les sections transversales de galeries sont arrondies; il y a de nombreux la¬ byrinthes, des canaux anastomosés, des galeries en cul-de-sac; des plafonds présentent des septes de corrosion.des ar¬ cades de dissolution et les parois des hiéroglyphes de corrosion. Toutes ces formes indiquent clairement une période Initiale d'écoulement de l'eau sous charge, suivie d'un écoulement à niveau libre qui a déterminés des remodelages. En tenant compte de ces détails et de l'évolution polycyclique du relief, on peut imaginer l'évolution des zones karsitiques des Carpates méridionales et des Monts Apuseni de la manière suivante. 'Après l'achèvement structural dû aux mouvements laramiens, les Carpates ont été exondées de sorte que pendant le Pareogêne la pénéplaine supérieure a été modelée au niveau de la mer, sans qu'un relief karstique important ait pris nais , sanee. Les calcaires, en majorité d'9ge triasique, jurassique et éocrétacé, étaient encore recouverts par leur enve loppe stratigraphique ou tectonique (nappes de charriage), A la suite du soulèvement en bloc des Carpates, déterminée par la phase tectonique savique, pendant le miocène a été ¡modelée la plate-forme moyenne. Les calcaires, mis à nu par l'érosion, ont été fortement karstifiés à la surface. En même temps, le drainage souterrain vers le niveau de base, déterminé par la mer miocène qui entourait les Carpates, a ?eu comme résultat la formation, en conditions d'écoulement phréatique, de la première génération de grottes, qu'on trou;Ve aujourd'hui au niveau de la plate-forme miocène. Des processus spêlêogênétiques ont eu lieu aussi dans les calcai¬ res situés plus haut,correspondant à la plate-forme paléogène, mais leur niveau étant au-dessus du niveau de base, ce sont seulement des écoulements vadoses qui ont pu s'établir, de sorte que dans ces calcaires on trouve surtout des goi/fres et peu de grottes à développement horizontal. A la limite Miocêne/Plioeêne un nouveau soulèvement des Carpates a eu lieu, à la suite des mouvements attiques, ayant ,les conséquences suivantes : r durant le Pliocène est tranchée la plate-forme inférieure au niveau des lacs qui constituaient les vestiges de la mer miocène; â ce niveau est creusé, en régime phréatique, une nouvelle génération de grottes qu'on trouve aujourd'hui liées à ce ‘niveau; les grottes, creusées pendant le Miocène en régime phréatique, passent à un régime vadose, certaines galeries étant rémodelées, mais la plupart colmatées; sur toutes les surfaces calcaires soulevées (donc sur les karstoplaines paléogènes et miocènes) prennent naissance des .grottes en régime vadose, engendrées soit par l'eau d'infiltration, soit par des rivières soutorraines formées à ce

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M $9/3 teœps-lâ. Eiles ne présentent jaaais des traces d 1 é coulement sous charge. Ce dernier acte de l'achèvement des Carpates se produit pendant la Pleistocène. La chaîne est exhaussée de nouveau â la suite des mouvements valaques et c'est ce soulèvement qui lui a conféré l'aspect actuel, l'édifice entier étant porté â la hauteur d'aujourd'hui. La plate-forme inférieure, est soulevée jusqu'à 400-500 m, entraînant à la fois les karstoplaines et les grottes respectives. Celles-ci passent maintenant â un régime vadose, les formes vadeuses se superposant aux formes phréatiques. En même temps, dans les calcaires déjà soulevés, les processus spêlêogênêtiques en régime vadose continuent. Pendant le soulèvement de la plate-forme inférieure il y a eu des moments de stagnation qui ont conduit d'une part â la formation des terrasses fluviátiles et d'autre part à la formation des grottes qu'on trouve depuis 300 m d'altitu¬ de jusqu'au niveau des thalwegs actuels. Leurs récents passages à un régime d'écoulement à niveau libre explique pour¬ quoi on n'a jamais trouvé dans ces grottes des dépôts plus anciens que le Pleistocène moyen. En même temps, c'est aus¬ si l'explication de leur morphologie d'écoulement sous charge, bien que ces grottes puissent être raccordées aux ni veaux des terrasses. En conclusion, la genèse et l'évolution des régions karstiques de la Roumanie ont été déterminées par les phases de soulèvement des Carpates. L'évolution polycyclique du relief carpatique a eu comme conséquence de modelage des Karstovplaines étagées aux niveaux oû se trouvent aussi les plates-formes d'érosion. En même temps dans les plates-formes se sont creusées les grottes auxquelles on peut appliquer la théorie des deux cycles de W.M. Davis, c'est-à-dire qu'elles ont pris naissance dans un régime phréatique pour passer ensuite â un régime vadose. Cette affirmation n'est valable que pour les grottes à développement prédominant horizontal et à morphologie phréatique. Les autres grottes, exemptes d'une telle morphologie, ont été creusées en régime vadose après le soulèvement des masses calcaires dans lesquelles elles se trouvent. BIBLIOGRAPHIE BLEAHU, M., RUSU, 1. (1964) : The karst of Romania a brief outlook, Rev. Roum. de Gêol., Glophys. et Gêogr., Sêr. Géogr., T 8, Bucuresti . DAVIS, W.M. (1930) : Origin of Limestone Caverne. Bul 1 . G e ol.Soc.Amer. , Vol. XLI. DECOU, A., DECOU, V., BLEAHU, M. (1967) : Grottes d'Oltenie explorées de 1959 à 1962. Dans le volume "Recherches sur les grottes du Banat et d'Oltenie, Roumanie 1959-1962", Ed.CNRS, Paris. Recherches sur l'évolution morphologique des Alpes de Transylvanie, Rev. de Géogr., T. I, Année 1906-1907, Paris. Excursions géographiques de l'Institut de Géographie de L'Université de Cluj en 1921. Résultats scientifiques. Trav. Inst. Géogr. Univ. Cluj, Vol. I, Cluj. Das Verhältnisder Flusserosion zum Karstprozess Zeitschf. f. Geomorphol. Bd. 4, H.2, Berl in. MART0NNE, Em. de (1907) MART0NNE, Em. de (1922) R0GLIC, J. (1960)

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Karsterscheinungen im Raume von Stuttgart M WINFRIED REIFF & WINFRIED STRÖBEL (Geologisches Landesamt Baden-Württemberg, Zweigstelle Stuttgart, Bundesrepublik Deutschland) Stuttgart liegt in der südwestdeutschen Schichtstufenlandschaft. Die Schichten fallen generell nach SE ein. Deshalb streicht der Muschelkalk iœ N und W von Stuttgart aus und bildet dort die sog. Gäuflächen. In den geklüfteten Kalken dringt das Niederschlags¬ wasser ein und löst außer de® Kalk auch die im Mittleren Muschelkalk rund 70 u mächtige Gips« und Steinsalzserie auf. Großflächige Senkungen und Dolinen sind die Folge. Entsprechend dem Schi c htfal 1 en und begrenzt durch die Verwerfung des Fildergrabens fließt das eingedrungene Wasser unterirdisch bis nach Stuttgart-Bad Cannstatt, wo es in Form von Mineralquellen aufsteigt. Im Einzugsgebiet wird als Beispiel für die zahlreichen Dolinen das "Gran del och" besucht (100 m lang, 40 m breit, 12 ® tief, Name von den seit 1700 in Perouse siedelnden französischen Waldensern). Häufig sind Dolinen über linearen Kluftzonen angeordnet. 100 m westlich des Haltepunkts Ruteshei® wird die Verwerfungszone spitzwinklig geschnitten (Naturdenkmal Wasserbachverwerfung). Im Wandergebiet des Mineralwassers wird der Muschelkalk von den Schichten des Keupers überlagert. Im Keuper treten mehrere Gipshorizonte auf. Die ca. 20 ® mächtige Schicht des Grundgipses und der Gipskeuper zeigen im Ausstrich starke Verkarstungs¬ erscheinungen mit Dolinenbildung (Beispiel: Tachensee Stuttgart-Weiliadorf bei Korntal) und Gebäudeschäden durch Setzungen (Tamowitzer Straße in Stuttgart-Bad Cannstatt), wo mehrere Häuser abgerissen werden mußten. Die Gebäude neben den Lücken zeigen vielfach Risse. Auf der Straße brachen Dolinen ein. Zahlreiche Un t ersuchungsbohrmgen trafen Auslaugungshohlräume an, die hier bis zu 50 n unter der Erdoberfläche liegen). Die Verkarstungserscheinungen in den Grundgipsschichten finden sich in einer den Fuß der Berghänge begleitenden Zone. Im Vorland ist die Auslaugung so weit fortgeschritten, daß die Deckschichten nachgebrochen und bereits wieder konsolidiert sind. Die Cannstatter Quellen stellen das zweitgrößte Mineralwassersystem Europas (nach dem System von Budapest) dar. Auf verhältnis¬ mäßig engem Raum treten derzeit in 23 Bohrfassungen und einer natürlichen Quelle insgesamt 220 1/s Wasser aus. Sichtbare und unsichtbare wilde Austritte in der Talaue und im Neckarbett kommen hinzu, so daß die Gesamtschüttung mit etwa 300 1/s angenommen werden darf. Drei verschiedene Typen von Mineralwasser sind zu unterscheiden: 1. Typ: nur Gottlieb-Daimler-Quelle: Ca Na CI Wasser. 2. Typ: Wilhelmsbrunnen, Insel quelle: Na Ca CI SO. HC0, Wasser» 3» Typ: Kellerbrunnen, Mcmbachquel l e : Ca S0^ HCO^ Wasser. Die Gottlieb-Daimler-Quelle mit einer Konzentration von etwa 13 g/kg ist mittels einer 164 s tiefen Bohrung im Mittleren Muschelkalk gefaßt. Der 2. Typ entstammt einer höheren Etage (Konzentrationen zwischen 2,8 und 6,5 gAg und l,o 1,9 gAg freies CO^). Diesem Typ gehören alle im S erbohrten Wässer an. Im N sind die Wässer gefaßt, die dem 3. Typ zugehören (Konzentrationen zwischen 1,1 und 2,1 g/kg). Alle Wässer besitzen erhöhte Temperatur (1421 C, je nach der Mächtigkeit der Überlagerung im Wandergebiet, geothermische Tiefenstufe 25 m/l C). Die vom N Wanderweg herstammenden Wässer sind schwächer mineralisiert, weil der Muschelkalk in dieser Region schon stärker ausgelaugt ist. CO^ kommt erst im Aufstiegsgebiet hinzu (postvulkanische Erscheinung). Die Wanderzeit wurde auf ca. 12 Jahre berechnet. Durch die Cannstatter Mineralquellen sind während der Warmzeiten des Holsteinund Eem-Interglazials sowie im Klimaoptimum des Holozäns ausgedehnte Travertinkomplexe entstanden. Die Fossilreste in den Travertinen liefern wesentliche Anhaltspunkte für di® Gliederung des Pleistozäns. Durch die starke Kalklösung im Untergrund von Cannstatt kam es wiederholt zu lokalen Absenklungen, für die es in den Travertinvorkommen Beweise gibt. Stuttgart lies in the south-west German scarplands. in general, the strata are inclined to the south-east. For this reason, the Muschelkalk is striking out in the north and west from Stuttgart, and forms there the socalled "Gäuflächen". Rain-water penetrates the fractured limestone and dissolves besides the limestone the gypsum and rods salt series, about 70 m thick, in the Middle Muschel¬ kalk. Dolines aid subsidences of large areas are the result of this. Corresponding to the inclination of the stratum, and limited by the fault of the Fildergraben, the water is forced to flow underground as far as Stuttgart-Bad Cannstatt, where it rises in the form of mineral water springs. In their catchment area, the "Grandeloch" is visited as an example of the many dolines. It is 100 ® long, 40 m wide, 12 m deep, and was named by the French "Waldenser" settling in Perouse since the year 1700. Dolines are often located along linear fault zones. 100 m west of the Rutesheim railway stopping point, the fault zone is angularly cut (natural monument "Wasserbach fault"). In the migration area of the mineral water, the Muschelkalk is overlaid by strata of the Keuper. Several gypsum layers occur in the Keuper. The basal gypsum stratum (Grundgips), about 20 m thick, and the Gipskeuper show in outcrop strong karst phenomena with formation of dolines (e.g. Tachensee at Stuttgart-Weilimdorf near Komtal ) , and building damage due to subsidence (Tarnowitzer Strasse in Stuttgart-Bad Cannstatt, where several houses had to be demolished. The buildings near the gaps are cracked in many; places

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Grenz bonebed Naturdenkmal Vasserbachverwerfung am Haltepunkt Rutesheim

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M 40/3 Dolines brake down in the street. Many experimental bores uncovered solution cavities, which lie here up to 50 m under the earth's upper surface,). The karst phenomena in the Grundgips are in a region at the foot of the mountain slopes. In the foreland, solution has proceeded so far that the covering strata have already been broken and consolidated again. The Cannstatt springs are the second largest mineral water system in Europe (next to the Budapest system). In a relatively limited space, from 23 bores and one natural spring issue 220 1/s water at this time. Visible and invisible wild exits in the meadows of the valley and in the bed of the Neckar can be added to this, so that the total discharge can be taken at approximately 300 1/s. There are three differing types of mineral water (p. M 40/1). The Gottlieb Daimler spring, with a concentration of about 13 g/kg is sunk by a 164 m deep bore in the Middle Muschelkalk, The 2nd type comes from a higher level (concentrations between 2.8. and 6.5. g/kg, and 1.0 1.9 g/kg free CO^). All waters bored in the south belong to this type. The waters which are taken in the north are those which belong to the 3rd type (concentrations between 1,2. a nd 2.1 g/kg). All waters have a higher temperature, (14 21 C), according to the thickness of the covering in the migration area, geothermal depth grade 25m/l C). The waters coming from the northern migration area do not have such a high mineral content, because the Muschelkalk in this region has already been more strongly soluted. CO^ is only added in the rising district (post-volcanic phenomenon). The migration time has been reckoned to last a period of about 12 years. During the warm periods of the Holstein and Eem interglacial, as well as in the climatic optimum of the Holocene, extended travertine complexes arose through the Cannstatt mineral springs. The fossil remains in the travertine give considerable references for the stratigraphy of the Pleistocene, Because of the extensive dissolving of the limestone under Cannstatt, repeated local subsidences have taken place, for which proof is given in the travertine occurrences. Stuttgart se trouve dans la région des cuestas du Sud de l'Allemagne, Les couches sont toutes inclinées vers le S.E. C'est pourquoi le Muschelkalk s'étend au N et à l'O de Stuttgart et y forme les plaines appelées "Gäuflächen". Les eaux pluviales pénètrent dans les calcaires escarpés et y ne dissolvent seulement le calcaire, mais aussi la couche de gypse et de sel gemme puissante de 70 m située dans le Muschelkalk moyen. Le résultat sont des affaissements et des dolines avec des surfaces grandes. L'eau d'infiltration s'écoule selon la déclivité des couches, avec délimitation par la faille du "Fossé de Fil der", pour rejoindre à StuttgartB ad Cannstatt, par voie souterraine, où elle remonte en surface sous forme de sources d'eau minérale. Dans la région de drainage des sources d'eau minerale, on visitera le "Grandeloch" (longueur 100 m, largeur 40 m, profondeur 12 m; nom donné par les léonistes français émigrés à Pérouse depuis 1700) comme exemple des nombreuses dolines, qui se trouvent fréquemment au-dessus de zones de plissements linéaires. 100 m à l'ouest de l'arrêt de chemin de fer à Rutesheira, la faille est coupée à angle aigu (monument naturel, faille de Wasserbach). Dans la région d'écoulement des eaux minérales, le Muschelkalk est couvert par les couches de Keuper, dans lequel se trouve plusieurs horizons de gypse. La couche de gypse basal à une épaisseur de 20 m environ et le keuper gypseux présentent dans la zone d'affleurement des phénomènes de karstification prononcée avec formation de dolines (exemple: Tachensee Stuttgart-Weilimdorf à Korntal ) et endommagement des bâtiments par affaissement du terrain (Tamowitzer Strasse à Stuttgart-Bad Cannstatt, où il fallut démolir plusieurs maisons. Les bâtiments situés dans les intervalles présentaient de nombreuses fissures. Des dolines se creusèrent sur la route. D'innombrables forages expérimentaux rencontrèrent des souterrains formés par lessivage et situés ici jusqu'à 50 m en-dessous du niveau du sol). Les phénomènes de karstification des couches de gypse basal se trouvent dans une zone suivant le pied des coteaux. Aux alentours, le lessivage est si avancé que les couches supérieures sont fissurées et déjà consolidées à nouveau. Les sources de Cannstatt constituent le deuxième plus grand système d'eau minérale d'Europe (venant après le réseau de Budapest), Sur un espace relativement étroit, il s'échappe actuellement un total de 220 1/s, par 23 forages armés et une source naturelle. Quand on ajoute les maintes sorties incontrôlées visible et invisible au fond de la vallée, on doit estimer un débit de 300 1/s en total. On y distingue trois types différents d'eau minérale: (p. M 40/1). La source Gottlieb Daimler a une concentration d'environ 13 g/kg et est armée dans le Muschelkalk moyen, à l'aide d'un forage à une profondeur de 164 m. Le 2ème type jaillit d'un étage plus élevé (concentration entre 2,8 et 6,5 g/kg et 1 ,o à 1,9 gAg de CO^ libre). A ce type ap artiennent tous les fontaines forées au sud. Au nord, nous avons collecté l'eau appartenant au 3ème groupe (concentration entre 1,2 et 2,1 g/kg). Toutes les eaux ont une température élevée (14 à 21 C), selon l'épaisseur des sediments couverts dans la zone de ruissellement; taux de progression géothermique 25 m /I C). Les eaux de ruissellement provenant du nord sont moins minéralisées, parceque car dans cette région, le Muschelkalk est déjà plus fortement lessivé. Le CO^ n'existe que dans la zone ascendante (phénomène post-volcanique). La durée d'écoulement a été calculé à 12 ans environ.

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M 40/ 4 m Einsickerungsgebiet der KNNXN Aufstiegsgebiet der Mineralwässer SNSSOI Mineralwässer 0 Quellen und Q erbohrte Wässer mit folgenden Gehalten an gelösten Stoffen: mg/l ® ® 0-1000 • 9 1000-1500 mg/l • 9 1500-4000 0 © über 4000 ^ Wanderweg der Mineralwässer —-3 Versickernde Bäche Steinsalz im Mittleren Muschelkalk + durch eine Bohrung im Vogelsang¬ tal in Stuttgart nachgewiesen Herkunft der Mineralwässer von Stuttgart-Bad Cannstatt. WNW ÖSOlSW NO Strohgäu Glemswald Flacht S\rude\Solitude |l II Schmidener Feld Keuper Oberer Muschelkalk Mittlerer Muschelkalk Unterer Muschelkalk I Steinsalz r Wanderweg ^ Gips » °o f o Kohlensäure '"^des Wassers K arstwasserspiegel Vereinfachter geologischer Schnitt durch das Einzugsgebiet der Mineralwässer von Stuttgart-Bad Cannstatt. (Abbildungen aus W. STROBEL : Die Mineralwässer von Stuttgart-Bad Cannstatt.Erl .z.Geol .Karte v.Stuttgart Umgebung 1 :50 000, Freiburg 1959)

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Veröffent lichungen des Verbandes der deutschen Höhlenund Karstforscher e.V, München zu beziehen durch die FR. MANGDLD'SCHE BUCHHANCLUNQ, D 79o2 Blaubeuren, Karlstrasse ö, Postfach 37 JAHRESHEFTE FÖR KARSTUND HÖHLENKUNDE (Mitgliederpreise in Klaswern) 1„ Heft 196o: "Karst und Höhlen in Gebiet der Brenz und der Lone (Schwab. Alb)" XXIII u. 274 S„,143 Abb.,1 Karte 1 : 5o ooo. 8 ,DM ( 6 . 8 o DM). 2. Heft 1961: "Karst und Höhlen in Westfalen und in Bergischen Land" ~ XXII u. 297 S., 1o6 Abb., 1 Faltkarte. 8.2o DM (6.9o DM). 3. Heft 1962: "Das Laubensteingebiet in CHiengau = seine Landschaft, seine Höhlen und Karsterscheinungen" XVIli u. 338 S., 9o Abb„, 12 Beil. (1 geol. Karte 1 : 12 boo). 11.5o DM (9.5o DM). 4. Heft 1963: "Von Wasser und von den Höhlen der nittleren Schwäbischen Alb (östl. Teil)" XXXII u. 384 S., 153 Abb„, 1 Karte 1 : 5o ooo u„ 5 Beil. * 12.8o DM (lo.9o DM). 5. Heft 1964: "Fachwörterbuch für Karst= und Höhlenkunde (Speläologisches Fachwörterbuch)" vergriffen. 6 . Heft 1965: 'Cie Alblardschaft zwischen Rosenstein und Wasserberg" = XX u. 192 S., 72 Abb., 1 Karte 1 : 5o ooo 7 Beil. = 12.DM (lo.5o DM), 7. Heft 1966: "Die nördliche Frankenalb = ihre Geologie, ihre Höhlen und Karsterscheinungen", 1 . Bd. XVIII u. 118 S.,, 3o Abb., 1 Karte 1 : 5o ooo 13. 5 o DM (l1.5o DM). 8 . Heft 1967: "Die nördliche Frankenalb ihre Geologie, ihre Höhlen und Karsterscheinungen", 2. Bd. : "Die H öhlen des Karstgebietes A Königstein" XVIII u. 196 S., 1 Abb. 11. 5 o DM (lé.DM). 9. Heft 1968/69: "Der Südharz seine Geologie, seine Höhlen und Karsterscheinungen" XVI u. 112 S„, 27 Abb., 2 Tab., 4 Beil. 1o.8o DM (9.5o DM). 10. Heft : "Mittlere Schwäbische Alb (Arbeitstitel). BIBLIOGRAPHIE FÜR KARSTUND HÖH ERKUNDE IN DEUTSCHLAND Nr. 1 (1959) vergriffen, Nr. 2 (l96o) Nr. Io (1969) 1.2o 2„4o DM (-.80 1 . 6 o DM). SCHAUHÖHLEN DER BIÍI D ESREPUBLIK DEUTSCHANO (vergriffen) ABHANDLUNGEN ZUR KARSTUND HÖHENKUNDE Reihe A (Speläologie) Heft 1 (1966): HENNE & KRAUTHAUSEN: "Eine seisaische Methode zur Ortung geologischer Feinstrukturen des Untergrundes" 16 S, 6 Abb. 3.DM. Heft 2 (1966): GERSTENHAUER i PFEFFER: "Beiträge zur Frage der Lösungsfreudigkeit von Kalkgesteinen" 46 S.,1o Diagr. 5.-DM. Heft 3 (1968): ADAM, BINDER, BLEICH 8 DOBAT: "Oie Charlottenhöhle bei Hürben" 54 S., 32 Abb., 3 Tab., 1 Ran 2.OM. Heft 4 (1969): BINDER, ELEICH 8 DOBAT: "Die Nebelhöhle (Schwäbische Alb)" 55 S., 36 Abb., 1 Tab., 1 Ran 2.5o OM. Heft 5 (1969): GERSTENHAUER: "Die Karstlandschaften Deutschlands" ~ 8 S„, 1 zweifarbige Karte 3.5o DM. Heft 6 (1972): "Das Gipskarstgebiet bei Düna" (Arbeitstitel). Haft 7 (1972): SCHMID, STIRN 8 ZIEHER: "Die Olgahöhle in Honau" 53 S., 28 Abb., 4 Tab., 1 Ran 2.5o DM. Reihe B (Hydrologie) Heft 1 (1969): HERRMANN: "Die geologische und hydrologische Situation der Rhusequelle an Südharz" 6 S.,2.Abb. 1.DM. Reihe C (Vorund Frühgeschichte, Anthropologie) Heft 1 (1971): DOMNING: "Zur Technik der Eiszeitmalereien im franco-cantabrisehen Raum" 26 S., 12 Abb. ( 4 farbig) 5.DM. Reihe E (Botanik) Heft 1 (1964): STIRN: "KalktuffVorkommen und Kalktufftypen der Schwäbischen Alb" 92 S., 23 Abb. , 3 Prof. 7.5o DM. Heft 2 (1965): GRÖNINGER: "Rezente Kalktuffbildung im Bereich der Bracher Wasserfälle" 113 S., 31 Abb., 9 Tab. 8 .DM.

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Heft 3 (1966): DOBAT: "Die Kryptogamenvegetation der Höhlen und Halbhöhlen der Schwäbischen Alb" 153 S,, 79 Abb., 21 Tabc i. lext, 14 fab. u„ 1 Karte als BEIL. « %  13„5o DM. Reihe F (Geschichte der Speläologie, Biographien) Heft 1 (1967): BERGER: "David Friedrich Weinland" %  = 32 S„, 1 Abb. ~ 3.= 0«. Heft 2 (1967): BAUER: "Alte Höhlenansichten der Fränkischen Alb" * 36 S., 19 Abb. auf Tafeln => ?.• OM. Heft 3 (1969): GRIEP, LAUB A STOLBERG: "Harzer Höhlen in Sage und Geschichte" = 34 S. 3.« DM. Kleiner Führer zu den Exkursionen der 14. Jahrestagung des Verbandes der Deutschen Höhleno und Karstforscher e. V„ f München, vom 8. bis Io. Oktober 1971 in Kölbingen, Kreis Tuttlingen 21. S., 8 Abb. ~ 2.5o DM (2.OM), 5. INTERNATIONALER KONGRESS FÜR SPELÄOLOGIE STUTTGART 1969 Exkursionsführer Schwäbische Alb, Fränkische Alb, Bayerische Alpen, Dachstein, Tennengebirge » 92 S., 14 Abb. lo.-DM (3.8o DM). Exkursionsführer Schweiz ~ 47 S„, 25 Abb, 5.DM (2.* DM). Abhandlungen Band 1: Morphologie des Karstes Band 2: Speläogenese I Band 3: Speläogenese II / Höhlenbesiedelung Band 4: Biospeläologie Band 5: Hyti*ologie des Karstes Band 6: Dokumentation / Höhlentouristik.


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