Munţii padiş-scăRIŞoara studiu de geografie regională andrei indrieş

Formaţiuni neogene nu se găsesc în Munţii Padiş-Scărişoara, ele nefiind depuse iar dacă cumva au fost depuse asemenea depozite, atunci ele au fost îndepărtate de către eroziune. În schimb, apar formaţiuni cuaternare.

Munţii Apuseni au fost exondaţi definitiv la sfârşitul cretacicului, în urma mişcărilor laramice, devenind astfel un domeniu continental. În acest mod în tot timpul neozoicului au suferit o modelare subaeriană, rezultând suprafeţele de nivelare. Nivelările au dus la îndepărtarea tuturor depozitelor neozoice iar dacă se ţine seama de faptul că Apusenii s-au înălţat în pliocen cu aproximativ 300 m, rezultă că şi depozitele pliocene depuse au fost îndepărtate de către eroziune. Dintre depozitele cuaternare amintim pe cele periglaciare (glaciaţiunea nu a afectat Munţii Padiş-Scărişoara datorită altitudinii lor mai reduse), depozitele eluviale carstice, depozite chimice şi aluvionare, depozite proluviale-deluviale şi depozite de turbă.

Depozitele periglaciare. Munţii Apuseni nu au cunoscut în timpul pleistocenului o acoperire glaciară dar în schimb au fost afectaţi de climatul rece periglaciar care a determinat o gelifracţie puternică şi formarea unui sol îngheţat peren. Aceste două procese au dus la acumularea unor depozite specifice care pot fi desemnate ca eluvii, deluvii şi proluvii periglaciare. Procesele crioclastice au generat fragmente angulare de roci, de mărimi variabile, care s-au acumulat ca eluvii (pe culmile netede şi pe suprafeţele de nivelare), deluvii (pe pante) şi coluvii (la baza pantelor). Natura lor periglaciară este dovedită de faptul că sunt de cele mai multe ori fixate, în rare cazuri ele fiind remobilizate de procesele actuale. Grohotişuri periglaciare importante au generat mai ales rocile eruptive din Vlădeasa (ex. pantele sudice ale culmii Cârligatele, pantele vestice ale Bohodeiului, etc.) dar şi cuarţitele werfeniene au fost puternic fragmentate generând mari grohotişuri (ex. pe Măgura Vânătă). Dar şi calcarele generează mari acumulări la baza pereţilor abrupţi însă ele sunt nefixate datorită dizolvării lor continue, şi sunt mobile, la acţiunea ploilor (ex. la baza Vf. Piatra Arsă, la baza abrupturilor Bogăi, în Cetăţile Ponorului etc.). Tot ca depozite periglaciare sunt şi aluviunile ce se găsesc în unele bazine carstice închise, ca de ex., în Şesul Padişului, unde s-au acumulat pietrişuri în cantităţi mari, de peste 20 m grosime. M. Bleahu (1964) a determinat următorul model genetic: în bazinele închise cu drenaj subteran, în timpul unei faze glaciare, pergelisolul a impermeabilizat canalele de scurgere ale apelor, ceea ce a permis râurilor să curgă peste fundamentul calcaros, transportând şi aluviuni de cuarţite provenind din zona de obârşie a râurilor, adică de pe Măgura Vânătă în cazul Şesului Padiş. După topirea pergelisolului, în postglaciar, canalele s-au redeschis, apele au început să fie captate înainte de a ajunge în bazin, unde aluviunile acumulate, rămase ca relicte, s-au scurs local în aceste doline, generând tipicul relief de doline în care s-au acumulat ape rezultând lacuri.

Depozite eluviale carstice. Tot legate de carst trebuie semnalate depozitele eluviale acumulate pe platourile carstice. Este vorba de acumulări eluviale de argile reziduale, care rezultă prin decalcifierea calcarului şi care pot atinge 2-3 m grosime; ele pot masca complet substratul calcaros. De ele sunt legate zăcăminte de fier şi mangan. De multe ori aceste argile pot impermeabiliza fundul dolinelor astfel că în ele se pot acumula lacuri permanente ca, de exemplu, în Şesul Padişului, sau în Poiana Piatra Boghii=Vărăşoaia.

Depozite chimice. Intensele circulaţii de ape carstice au format la gura unor izvoare depozite de tufuri calcaroase (ex. Izbucul Ponorului, Izbucul Izvorul Rece, ş.a.), care prin fenomenul de diageneză se vor putea transforma în travertin. Aproape toate exurgenţele carstice prezintă astfel de depuneri, datorită faptului că apele sunt bicarbonatate.

Depozite aluviale. În cadrul munţilor există puţine terase, ele având o dezvoltare relativ restrânsă: Someşul Cald are terasa t₁, Crişul Negru doar la ieşirea în Depresiunea Beiuşului, Arieşul Mare 1-2 terase în bazinele pe care le străbate, etc. Aceste terase au strate foarte subţiri de aluviuni, de cca un metru (de exemplu, terasa primă a Pârâului Ponor din Padiş, creată în aluviuni); fazele de aluvionare au fost importante în munţi dar depozitele au fost îndepărtate de către eroziunea ulterioară. În aproape toate văile de munte există acumulări de bolovăniş şi pietriş, alipite de versanţi până la câţiva metri înălţime, care dovedesc o aluvionare până la acel nivel (ex. pe Valea Galbenei, Someşul Cald în cadrul cheilor, Valea Seacă-Padiş, etc.).

Un alt tip de aluviuni sunt cele rămase pe şei sau pe creste şi care dovedesc vechi cursuri de apă. Ele sunt constituite din elemente mărunte (sub un centimetru) de cuarţ, cuarţite şi alte roci dure. Ca depozite sunt nesemnificative dar sunt foarte importante pentru stabilirea vechilor cursuri de apă. Tot ca depozite aluvionare trebuie amintite prundişurile râurilor actuale care nu au volume mari în cadrul munţilor.

Depozite proluviale şi deluviale. În afara depozitelor deluvio-proluviale periglaciare, sunt frecvente şi depozite similare holocene. Sunt de semnalat grohotişurile active din jurul klippelor (ex. Piatra Bulzului, Mg. Sacă, Pietrele Negre etc.) şi al masivelor de calcar, din jurul masivelor magmato-vulcanice (la baza Dl. Plopilor) şi de pe aflorimentele de cuarţite (Mg. Vânătă). Apoi, amintim de conurile de dejecţie (agestre) de la gura pâraielor şi râurilor, uneori foarte active şi distructive la viituri (ex. Arieşul Mare în decembrie 1995, Crişul Negru în 1980, 1985, 1995, etc.). Deluviile sunt prezente pe toţi versanţii. Ele au uneori grosimi de zeci de centimetri, mai ales în zonele ocupate de formaţiuni de fliş, mai friabile şi cu conservare bună în fragmente mici. Ele au o mişcare continuă descendentă (creep), dovedită de deformarea arborilor şi de ravenele pe care le generează (ex. pe dreapta Crişului Pietros şi anume aval de Piatra Bulzului, etc. ).

Depozite de turbă. Suprafeţele plane întinse (platforme de eroziune, platouri-ex. Platoul Padiş), suprafeţe mari ocupate de roci silicioase (roci magmatice, şisturi cristaline, gresii cuarţitice), climatul cu precipitaţii abundente, au favorizat formarea mlaştinilor de turbă. Ele se găsesc răspândite la nord de Valea Arieşului Mare, unde altitudinea mai mare a determinat un climat mai umed şi unde rocile silicioase formează în mare parte substratul. Sunt numite local “molhaşuri” şi ele sunt de tipul tinoavelor, adică mlaştini oligotrofe de Sphagnum. S-au format în postglaciar, în perioada subatlantică, fără să se nege posibilitatea ca unele să fie mai vechi, având la bază sphagnete anterioare (V. Ianovici şi colab., 1976). Mlaştini oligotrofe apar pe Platoul Padiş (în Şesul Padişului) unde, deşi fundamentul este calcaros, ele s-au format pe stratul gros de cuarţite periglaciare aduse de pe Măgura Vânătă. În Valea Izbucului (afluentă a Someşului Cald) s-au format pe substrat de cuarţite werfeniene iar în bazinul superior al Someşului Cald, pe şisturi cristaline. Sunt inventariate cam 80 de tinoave şi care au fost studiate de către savantul E. Pop (1960).

Un ultim aspect geologic care ne interesează este tectonica care a avut importante consecinţe asupra reliefului ca şi asupra celorlalte elemente fizico-geografice: vegetaţia, hidrografia, etc. În analiza tectonicii de un mare ajutor a fost lucrarea “Geologia Munţilor Apuseni” (1976), lucrare menţionată deja de câteva ori, ca şi unele hărţi geologice la diferite scări. Domeniul de Bihor constituie flancul de nord al geosinclinalului care exista aici, cuprinzând faciesuri de shelf (deci de platformă continentală) cu exondări frecvente. Acest domeniu joacă rolul de autohton pentru întregul edificiu structural (fig. 4.).

La sudul domeniului de Bihor este domeniul pânzelor de Codru care prezintă faciesuri de mare mai adâncă, cu unele lacune sedimentare. Acest domeniu este divizat în cinci pânze independente şi un anumit număr de solzi cu caracter local. Şi mai la sud, în Munţii Biharia, deci la sud de teritoriul studiat, se găsesc pânzele de Biharia, în număr de patru. Toate unităţile tectonice sunt încălecate de la sud spre nord, unităţile superioare ale sistemului de Biharia limitând spre sud întreaga unitate a Apusenilor nordici.

Tectonica autohtonului de Bihor. Autohtonul de Bihor prezintă două serii cristaline, seria de Someş şi seria de Arada, care suportă roci sedimentare: permianul (detritic), redus ca grosime, triasic mediu (calcaros), cretacicul ce debutează cu o fază continentală (bauxite), urmată de calcare şi formaţiuni marno-siltice (hemipelagice) şi grezoase. Autohtonul prezintă horsturi şi grabene în care formaţiunile sunt monoclinale sau larg cutate. Această compartimentare este rezultatul diastrofismelor care au avut loc din cretacic şi până în pliocen şi care au afectat atât fundamentul cristalin cât şi cuvertura sedimentară. În Munţii Padiş-Scărişoara autohtonul apare la zi în partea de nord-est.

Tectonica fundamentului cristalin. Seria de Someş apare în partea de est şi este puternic faliată. Seria de Arada este întâlnită într-un sinclinal spre izvoarele Someşului Cald (Runcul Ars-Valea Călineasa) şi în Dealul Faţa Albacului (anticlinal).

Tectonica învelişului sedimentar. Formaţiunile alpine ale autohtonului de Bihor au fost depuse în partea marginală nordică a bazinului de sedimentare pe o platformă labilă care a înregistrat prin oscilaţii toate fazele de diastrofism, fapt ce explică frecventele modificări litologice pe verticală, alternanţa rocilor detritice cu cele carbonatice, şi extensiunea variabilă a liniei de ţărm şi, ca urmare, lacunele de sedimentare. Fazele de diastrofism nu au determinat şi deformări plicative importante. Cuvertura sedimentară a autohtonului de Bihor prezintă o structură simplă, de tip jurasian, cu formaţiunile slab înclinate (monoclinale) sau slab cutate şi compartimentate de falii verticale sau înclinate. Se pot distinge în total 10 (zece) compartimente structurale din care cinci în Munţii Padiş-Scărişoara iar restul în Munţii Pădurea Craiului. Compartimentele structurale din Munţii Padiş-Scărişoara sunt: Grabenul Someşului Cald, Homoclinul Padiş-Călineasa, Homoclinul Poiana Horea-Ocoale, compartimentul Albac şi, respectiv, compartimentul Sighiştel.

Grabenul Someşului Cald constituie o “replică meridională” a grabenului Remeţi din Munţii Pădurea Craiului, separaţia dintre cele două grabene fiind dată de masa de banatite a Vlădesei. După Gh. Mantea, citat de V. Ianovici şi colab., (1976), structura formaţiunilor jurasice din bazinul Someşului Cald este determinată de falii transversale care creează compartimente ce sunt ridicate în partea de vest şi cad spre est. Se pot recunoaşte cinci compartimente, complicate şi ele, la rândul lor, de falii secundare, compartimente ce schiţează în ansamblu o succesiune de trepte antitetice, cu cădere generală spre vest. Aceasta denotă o străpungere dinspre vest spre est a zonei de către Someşului Cald, arătăm noi. Falia Someşului Cald, care limitează spre sud grabenul, este una dintre cele mai ample falii ale Munţilor Bihor, deoarece în lungul faliei fundamentul este ridicat (Măgura Vânătă), faţă de formaţiunile jurasice, pe o mare lungime.

Homoclinul Padiş-Călineasa cuprinde întreaga succesiune a autohtonului, de la permian la apţian, dispusă pe fundamentul cristalin din Măgura Vânătă-Poiana Horea. Homoclinul are o cădere de la NE la SV şi este acoperit în partea de sud-vest de pânza de Arieşeni şi parţial de cea de Gârda. Acest homoclin nu prezintă cute deoarece este alcătuit din calcare, roci dure ce nu se lasă cutate ci doar sunt faliate, rupte. Încălecarea directă a pânzelor de Arieşeni peste autohton, cu lipsa cel puţin a unei pânze intermediare (deoarece pânza de Arieşeni este pânza superioară din sistemul pânzelor de Codru) arată că aici au avut loc mari laminări ale maselor alohtone şi că din stiva tectonică lipseşte o tranşă foarte groasă, poate o bună parte a autohtonului. Falii puternice, postparoxismale, afectează atât autohtonul cât şi pânzele de şariaj.

Homoclinul Poiana Horea-Ocoale. Are orientarea N-S şi căderi spre vest. Cele două sectoare formează de fapt un cap de albie, o ridicare periclinală, cu vârful situat la vest de Valea Apa Caldă (Beliş) şi care, împreună, schiţează un fel de sinclinal până în zona Călineasa. Compresiunile puternice în “menghinea” celor două laturi constituite din şisturi cristaline au determinat puternica faliere a formaţiunilor mezozoice, atât longitudinal, cu falii în releu, cât şi transversal. Acestea din urmă determină o cădere în trepte în sensul căderii homoclinului, de la est la vest, adică o structură în trepte descendente. Faptul este evident în sudul zonei, în platourile carstice de la Călineasa şi Ocoale.

Compartimentul Albac cuprinde ultimele apariţii ale sedimentarului autohton spre sud-est. Ele se caracterizează prin conservarea, în structuri scurte, brahisinclinale, a diferiţilor termeni ai suitei autohtone, pe fundamentul cristalin. Axele acestor structuri sunt dispuse pe direcţia NE-SV.

Compartimentul Sighiştel este situat în vestul autohtonului de Bihor şi constituie o apariţie în “fereastră” a autohtonului. Poate fi considerat prelungirea normală a compartimentului Padiş-Călineasa de care este însă despărţit de grabenul care adăposteşte pânza de Arieşeni. Compartimentul este constituit exclusiv din calcare tithonice şi urgoniene masive şi el este compartimentat, la rându-i, de falii mărunte (S. Bordea şi colab., 1975, citat de V. Ianovici şi colab., 1976).

Tectonica sistemului pânzelor de Codru. Pe amplasamentul geosinclinalului hercinic, închis cu formaţiuni de molasă, s-a instalat şanţul tectonic alpin în a cărui parte nordică s-au depus formaţiunile care vor constitui domeniul de Bihor iar spre sud formaţiunile care vor constitui domeniul de Codru, fără ca între aceste domenii să existe un hiatus. Dovada continuităţii celor două zone de sedimentare o dă pânza de Vălani, care are în componenţă roci intermediare între suita autohtonului de Bihor şi cea a domeniului de Codru şariat. Domeniul de Codru prezintă zone de sedimentare dispuse latitudinal, în care se recunoaşte o adâncire a bazinului de la N la S. Pânzele au caracteristici comune: triasicul este complet dezvoltat, absenţa generală a jurasicului mediu şi a bazei jurasicului superior şi încheierea sedimentării în cretacicul inferior. Acest domeniu a fost divizat de diastrofismul alpin în numeroase unităţi tectonice şi anume cinci pânze, fiecare cu structuri sedimentare proprii.

Pânza de Gârda este cea mai extinsă şi cea mai importantă din întregul sistem de Codru. Are fundamentul cristalin cel mai larg dezvoltat din acest sistem de Codru şi cuprinde succesiunea cea mai completă de formaţiuni permiene şi mezozoice. Conţine granitoide de Codru şi se mai caracterizează prin larga dezvoltare a magmatitelor acide în permian, prezenţa unor faciesuri detritice în norian şi a unui facies flişoid în jurasicul superior-cretacicul inferior. Baza pânzei de Gârda este formată din seria migmatică de Codru (granitoidele de Codru). Ea încalecă peste mezozoicul autohton între localităţile Scărişoara şi Albac, în timp ce între Albac şi versantul sudic al Muntelui Mare, granitele acoperă anormal cristalinul autohton, reprezentat prin seria de Arada. Sedimentarul pânzei de Gârda, care constituie unitatea inferioară a sistemului pânzelor de Codru, apare în zonele Ferice, valea Sebişel-Valea Bulzului, Tătăroaia, Măgura şi în zona Văii Arieşului. Vom trece în revistă, lapidar, doar zonele de apariţii în cadrul teritoriului Munţilor Padiş-Scărişoara: Tătăroaia, sectorul Măgura, Muntele Glăvoiu. Pânza de Gârda apare în Muntele Tătăroaia (1 291 m) fiind limitată la nord de eruptivul masivului Pietroasa (Vf.Plopilor-724 m şi Măgura Guranilor-948 m) iar pe celelalte laturi de falii prin care ia contact fie cu autohtonul, fie cu petice ale pânzei de Arieşeni. La vest, unitatea reapare în sectorul Măgura (aproape de localitatea respectivă) iar la est în Muntele Glăvoiu cu cuarţite werfeniene care stau pe seria feldspatică permiană. Mai apare în versantul stâng al Văii Gârda cu conglomerate laminate şi cuarţite werfeniene, ca şi în versantul drept în care mai apare, între formaţiunile arătate o serie cărămizie permiană iar peste cuarţite se găsesc dolomite negre.

Pânza de Bătrânescu este, în Munţii Padiş-Scărişoara, echivalentul pânzei de Dieva din Munţii Codru-Moma. Ea a fost pusă în evidenţă în zonele Ferice, Băiţa-Nucet şi în bazinul Văii Gârda, în zona localităţii Raviceşti. Zona Ferice se găseşte la exteriorul regiunii analizate. În zona Băiţa-Nucet cuprinde gresii feldspatice permiene, cuarţite seissiene, dolomite negre anisiene şi calcare ladiniene. Această unitate se numeşte solzul de Nucet. Solzul de Raviceşti cuprinde seria feldspatică permiană, cuarţite werfeniene şi dolomite negre anisiene.

Pânza de Următ este întâlnită tot în zona Băiţa Bihor fiind alcătuită din formaţiuni noriene şi mai ales jurasice. Această pânză se dispune peste pânza de Bătrânescu, din sectorul Nucet, şi este acoperită, la rându-i, de pânza de Vetre sau de cea de Arieşeni.

Pânza de Vetre apare tot în sectorul Băiţa şi la izvoarele Crişului Băiţa. Depozitele acestei unităţi au fost studiate intens deoarece de ele sunt legate zăcămintele de molibden şi bismut de la Băiţa Bihor. În sectorul vestic de apariţie, unitatea este formată din dolomite albe mediotriasice, ce se dispun peste stratele de Următ, jurasice. În sectorul estic de apariţie, la izvoarele Crişului Băiţei, formaţiunile sunt puternic metamorfozate de către masivul banatitic intrusiv situat la un kilometru adâncime. Cuprinde dolomite albe cu intercalaţii detritice, transformate în corneene (corneenele reprezintă faciesul pirometamorfic al jurasicului inferior în facies de Gresten al autohtonului de Bihor).

Pânza de Arieşeni are o largă extensiune spaţială, apărând în bazinul superior al Arieşului Mare, spre nord ivindu-se doar petice de acoperire (klippe), în număr de cca 20, ocupând poziţii foarte diverse. În sud pânza este unitară fiind acoperită de pânzele din sistemul de Biharia din munţii omonimi. Între Crişul Pietros şi Valea Sighiştel se găsesc patru petice constituite toate din permian: Vf. Brusturi, Vf.Ţapu (sinclinal suspendat), Vf. Bârloiasa şi Vf. Dosurile. Zona de maximă dezvoltare a pânzei de Arieşeni se află de o parte şi de alta a Masivului Bihariei, în bazinele superioare ale Crişului Băiţei şi, respectiv Arieşului Mare, care sunt alcătuite, la partea superioară din formaţiuni permiene. Unitatea pânzei este ruptă de câteva falii importante. Se observă că atât klippele cât şi pânza propriu-zisă cuprind permianul, adică baza pânzei, ceea ce înseamnă că eroziunea a îndepărtat cea mai mare parte a pânzei iar dacă eroziunea ar fi fost mai intensă, ar fi îndepărtat orice urmă din pânză, deci şi permianul.

Pânza de Arieşeni este unitatea superioară a sistemului Pânzelor de Codru, deci ea se dispune pe toate celelalte unităţi structurale ale Munţilor Bihor. Punerea în loc a Pânzelor de Codru a avut loc în mezocretacic, distanţa de transport fiind de minimum 80 km până la 200 km. Prima valoare dă distanţa până la limita actuală nordică a pânzei de Arieşeni, care constituie o limită de eroziune, iar dacă se consideră fruntea pânzei, rezultă 200 km, adică comparabil cu pânzele austro-alpine din Munţii Alpi.

Pânza de Vălani. Deşi constituie unitatea cea mai profundă a sistemului Pânzelor de Codru, o amintim la sfârşit deoarece constituie o unitate de tranziţie între autohtonul de Bihor (cu care are în comun formaţiunile jurasice şi eocretacice) şi între domeniul de Codru (cu care are în comun formaţunile triasice). Unitatea se găseşte la sud de Munţii Pădurea Craiului iar pe teritoriul Munţilor Padiş-Scărişoara apare în zona Văii Sighiştel-Crişul Băiţei, ultima fiind considerată anterior (1976) ca o continuitate de autohton şi reconsiderată ulterior (1985).

În afara tectonicii mezozoice, Munţii Padiş-Scărişoara ca şi Munţii Apuseni au fost afectaţi şi de tectonica neozoică. Diastrofismul laramic a fost ultimul cu efecte plicative în Apuseni dar el a acţionat în special ruptural, acum începând compartimentarea în blocuri a munţilor prin falieri. Punerea în loc a pânzelor s-a realizat în faza mediteraneană (intraturonian). Pe unele falii au venit spre exterior formaţiuni magmatice. Vârsta acestor falii este postmediteraneană deoarece ele dislocă contactele de încălecare ale pânzelor şi, totodată, pe aceste falii s-au insinuat banatitele, ceea ce le fixează vârsta laramică. Direcţia dominantă a fracturilor mezozoice este NV-SE şi, respectiv, NE-SV, dar apare şi o direcţie E-V, pe când direcţia dominantă a fracturilor neogene este NV-SE. Această ultimă direcţie este pusă în evidenţă de configuraţia Depresiunii Beiuşului, prelungită spre sud cu marginea Depresiunii Zarandului şi mai departe cu Bazinul Brad-Săcărâmb. Acest culoar depresionar a rezultat în badenian şi a funcţionat ca un golf marin, pe urmă salmastru şi în final lacustru până în ponţianul inferior (V. Ianovici şi colab., 1976).

4. RELIEFUL
Relieful Munţilor Padiş-Scărişoara este diversificat, în funcţie de litologie, tectonică, altitudine (de exemplu, fiind munţi joşi, aceştia nu au fost afectaţi de glaciaţiunea cuaternară), geneză etc. În relief se disting suprafeţele de nivelare, urmele şariajului tectonic, relieful structural, relieful litologic, relieful văilor, relieful antropic etc. La toate a contribuit eroziunea în sens general care a acţionat cu precădere asupra reliefului mai înalt.
4.1. MORFOGRAFIA ŞI MORFOMETRIA
4.1.1 HIPSOGRAFIA. Pentru realizarea hărţii hipsografice am utilizat valori din 200 în 200 m, valori care corespund în cea mai mare parte suprafeţelor de nivelare dar nu în totalitate. Teritoriul acestor munţi urcă altitudinal de la 600 m (dar pe unele văi din vest chiar de la 400 m) la peste 1 600 m (1 641 m altitudinea maximă în Vf. Măgura Vânătă din culmea cu acelaşi nume). Intervalul hipsografic de peste 1 600 m cuprinde un areal extrem de restrâns, de doar 0,16 kmp (0,05%), limitat doar la culmea Măgura Vânătă, unde apare şi cel mai înalt punct al Munţilor Padiş-Scărişoara, un excelent loc de observare a zonelor montane (fig.8).

Intervalul hipsografic de 1 400-1 600 m, de asemenea cu un areal relativ redus şi anume de 13,30 kmp (3,74%), cuprinde cea mai mare parte a culmii Măgura Vânătă, apoi Vf. Bătrâna (1 579 m), Vf. Peşterii (1 509 m), Vf. cu Toiag (1 459 m), Piciorul Bătrânei (1 548 m), Piciorul Bătrânei (1 435 m), Dl. Căţânilor (1 479 m), Biserica Moţului (1 466 m), Faţa Muntelui (1 407 m), Bălăceana (1 477 m), Glăvoiu (1 426 m), Vf. Cristesei (1 426 m), Piatra Arsă (1 488 m), Vărăşoaia (1 441 m), Piatra Boghii (1 436 m), Vf. Ţapu (1 476 ), Vf. La Morminţi (1 430 m), Vf. Ştirbina (1 410 m).

Următorul interval, cel de 1 200-1 400 m, este cel mai reprezentativ pentru aceşti munţi, alături de intervalul următor, în care se încadrează şi cea mai mare parte a platourilor carstice; mai intră Vf. Tătăroaia (1 291 m), Giunaşul (1 315 m), Muncelul (1 300 m), Pietrele Negre (1 260 m), Platoul Padiş (1 250 m), micile masive ale acestuia (Chicera-1 386 m, Tomaşca-1 340 m, Răchita-1 343 m), Dl. Borţigului (1 342 m), jumătatea nordică a platoului Ocoale-Scărişoara, platourile carstice Poiana Ursoii, Mărşoaia, Călineasa, etc. (tabel nr. 4.1). Ocupă o suprafaţă de 95,72 kmp (26,94% din totalul suprafeţei montane).

Intervalul hipsografic 1 000-1 200 m este de asemenea bine reprezentat dar totuşi ocupă un areal ceva mai mare decât precedentul interval, şi anume 103,31 kmp (29,08 %). Acest interval este întâlnit în jumătatea sudică a Platoului Padiş, jumătatea sudică a platoului Ocoale-Scărişoara, Platoul Sohodol, apoi pe versanţii vestici şi estici ai culmii Tătăroaia-Ţapu, pe versanţii văilor Gârda Seacă, Ordâncuşei, Cobleşului, Albacului, etc. Mai amintim aşa-numitele “dealuri”: Grueţ, Dl. lui Ionele, Dl. Costeşti, Dl. Fericetului, etc. Aceste două trepte hipsografice ocupă împreună circa 56% din totalul spaţiului montan.