Munţii padiş-scăRIŞoara studiu de geografie regională andrei indrieş
Yüklə 2,12 Mb.
|
|
Următorul interval, de 800-1 000 m, ocupă un areal mult mai restrâns decât cel anterior, şi anume în partea de vest şi respectiv de sud, pe versanţii văilor menţionate mai înainte la care se mai adaugă Arieşul Mare; are o suprafaţă de 67,47 kmp, respectiv 18,99 % din total. Ultimul interval hipsografic, cel de 600-800 m, este întâlnit cu precădere în partea de vest a acestor munţi, până la contactul cu dealurile Depresiunii Beiuşului ca şi pe versanţii văilor amintite mai sus. Acest interval hipsografic ocupă o suprafaţă de 41,50 kmp, adică 11,68% din total. Pe un areal extrem de redus apare şi intervalul de sub 600 m, ca de pildă pe Crişul Pietros, pe Crişul Băiţei, etc., în suprafaţă de 32,96 kmp, deci 9,27 %. În sfârşit, o mică regiune din sectorul inferior al Crişului Pietros are valori de sub 400 m şi până la 350 m, respectiv la confluenţa Crişului Pietros cu Valea Lazu, ce ocupă 0,88 kmp, adică 0,25 %.
4.1.2. FRAGMENTAREA RELIEFULUI. Fragmentarea reliefului este, după cum bine se cunoaşte, de două tipuri: fragmentarea orizontală şi, respectiv, verticală. 4.1.2.1. FRAGMENTAREA ORIZONTALĂ A RELIEFULUI Denumită diferit, dar însemnând acelaşi lucru, adică raportul dintre lungimea reţelei de văi (permanente şi temporare) pe unitatea de suprafaţă (kilometru pătrat). Efectuând harta densităţii fragmentării orizontale (măsurătorile s-au efectuat cu ajutorul curbimetrului pe hărţi la scara 1:25 000) şi analizând-o, rezultă că suprafaţa teritorială a Munţilor Padiş-Scărişoara este disecată orizontal într-un grad mare, mult mai intens decât munţii limitrofi care sunt mai masivi. Cu cât valorile densităţii fragmentării sunt mai mari, cu atât fragmentarea reliefului este mai intensă. Cele mai mari valori, ce oscilează în jurul cifrei de 5 km/kmp, se găsesc la izvoarele Crişului Băiţei (Hoanca Moţului-5,5 km/kmp), apoi la afluenţii Galbenei (Budeasa-5,3 km/kmp; Păuleasa-5,0 km/kmp), respectiv la nord de Vf. Grohotul spre Crişul Pietros -5,0 km/kmp; din totalul cartogramelor aceste valori reprezintă doar un procent redus (1,03%). Valori ridicate, de peste 4 km/kmp, se găsesc de-o parte şi de alta a Văii Galbena (Valea Ţiganilor, Poiana Florilor, Dl. Borţigului), în zona Crişului Băiţei (Valea Ferdinand-Dl. Curbăluit), pe Valea Gârda Seacă (Micuşa Ghiortoi, Chicera Boldului, în regiunea confluenţei Gârdişoarei cu Valea Vulturului), apoi în locul de confluenţă a Văii Vălcea cu Arieşul Mare ca şi în locul de unire a Văii Ţiganilor cu Valea Ordâncuşei, etc. Acestea ocupă 5,17% din total. Valori relativ ridicate (peste 3 km/kmp, ce ocupă 21,96%) se găsesc în regiunea văilor Galbena, Someşului Cald, Arieşului Mare, Crişului Băiţei, Gârdişoarei, Ordâncuşei, Sighiştelului, Crişului Pietros, Văii Izbucului, Muncelului (=Chişcăului), etc. Valori relativ mediu-scăzute (între 1-2 km/kmp, ce ocupă 25,84% şi 2-3 km/kmp cu un procentaj de 39,80%) sunt repartizate pe cea mai mare parte a teritoriului dar cu deosebire în jumătatea nordică şi în partea centrală a munţilor. Valorile scăzute, sub 1 km/kmp, adică doar 6,20 % din total, se găsesc mai ales în regiunile calcaroase unde apele au pătruns în subteran: platourile Padiş, Ocoale-Scărişoara, Sohodol, Dl. Cocoş, Preluca Corbeştilor, etc. În general, se observă că fragmentarea orizontală a reliefului este mai mare în vest (începând din zona Văii Galbena), în sud şi parţial în regiunea de izvoare a Someşului Cald, apoi în regiunea de izvoare a Văii Gârda Seacă şi a afluentului său Ordâncuşa. Valorile cele mai scăzute sunt situate în regiunile platourilor carstice. În urma generalizării datelor valorilor fragmentării orizontale (fig.9) rezultă că teritoriul Munţilor Padiş-Scărişoara este intens fragmentat. Cele mai scăzute sunt situate pe platourile carstice (0-0,5 km/kmp); valori de 0,6-0,9 se găsesc tot în regiunea platourilor carstice (Padiş, Ocoale-Scărişoara), iar valori de 1,0-1,5 se găsesc repartizate tot pe platouri carstice dar şi în alte locuri ca Dl. lui Ionel, culmea Bătrâna, regiunea de izvoare a Arieşului Mare, Dl. Costeşti şi Fericet, etc.; valori ceva mai mari, de 1,6-1,9 km/kmp se găsesc la vest de vârful Tătăroaia, pe platoul Ocoale-Scărişoara, etc.; valori cuprinse între 2,0-2,5 km/kmp se găsesc la vest de Vf. Ţapu, pantele Mununei, regiunea văilor Albacului şi Arieşului, regiunea de izvoare a Bogăi, etc.; valorile de 2,6-2,9 sunt situate la poalele Pietrelor Boghii, regiunea de confluenţă Izbuc-Călineasa, etc., pe când valori mai mari (3,0-3,5) sunt situate de-a lungul Gârdei, a Ordâncuşei, Văii Starpă, Someşului Cald, ş.a.; valorile din următorul interval (3,6-3,9 km/kmp) sunt în regiunea de vărsare a Galbenei, confluenţa Gârdei cu Valea Spurcată, regiunea de izvoare a Galbenei şi a Cobleşului, etc.; valori de 4,0-4,5 km/kmp se găsesc în regiunea Valea Rea, a Galbenei, confluenţa Gârdei cu Valea Vulturului, etc. Valori şi mai mari, de 4,6-4,9 km/kmp se găsesc pe versanţii estici ai Galbenei pe când cele mai mari valori, de 5,0-5,5 km/kmp sunt întâlnite doar în câteva locuri şi anume la Hoanca Moţului, regiunea văilor Păuleasa şi Budeasa respectiv a Crişului Pietros. La suprafaţă nu se găsesc valori mai mari dar în cazul Groapei de la Barsa s-a obţinut o valoare de circa 5 km/kmp (L. Vălenaş, 1986). 4.1.2.2. FRAGMENTAREA VERTICALĂ A RELIEFULUI Fragmentarea verticală are valori variabile de la peste 600 m la sub 100 m/kmp. Măsurătorile au fost efectuate de asemenea pe hărţi de 1: 25 000, pe carouri de un kilometru pătrat iar după aceea s-a efectuat o generalizare a valorilor (fig. 10). Valorile cele mai mari, de peste 600 m (300 m adâncime medie) se găsesc în doar trei cartograme (0,80% din total) adică în regiunea Văii Galbena (Măgura Seacă) şi la Piatra Boghii (620 m/kmp). Aceste valori ridicate rezultă datorită prezenţei unor abrupturi-escarpamente de calcar. Valori, de asemenea mari, de peste 500 m/kmp) ce reprezintă 1,87% din total), se află în regiunea Văii Budeasa (afluentă a Galbenei), la nord de Măgura Sacă (514 m), la nord de Vf. Ştirbina (500 m), la vest de Piatra Boghii (560 m), la est de localitatea Sohodol (510 m), la sud de Vf. Căţânilor (529 m/kmp), etc. În aceste regiuni cu valori ridicate, eroziunea are putere mare de atac, fapt ce se datoreşte unor linii de falii, contactului dintre sedimentarul pânzelor de şariaj cu autohtonul de Bihor, unor abrupturi calcaroase, etc. Valori relativ ridicate, de peste 400 m/kmp (adică 9,63%), se întâlnesc în mai multe cartograme (locuri): la est şi vest de Valea Galbena (Piatra Galbenii-Poiana Florilor, 410 m), Valea Seacă-410 m, Dl. Gardului-400 m, Giunaşul-405 m, Tătăroaia-480 m, Pietrele Negre-460 m, Hoanca Moţului-450 m, etc. Asemenea valori se întâlnesc şi pe versanţii văilor Gârda Seacă şi ai Arieşului Mare (în cartogramele localităţilor Deve şi Faţa), la nord de Măgura Vânătă, la Groapa Ruginoasa, ş.a. Valorile de 300-399 m ocupă 24,33% din totalul cartogramelor. Valori cuprinse între 200-300 m (40,11%) şi, respectiv, 100-200 m/kmp (21,12%) se găsesc în foarte multe locuri fapt ce dovedeşte o fragmentare verticală mai redusă în acele locuri ca şi o eroziune mai puţin intensă, mai ales în regiunile ocupate de calcare (pe podurile platourilor carstice) şi de roci cristalofiliene. Aşadar, fragmentarea verticală este mai redusă în partea centrală, (pe interfluviile principale), nordică şi estică. În nord-est, pe dreapta Someşului Cald relieful a fost orizontalizat de depozitele de terasă aduse de pe culmi, la fel ca şi în cazul Şesului Padiş unde depozitele au fost aduse din Măgura Vânătă de către râuri. Valorile reduse, de sub 100 m repartizate pe 2,14% din teritoriu, se găsesc pe Platoul Padiş şi pe dreapta Someşului Cald, cauza fiind deja menţionată mai sus. Asemenea valori se mai găsesc şi în cadrul altor regiuni calcaroase: Platoul Ocoale, Dl. Stânişoarei, Poiana Mărşoaia, etc. Din harta generalizată rezultă că valori ale fragmentării verticale de 0-99 m se găsesc doar în puţine locuri, şi anume în Şesul Padişului, pe platoul Ocoale-Scărişoara, etc.; valori de 100-199 m sunt întâlnite tot în Platoul Padiş-Cetăţile Ponorului şi Ocoale-Scărişoara, de-a lungul Cobleşului, etc.; Valorile cuprinse între 200-299 m sunt cele mai răspândite: regiunea Măgura Vânătă, regiunea Văii Albacului, culmea dintre văile Cobleş-Gârda Seacă, etc.; următorul interval, de 300-399 m, se găseşte pe pantele vestice ale acestor munţi, culmea dintre Ordâncuşa-Albac, culmea dintre Cobleş-Gârda, de-o parte şi de alta a Galbenei, de-a lungul Sighiştelului, ş.a.; valori de 400-499 m se găsesc în regiunea Piatra Boghii, a Crişului Pietros, a Crişului Băiţei (regiunea de izvoare), de-a lungul văii Gârdei, etc; valorile intervalului de 500-599 m se găsesc la Piatra Boghii, Valea Rea, ş.a. şi în sfârşit, valori de peste 600 m se găsesc tot în regiunea Piatra Boghii şi de-o parte şi de alta a Galbenei. Ca o concluzie generală, se observă valori mai mari în vest şi în sud şi valori mai reduse în părţile centrale, de nord şi de nord-est. Valorile ridicate din vest se datoresc prăbuşirilor tectonice ce au generat depresiunea-graben a Beiuşului. Valori mari se găsesc de-a lungul văilor Galbena şi Gârda Seacă unde se află o linie majoră de falie. O asemenea falie se găseşte şi pe Someşul Cald ca şi în sectorul superior al Crişului Pietros (Valea Bulzului). Fragmentarea verticală este destul de intensă şi pe fruntea actuală a pânzelor de şariaj (ex. Groapa Ruginoasa, culmea Glăvoiu-Chicera, etc) din sistemul pânzelor de Codru (pânza de Vetre, de Următ, de Arieşeni şi de Gârda). Fragmentarea verticală este însemnată şi în cazul ferestrelor tectonice din cadrul pânzelor de şariaj (ex. Valea Sighiştelului, cea a Muncelului = Chişcăului, Crişul Băiţei). În cadrul autohtonului de Bihor, fragmentarea verticală (şi implicit eroziunea liniară) are valori mari pe marginea platourilor carstice: Padiş, Ocoale-Scărişoara, Sohodol, ş.a.m.d. În ansamblu, harta fragmentării verticale oferă o idee asupra stabilirii gradului de evoluţie a reliefului, şi în continuare, de prognoză a evoluţiei viitoare (de ex. dezvoltarea în viitor a fenomenului torenţial Ruginoasa care va detaşa vârfurile Ţapu şi La Morminţi, sau adâncirea văilor în cadrul maselor calcaroase, eroziunea solurilor, etc.). Fragmentarea reliefului rezultă prin retragerea versanţilor datorită eroziunii regresive (ex. Groapa Ruginoasa). Fragmentarea verticală influenţează, aşadar, eroziunea dată de apele permanente şi temporare, fapt evident la contactul pânzelor de şariaj cu autohtonul de Bihor. Aceste ape constituie baze locale de denudare pentru versanţii învecinaţi. În multe cazuri apar rupturi de pantă datorită unor falii puternice (ex. abrupturile Bogăi, Galbenei, Someşului Cald, etc.) fapt ce determină ca văile să aibă cascade, repezişuri, praguri (ex. Galbena, Oşelul, Boga, Bulbuci). În unele cazuri se remarcă un oarecare paralelism între valorile fragmentării orizontale şi cea verticale: ex. Hoanca Moţului, zona Ţapu, zona Văii Galbena, etc. Am efectuat şi calcule privind fragmentarea verticală privind diferenţa dintre altitudinea maximă şi cea minimă de pe teritoriul Munţilor Padiş-Scărişoara, altitudini situate în Vf. Măgura Vânătă (1 641 m) şi respectiv la confluenţa Crişului Pietros cu afluentul Lazu, deci la capătul de sus al localităţii Pietroasa (350 m), rezultând o valoare de 1 291 m. De asemenea, am efectuat calcule privind diferenţa dintre altitudinea maximă, situată pe culme şi minimă în cazul văilor principale: astfel, fragmentarea verticală în cazul Someşului Cald este de 616 m, al Platoului Padiş de 691 m, al Galbenei de 1 025 m, al Chişcăului de 851 m, al Sighiştelului de 915 m, al Bulzului de 1 038 m, al Crişului Băiţa de 1 076 m, Cobleş-606 m, Gârda Seacă-706 m, Ordâncuşa-752 m, Albac-759 m, Bătrâna-616 m, etc. Toate calculele s-au referit strict la teritoriul Munţilor Padiş-Scărişoara. 4.1.3. EXPOZIŢIA VERSANŢILOR Se constată că la nord de cumpăna principală de apă ce desparte afluenţii Someşului Cald de cei ai Arieşului Mare, este în general o expoziţie spre nord, cu excepţia zonei Padişului-Măgura Vânătă care înclină de la nord la sud; la sud de această cumpănă, expoziţia generală este spre sud. În partea de vest, pe pantele bazinului Crişului Negru expoziţia este vestică iar în partea de est, parţial expoziţie estică. În amănunt, însă, se disting expuneri ale versanţilor spre toate punctele cardinale şi intercardinale posibile, în funcţie de situaţiile locale: prezenţa văilor cu scurgere divergentă, a dealurilor de tip mamelonar din regiunile carstice, etc. În general, se observă două regiuni importante privind orientarea (expoziţia) versanţilor, şi anume spre nord şi respectiv spre sud faţă de cumpăna de apă ce desparte bazinele hidrografice ale Someşului Cald şi Arieşului Mare, cumpănă ce urmăreşte o linie sinuoasă începând de la Vf. Vârtop (1 295 m)-Glăvoiu (1 426 m)-Chicera (1 386 m)-Faţa Muntelui (1 407 m)-Bătrâna (1 576 m)-Capul Şanţului (1 396 m)-Dl. Căţânilor (1 479 m)-Vf. Clujului (1 399 m)-Vf. După Case (1 380 m). În partea de sud expoziţia versanţilor este spre vest şi spre est, datorită direcţiei de curgere a afluenţilor Arieşului Mare dinspre nord spre sud dar interfluviile au înclinarea generală de la nord la sud. Situaţa este valabilă în cazul văilor Cobleşului, Gârdei, Ordâncuşei, Popasului, Albacului, etc. Versanţii văilor cu scurgere spre nord, spre Someşul Cald, au aceeaşi situaţie: Izbucul, Călineasa, respectiv Bătrâna ce rezultă prin unirea lor. În partea de vest a Munţilor Padiş-Scărişoara, atât în cazul văilor Crişului Pietros, Muncelului, Sighiştelului, Crişului Băiţei, toate afluente ale Crişului Negru, distingem orientarea versanţilor spre nord şi, respectiv, spre sud. Doar interfluviile au “căderea” generală spre vest. O situaţie asemănătoare întâlnim în partea de est a acestei unităţi montane, unde râurile au o direcţie de curgere spre est, nord-est sau sud-est: Valea Belişului cu afluenţii săi, Valea Albacului cu afluenţii, etc. Deci, în aceste ultime regiuni, interfluviile au cădere spre est iar versanţii văilor spre nord şi, respectiv, spre sud. O situaţie aparte se înregistrează în cazul dealurilor mamelonare din zonele carstice care au o expunere spre toate punctele cardinale şi intercardinale: ex. dealurile Răchita şi Tomaşca din Padiş, Dl. Iapa din Platoul Ocoale-Scărişoara, Dl. Vârtop (1 295 m), etc. Interesant este şi cazul versanţilor cu orientarea sudică, situaţi în partea de sud a acestor munţi (văile Crişului Băiţei, Arieşului Mare, Sighiştel, afluenţii Cobleşului şi Gârdei, etc.) care sunt în “umbră montană” faţă de masivele mai înalte din sudul lor (Munţii Bihariei, Munţii Arieşului) sau faţă de culmile proprii mai înalte, astfel încât au o situaţie (umezeală, vegetaţie, temperatură, etc.) asemănătoare cu a unui versant cu expoziţie nordică. 4.1.4. ÎNCLINAREA VERSANŢILOR Valorile înclinării versanţilor sunt diferite în cadrul Munţilor Padiş-Scărişoara dar, ca o regulă generală, se constată valori mai reduse în părţile superioare şi mijlocii ale munţilor şi valori mari de-a lungul văilor, mai ales a celor sculptate în calcar. De asemenea, valorile sunt mai reduse în cadrul platourilor carstice, dar nu şi pe marginile lor, ca şi pe formaţiunile cristalofiliene din nord-est şi sud-est. În partea de vest pantele sunt mai abrupte, ele “căzând” repede spre Depresiunea Beiuşului. Pantele sunt la fel de abrupte şi în regiunile sudice, acolo unde apar calcarele ca şi în cazul frunţii pânzelor de şariaj, unde eroziunea atacă mai uşor. Pantele cele mai mari, de peste 20°, uneori ajungând la 40-70°, iar în cadrul calcarelor chiar până la verticală absolută, sau excepţional surplombată, cazuri în care pe hartă ele sunt semnalate prin semne convenţionale abrupturilor, apar în cazul văilor sculptate în calcare sau în alte roci dure: Valea Sighiştelului, Valea Căuşii (parţial în calcare şi parţial în gresii cuarţitice şi conglomerate), Crişului Pietros (în sectorul superior în calcare iar în cel inferior în magmatite), Valea Galbenei, Gârdişoara-Gârda Seacă, Ordâncuşa, Arieşul Mare, Someşul Cald în sectorul cheilor, abrupturile Bogăi, Valea Popasului (Scărişoara), Valea Vălcea, Valea Starpă, Groapa Ruginoasa-Valea Seacă, etc. Valori între 15-20° sunt repartizate în vest, sud, sud-est şi mai ales de-a lungul văilor carstice dar şi în jurul Văii Belişului axată pe formaţiuni cristalofiliene. Valori între 10-15° sunt întâlnite mai ales în jumătatea nordică şi estică datorită formaţiunilor precambriene şi paleozoice (cambrian) cristalofiliene, rezistente la eroziune. Asemenea valori se găsesc şi pe interfluviile dintre Galbena şi văile cu scurgere spre vest, interfluvii situate pe roci permiene destul de rezistente şi ele la acţiune erozivă. Pante cu valori cuprinse între 5-10° sunt răspândite în partea centrală şi în nord, între perechile de văi opuse Galbena-Cobleş şi respectiv, Călineasa-Gârda Seacă. De asemenea, în nord-vest, în nord-est şi în est sunt asemenea pante. Aceeaşi situaţie se găseşte în partea de vest, între văile principale: Crişul Băiţei-Valea Sighiştelului, Sighiştel-Muncel. Valori identice se regăsesc şi pe platouri carstice. Valori reduse (între 1-3° şi 3-5°) se întâlnesc pe podurile platourilor carstice (Padiş, Lumea Pierdută, Iapa, Poiana Ursoii, Mărşoaia, Ocoale-Scărişoara, etc.), apoi în nord, de-a lungul Someşului Cald datorită depozitelor de terasă menţionate mai înainte. Valori de 0° se găsesc în foarte puţine locuri, ca de pildă în Şesul Padişului (zona cantonului silvic Padiş) şi pe unele interfluvii. Din harta generalizată a pantelor (fig. 12), rezultă că pante de 0-5 grade se întâlnesc mai ales pe suprafaţa platourilor carstice (Padiş, Lumea Pierdută, Ocoale-Scărişoara, Sohodol, etc.); pante de 5-10 grade sunt situate pe interfluviile vestice, în zona Platoului carstic Padiş, în regiunea dealurilor Costeşti şi Fericet, etc.; valori de 10-20 grade ale înclinării pantelor sunt situate de-a lungul Văii Albacului, apoi între văile Sighiştel şi Crişul Băiţei, etc.; Valorile de 20-30 grade repartizate de-a lungul Văii Albacului, apoi în regiunea Pietrelor Boghii, a Galbenei, a Gârdei ş.a. iar valori de 30-40 grade de-o parte şi de alta a Văii Galbena, pe pantele vestice, etc. Pante de peste 40 grade se găsesc de-o parte şi de alta a Ordâncuşei (în sectorul cheilor), în regiunea de izvoare a Văii Rele, etc., iar pante foarte abrupte, sunt semnalate în regiunea Piatra Boghii, Piatra Galbenii, Cheilor Galbenii, Ordâncuşei, Cheilor Albacului, Someşului Cald, etc. Am efectuat şi calcule asupra pantelor interfluviale rezultând câteva concluzii: astfel, culmile interfluviale din partea de vest au pante destul de mari ce ajung la valori de cca 15% (Giunaşu-Dosurile = 14,01%, Tătăroaia-Căuşa = 16,36%, Ţapu-Prislop-Dl. Mariori = 15,10%, etc.) pe când în celelalte regiuni pantele sunt mult mai reduse ca de pildă culmea Măgura Vânătă = 1,38%, Ţapu-Tătăroaia = 3,7%, Cristeasa-Chicera = 1,6%, Bătrâna-Sohodol = 4,89%, Vf. Clujului-Dl. lui Ionele = 3,04%, Chicera-Borţigu = 2,1%, Cornul Poniţa-Grueţ = 6,88%, etc.). Pentru o imagine reală asupra înclinărilor generale ale acestor munţi am efectuat calcule ale înclinărilor de la Măgura Vânătă (1 641 m) înspre vest, sud şi sud-est; astfel, pe direcţia nord-sud, Măgura Vânătă-Arieşeni, a rezultat o pantă generală de 5,40%; pe direcţia vest-est Mg. Vânătă-Sighiştel a reieşit o înclinare de 5,20% iar pe direcţia Mg. Vânătă-Sohodol tot 5,20%. Deci, Munţii Padiş-Scărişoara înclină atât spre sud cât şi spre vest. Geodeclivitatea influenţează celelalte elemente ale peisajului geografic. Astfel, pe pantele mari precipitaţiile, prin producerea fenomenelor de şiroire, vor avea o acţiune erozivă mai puternică (Groapa Ruginoasa) fapt ce este favorizat şi de acţiunea antropică (pe drumuri de care, de tractoare pentru exploatarea pădurilor, de explorări geologice, etc.). Fenomene descrise mai sus se pot vedea în zona Padişului (în Poiana Ponor, Poiana Vărăşoaia, Lumea Pierdută) dar şi în alte regiuni: Ocoale-Scărişoara, pe pantele Mununei, pe versanţii Gârdei Seci, şi în alte locuri. Pantele reduse sau suprafaţele orizontale din zonele calcaroase permit infiltrarea apelor în subteran, facilitată şi de prezenţa numeroaselor fisuri, producându-se forme de relief carstic. Pantele, în funcţie şi de expoziţia lor, primesc un flux caloric diferit (a se vedea mai departe). Şi vânturile sunt influenţate de mărimea înclinării pantelor, ele suflând nestingherit în cazul suprafeţelor plane sau puţin înclinate (Şesul Padişului, de pildă) pe când cele puternic înclinate şi dispuse în calea maselor de aer împiedică deplasarea lor (ex. abrupturile Bogăi, culmea Tătăroaia-Ţapu, care stau stavilă în calea maselor de aer vestice), etc. În schimb, vînturile pătrund cu uşurinţă pe văile orientate pe direcţia de deplasare ca în cazul văilor Crişului Pietros, Crişului Băiţei, Muncelului (= Chişcăului), Someşului Cald, Arieşului Mare, etc., dispuse pe direcţia vest-est. Pantele influenţează şi scurgerea apelor curgătoare. Pantele mari determină scurgerea rapidă a apelor curgătoare permanente şi intermitente, cu efecte catastrofale în caz de precipitaţii abundente (ca în decembrie 1995). În unele cazuri apele repezi sunt utilizate în obţinerea de energie electrică (Crişul Pietros). Pantele line determină o scurgere mai lentă sau chiar o stagnare (cazul Gârdei Seci şi mai ales a Bătrânei) rezultând fenomene de înmlăştiniri. Pe suprafeţele plane se pot forma lacuri (ex. cele din Şesul Padişului, din Vărăşoaia, etc.) şi turbării (Şesul Padişului, pe Valea Izbucului, Şaua Valea Rea, etc.). Evident că, odată cu creşterea pantelor, crescând viteza de curgere a apelor permanente şi a celor temporare, creşte şi puterea erozională (ex. Valea Seacă din Groapa Ruginoasa, Valea Cetăţilor la intrarea în complexul Cetăţile Ponorului, Crişul Pietros spre ieşirea din munte, producând distrugerea parţială a drumului şi ruperea podului de beton din Pietroasa în mai 1996, Arieşul Mare în decembrie 1995 provocând distrugerea drumului şi a unor case din mai multe localităţi, etc.). Abrupturile sunt, de regulă, dezgolite de vegetaţie sau cu exemplare rare de conifere mai ales dispuse pe brâne sau pe poliţe înguste (abrupturile Bogăi, Piatra Galbenii, Valea Galbenei, Cheile Albacului, Cheile Ordâncuşii, etc.). Pantele mai dulci sunt acoperite de păduri, de foioase mai ales, iar suprafeţele cu înclinare foarte redusă sau suprafeţele orizontale sunt acoperite de vegetaţie ierboasă utilizată la păşunat sau ca fâneaţă. Suprafeţele orizontale şi suborizontale sunt utilizate pentru vegetaţie herbacee, ca regiuni silvice, aşezări umane (mai ales jumătatea sudică, mai însorită) şi chiar pentru o agricultură de subzistenţă. Pantele mari sunt utilizate pentru păduri care menţin stabilitatea versanţilor, ferindu-i de eroziune, iar în unele locuri se fac exploatări de roci de construcţii: granodioritul la Pietroasa, marmura la Băiţa, calcarul la Albac, etc. Înclinarea versanţilor şi expoziţia lor au reflex asupra radiaţiei solare totale. Din expoziţia versanţilor se disting versanţi însoriţi (S, SV, cu excepţia celor situaţi în “umbră montană”), semiînsoriţi (SE, V), semiumbriţi (E, NV), şi umbriţi (N, NE) (P. Tudoran, 1983). Versanţii însoriţi au diferenţe termice apreciabile faţă de cei umbriţi, cu cca 10° C (pe timp senin şi călduros) şi sunt eliberaţi mai rapid de zăpadă (acest lucru este favorizat şi de înclinarea generală a munţilor spre sud). În schimb, pe versanţii umbriţi (N, NE) zăpada şi îngheţul se menţin mai mult, cu efecte asupra subtratului. În general, pe versanţii nordici, umbriţi, domină coniferele iar pe cei însoriţi şi semiînsoriţi foioasele şi cele de amestec, foioase-conifere. Tot pe versanţii însoriţi sunt situate aşezările moţilor, unde se practică şi o mică agricultură. Dacă valoarea radiaţiei solare totale este de 110 kcal/cmp.an (inclusiv pe Arieşul Mare şi pe Someşul Cald) iar în partea de vest 115 kcal/cmp.an pe suprafaţa orizontală, există o sumedenie de situaţii ce rezultă din valori diferite ale pantelor şi ale expoziţiei versanţilor. Utilizând diagrama W. Kaempfert-A. Morgan (1952), empiric se pot obţine valori ale radiaţiei solare totale în funcţie de înclinarea pantelor şi de expoziţia lor. Pantele de 1-3° cu expunere nord şi nord-est (versanţi umbriţi) primesc cam 120 kcal/cmp.an. În această categorie intră versanţii cu expunere nordică şi nord-estică situaţi de-a lungul Someşului Cald, pe dreapta sa, regiune în care pantele sunt line datorită aportului de pietrişuri de terasă care au orizontalizat relieful. Pantele de 1-3° cu expunere spre sud şi sud-vest (versanţi însoriţi) primesc cam 125 kcal/cmp.an; aici se încadrează Platoul Padiş în parte, versanţii Văii Ursului cu expunere sudică, etc. Pantele de 1-3° dar cu expunere spre E şi NV (adică versanţi semiumbriţi) au cca 124-123 kcal/cmp.an, categorie în care intră versanţii culmilor Pârâul Roşu, Poienile (Valea Belişului), Pârâul Barnii, etc. Versanţii semiînsoriţi (cu expunere SE şi V) cu aceeasi înclinare, primesc cca 125 kcal/cmp.an. În această categorie se încadrează poalele Măgurii Vânete din cadrul Platoului Padiş. Versanţii care au înclinare mai mare, de 3-5°, dar cu expuneri diferite primesc următoarele valori: Versanţii cu expunere S şi SV (versanţi însoriţi) primesc 132-130 kcal/cmp.an, ca de ex. Platoul Lumea Pierdută, zona localităţii Iapa, Platoul Mărşoaia, etc. Cu aceleaşi valori ale pantelor dar cu expunere N şi NE (versanţi umbriţi) se primesc cca 115 kcal şi respectiv 120 kcal/cmp.an, ca de pildă versantul Someşului Cald, Pârâul Tomnatecului. Versanţii semiînsoriţi (SE şi V) primesc 128-124 kcal/cmp.an, ca de pildă Vârtopul (Gârdişoara) şi Vârtopaşul pe când versanţii semiumbriţi (E şi NV) cu aceeaşi înclinare de 3-5°, primesc valori de 124-122 kcal, ca de pildă Platoul Ursoii, dealurile de lângă localitatea Poiana Horea, etc. Versanţii cu valori de 5-10° înclinare dar cu expuneri diferite primesc următoarele valori ale radiaţiei solare globală: Cei cu expunere S şi SV (versanţi însoriţi) primesc cca 138-140 kcal/cmp.an, ca de ex. Dealul Mielului, Dl. Cerbului, Poiana Paltinului, Dl. Cornetul, Glăvoiul (versantul sudic), Dl. Borţigului, Poiana Călineasa, etc. În schimb, versanţii umbriţi (N şi NE) primesc cam 106-115 kcal ca la nord de Dl. Strungi, Colnicul Turcului, Dl. Vili (versantul său nord-estic), Vf. cu Toiag (de asemenea versantul nord-estic), etc. Versanţii semiînsoriţi (SE, V) cu pante de 5-10° primesc 138-125 kcal/cmp.an ca Dl. Cocoş, Dl. Calciş (versantul vestic), zona Culdeşti, Dosurile, Gardul, vest de Vf. Ţârău, vest de Măguruţa, etc. Versanţii semiumbriţi (E şi NV) primesc 125-115 kcal: versantul drept al Văii Izbucului, nord-estul Ţârăului, est de Drăgoiasa, etc. Pantele cu înclinare de 10-15° au valori diferite ale bilanţului radiativ, după cum urmează: Cei cu expunere S şi SV (versanţi însoriţi) primesc cca 149-143 kcal/cmp.an: Mununa, Cobleş, sud-vest de Ţârău, SV Prislop, SV Dealul Costeşti, versantul stâng al Văii Ordâncuşei, etc. Versanţii semiînsoriţi (SE şi V) cu aceleaşi valori ale înclinării (10-15°) primesc 142-124 kcal, ca de ex. SE de localitatea Roşeşti, SE Dealul Piatra Bobului, vest de Dealul Muncelul, etc. Versanţii semiumbriţi (E, NV) primesc 124-105 kcal/cmp.an ca Vf. Bălilesei, NV de Ţapul, Dl. Poiana, ş.a., pe când versanţii umbriţi (N, NE) primesc 95-105 kcal/cmp.an ca: NE Măgura Vânătă, NE Dealul Ordâncuşa, versantul stâng al Văii Sibişoara, Dl. Vârsecilor, versantul nordic al Măgurii Vânete, versantul nordic al Dealului Faţa Muntelui, etc. Versanţii cu înclinarea de 15-20° primesc următoarele cantităţi de energie: cei însoriţi (S, SV) primesc 155-145 kcal: Dl. Grueţ, sud de zona Ocoale (Comărnicel), zona văilor Crişului Băiţei, Sibişoarei, Faţa Albacului. Versanţii semiînsoriţi (SE, V) acceptă anual 145-125 kcal/cmp ca Dl. Cocuţii, vest de Dl. Custurile, versanţii Gârdişoarei, versantul drept al Văii Seci (Galbena). Versanţii umbriţi (N şi NE) iau 82-95 kcal/cmp.an: Vf. Plopilor, versantul drept al Cobleşului, Dl. Hireşului, versantul drept al Văii Albacului, etc, pe când versanţii semiumbriţi (E şi NV) au valori de 124-95 kcal: versantul drept al Gârdişoarei, Piciorul Bătrânei, versantul drept al Văii Păuleasa, ş.a. Versanţii cu pante foarte înclinate (peste 20°) cu expunere sudică şi sud-vestică (versanţi însoriţi) au un bilanţ radiativ de cca 165-150 kcal/cmp.an: Valea Ordâncuşa, Dl. Pleşu, Valea Vălcea, Valea Starpă, Pietrele Negre, Piatra Galbenii, etc. Radiaţia este intensificată şi de stâncile calcaroase, albe şi lipsite de vegetaţie. Versanţii semiînsoriţi (SE şi V) iau 150-120 kcal: versantul drept al Văii Galbena, abrupturile Bogăi, pe când versanţii semiumbriţi (E, NV) primesc 118-120 kcal/cmp.an, cei estici, şi respectiv 95-70 kcal cei nord-vestici: Valea Fericetului, zona Gârdişoarei, vest de Dl. Ocoale, ş.a. Versanţii umbriţi (N şi NE) primesc 80-50 kcal (cei nordici) şi cca 70 kcal, cei cu expoziţie nord-estică: Valea Lazului, Mg. Vânătă, Dl. Fericetului, Valea Sighiştelului, Valea Căuşii, etc. Interesant este cazul versanţilor cu expunere sudică dar aflaţi în umbră de versant cu pante înclinate uneori de 50-70° care ar trebui, conform diagramei amintite, să primească cam 150 kcal/cmp.an dar, în realitate, au o situaţie de versant umbrit, primind doar cca 40-50 kcal/cmp., ca de ex. versantul stâng al Arieşului Mare, versantul drept al Crişului Băiţei, etc. Din harta generalizată a radiaţiei solare globale (fig. 13), reiese că: valori de 51-60 kcal/cmp.an sunt întâlnite la sud de Valea Albacului şi la sud-est de Valea Galbenei ca şi la sud de Valea Chişcăului (Valea Muncelului), pante orientate în general spre nord; valori de 61-70 kcal/cmp.an se găsesc pe versantul nordic al Măgurii Vânete; valori de 71-80 kcal sunt la sudul Crişului Pietros, la est de văile Cobleş, Gârda şi Albacului; Valori cuprinse între 81-90 kcal/cmp.an se găsesc la vest de Valea Călineasa, în regiunea Pietrei Arse, la nord de culmea Chicera-Glăvoiu, etc.; valori de 91-100 sunt de găsit parţial pe dreapta Galbenei, stânga Călinesei şi pe stânga Văii Izbucului. Valori cuprinse între 101-110 kcal/cmp.an se înregistrează la sud de Someşul Cald, pe dreapta Izbucului, ş.a.; cantităţi de 111-120 kcal se găsesc pe dreapta Gârdei Seci, la izvoarele Cobleşului, pe dreapta Galbenei,etc; regiuni care primesc energie între 121-130 kcal/cmp.an sunt în general pantele vestice ale Munţilor Padiş-Scărişoara, pe stânga Ordâncuşei, cea mai mare parte a regiunii Padişului, etc.; cu valori de 131-140 kcal se enumeră regiuni de pe stânga Cobleşului, zona Şeii Vârtop, dreapta Crişului Băiţei, etc.; valorile de 141-150 kcal se găsesc la nordul Crişului Băiţei, la nord de valea Arieşului Mare (zona de izvoare), zona dealurilor Costeşti şi Fericet, stânga Ordâncuşei, ş.a.; valorile de 151-160 kcal se observă de pe hartă că sunt repartizate la vest de Pietrele Boghii, între văile Ordâncuşii şi Gârdei, pe versantul sudic al Măgurii Vânete, etc. În sfârşit, valorile de peste 160 kcal se găsesc, conform diagramei menţionate, la nord de Arieşul Mare, la est de Valea Gârdei, pe versantul vestic al Ordâncuşei, etc. După cum s-a mai precizat, aceşti versanţi sudici au totuşi o cantitate mai redusă de energie calorică datorită situaţiei lor de versanţi “umbriţi montan”. 4.2. RELIEFUL TECTONO-STRUCTURAL Relieful determinat de acţiunea tectonică şi respectiv structurală este diversificat şi bogat reprezentat. Relieful este şi un rezultat al acestor acţiuni la care se adaugă, evident, litologia variată, eroziunea selectivă etc. În cadrul morfotectonicii includem fenomenele de şariaj, apariţia horsturilor şi grabenelor, a faliilor, a decroşărilor, scufundarea tectonică a Depresiunii Beiuşului, ridicarea tectonică a munţilor etc. În relieful structural intră cel orizontal, monoclinal, cutat şi (sau) cel faliat complex, de tipul horsturilor şi grabenelor. 4.2.1. FENOMENUL DE ŞARIAJ TECTONIC ŞI REFLEXUL SĂU ÎN RELIEF Dacă sedimentarea generală s-a desfăşurat dinspre nord înspre sud, adică din Masivul Preluca, şariajul tectonic s-a desfăşurat dinspre sud spre nord, adică din Masivul Biharia. Şariajul s-a desfăşurat în mezocretacic datorită fazei tectonice austrice. Dacă autohtonul de Bihor, domeniu peste care a avut loc şariajul, este alcătuit din şisturi cristaline precambriene-paleozoice în nord-est şi din formaţiuni sedimentare mezozoice în nord şi centru, pânzele de Codru, şariate peste autohton, cuprind la suprafaţă roci permiene, mai vechi aşadar decât rocile mezozoice ale autohtonului. Pânzele de şariaj au fost detaşate, rupte, astfel că fruntea lor nu se cunoaşte până unde a ajuns, limita actuală fiind o limită de eroziune, adevărata limită fiind îndepărtată de către eroziune (V. Ianovici şi colab, 1976). Această limită de eroziune ajunge în nord-vest la Măgura Fericii (1 106 m), în nord la culmea Glăvoiu-Chicera-Cristeasa şi se închide la est la Valea Gârdişoara-Gârda Seacă. Limita sudică se opreşte la văile Crişul Băiţei-Arieşul Mare unde se continuă spre sud pe sub pânzele de Biharia formate din roci şi mai vechi, precambriene-paleozoice. Rezultă de aici câteva constatări generalizate: de regulă, altitudinea reliefului scade de la nord la sud, datorită structurii monoclinale; fenomenul de şariaj a “echilibrat” oarecum această scădere altitudinală a reliefului. Astfel, acolo unde este prezentă pânza, altitudinea scade invers, de la sud la nord (ex. culmea Ţapu de 1 476 m - Tătăroaia de 1 291 m) sau culmea Cristeasa de 1 426 m - Chicera de 1 386 m, etc.). În schimb, acolo unde lipseşte pânza, altitudinea scade evident de la nord la sud (de pildă, Platoul Padiş, Platoul Ocoale-Scărişoara, culmea Vf. Clujului de 1 399 m-Dl. Fericet de 1 175 m-Platoul Sohodol de 1 100 m, etc.). Între Munţii Pădurea Craiului şi Munţii Padiş-Scărişoara autohtonul a fost străpuns şi acoperit de masa de magmatite ale Munţilor Vlădeasa, determinând creşterea altitudinii reliefului. Faptul este evident, de exemplu, la Stâna de Vale din Munţii Vlădeasa, unde, la baza bazinetului depresionar apar roci calcaroase mezozoice, la cca 1 100-1 200 m, iar culmile din jur sunt formate din magmatite banatitice, roci mai tinere, ce urcă la peste 1 600 m (ex. Vf. Poieni-1 627 m). De altfel, datorită magmatitelor menţionate, în Vlădeasa se păstrează foarte bine pediplena carpatică şi, respectiv, urme ale glaciaţiunii cuaternare. În cadrul Munţilor Padiş-Scărişoara autohtonul de Bihor este întâlnit în nord-est iar sistemul de Codru în vest şi sud, sud-vest. După cum s-a mai văzut, sistemul pânzelor de Codru este format din pânzele de Ferice (cu solzurile Sebişel şi Tătăroaia) şi Gârda, echivalente pânzei de Finiş din Munţii Codru-Moma; pânzele de Vetre şi Următ, echivalente pânzei de Vaşcău din Codru-Moma; pânza de Bătrânescu, solzurile de Raviceşti şi de Nucet, echivalente pânzei de Dieva din Codru-Moma; pânza de Vălani, intermediară între autohton şi sistemul pânzelor de Codru; pânza de Arieşeni, superioară tuturor pânzelor şi solzurilor amintite, fără echivalenţă în Codru-Moma (V. Ianovici şi colab., 1976). Mai concret, în nord-vestul Munţilor Padiş-Scărişoara, imediat la sudul Dl. Plopilor (724 m), constituit din magmatite, apar pânza de Ferice şi solzul de Sebişel (între Valea Lazului la nord şi Valea Chişcău la sud) ce cuprind depozite werfeniene (triasic inferior) şi anume gresii cuarţitice, şi solzul de Tătăroaia format din depozite anisiene de dolomite cenuşii şi albe şi din depozite ladinian-noriene, adică calcare negre cu accidente silicioase (aşa-numitul calcar de Roşia). Solzul de Tătăroaia este cuprins între văile Mare, Chişcău şi până aproape de Galbena. La sud urmează pânza de Arieşeni, pânză superioară în cadrul sistemului de Codru, care se extinde în est până la Valea Cobleşului şi chiar mai departe până aproape de Valea Gârda Seacă iar în sud până la Valea Arieşului Mare. Pânza de Arieşeni are porţiuni rupte din masa sa, adică petice de acoperire (klippe) în Vf. Dosurile (780 m), Vf. Măguruţa-Prislop (1 039 m), Vf. Giunaşu (1 315 m), Vf. Ţârău (1 300 m), etc. Toată pânza de Arieşeni cuprinde depozite permiene formate din gresii, siltite şi argilite micacee, violacee, cu străpungeri de riolite; În jurul Vf. Cornul Poniţa (1 151 m) apar conglomerate laminate de vârstă permiană. Între peticele de acoperire ale pânzei de Arieşeni apare pânza de Vălani, în ”fereastră tectonică” cu caractere intermediare între formaţiunile autohtonului şi, respectiv, ale sistemului de Codru. Pânza de Vălani cuprinde depozite mezozoice: calcare recifale albe şi cenuşii (calcar de Farcu şi de Cornet) oxfordian-tithonice, apoi calcare cu calpionelide, brecioase în bază, ce constituie formaţiunea de Sighiştel, din berriasian-valanginian inferior, cu unele iviri de bauxite neocomiene şi calcare urgoniene cu caprotine din barremian-apţian inferior. Pânza este întâlnită de-a lungul văilor Chişcău şi Sighiştel iar spre sud până la Crişul Băiţei. La sud şi sud-est de pânza de Vălani se ivesc pânzele de Vetre şi de Următ, echivalente pânzei de Vaşcău din Codru-Moma. Pânza de Vetre cuprinde dolomite albe cu rare intercalaţii de argile negre şi siltite (dolomit de Frăsinel) din carnian superior-norian superior şi calcare albe cu dyke-uri neptuniene detritice (marmura de Băiţa) din sevaţian (rhaetian inferior). Pânza de Vetre ţine de la Valea Sighiştel până la Crişul Băiţei, întreruptă de formaţiunile pânzei de Următ care este alcătuită din şisturi argiloase negre, gresii calcaroase şi gresii cuarţitice ce aparţin jurasicului inferior şi jurasicului mediu. Aşadar, tot în sud, spre Crişul Băiţei, apare şi pânza de Bătrânescu (de ex. aproape de Nucet) formată din dolomite negre anisiene, calcare cenuşii ladiniene şi calcare albe, uneori brecioase, cu liant roşcat (calcarul de Peştera Fânaţe) carnian-noriene. La est de pânza de Arieşeni este prezentă pânza de Gârda formată din gresii cuarţitice de vârstă permian-werfenian-anisiană. Sunt prezente şi conglomerate de aceeaşi vârstă. Pânza de Gârda ajunge până în bazinul Văii Gârda Seacă, cuprinzând şi Vf. Cristesei (1 426 m). La sud de Masivul Ţapu (1 476 m) se găseşte sub formă de insulă unitatea de Bihor, ce cuprinde calcare şi dolomite carnian-noriene şi barremian- apţiene ca şi calcare recifale neojurasice. Întregul domeniu de Bihor, care constituie autohtonul pentru pânzele de Codru, cuprinde fie formaţiuni cristalofiliene (şisturi sericitoase cuarţitice, amfibolite, şisturi clorito-amfibolice din seria de Arada, de vârstă vendian-eocambriană, şi micaşisturi din seria de Someş de vârstă neocambriană), fie formaţiuni sedimentare mezozoice, atât roci carbonatice (calcare şi dolomite) cât şi roci necarbonatice (gresii şi conglomerate). Tot pe autohton s-au depus depozite cuaternare, mai ales în cadrul platourilor carstice Padiş, Ocoale-Scărişoara, etc. Pe seama acestor depozite, de caracteristicile lor fizico-chimice, s-au format forme de relief diverse, de tip carst (pe seama rocilor carbonatice) sau relief pe gresii şi conglomerate, etc. Toate unităţile structurale ale Munţilor Padiş-Scărişoara, autohtonul şi pânzele, sunt afectate de falii, microfalii, decroşări, etc. Dintre faliile puternice amintim câteva: Galbena-Cobleş, Someşul Cald, Chişcău, Gârda ş.a. Pe aceste falii s-au axat, în general, văile iar prin intermediul unora au venit la suprafaţă banatite (de ex. pe Falia Fagului din valea omonimă, Valea Seacă, afluentă a Galbenei, etc. ) (V. Ianovici şi colab., 1976).
Relieful structural monoclinal este reprezentat pe structuri care înclină, de regulă, de la nord la sud. Acest fapt este observabil în cadrul Platoului Padiş, al celui din Ocoale-Scărişoara ca şi în alte locuri. Înclinarea de la nord la sud este observabilă şi în cazul formaţiunilor cristalofiliene ale autohtonului de Bihor care a rezultat datorită direcţiei de sedimentare de la nord la sud dar şi mişcărilor tectonice. Relieful ţine seama de această structură monoclinală: ex. cuestele Biserica Moţului, Măgura Vânătă, Dealul lui Ionel, culmea Glăvoiu-Chicera etc. Ca relief faliat complex se remarcă relieful de grabene (Someşul Cald, Sighiştelului, Galbenei etc.). Marginile pânzelor de Codru orientate spre nord pot fi considerate horsturi (Dl Glăvoiu-Chicera, Tătăroaia-Ţapu, etc.). În ansamblu, toată regiunea muntoasă poate fi considerată ca horst faţă de Depresiunea Beiuşului, care constituie un graben ca geneză, depresiune limitată la vest de Munţii Codru-Moma, un alt horst muntos. Întregul platou carstic Padiş-Cetăţile Ponorului poate fi considerat un horst rămas suspendat faţă de regiunile vecine căzute pe linii de falii, ca şi platoul carstic Ocoale-Scărişoara. Mai amintim în regiunea platourilor Padiş şi Scărişoara prezenţa unor dealuri mamelonare: Răchita, Tomaşca, respectiv Iapa, etc. 4.2.3. MAGMATISMUL SUBSECVENT ŞI EFECTUL SĂU ÎN RELIEF Deşi magmatismul este reprezentativ pentru munţii Vlădeasa, el s-a manifestat şi în Munţii Padiş-Scărişoara, la marginea de nord-vest, pe o linie de fractură orientată NE-SV. Punerea în loc a maselor de magmatite, denumite generic banatite, care cuprind andezite, dacite, riolite, granodiorite, piroclaste, a avut loc datorită magmatismului subhercinic din cretacic. Vulcanismul este de tip subsecvent, adică vulcanismul s-a desfăşurat ulterior mişcărilor de cutare din Apuseni (D. Giuşcă, 1950, citat de V. Ianovici şi colab., 1976). Magmatitele sunt reprezentate, pe un areal ceva mai extins în regiunea Dl. Plopilor (724 m), între Crişul Pietros la nord, Valea Lazului la sud iar în est până la confluenţa Galbenei cu Crişul Pietros şi respectiv în vest până la contactul cu depozitele malvensiene ale Depresiunii Beiuşului. Magmatitele formează, de asemenea, o masă mare la nord de Crişul Pietros, în Măgura Guranilor (948 m) şi, apoi desigur în Munţii Vlădeasa unde riolitele acoperă o suprafaţă de cca 400 kilometri pătraţi şi o grosime a magmatitelor de până la 1 000 m. Pe teritoriul Munţilor Padiş-Scărişoara magmatitele sunt formate mai ales din granodiorite cu hornblendă şi biotit, care se exploatează la Pietroasa, în carieră, aproape de locul unirii Crişului Pietros cu Valea Aleului, în Dealul Plopilor. Apariţii sporadice, sub formă de străpungeri de andezite, se întâlnesc în Masivul Tătăroaia, Masivul Ţapu, pe Valea Seacă (afluentă a Galbenei) iar pe Valea Fagului, afluentă a Chişcăului, apar riodacite microgranitice. Considerăm că aceste mase granodioritice, consolidate în adâncime, au ajuns la suprafaţă în urma prăbuşirii tectonice a Bazinului Beiuş cât şi în urma eroziunii datorată Crişului Pietros. Dl Plopilor, format din magmatite, are o formă de măgură relativ rotunjită dar alungită oarecum pe direcţia est-vest; Măgura Guranilor are o formă mai rotunjită decât Dl. Plopilor, de unde şi denumirea care i se dă de “măgură”. Din ambele măguri pornesc mici văi laterale, adâncite, spre râurile mai mari, respectiv spre Crişul Pietros şi Valea Lazului, în primul caz, şi spre Crişul Pietros şi Valea Aleului în al doilea caz. În cazul Dealului Plopilor, la partea superioară, la cca 700 m altitudine, se găseşte o suprafaţă relativ plană, ce coboară lin de la est la vest, adică dinspre munte spre depresiune. Atât acest masiv cât şi cel din Măgura Guranilor ca şi cel de la Băiţa Bihorului (acesta din urmă situat la 1 000 m adâncime) au metamorfozat, la contact, depozitele permo-triasice şi calcarele dolomitice de aceeaşi vârstă triasică (V. Ianovici şi colab., 1976) rezultând marmurele de la Chişcău şi Băiţa, exploatate şi prelucrate apoi la întreprinderea de profil din Vaşcău. 4.3. SUPRAFEŢELE DE NIVELARE În Munţii Padiş-Scărişoara, ca de altfel în toţi Munţii Apuseni, se regăsesc toate suprafeţele de nivelare, dar nu la fel de răspândite ca areal şi proporţie. De pildă, în munţii studiaţi, suprafaţa a doua este larg dezvoltată pe când în munţii limitrofi, Vlădeasa, Muntele Mare şi Biharia, prima suprafaţă este reprezentativă. Datorită unor acalmii tectonice şi exondării Munţilor Apuseni, relieful ridicat anterior tectonic, a fost supus unei eroziuni şi nivelări intense, în tot timpul neozoicului. Se pot deosebi mai multe suprafeţe de nivelare, relieful fiind deci policiclic. Cea mai veche dar şi cea mai înaltă suprafaţă, netezită la începutul neozoicului, după mişcările tectonice din mezozoic, în perioada danian-paleogenă, într-un climat cu mult mai cald decât cel actual, adică tropical-subtropical, mai este cunoscută sub denumirea de pediplena carpatică, deoarece nivelarea a fost de tip pediplanare (adică nivelarea pedimentelor) (Gr. Posea şi colab., 1974). Această suprafaţă este mai puţin reprezentativă pentru Munţii Padiş-Scărişoara şi este echivalentă suprafeţei Borăscu din Carpaţii Meridionali, respectiv cu suprafaţa Fărcaşa-Cârligatele din Apuseni (Emm. de Martonne, 1924) sau cu suprafaţa Cârligatele din Vlădeasa (Aurora Posea, 1977); de altfel, Vf. Cârligatele se găseşte în imediata apropiere a Măgurii Vânete. Suprafaţa este întâlnită la altitudinile de 1 600-1 400 m şi o denumim Măgura Vânătă, după masivul reprezentativ în care se regăseşte. Suprafaţa este denivelată în două trepte, prima între 1 600-1 500 m, peste care se ridică ca monadnock-uri de poziţie sau petrografice, Vf. Măgura Vânătă (1 641 m), Vf. Bătrâna (1 579 m), Ţiclău (1 566 m) etc. Prima treaptă a pediplenei este întâlnită numai în cadrul autohtonului de Bihor, pe cristalin dar cu deosebire în Munţii Gilău-Muntele Mare (ex. Dealul Pârâul Roşu, Drăgoiasa) şi pe sedimentarul autohtonului din munţii analizaţi: Măgura Vânătă (gresii cuarţitice werfeniene), Piciorul Bătrânei (1 549 m- gresii cuarţitice werfeniene-anisiene), Bătrâna (1 579 m-calcare albe recifale (calcar de Wetterstein) ladiniene- eocarniene), Vf. Peşterii (1 550 m- calcare negre anisiene, adică calcar de Gutenstein). Este întâlnită între 1 550 şi 1 640 m altitudine. Denumim această treaptă a pediplenei, Suprafaţa Măgura Vânătă-Bătrâna, după cele două vârfuri reprezentative. Al doilea nivel al primei suprafeţe, dispus între 1 400-1 500 m, este repartizat teritorial, de regulă, la sudul primei trepte, de care este despărţit prin escarpamente de eroziune (Gr. Posea şi colab., 1974); nivelul retează formaţiuni cristalofiliene ale autohtonului de Bihor din Munţii Gilău-Muntele Mare (ex. Scoruşet-1 406 m, Dl. Calului-1 450 m, Dl. Bradul lui Horia-1 400 m, etc.) dar şi sedimentarul autohtonului din Munţii Padiş-Scărişoara: Dl. Căţânilor (1 479 m-gresii şi conglomerate cuarţoase, şisturi argiloase, calcare negre liasice), Dl. Cocuţii (1 450 m-gresii cuarţitice, şisturi roşii şi conglomerate cuarţitice din werfenian-anisian inferior, la fel ca şi Dl. Poiana- 1 486 m), Vf. Clujului (1 399 m-dolomite albe litate anisiene, adică aşa-numitul dolomit de Vf. Clujului), Piatra Boghii (1 436 m-calcare albe recifale, calcare albe în plăci (calcar de Padiş) ce constituie formaţiunea de Wetterstein), Vf. Vărăşoaia (1 441 m-aceleaşi depozite ca şi Piatra Boghii), Piatra Arsă (1 488 m, situată la baza Vf. Cârligatele -1 694 m din Vlădeasa; Piatra Arsă cuprinde calcare albe şi dolomite anisiene), Biserica Moţului (1 466 m-calcare albe recifale, calcare în plăci (calcar de Padiş) adică formaţiunea de Wetterstein, din carnian inferior, şi depozite neoanisiene cu brecii poligene, şisturi argiloase roşii în alternanţă cu calcare albe, gresii cuarţitice (formaţiunea de Zugăi) şi calcare negre anisiene, adică calcar de Gutenstein), Bălăceana (1 477 m- calcare anisiene), Vf. cu Toiag (1 495 m-calcare albe recifale (calcar de Wetterstein) ladiniene-eocarniene, la fel Vf. Gârda de 1 450 m), Dl. Hireşul (1 404 m-calcare negre (calcar de Gutenstein) anisiene), Piciorul Bătrânei (1 403 m-calcare anisiene la fel ca şi Dl. Faţa Muntelui-1 407 m), ş.a. Al doilea nivel retează, de data aceasta, şi depozite sedimentare ale pânzelor de Codru: Vf. Ţapu (1 476 m)-Vf. La Morminţi (1 430 m)-Ştirbina (1 410 m), ce sunt alcătuite din gresii cuarţitice, conglomerate cuarţitice şi şisturi argiloase werfeniene, Glăvoiu (1 426 m-gresii şi conglomerate feldspatice şi şisturi argiloase permiene), Vf. Cristesei (1 426 m-gresii cuarţitice, şisturi roşii werfeniene şi eoanisiene). Cele două trepte ale aceleiaşi suprafeţe au fost uşor diferenţiate altimetric de mişcările pirenaice, dar şi datorită structurii monoclinale a depozitelor, de la nord la sud, ca şi litologiei însăşi, calcarele şi dolomitele fiind mai susceptibile modelării decât şisturile cristaline, care conservă mai bine pediplena carpatică; diferenţierea altimetrică este şi un rezultat al basculărilor tectonice dinspre est spre vest ale acestor munţi. Această mişcare de tip basculă a fost oarecum compensată de şariajul tectonic, care a determinat “creşterea” altitudinală a părţii de vest a acestor munţi, fapt evident în culmea Ţapu (1 476 m)-Tătăroaia (1 291 m). Denumim această a doua treaptă a pediplenei Suprafaţa Piatra Boghii-Biserica Moţului, după culmile respective, situate la baza Măgurii Vânete, despărţite prin Poiana Vărăşoaia din Platoul Padiş, şi după vârful reprezentativ de lângă Cabana Padiş.
Suprafaţa este bine reprezentată pe sedimentarul mezozoic al autohtonului de Bihor: Vârtopul (1 295 m-calcare urgoniene cu caprotine, adică lamelibranhiate cretacice, din barremian-apţian inferior), Vf. Tomaşca (1 343 m-dolomite cenuşii şi albe anisiene, respectiv calcare negre de aceeaşi vârstă), Dl. Răchita (1 340 m-din aceleaşi roci ca şi Tomaşca; de altfel, cele două vârfuri se găsesc în Platoul Padiş, constituind martori de poziţie), Vf. Oşelu (1 281 m-calcare negre anisiene), Dl. Bălilesei (1 267 m-calcare albe recifale, brecii calcaroase, calcare albe în plăci (adică calcar de Padiş), deci formaţiunea de Wetterstein, de vârstă neoanisian-eocarniană), Dl. Iepei (1 280 m- calcare ladiniene, din Platoul Ocoale-Scărişoara), Dl. Stânişoarei (1 377 m-calcare albe recifale (calcar de Wetterstein) ladiniene-eocarniene), Dl. Ocoale (1 324 m-calcare ladiniene), Dl. Calciş din Padiş (1 200-1 250 m-gresii şi conglomerate cuarţitice, şisturi argiloase, calcare cenuşii hettangiene-sinemuriene inferior), Dl. Cocoş (1 354 m-gresii cuarţitice werfeniene), Dl. Pleului (1 362 m- calcare anisiene), Pietrele Negre (1 260 m-calcare recifale albe şi cenuşii oxfordian-tithonice, adică calcare de Farcu şi de Cornet), Dl. Bocului (1 312 m-calcare ladiniene), Piatra Galbenii (1 250 m- calcare mediojurasice), Dl. Crestătura (1 290 m-calcare urgoniene din barremian-apţian inferior), Dl. Chicera (1 244 m-gresii şi conglomerate cuarţoase hettangiene-eosinemuriene), Dl. Vulturului (1 230-1 300 m-din aceleaşi roci ca şi Chicera), Poiana Călineasa (1 300-1 350 m-din roci ce cuprind calcare encrinitice, marne şi calcare marnoase de vârstă sinemurian-toarciană iar dealurile din jurul poienii cuprind gresii şi conglomerate cuarţoase hettangiene-sinemuriene), Poiana Ursoii (1 300 m-calcare albe recifale (calcar de Wetterstein) ladinian-carnian inferior, calcare negre (calcar de Gutenstein) şi dolomite cenuşii anisiene), Poienile (1 300-1 350 m-calcare albe recifale ladiniene-eocarniene), Poiana Rotoacă (1 250 m-calcare barremiene-eoapţiene), Poiana Mărşoaia (1 300-1 340 m-dolomite anisiene), Dl. Dosul Mărşoii (1 300-1 350 m-calcare albe recifale (calcar de Wetterstein) ladiniene-eocarniene), Dl. Vârtopul (1 310 m-calcare tithonice şi calcare barremiene-apţiene inferior), Poiana Paltinului (1 250 m-calcare ladiniene-eocarniene şi gresii şi conglomerate cuarţoase, şisturi argiloase şi calcare negre din hettangian-sinemurian inferior), Zănoaga (1 300 m- dolomite anisiene), Dl. Ordâncuşei (1 350 m-gresii şi conglomerate cuarţoase hettangian-sinemuriene inferior), Dl. Costeştilor (1 280 m-gresii şi conglomerate cuarţitice de vârstă werfeniană), Poienile Brusturului (1 200 m-calcare ladiniene-eocarniene), Poiana Zăpodie (1 210 m-calcar anisian în dealurile din jur iar fundul poienii din gresii şi conglomerate cuarţitice hettangiene-eosinemuriene), etc. Suprafaţa nivelează şi formaţiunile pânzelor de Codru: Tătăroaia (1 291 m-depozite werfeniene formate din gresii cuarţitice şi şisturi argiloase, respectiv din calcare ladiniene, noriene şi anisiene), Giunaşul (1 315 m-gresii şi conglomerate feldspatice, şisturi argiloase permiene), Dl. Borţigului (1 342 m- roci permiene formate din gresii, siltite şi argilite micacee, violacee cu riolite şi respectiv roci werfeniene ce cuprind gresii cuarţitice, conglomerate cuarţitice şi şisturi argiloase), Dl. Arsurii (1 250 m-parţial conglomerate şi gresii cuarţitice şi şisturi argiloase roşii werfeniene şi parţial conglomerate permiene ale pânzei de Arieşeni din sistemul pânzelor de Codru), Podişul Căpreştilor (1 200 m) şi Poiana Storhaşul Căpreştilor (1 300 m-gresii şi conglomerate cuarţitice werfeniene-eoanisiene), Dl. Pojarului (1 200 m-gresii şi conglomerate din permian superior), Piatra Ghicheia (1 320 m-gresii şi conglomerate feldspatice, şisturi argiloase permiene), Vf. Ţârău (1 300 m-depozite permiene formate din gresii şi şisturi argiloase cărămizii), Muncelul (1 300 m-gresii werfeniene), Dl. Cerbului (1 200 m-conglomerate permiene), etc. Primului nivel îi dăm denumirea de Suprafaţa Padiş deoarece este foarte bine reprezentat în cadrul platoului omonim. Al doilea nivel (Suprafaţa Grueţ-Scărişoara) este situat între 1 050-1 180 m şi retează, deopotrivă, depozite cristalofiliene, depozite sedimentare ale autohtonului şi, respectiv, depozite sedimentare ale pânzelor de Codru. Nivelul retează micaşisturi precambriene şi şisturi cuarţitice cu biotit şi muscovit de vârstă cambriană ale Dl. Fericet (1 175 m), Preluca (1 050 m-parţial şisturi cuarţitice cambriene şi parţial calcare ladiniene), Dl. Gorunul lui Horia (1 180 m-şisturi cuarţitice din precambrian inferior), Poiana La Barăci (1 000 m-şisturi cuarţitice vendian-eocambriene), Arsura lui Ic (1 080 m- micaşisturi din precambrian superior, pe care s-au fixat în prezent turbării), etc. Al doilea nivel este întâlnit, după cum s-a precizat, şi pe sedimentarul autohtonului: Dl. lui Ionele (1 174 m-calcare ladiniene), Dl. Gardul (1 147 m-calcare barremiene şi calcare tithonice recifale), Măgura Sacă (1 095 m-calcar tithonic), Dl. Amunte (1 100-1 150 m-calcar berriasian-apţian inferior, la fel ca şi Dl. Vârtopul (1 150 m), Dl. Blid (1 150 m-calcar barremian), Dl. Vârsecilor (1 050-1 100 m-calcar apţian), Pleşu (1 000 m-gresii şi conglomerate werfeniene), Dl. Mielului (1 150 m-calcar ladinian şi dolomit anisian), Dl. Soba (1 160 m-calcar ladinian), Chicera Boldului (1 110 m-calcar barremian-apţian inferior), Piatra Tăuzului (1 130 m-calcar tithonic de facies “lagoon”, adică aşa-numitul calcar de Albioara). În fine, al doilea nivel taie şi depozitele pânzei de Codru: Cornul Poniţa (1 151 m-siltite violacee permiene), Piatra Budului (1 150 m-din aceleaşi depozite ca şi Cornul Poniţa), Custurile (1 000 m-gresii şi şisturi argiloase permiene), Dl. Grueţ (1 100 m-gresii permiene), Măguruţa (1 039 m-siltite violacee cu intercalaţii de riolite ce datează din permian), Preluca Neşului (1 000 m-depozite permiene), Dl. Manu (1 050 m-gresii werfeniene), etc. După cum se remarcă din cele de mai sus, suprafaţa a doua este larg dezvoltată în Munţii Padiş-Scărişoara. Denivelarea suprafeţei în cele două trepte, se datorează tectonicii, structurii monoclinale a regiunii montane, cu înclinare generală de la nord la sud, eroziunii fluviale, inclusiv eroziunii carstice. Corelând regiunea muntoasă pusă în discuţie cu cercetările din Bazinul Crişului Repede (Aurora Posea, 1977), rezultă că prima treaptă a suprafeţei se corelează cu suprafaţa Vişagului (1 000-1 200 m) iar cea de-a doua treaptă cu suprafaţa Tranişului (800 -1 000 m). Prima treaptă a fost nivelată în tortonian (helveţian) superior=badenian şi sarmaţian inferior iar cea de-a doua treaptă între sarmaţian superior şi meoţian. Se observă o decalare altimetrică între cele două regiuni muntoase amintite, referitor la suprafeţele corelate; cauza este, în cazul Bazinului Crişului Repede căderea rapidă în trepte a reliefului de la sud la nord, de la 1 836 m în Vf. Vlădeasa, la 600 m şi chiar mai puţin în Valea Crişului Repede, datorită tectonicii; în schimb, în Munţii Padiş-Scărişoara relieful monoclinal cade lin din direcţia nord spre sud, la care se adaugă o oarecare echilibrare altitudinală rezultată în urma şariajului tectonic. Echivalenţa suprafaţelor ca timp de formare coincide, chiar dacă altimetria lor diferă. Suprafaţa a treia, Feneş-Deva la Emm. de Martonne (1924), Suprafaţa carpatică de bordură (Gr. Posea şi colab., 1974), Suprafaţa Zece Hotare (Aurora Posea, 1977), este prezentă pe marginea de vest a munţilor, spre Depresiunea Beiuşului. Suprafaţa Feneş-Deva, cartată de Emm. de Martonne este echivalată, de fapt, cu suprafaţa carpatică de vale (Gr. Posea şi colab., 1974, I. Berindei, 1977). Şi această suprafaţă, pe care o denumim Suprafaţa Grohoţi-Prislop-Plopilor, după vârfurile respective situate la vest de culmea Vf. Ţapu-Tătăroaia, cuprinde două trepte care se prelungesc în interiorul munţilor prin intermediul văilor. Prima treaptă, mai înaltă şi mai veche, între 800-950 m altitudine, cuprinde o serie de măguri: Piatra Câinilor (900 m-calcar anisian), Poiana Târniciori (950 m-gresii permiene peste care, ulterior au fost depuse depozite deluviale holocene), Poiana Ulmu (900 m-gresii werfeniene), Poiana Şeştiui (800-850 m-dolomite cenuşii şi calcare negre anisiene), Bernadul (calcar triasic), Poiana Dinoiu (900-950 m-gresii werfeniene), Vf. Grohoţilor (807 m-calcar barremian-apţian inferior), Următ (860 m-calcar norian şi jurasic), Prislop (900-950 m-gresii permiene), Poiana Fântânele (850-900 m-calcar şi dolomit anisian), Preluca Corbeştilor (800 m-siltite violacee permiene), etc. Această treaptă se continuă şi în interiorul munţilor prin intermediul văilor: Crişul Pietros, Crişul Băiţei şi a afluenţilor lor mai importanţi ca Galbena, Sighiştel, etc. Asemenea trepte se întâlnesc şi pe Arieşul Mare ca şi pe afluenţii săi mai importanţi, Albac, Gârda, Cobleş. Lăţimea este de cca 2-4 km iar lungimea pătrunderii poate atinge cca 10 km. Denumim prima treaptă Suprafaţa Grohoţi, după vârful respectiv (807 m). A doua treaptă, între 600-750 m, cu urme de abraziune ale mării ponţiene de odinioară, care a existat în cadrul Depresiunii Beiuşului (Gr. Posea şi colab., 1974; I. Berindei, 1977) retează: Vf. Plopilor (724 m-granodiorit maastrichtian-paleocen), Fruncele (600-650 m-calcar barremian-apţian inferior), Rădăcina (650-700 m) şi Răcurele (600-650 m-din aceleaşi depozite ca şi Fruncele), Dl. Orbutu (750 m-calcar berriasian-valanginian inferior=cretacic inferior), Dl. Sălaşului (746 m-siltite permiene), Vf. Brusturi (770 m-din aceleaşi roci ca şi Dl. Sălaşului), Vf. Dosurile (780 m-permian cu apariţii de riolite), Grohoţel (680 m) şi Gorniţei (650 m-şisturi argiloase negre, gresii calcaroase, gresii cuarţitice jurasice), Vf. Măgurii (740 m-calcar recifal oxfordian-tithonic), Cuculeul (670 m- calcar norian inferior), Cătrăfoi (750 m-dolomite şi calcare anisiene), Dl. Chişu=Dl. Chişcău (700 m-gresii cuarţitice werfeniene), etc. Denumim această treaptă, după Vf. Plopilor, Suprafaţa Plopilor. La fel ca şi în primul caz, şi acest nivel se continuă în interiorul munţilor, sub nivelul anterior, dar pe o lăţime mai mică şi o lungime mult mai redusă. Contactul cu dealurile piemontane ale Depresiunii Beiuşului are loc la circa 600 m altitudine. Astfel, dealurile Ogrăduţa (578 m), Faţa Goală (635 m), Ograda Albului (555 m), Dâmbul Rusului (sub 600 m), Dl. Osoiu (442 m), etc., sunt alcătuite din depozite malvensiene (pannonian s.str.), caracteristice litologiei depresiunii. Aşadar, un nivel colinar se întâlneşte pe dealurile depresiunii, nivel prelungit pe râurile amintite în interiorul munţilor (I. Berindei, 1977). Suprafaţa carpatică de bordură se realizează în prima parte a pliocenului şi se încheie cu mişcările rhodanice (Gr. Posea şi colab., 1974). Climatul în care se desfăşura realizarea acestei suprafeţe, era de tip mediteranean, pe fondul unei ridicări epirogenetice continue (în pliocen Munţii Apuseni s-au înălţat cu cca 300 m), fapt ce a determinat şi exondarea definitivă a Depresiunii Beiuşului şi a celorlalte bazine-golfuri din vestul munţilor (I. Berindei, 1977). Suprafeţele carpatice de vale. Ele sunt o continuare în interiorul munţilor a treptelor marginale descrise mai înainte şi sunt în număr de două, la care adăugăm şi prelungirea nivelului piemontan, mai puţin extinsă. Prima suprafaţă carpatică de vale, cea mai înaltă şi cea mai veche, este extinsă pe văile principale ca şi pe unii dintre afluenţii lor. Nivelul pătrunde pe Crişul Pietros şi pe Galbena pe 8 km lungime, având 1-2 km lăţime; pe Crişul Băiţei are 6 km lungime şi 2 km lăţime; pe Valea Sighiştelului intră pe 4 km lungime cu o lăţime de 1 km; Pe Arieşul Mare pătrunde pe 20 km lungime având 1-2 km lăţime (măsurarea s-a efectuat de la localitatea Albac înspre amonte, deci numai în sectorul de studiu); pe Gârda Seacă pătrunderea este de 10,5 km şi pe o lăţime de 0,5 km; pe Albac lungimea este de 12 km cu o lăţime de 1 km, etc. Treapta se închide spre obârşia râurilor sub formă de amfiteatru larg, sub care se găseşte treapta inferioară de vale cu cca 150 m. A doua suprafaţă carpatică de vale, mai tânără şi mai joasă, pătrunde mai puţin în interiorul masei montane şi ea se corelează cu treapta inferioară de pe marginea munţilor. Pe Crişul Pietros pătrunderea este pe 7 km lungime cu o lăţime de 1 km, pe Crişul Băiţei pe 5 km lungime şi 1 km lăţime, pe Sighiştel 3 km lungime (şi între 0,5-1 km lăţime), pe Muncel (3 x 1 km), pe Gârda Seacă pătrunderea este de 5 km lungime şi 0,5 km lăţime iar pe Arieşul Mare 15 km lungime şi 1 km lăţime, etc. De remarcat este faptul că şi suprafaţa piemontană, de sub 600 m, pătrunde pe văile mari (Crişul Pietros, Crişul Băiţei) pe 3 km lungime. Vârstele acestor trepte sunt ponţian-daciene şi pliocen-cuaternare (Gr. Posea şi colab., 1974). 4.4. SCUFUNDAREA BAZINULUI BEIUŞ ŞI EFECTUL ASUPRA MUNŢILOR La marginea de vest a Munţilor Padiş-Scărişoara ca şi a Munţilor Bihor-Vlădeasa se află Depresiunea Beiuşului, de origine tectono-sedimentară. Scufundarea s-a schiţat la sfârşitul oligocenului, datorită fazei orogenetice savice şi s-a realizat în badenian datorită mişcărilor attice. Scufundarea faţă de munţii limitrofi, Bihor-Vlădeasa, Pădurea Craiului şi Codru-Moma, a avut loc pe un complex de falii normale, bazinul fiind aşadar un graben tectonic. În urma scufundării, zona Beiuşului a devenit un centru de drenaj al apelor curgătoare, un nivel de bază local pentru reţeaua de ape curgătoare din munţi, care a săpat repezişuri, cascade, sectoare de chei şi defilee, deci rupturi de pantă în profil longitudinal, pentru a ajunge la Crişul Negru. În urma scufundării, bazinul a fost invadat de ape marine atunci când această acţiune se accentua şi respectiv era eliberat de ape marine atunci când se înregistra o ridicare tectonică. Prima transgresiune marină a avut loc în badenian-sarmaţian inferior; regresiunea marină s-a desfăşurat după mişcările attice, adică în faza sarmaţian mediu-meoţian; în faza ponţiană depresiunea a fost din nou transgresată de apele marine, urmând o exondare definitivă în faza daciană, după mişcările rhodaniene. Din acest moment a început realizarea reliefului depresionar (M. Paucă, 1935; I. Berindei, 1977). Transgresiunile marine au realizat şi o treaptă pe marginea munţilor, cu caracter de abraziune marină, la cca 600 m altitudine (unde se poate observa o suprafaţă de abraziune cu lăţimi destul de extinse), nivel până la care ajung azi sedimentele Depresiunii Beiuşului. Aceste sedimente, mai ales malvensiene, au acoperit, deci mascat, prima şi cea mai veche falie normală, mezozoică, care separă de fapt, depresiunea faţă de munţii limitrofi. A doua generaţie de falie, mai tânără, neozoică, este vizibilă la marginea vestică a acestor munţi. Astfel rezultă caracterul de horst al munţilor şi de graben al Depresiunii Beiuşului. În urma scufundării Bazinului Beiuş, şi munţii au suferit o mişcare tectonică de basculare, având o înclinare generală spre vest nu numai spre sud. Deci, Munţii Padiş-Scărişoara au înclinare spre sud, fapt ce se datorează în primul rând structurii geologice, dar şi spre vest, datorită scufundării tectonice a Bazinului Beiuş. 4.5. RELIEFUL LITOLOGIC Relieful format pe seama diferitelor roci aflate pe teritoriul Munţilor Padiş-Scărişoara este variat dar predominând cel format pe roci carbonatice, asupra căruia vom insista mai mult. Se deosebeşte un relief format pe formaţiuni cristalofiliene, unul pe gresii şi conglomerate, unul pe roci magmatice şi evident relieful dezvoltat pe calcare şi dolomite. 4.5.1. RELIEFUL PE FORMAŢIUNI CRISTALOFILIENE Sunt cele mai rezistente roci la acţiunea erozivă şi de aceea se găsesc, la zi, la altitudinile cele mai mari, mai mari decât rocile sedimentare. Sunt şi cazuri când au constituit substrat pentru pânzele de şariaj, în acest caz având o altitudine inferioară rocilor sedimentare. Aceste roci rezultate prin procese de metamorfozare aparţin seriilor de Someş şi de Arada, din precambrian-cambrian. Rocile predominante sunt micaşisturile, amfibolitele, paragnaisele dar apar şi alte roci metamorfice: şisturi grafitoase, metatufuri riolitice, şisturi sericitoase cuarţitice, amfibolite tufogene, şisturi cuarţitice cu biotit, toate în sud-est (zona localităţilor Albac-Ruseşti-Roşeşti-Lespezea-Trânceşti); micaşisturile şi paragnaisele apar în nord-est, adică în regiunea dintre văile Beliş-Someşul Cald şi Giurcuţa, deci în imediata apropiere a munţilor studiaţi. Toate rocile metamorfice impun un relief relativ uniform, cu culmi prelungi şi largi, dar în general separate de văi adânci cu versanţi stabili; uneori văile sunt înguste de tip chei (ex. Valea Belişului, Valea Ţiclău, etc.). Mai la sud, unde rocile sunt ceva mai alterabile, cazul amfibolitelor de pildă, se formează văi ceva mai largi (ex. Valea Fericetului, Valea Albacului). În nord-est, micaşisturile şi paragnaisele conservă foarte bine pediplena carpatică, la peste 1 400 m altitudine. În sud-est, rocile metamorfice descrise mai sus conservă suprafaţa a doua, deci la o altitudine mai redusă, pe de o parte datorită alterabilităţii lor mai mare decât a rocilor din nord-est, iar pe de altă parte datorită faptului că dispunerea lor este monoclinală, cu înclinare de la nord la sud. Rocile metamorfice în general nu se lasă cutate sau dacă totuşi se întâmplă acest lucru, rezultă cute largi (ex. anticlinalul de la est de Colnicul Turcului, cel de la vest de Scoruşet, cel de la est de Arieşeni, cel de la nord-est de Costeşti sau sinclinalul Faţa Albacului). În schimb, aceste roci sunt fracturate, faliile fiind menţinute mult timp şi care, de regulă, direcţionează reţeaua hidrografică. Faptul este evident în nord-est, în cazul micaşisturilor: Falia Ţiclău, Falia Colnicul Turcului, Falia Şimonului, Falia Belişului). 4.5.2. RELIEFUL PE FORMAŢIUNI MAGMATICE
Prin dezagregare, mai ales în urma îngheţului, rezultă grohotiş iar în urma descompunerii granulare se formează arena (denumită local ţârfă ). Asemenea produse ale proceselor enumerate se pot observa de-a lungul Crişului Pietros şi a Văii Lazului, la baza Dl. Plopilor dar şi la baza Măgurii Guranilor. Comportându-se ca o rocă impermeabilă, rezultă numeroase izvoare mici, pâraie cu ape puţine, deci cu un debit redus în mod normal, fapt de asemenea observabil la baza Dl. Plopilor, de-a lungul Crişului Pietros (de ex., la un izvor de la baza Dl. Plopilor am determinat un debit de 0,03 l/s, în data de 22-VII-1995, pe o vreme călduroasă şi frumoasă). În general, granodioritele dau un aspect îngust profilului transversal al văilor (cazul Văii Lazului, de pildă). S-a mai precizat că granodioritul se consolidează în adâncime şi are corespondenţi la suprafaţă dacitul, riolitul şi andezitul, roci întâlnite în Munţii Vlădeasa unde formează culmi înalte şi prelungi ce conservă pediplena carpatică la peste 1 600 m. Corpul granodioritic al Dl. Plopilor, consolidat în adâncime, a ajuns la suprafaţă în urma scufundării tectonice a Bazinului Beiuş şi apoi în urma acţiunii de exhumare efectuată de Crişul Pietros. Masivul de la Pietroasa, denumit Dl. Plopilor (724 m), are aspect de măgură, de deal mamelonar, totuşi alungit spre depresiune şi cu pâraie radiare, mici, ce se scurg pe pante mari spre văile Crişul Pietros şi Lazului. Aspect de deal mamelonar are şi Măgura Guranilor (948 m). Poalele acestor măguri sunt acoperite de grohotişuri fixate în cea mai mare parte de către vegetaţie silvică.
4.5.3. RELIEFUL PE GRESII ŞI CONGLOMERATE Cele două tipuri de roci sedimentare se găsesc împreună. Asupra lor se înregistrează o eroziune diferenţială în funcţie de conţinutul lor dar şi de alternanţa lor cu alte roci, ca de pildă cu argile sau cu calcare. În Munţii Padiş-Scărişoara gresiile şi conglomeratele sunt de vârstă fie permiană, ca şi argilele intercalate lor, fie de vârstă triasică. Rocile permiene pot fi, la rândul lor, fie cuarţoase, fie feldspatice, existând o diferenţă de eroziune între ele şi se găsesc cu deosebire în cadrul pânzelor de Codru. Gresiile şi conglomeratele cuarţitice, triasice, se găsesc mai ales în cadrul autohtonului de Bihor (ex. culmea Măgura Vânătă-gresii, Vf. Ţiclău-conglomerate). În general, rocile respective menţin un relief destul de semeţ, cu abrupturi menţinute în relief; ele consolidează abrupturile cuestelor (Mg. Vânătă, Vf. Ţiclău, etc.) şi menţin suprafeţele structurale. Acolo unde se intercalează argila, prin eroziune diferenţială pot rezulta fenomene torenţiale, cazul renumitei Groapa Ruginoasa, sau văi cu aspect de canion (Valea Seacă ce-şi are originea în Groapa Ruginoasa). Între Masivul Ţapu şi Valea Sighiştel apar ortocuarţite, gresii şi şisturi argiloase cornificate (facies pirometasomatic=strate de Coşuri), roci ce dau un relief abrupt şi chei strâmte şi adâncite (ex. Cheia Rea, Valea Măgurii, Valea Mare). În bazinul Văii Seci (Galbena) în cadrul gresiilor, care acoperă ca pânză calcarele mezozoice, apar văi mici dar adâncite şi înguste, cu rupturi de pantă în profil longitudinal; cazul se generalizează şi pentru văile Budeasa şi Păuleasa ca şi pentru afluenţii lor care străbat aceleaşi tipuri de roci. În sfârşit, amintim că peticele de acoperire (klippele) ale pânzei de Arieşeni sunt de asemenea formate din gresii şi conglomerate şi care rezistă bine la acţiunea erozivă, faţă de rocile carbonatice din jur. Exemplificăm cu culmea Tătăroaia (1 291 m) -Ţapu (1 476 m). 4.5.4. RELIEFUL PE ROCI CARBONATICE (RELIEFUL CALCAROS ŞI CARSTIC) Relieful cel mai reprezentativ pentru Munţii Padiş-Scărişoara este cel calcaros şi carstic format pe seama calcarelor şi dolomitelor mezozoice. Cele de vârstă neozoică lipsesc. Rocile carbonatice sunt reprezentative în sedimentarul autohtonului şi mai puţin în cadrul pânzelor de şariaj unde predomină rocile necarbonatice impermeabile permiene (doar în zona Tătăroaia apar câteva mici areale de calcare). De asemenea, remarcăm dispunerea în alternanţă (tip benzi) a rocilor carstificabile şi necarstificabile atât pe orizontală cât şi pe verticală. Dispunerea pe orizontală (la suprafaţă) este pe direcţia nord-sud dar şi est-vest iar dispunerea pe verticală (în profunzime) împiedică dezvoltarea carstificării la mare adâncime prin prezenţa rocilor impermeabile necarstificabile, adică de la suprafaţă până la maximum 500 m adâncime. Rocile carbonatice se găsesc în cadrul Grabenului Someşului Cald iar în sudul lor apar roci impermeabile în culmea Măgura Vânătă. Urmează calcarele zonei Padiş şi Scărişoara delimitate la sudul lor de roci necarbonatice aflate în Groapa de la Barsa, Valea Cetăţilor, Valea Gârdişoara. Urmează o altă fâşie de calcare şi dolomite dispuse în Valea Sighiştel, Valea Galbena, Cetăţile Ponorului, Valea Gârda Seacă care sunt delimitate la sud de o altă zonă necarstificabilă reprezentată prin pânzele de Codru (M. Bleahu, S. Bordea, 1981). Toată această dispunere a rocilor este monoclinală, cu înclinare dinspre nord înspre sud. Rocile carbonatice au fost depuse într-o mare epicontinentală în timpul triasicului mediu (anisian şi ladinian) şi triasicului superior (carnian-norian) după ce, în prealabil, triasicul inferior a fost detritic. În jurasicul inferior şi mediu a fost o lacună pe teritoriul platoului Padiş-Scărişoara, lacună corespunzătoare pliensbachianului, toarcianului şi jurasicului mediu cu excepţia zonei Piatra Bulzului-Groapa de la Barsa unde se găsesc marne toarciene ce cuprind cefalopode (V. Ianovici şi colab., 1976). În schimb, jurasicul superior (oxfordian-tithonic) este bine reprezentat pe teritoriul platoului Padiş-Scărişoara, unde atinge 200-300 m grosime, calcare pe seama cărora s-au realizat forme carstice deosebite (ex. Cetăţile Ponorului). După ce avusese loc o exondare la sfârşitul jurasicului (la fel ca şi la sfârşitul triasicului), fapt urmat de eroziune carstică, reprezentată prin bauxite cenomaniene (neocomiene), a urmat o nouă sedimentaţie carbonatică, începând cu hauterivianul, continuat cu barremianul, după care, având loc şi oscilaţii pozitive ale reliefului, urmează o alternanţă de depozite detritice şi depozite carbonatice (V. Ianovici şi colab., 1976). După punerea în loc a pânzelor de şariaj (intraturonian) a urmat expansiunea mării coniacianului (senonian) care a separat Munţii Apuseni într-un arhipelag. Marea a pătruns în Grabenul Someşului Cald, mai la nord în cel al Remeţilor, etc. La sfârşitul cretacicului s-a înregistrat exondarea definitivă a Munţilor Apuseni urmând eroziunea subaeriană a depozitelor depuse anterior (V. Ianovici şi colab., 1976). Aşadar, rezultă că în aceşti munţi, ca şi în Munţii Pădurea Craiului, s-au înregistrat trei mari etape de carstificare: triasic superior, jurasic superior-cretacic inferior şi cretacic superior-actual, care au dus la formarea a trei platforme de eroziune, primele două fiind fosile (dovedite de prezenţa bauxitelor) iar ultima fiind la zi, cea care constituie platforma miocenă, denumită carstoplenă (M. Bleahu, 1971, 1974; Gr Posea şi colab., 1974). După M. Bleahu (1974, 1982), suprafeţelor de nivelare exterioare le corespunde şi formarea de sisteme de peşteri orizontale-suborizontale: astfel, în paleogen, nu au fost întrunite condiţii de modelare carstică subterană decât în condiţii epifreatice care vor deveni peşteri în regim vados abia după ridicarea miocenă, când se va realiza şi a doua suprafaţă, timp în care începe şi realizarea peşterilor din ciclul al II-lea, tot în condiţii de modelare epifreatică. În pliocen s-a realizat a treia suprafaţă de nivelare şi formarea în condiţii de asemenea epifreatice al celui de-al treilea ciclu de peşteri, peşterile ciclurilor II şi I fiind realizate în condiţii vadoase. În pleistocen şi holocen (actual) are loc formarea celei de-a patra generaţie de peşteri în condiţii de înecare, deci momentan aceste peşteri nu pot fi observate. Peşteri care ar corespunde primului ciclu nu se cunosc în ţară (ele ar fi la altitudini de cca 1 900-2 400 m); în schimb, ciclului II îi corespund, după M. Bleahu (1982), la cca 1 200 m altitudine, sistemul Gheţarul Scărişoara-Pojarul Poliţei, Cetăţile Ponorului, reţeaua subterană a Lumii Pierdute, etc., iar ciclului III îi corespund peşterile situate aproape de nivelul reţelei hidrografice, adică la 500-600 m înălţime, ca de pildă peşterile Galbenei, Gârdişoarei (Coiba Mică, Coiba Mare), Ordâncuşei (Poarta lui Ionel), ale Sighiştelului (Măgura, Tibocoaia, Drăcoaia, etc.), P. Urşilor, P. Fânaţe, etc. Tot acestui ultim ciclu îi corespund avenele tinere (ex. pe Vf. Tătăroaia, pe Vf. Vărăşoaia, pe Vf. Bârloiasa, etc.). Fără să insistăm prea mult, menţionăm două teorii ce tratează evoluţia reliefului carstic, una datorată lui W. M. Davis, geograf american, şi alta lui J. Cvijic, considerat părintele morfologiei carstice (citaţi de M. Bleahu, 1982). Conform concepţiei lui Davis, evoluţia ciclică a carstului se desfăşoară astfel: 1. Mai întâi are loc ridicarea unei regiuni calcaroase deasupra nivelului mării; 2. Are loc în condiţii subaeriene începutul procesului de carstificare. La suprafaţă se formează relieful exocarstic iar în interiorul masivului calcaros rezultă formarea reliefului endocarstic; 3. În această etapă începe netezirea regiunii şi formarea carstoplenei rezultând prin aceasta distrugerea tuturor peşterilor existente; 4. Printr-o nouă ridicare a regiunii se reactivează coroziunea şi eroziunea sculptându-se un nou relief exo-şi endocarstic. Una din cele mai complete teorii a fost elaborată de J. Cvijic care a legat într-o schemă unică evolutivă exo-şi endocarstul. În cadrul endocarstului acest autor distinge trei etaje hidrologice: o zonă uscată, lipsită de apă atât la exterior cât şi în subteran, fapt ce explică ariditatea suprafeţelor calcaroase; o zonă de tranziţie unde apa circulă permanent dar cu precădere pe verticală şi mai rar pe orizontală prin intermediul unor râuri; o zonă ocupată permanent de apă, cu toate fisurile umplute cu apa ce se scurge lent spre locurile de exurgenţe. Aceste trei zone există simultan într-un masiv calcaros, dar ele reprezintă şi etape evolutive în timp: 1. tinereţea în care există doar zona hidrografică superioară întrucât în cadrul suprafeţei calcaroase fisurile nu au fost încă deschise. Ca atare, apa are un curs normal la suprafaţă fără a pătrunde în interior. Dolinele sunt mici iar uvalele şi poliile nu sunt bine dezvoltate; 2. Stadiul de maturitate în care apa pătrunde în masiv, formându-se a doua zonă hidrologică iar prin pătrunderea în continuare a apei şi mai adânc, se formează şi a treia zonă hidrologică. La suprafaţă, dolinele sunt bine dezvoltate ca şi uvalele şi poliile; 3. În stadiul de bătrâneţe suprafaţa terenului este intens disecată. În patul văilor apar roci imermeabile de sub calcare, zona hidrologică inferioară este treptat eliminată şi începe reinstalarea unei reţele hidrografice normale, de suprafaţă; 4. În stadiul final, calcarul a dispărut aproape complet, în relief rămânând doar martori sub formă de masive izolate, dispuse pe patul impermeabil, iar drenajul inferior a dispărut. După cum se cunoaşte, pe rocile carbonatice se formează două tipuri majore de relief, relieful calcaros, care este determinat mai ales de proprietăţile fizice ale acestor roci (duritate, omogenitate, rezistenţa la şiroire, gradul de fragmentare, etc.) şi relieful carstic, ce se bazează mai ales pe proprietăţile chimice ale rocilor amintite (Gr. Posea şi colab, 1974, 1976; Tr. Naum, M. Grigore, 1974).
Yüklə 2,12 Mb. Dostları ilə paylaş:
|