Beius Bihor

HIPSOGRAFIA

Pentru analizarea hipsografiei s-a realizat pe baza hărţii efectuată manual, colorată, o hartă sintetică cu ajutorul calculatorului (fig.). Toate cele trei hărţi sintetice au fost efectuate la scara 1:60 000.

Fig. 1 Harta hipsografică

Se observă că altitudinile cele mai mari se găsesc în partea de nord, pe culmea principală a Masivului Vlădeasa: Vf. Poieni (1 627 m), Vf. Bohodei (1 654 m), Vf. Fântâna Rece (1 652 m), Vf. Cornul Munţilor (1 652 m), Vf. Cârligate (1 694 m), Şaua Cumpănăţelu (1 650 m), Vf. Cumpăţelu (1 652 m), Coasta Brăiesei (1 678 m), Vf. Briţei (1 759 m), culmea Piatra Tâlharului (1 540 m)-culmea Gardul de Piatră (1 600 m)-Vf. Micău (1 640 m) şi Vf. Nimăiasa (1 589 m)-La Nimăiasa (1 612 m), Vf. Vârfuraşu (1 688 m) şi se continuă spre NE, prin şaua “Între Munţi” (1 587 m), până în Vf. Dealul Păltinişului (1 785 m), situate la baza sudică a Vf. Vlădeasa (1 836 m, care nu intră în cadrul teritoriului parcului). Această culme se axează pe un substrat de roci magmatice, rezistente la eroziune.

În Munţii Bihorului pe culmea Măgura Vânătă (1 642 m) există un mic areal cu altitudinea de peste 1 600 m, pe roci permiene (gresii şi conglomerate cuarţitice), de asemenea destul de rezistente la acţiunea eroziunii.

Mai există un loc cu altitudine de peste 1 600 m, anume vf. Frânturile (1 643 m) în partea estică a parcului.

FRAGMENTAREA ORIZONTALĂ

Fragmentarea orizontală sintetizată, realizată cu ajutorul calculatorului, s-a realizat de asemenea pe baza unei hărţi analitice (realizată manual), la fel ca şi cea hipsografică şi cea a fragmentării verticale.

Harta Fragmentării orizontale

Fig. 2. Harta Fragmentării orizontale

Se observă că, de regulă, în regiunile carstice fragmentarea orizontală este redusă deoarece aici râurile au dispărut de la suprafaţă în adâncime, unde creează relief endocarstic. De asemenea, în regiunile magmatice, datorită rezistenţei la eroziune, acest tip de fragmentare este redusă.

Pe rocile sedimentare din vest valorile de 2-3 şi 3-4 km/kmp sunt predominante.

Valori de peste 4 km/kmp sunt rare, doar în două locuri, şi anume în zona de izvoare a Crişului Băiţei şi în zona Văii Sighiştelului.

FRAGMENTAREA VERTICALĂ

Harta fragmentării verticale

Fig. 3. Harta fragmentării verticale

Valori reduse (0-100 m) se găsesc în general pe roci sedimentare, inclusiv în calcare, deoarece aici apele dispar în subteran şi nu au avut prea mult timp la dispoziţie pentru eroziune. Aici nici tectonica nu a reuşit să-şi „spună” prea mult cuvântul. Valorile intermediare (100-200, 200-300 m, 300-400 m) sunt cele mai reprezentative, mai ales pe roci sedimentare.

Valorile mai mari sunt mai rare dar apar mai ales datorită tectonicii: în cadrul abrupturilor magmatice (în Vlădeasa), în cadrul rocilor calcaroase (Munţii Bihor) etc.

Lect. univ. dr. în geografie fizică Andrei C. INDRIEŞ

Master în geografia turismului Andrei A. INDRIEŞ

Student în tehnologia informaţiei Robert A. INDRIEŞ

Între văile Tărcăiţei şi Mieragului, văi cu izvoarele în Munţii Codru-Moma, prima şi în Dealurile Tărcăiţei, a doua, afluente ale Crişului Negru, pe dealul situat între cele două văi, pe interfluviu deci, se găsesc două văi torenţiale şi una incipientă, în formare.

Valea_lui_Roman_şi_Valea_lui_Pătru

Dealul dintre cele două văi permanente este alcătuit din roci moi de vârstă malvensiană (pannonian s. str.): argile marnoase, argile siltice, nisipuri şi pietrişuri, inclusiv pietrişuri de terasă (t₄ = 40-50 m). Dealul Cornetului, continuare a Vf. Cornet (Gorniţei cum îi spun localnicii) de 476 m, este format din depozite coluviale vechi (bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri) iar cele două văi torenţiale, Roman şi Pătru, din roci malvensiene (pannonian). De altfel, cele două văi se găsesc aproape de renumitele “Râpe de la Mierag”, despre care am mai scris (A. Indrieş, 1989).

Cele două văi torenţiale se termină la capătul din amonte cu mici alunecări de teren (de tip superficial) iar pe toată lungimea lor sunt plantaţi cu salcâmi pentru “stingerea” torenţialităţii. Fiecare vale torenţială are lungimea de cca un kilometru, una ajungând în Valea Tărcăiţei (şi care poartă denumirea de Valea lui Roman) iar cealaltă, Valea lui Pătru, o ia în direcţia satului Totoreni. Între cele două văi se află obîrşia Văii Arjochi (sau Apşeron cum se mai numeşte).

Între cele două văi torenţiale, Valea lui Roman şi Valea lui Pătru, chiar pe culmea dealului Cornetului, se găseşte un alt mic torent, la o înălţime relative de cca 15 m faţă de văile torenţiale menţionate. Acest torent, deocamdată fără nume, are 50 m lungime şi 5 m adâncime, cu lăţimea la bază de 2-3 m iar la partea superioară de cca 10 m; acest mic torent este curbat la capătul din avale spre Valea lui Roman spre care trimite, la precipitaţii, ape şi material erodat. Şi acest torent este plantat cu salcâmi pentru încetinirea şi chiar oprirea eroziunii. Acest mic torent se va dezvolta în viitor atât spre amonte, prin eroziune regresivă, unde deja se găsesc urme de spălări, cât şi avale până se va uni cu Valea lui Roman.

Cauzele formării acestor torenţi, pe lângă litologie, pante, o dau cantităţile mari de precipitaţii, de cca 700-800 mm/an, apoi vegetaţia ierboasă şi, ca atare, suprapăşunatul.

LECT. UNIV. DR. ANDREI C. INDRIEŞ

M.S. ANDREI A. INDRIEŞ

STUD. ROBERT A. INDRIEŞ

Prin fereastră tectonică se înţelege o zonă, regiune unde apar la suprafaţă roci mai tinere decât cele din zona înconjurătoare, după ce rocile mai vechi de la exterior au fost înlăturate de către eroziune sau de către forţele tectonice.

Concret, pe Valea Şerbeşti – Fiziş, amonte de localitate, cu cca 500 m, se găseşte o fereastră tectonică, care are suprafaţa de cca un (1) kmp. Menţionăm că pe cealaltă vale, Şerpoasa, nu există o fereastră tectonică.

Dacă aval de fereastra tectonică se află roci sarmaţiene (vulcanogen-sedimetare) şi malvensiene (argile marnoase, argile siltice, pietrişuri şi nisipuri), amonte de fereastră se găsesc roci permiene, deci din paleozoic superior (conglomerate şi gresii feldspatice).

În cadrul ferestrei tectonice se găsesc roci jurasice superioare şi cenomaniene (cretacic), deci mezozoice, formate din marnocalcare, gresii şi siltite ale Pânzei tectonice de Dieva. Datorită constituţiei geologice din cadrul ferestrei apar unele fenomene exocarstice dar nu de amploare deosebită.

 Fruntea pânzei tectonice de Dieva a intrat în contact cu Pânza de Finiş, fruntea fiind în partea de vest şi nord-vest a zonei studiate. Partea ridicată a pânzei este situată în NV iar partea coborâtă în cadrul ferestrei. În cadrul ferestrei stratele geologice înclină în direcţia NNV cu 35^o (în partea de S) şi de 15^o (în partea de V). Aceste informaţii au fost extrase de pe teren şi consultând harta geologică, foaia 55 b Dr. Petru Groza (scara 1: 50 000).

Cum a apărut această ferestră tectonică?

În această regiune, mai vechi sunt rocile permiene, apoi cele jurasico-neocomiene (mezozoice), urmate de roci sarmaţiene şi malvensiene (neozoice)  şi, respectiv, cuaternare.

Regiunea unde se află fereastra a fost acoperită cu roci permiene, în urma împingerii tectonice a unor pachete de roci peste zona acoperită de rocile mezozoice. Aceste roci vechi permiene au fost îndepărtate de către eroziunea dată de râul Şerbeşti, astfel că rocile mai tinere de dedesubt au fost scoase la suprafaţă; râul a continuat să erodeze şi rocile mai tinere, creând microrelieful carstic vizibil şi azi. Astfel s-a format fereastra tectonică. În zona ferestrei există un mic sector de chei. Fereastra trece de vale de-o parte şi de alta a văii, pe cca 500 m, într-o zonă împădurită, de aceea acolo se observă mai greu microrelieful dar la o privire mai atentă se pot vedea alte microforme exocarstice: lapiezuri, doline incipiente, micropante etc.

DR. ANDREI C. INDRIEŞ

M.S. ANDREI A. INDRIEŞ

STUD. ROBERT A. INDRIEŞ

Acest bazinet, de dimensiuni reduse, se găseşte în Depresiunea Beiuşului, administrativ aparţinând de comuna Finiş, judeţul Bihor. Suprafaţa bazinetului este de cca 1,5 kmp fiind ocupat de localitatea Fiziş, atestată documentar în anul 1552 sub forma Fyzegh (C. Suciu, 1967-1968).

Harta Bazinetul Fiziş

Bazinetul este un compartiment al Ţării Beiuşului, fiind înconjurat de dealuri de jur-împrejur, legătura cu Depresiunea Beiuşului efectuându-se printr-un drum semiasfaltat peste şaua dintre Dl. Gropac (extremitatea nordică a Dl. Cădăreşti) şi Dl. Ţarina, o legătură mai având loc printr-o îngustă vale de tip chei dintre Dl. Ţarina şi Dl. Danciu, unde s-a creat un drum.

Aşadar, dealurile ce înconjoară cuibul depresionar Fiziş sunt: Dealul Gropac la est, format din depozite pannoniene (malvensiene), alcătuite din nisipuri şi pietrişuri, iar în axul dealului pietrişuri piemontane pleistocene; Dealul Barna, situat la sud, între văile Sârpoasa şi Şerbeşti, este format de asemenea din depozite malvensiene (nisipuri şi pietrişuri); Dealul Ţarina la nord, deal ce închide bazinetul şi-l izolează de marea depresiunea a Beiuşului, şi care are o alcătuire complexă: în partea sa centrală cuprinde malvensianul iar spre sectorul de chei cuprinde sarmaţianul, carnianul, ladinianul şi anisianul cu roci calcaroase în general; Dealul Danciu mărgineşte bazinetul la vest, alcătuit la fel din roci malvensiene (pannonian s.str.), iar la extremitatea sa sudică apare un petic de sarmaţian (vulcanogen-sedimentar).

Fundul depresiunii conţine aluviuni actuale şi subactuale cuaternare.

Bazinetul depresionar este străbătut de două pâraie, Sârpoasa (greşit trecut pe hărţi sub forma Şerpoasa) şi Şerbeşti care se unesc în centrul satului Fiziş de unde, împreună vor crea un sector de chei de cca 500 m lungime. Fundul depresiunii este la acelaşi nivel cu fundul Depresiunii Beiuşului, dealurile din jur ridicându-se la cca 150 m faţă de chiuveta depresionară. Bazinetul, deci, la nivel de culme este parte componentă a Depresiunii Beiuşului iar la nivel de fund de vale se individualizează ca un bazinet depresionar de sine stătător; asemenea cazuri constituie, de pildă, bazinetul Pomezeu (I. O. Berindei, 1977; A. Indrieş, 1986) sau Bazinetul Cădăreşti (A. Indrieş, 1986). Bazinetul Fiziş se extinde tentacular şi pe cursul celor două râuri, pe care se extinde şi satul de altfel.

Geneza bazinetului este identică cu a întregii depresiuni a Beiuşului la care s-au adăugat anumite condiţii locale.

În ponţian a fost acoperit de ape marine iar în dacian a avut loc o regresiune şi exondarea definitivă a Bazinului Beiuş şi, deci, şi a bazinetului Fiziş. Regresiunea şi exondarea au avut loc datorită orogenezei rhodanice dintre dacian şi levantin (M. Paucă, 1964, I. O. Berindei, 1973, citaţi de I. O. Berindei, 1977). După paroxismul rhodanic a avut loc formarea dealurilor piemontane, în care râurile s-au adâncit formând terase. La toate aceste evenimente stabilite de cercetătorul I. O. Berindei, adăugăm cele constatate de noi. Prezenţa Dealului Ţarina, un rest din suprafaţa de netezire Fărcaş, fragmentată şi scufundată, a stat în calea celor două râuri care au ferăstruit o vale îngustă întovărăşită de o potecă (transformată ulterior într-un drum) pe unde se face legătura dintre Fiziş şi Ioaniş. Acest deal, alcătuit în general din roci dure, n-a putut fi uşor erodat, închizând astfel bazinetul spre nord, spre depresiune.

Pe aici a curs, cândva, până în preriss Valea Finişului care a determinat în mare parte golirea bazinetului (vezi articolul “Un paleocurs al Văii Finişului”, A. Indrieş). Valea Finişului a curs peste şaua dintre dealurile Cădăreşti şi Ţarina vărsându-se în Crişul Negru. Din preriss valea Finişului şi-a schimbat cursul pe actualul traseu, rămânând ca martor şaua respectivă şi de la şauă o vale oarbă înspre Depresiunea Beiuşului şi o altă vale transformată în drum spre bazinet.

După remanierea hidrografică a râului Finiş, pe vechiul traseu s-a format Sârpoasa care, chiar unită cu Şerbeşti, n-au avut forţa văii anterioare, trebuind să-şi caute un alt traseu, cel actual, creând sectorul de chei (500 m) dintre dealurile Danciu şi Ţarina.

Aşadar, bazinetul este de origine tectono-erozivă iar structural o depresiune subsecventă.

Remarcăm, ca detalii morfologice, o vale oarbă lângă şaua dintre dealurile Gropac şi Ţarina, cu iviri de bolovani calcaroşi şi urme de pietriş rulat. Pe aici era un curs de apă, respectiv paleo-Finişul. Dealul Gropac se termină spre bazinet cu un versant abrupt având, în unele locuri, grotişuri de roci calcaroase. Pe Dealul Danciu sunt fenomene de şiroire şi chiar mici alunecări de teren superficiale. Ambele dealuri sunt utilizate în agricultură iar înspre munţi apar păduri de foioase.

Dealul Barna, situat între cele două râuri este ocupat de o vegetaţie forestieră, fiind, în general, lipsită de fenomene de torenţialitate.

Dealul Ţarina, prin alcătuirea din roci mai dure, este lipsit, de asemenea, de fenomene de şiroiri. Utilizarea reliefului este variată, arabil, viticultură şi legumicultură.

Un aspect pitoresc are sectorul de chei, în lungime de cca 500 m, creat în Dealul Ţarina, deal care are declivitate mare de tip abrupt înspre sectorul de chei. În multe locuri apar aflorimente de roci calcaroase. Râul, deşi foarte mic, are viteză destul de mare, cu numeroase praguri, bolovani şi pietriş. Dealul Danciu are pantă mai lină, fără deschideri geologice, prezentând ca şi Dl. Ţarina, poteci de vite înspre sectorul de chei.

Sectorul de luncă din cadrul bazinetului depresionar se îngustează înspre sectorul de chei, şi prezintă urme de revărsări cu depuneri de pietriş şi nisip. Lunca este utilizată în cultura cerealelor şi legumelor.

Localitatea Fiziş, adăpostită în cadrul bazinetului, cuprinde circa 111 gospodării cu cca 250 de locuitori.

Bazinetul Fiziş

În concluzie, bazinetul depresionar Fiziş este de origine tectono-erozivă iar din punct de vedere structural este subsecvent. Văile ce străbat bazinetul sunt epigenetice dar şi antecedente în parte. Bazinetul a fost golit de materialul malvensian (pannonian) de către paleo-Finişul ce curgea pe aici până în preriss când a avut loc remanierea hidrografică datorită ridicărilor tectonice din timpul celui de-al doliea paroxism valahic (vezi şi “Un paleocurs al Văii Finişului” -A. Indrieş). Bazinetul este parte integrantă a marii depresiuni a Beiuşului dar la nivel de fund de vale se individualizează ca un bazinet de sine stătător. Individualizarea a avut loc datorită celui de-al doilea paroxism al mişcărilor valahice (în preriss).

Găsim o similitudine frapantă între acest bazinet şi bazinetul Cădăreşti (A. Indrieş, 1986) în privinţa următoarelor aspecte: o şa pe latura nord-estică a celor două micro-depresiuni: şaua dintre dealurile Vârful Varului şi Ilineşi în cazul bazinetului Cădăreşti şi, respectiv, şaua dintre dealurile Gropac şi Ţarina în cazul bazinetului Fiziş. Ambele şei sunt dovezi ale unei treceri de ape pe aceste locuri, prezentând urme de pietriş rulat remaniat; ambele bazinete au câte un sector de chei pe latura nord-vestică, în lungime de cca 500 m.

Aceste elemente ne dovedesc că mişcările valahice au avut sensul de ridicare dar şi de basculare înspre vest, determinând remanierile hidrografice menţionate.

Vom reveni cu un articol interesant despre fereastra tectonică identificată pe Valea Şerbeşti.

Bazinetul Fiziş

Harta poziţiei Fiziş

DR. ANDREI C. INDRIEŞ

M.S. ANDREI A. INDRIEŞ

STUD. ROBERT A. INDRIEŞ

Poziţia geografică

Aceste chei se găsesc în Depresiunea Beiuşului, pe teritoriul com. Finiş, pe pârâul Cădăreşti, un afluent pe stânga al Crişului Negru. Se găsesc cam la jumătatea distanţei dintre localităţile Finiş şi Fiziş, componente ale comunei menţionate.

Pârâul Cădăreşti prezintă un caracter tipic piemontan; izvorăşte la Est de Vf. Şerpoasa şi are o lungime de 5 km până la punctul de debuşeu în Crişul Negru.

Litologia

Dacă în amonte de chei pârâul străbate numai depozite pannoniene, în sectorul studiat litologia este variată: în baza versanţilor cheilor se găsesc roci de vârstă mezozoică şi anume calcare triasice (ladiniene), pe alocuri dolomitizate; în partea superioară, apar roci calcaroase de vârstă sarmaţiană, cu urme de fosile (Modiola sarmatica, Cardium vindobonensis, Tapes sp., care indică sarmaţianul inferior - E. Nicorici, Univ. Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca, comunicare orală). Alături de calcarele lumaşelice amintite, sarmaţianul mai cuprinde marne, pietrişuri şi nisipuri. Pe fundul albiei minore se găsesc pietrişuri, pe alocuri aluviuni fine aduse din amonte alcătuite din fragmente de gresii, calcare, cuarţite roşii şi negre. Pe alocuri se găsesc şi bolovani de calcare de mari dimensiuni. În avale de chei, pârâul Cădăreşti traversează terasele inferioare ale Crişului Negru, înainte de vărsarea în acest râu.

Geneza Cheilor Cădăreşti şi caracterele reliefului structural

Pentru a cunoaşte modul de formare a cheilor, trebuie să extindem aria de observaţii asupra regiunii înconjurătoare. Urmărind raporturile dintre structura geologică şi relief, se poate constata că în sectorul de chei pârâul Cădăreşti a intersectat mai întâi depozitele pannoniene, apoi pe cele sarmaţiene şi în sfârşit pe cele ladiniene. Prin adâncirea în aceste roci, în sectorul cheilor, s-a format un relief de cuestă pe versantul drept al râului şi un abrupt pe stânga.

Urmărind în detaliu dispunerea stratelor intersectate de pârâul Cădăreşti, reiese că ele au înclinări diferite faţă de axul văii, înclinând spre est şi respectiv spre vest, şi totodată înspre nord pe ambii versanţi. Se schiţează astfel un mic anticlinal care a fost intersectat longitudinal de pârâul Cădăreşti. Se ştie că la periferia Depresiunii Beiuşului formaţiunile triasice sunt cutate (M. Paucă, 1941). Pe dealurile situate la vest şi est de versanţii cheii (Ţarina şi Ilieşi) se găsesc depozite pannoniene (malvensiene), deci mai tinere decât în cadrul sectorului de chei, dar situate la altitudini superioare. Această poziţie a formaţiunilor pannoniene atestă faptul că eroziunea exercitată de pârâu a îndepărtat cuvertura piemontană (formaţiuni transportate din Masivul Codrului), pârâul adâncindu-se apoi în formaţiunile mai vechi şi mai dure; după îndepărtarea cuverturii pannoniene, a intersectat depozitele sarmaţiene şi apoi a tăiat o vale îngustă, cu versanţi înclinaţi, în calcarele dure ladiniene. A rezultat astfel un sector de chei având o lungime de 500 m. Menţionăm că un timp pârâul a curs peste şaua dintre Vârfu Varului şi Dealul Ilineşi, în perioada scursă dintre erodarea depozitelor piemontane (pannoniene) şi intersectarea celor sarmaţiene. Astfel ne explicăm existenţa şeii dintre cele două dealuri amintite. Abaterea de la acest curs a avut loc datorită existenţei unei falii neogene. Această interpretare am generalizat-o după Harta geologică, foaia Dr. Petru Groza, 55b, 1981. După I.O. Berindei (1977), această adâncire şi fragmentare a dealurilor a avut loc începând cu formarea terasei a şaptea (t₇) adică în preriss.

Valea Cădăreşti (şi nu Căldăreşti cum apare greşit pe unele hărţi) este deci, în acest sector, o vale epigenetică, foarte îngustă (albia minoră atingând doar un metru iar cea majoră 10-15 m). Însă, I.O. Berindei (1977) consideră că văile principale au caracter epigenetic şi antecedent „deoarece sunt încrustate în depozitele sedimentare terţiare din baza aluviunilor piemontane şi, totodată, datorită faptului că, în timpul cuaternarului, întregul ansamblu deluros a suferit împreună cu munţii o mişcare de ridicare”.

Prin adâncirea în stratele geologice dure, pârâul a creat abrupturi structurale cu aspect de cueste; versantul estic are caracter specific de cuestă, purtând denumirea de Vârfu Varului, nume derivat din constituţia sa calcaroasă. Flancul nordic are aspect de hogback („spinare de porc”) datorită declivităţilor ce depăşesc 22^o. Versantul vestic, numit Gropac, prezintă o frunte cu declivităţi de peste 20^o, în continuare desfăşurându-se o extinsă suprafaţă structurală, până la satul Fiziş situat într-un bazinet depresionar. În amonte de sectorul de chei se află o mică depresiune subsecventă.

Detalii morfologice

Pe cei doi versanţi, lateral faţă de chei, au luat naştere fenomene exocarstice, în funcţie de substratul calcaros.

Pe Dealul Gropac, care se menţine la circa 27-30 m altitudine relativă faţă pârâu, există trei doline, cu canale de drenare foarte bine exprimate în relief. Prima dolină are un diametru de 18 m, iar a pâlniei de drenare de 2 m. Adâncimea dolinei este de 1,50-2 m iar a pâlniei de 1,50 m. Dolina are caracter circular, fiind înnierbată, cu excepţia canalului, ceea ce arată caracterul activ al acestuia.

A doua dolină, situată la sud de prima, este mult mai largă, cu un diametru de 20 m, pe direcţie est-vest şi de 35 m pe direcţie nord-sud, adâncimea ajungând la 5-6 m. În partea centrală a dolinei, pâlnia de drenare are un diametru de 4 m şi adâncimea de 2,50 m. Cu excepţia canalului, dolina este de asemenea înnierbată.

Ultima dolină de pe Dealul Gropac, aflată la 80 m spre vest, are dimensiunile de 15 m (nord-sud) şi 25 m (est-vest) iar pâlnia are diametrul de 3 m şi adâncimea de 2 m. La toate cele trei doline canalele sunt active.

A patra dolină s-a format pe flancul nordic al cuestei Vf. Varului (cu aspect de hogback), având dimensiuni de 6 m est-vest şi 4 m nord-sud iar adâncimea de 1,5 m, fără a avea însă pâlnie de drenare. Pe acest există şi alte doline în stadiu incipient. Tot ca forme carstice sunt de menţionat lapiezurile de pe versanţii sudici ai cuestei Vf. Varului.

Ca o ultimă informaţie, versanţii cuestei în trecut au fost „sfârtecaţi” datorită exploatării calcarelor de către localnici. Dealurile sunt ocupate cu viţă de vie şi de culturi cerealiere.

CHEILE_CĂDĂREŞTI

LECT. UNIV. DR. în GEOGR. FIZ. ANDREI C. INDRIEŞ

MASTER ÎN GEOGRAFIA TURISMULUI ANDREI A. INDRIEŞ

Nu departe de oraşul Beiuş, lângă localitatea Tărcaia am deosebit o pseudoterasă (terasă-con sau con-terasă) care a fost sculptată de către Crişul Negru în aluviunile aduse de către Valea Ricaş, o vale cu scurgere torenţială. Această pseudoterasă se găseşte la capătul din avale al văii, la ieşirea Ricaşului din dealuri, în lunca Crişului Negru.

Valea Ricaş, fiind o vale intermitentă (vale în sens de râu), a adus o mare cantitate de aluviuni din Munţii Codru-Moma şi din cadrul dealurilor piemontane ale Dealurilor Tărcăiţei (cum se numesc generic dealurile piemontane de la baza munţilor spre Depresiunea Beiuşului), aluviuni care au “înecat” propria vale pe mulţi metri grosime, agradând-o. Aceste depozite aduse de către Ricaş sunt moi, bine mărunţite, fragmentate, fapt ce permite utilizarea în agricultură: argile marnoase, argile siltice, de vârstă malvensiană dar şi depozite coluviale vechi (bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri) pleistocene.

Pseudoterasa se găseşte deasupra terasei t₁ (3-5 m, terasa de luncă) cu 4 metri altitudine relativă, fiind deci cu cca 10 m deasupra talvegului Crişului Negru, aflat azi la un kilometru depărtare de pseudoterasa pe care a sculptat-o în holocen. Pseudoterasa se află sub nivelul terasei t₂ (6-10 m) sau chiar la acelaşi nivel şi, de aceea, la prima vedere poate fi uşor confundată cu terasa a doua.

Lipsind, în general, apele curgătoare, atât podul cât şi fruntea terasei false sunt ferite de eroziunea naturală dar, prin utilizarea în agricultură şi mai ales prin modul defectuos de arătură, se poate produce o eroziune accelerată.

De remarcat că pe marginile Văii Ricaş, între dealuri, se găsesc umeri de terasă şi nu terase-con.

Lăţimea deosebit de evidentă a pseudoterasei este de cca 500 m după care înălţimea se aplatizează, se egalizează cu lunca atât spre Beiuş cât şi spre Tărcaia; şi acest fapt ne demonstrează că pseudoterasa a fost sculptată în depozite de con de dejecţie (agestru).

În concluzie, pseudoterasa a fost realizată de către Crişul Negru în perioada holocenului în depozitele conului de dejecţie a Văii Ricaşului, vale cu un curs intermitent de apă; pseudoterasa se găseşte deasupra terasei de luncă, terasa întâia, a Crişului Negru şi aproximativ la acelaşi nivel cu terasa a doua cu care se poate confunda uşor.

Pseudoterasa de la Rikás (Ricaş) – Tărcaia

Lect. univ. dr. în geogr. fiz. ANDREI C. INDRIEŞ

Master în geografia turismului ANDREI A. INDRIEŞ

La marginea de sud a localităţii Finiş (jud. Bihor), spre regiunea muntoasă a Masivului Codru (Munţii Codru-Moma) se găseşte un deal denumit de către localnici Dealul Hărdeasca. Acest deal are o alcătuire geologică interesantă şi deosebită de a dealurilor vecine. Dacă dealurile învecinate sunt alcătuite litologic din depozite malvensiene (nisipuri şi pietrişuri), dealul luat în analiză este alcătuit din formaţiuni de vârstă permiană (gresii cuarţitice cu feldspaţi). Geologia este dovedită şi de faptul că Dealul Hărdeasca are o “ieşire” spre Valea Finişului faţă de aliniamentul celorlalte dealuri. Totodată, acest deal este mult mai abrupt decât dealurile vecine.

Dealul_Hardeasca_Finis

Dealul Hărdeasca are lungime bazei sale de 150 m şi înălţimea de 50 m. Pe suprafaţa sa apar stânci şi bolovani grezoase permiene iar la poalele dealului se găsesc grohotişuri mascate de vegetaţie arborescentă. De altfel, tot dealul este acoperit cu o pădure de salcâmi pentru a încetini sau opri eroziunea.

Dorim să precizăm de ce am adus în discuţie Dealul Hărdeasca: deoarece pe harta geologică 55 b Dr. Petru Groza (scara 1: 50 000) acest deal nu este figurat ca deal permian ci ca deal malvensian ca şi celelalte dealuri. Aşadar, atragem atenţia specialiştilor să corecteze această greşeală pe hărţile geologice.

Acest deal a rămas izolat de restul depozitelor permiene situate în sud, şi anume în Munţii Codru-Moma şi de Dealul Scorbelţ situat la est, pe dreapta râului Finiş care le-a separat şi datorită tectonicii (falie şi şariaj tectonic).

Din cele două imagini alăturate se observă diferenţa dintre un deal Permian = Paleozoic (Hărdeasca) şi unul Malvensian = Neozoic (Chiceruţa: vezi şi articolul Probleme legate de Dl. Chiceruţa-Finiş).

Dealul_Chiceruta-Finis

Lect. Univ. Dr. în Geografie Fizică ANDREI C. INDRIEŞ

Master în Geografia Turismului ANDREI A. INDRIEŞ

Dealul Chiceruţa se află la capătul sudic al localităţii Finiş, în apropiere de sat. Dealul este constituit din depozite malvensiene, nisipuri şi pietrişuri, iar în bază am deosebit chiar gresii (M. Bleahu et al., 1981). La prima vedere pare o insulă permo-mezozoică dar la un studiu mai atent se observă alcătuirea geologică şi înlătură prima impresie, impresie dată de vegetaţia ierboasă şi de altitudinea sa mai ridicată, ce ajunge la 300 m altitudine absolută şi circa 100 m faţă de nivelul general al localităţii. Altitudinea Dealului Chiceruţa este egală cu a Dealului Piatra Petranilor, acesta din urmă alcătuit din calcare şi acoperit cu vegetaţie ierboasă (A. Indrieş, 1986).

Dealul_Chiceruţa_Finis

Dealul este separat de dealurile din jur, fiind izolat de Valea Poniţii la sud care-l desparte de Dealul Dâmbuţ şi Dealul Plopii constituite din aceleaşi depozite dar cu altitudini mai mici; de Valea Iermaru care-l delimitează de Dealul Scorbelţ alcătuit din depozite permiene; spre nord Dealul Chiceruţa se continuă cu o prispă joasă dispărând repede în lunca văii Finişului şi a Iermarului. Spre vest, Dealul Chiceruţa se continuă cu un glacis scurt denumit Mlăci, cultivat cu viţă de vie mai ales. La capătul sudic al Chiceruţei se găseşte o şa între Valea Poniţii (intermitentă) şi Valea Iermaru, cu un curs activ, ce vine dinspre Vârfu Iermaru (814 m) grefat pe o linie de falie. Această şa are o importanţă paleogeografică deoarece considerăm că pe aici a curs demult Iermaru, creând actuala vale a Poniţii iar apoi datorită mişcărilor de scufundare a bazinului Beiuş şi a ridicărilor zonelor muntoase din faza valahică (I.O. Berindei, 1977) şi-a schimbat cursul pe actuala sa vale, izolând astfel Dealul Chiceruţa. Şaua respectivă are doar 10 m înălţime şi cam tot atâta lăţime şi cu urme de pietriş bine rulat. Distanţa între aceste două văi este de doar circa 50 m, dar Valea Poniţii este suspendată cu circa 20-30 m faţă de Valea Iermarului, acest fapt datorându-se atât prezenţei faliei cât mai ales a eroziunii mai active în ultimul caz datorită permanenţei apei râului pe când pârâul Poniţii este în cea mai mare parte a anului sec.

Aşadar, până în preriss râul Iermaru a curs pe amplasamentul actual al Poniţii iar fixarea pe actualul traseu al Iermarului a avut loc odată cu ridicarea spaţiului montan al Codrului în perioada a doua a paroxismului valahic (preriss), când în Depresiunea Beiuşului s-a format terasa t₇ (90-110 m).

Între Dealul Scorbelţ şi Dealul Chiceruţa s-a creat o mică îngustare de tip defileu, în lungime de circa 500 m străbătută de râul Iermaru, atât în aval cât şi în amonte de defileu valea se lărgeşte foarte mult.

Cum am mai menţionat, Chiceruţa are aspect de cuestă, cu un versant abrupt spre Valea Iermarului şi unul mai lin spre Valea Finişului, deci spre sat, terminat cu un glacis ce se pierde repede în lunca văii Finişului.

Dealul, alcătuit din roci moi, este supus acţiunilor de torenţialitate: sunt câteva ogaşe, ravene şi şiroiri pe versantul vestic (înspre Valea Poniţii) iar în est, abruptul dealului este atacat de fenomene de surpări şi prăbuşiri. Pentru oprirea eroziunii s-au plantat arbori, mai ales salcâmi.

Deşi tema este minoră, prezintă interes datorită unei vizibilităţi evidente a remanierii hidrografice a Văii Iermarului.

Lect. Univ. Dr. Geogr. ANDREI C. INDRIEŞ

Master în Ştiinţe Geogr. ANDREI A. INDRIEŞ

Nici vorba de criza in Romania, cat timp si COCIA se spala la spalatorie   !

Foto:www.tarabeiusului.ro

De-a lungul anilor de observaţii în zona Beiuş (depresiune şi munţii înconjurători), am deosebit multe modificări fie datorită naturii, fie datorită acţiunii antropice.

Printre aceste modificări am observat şi pe cele ale râului Finiş.

De-a lungul timpului, am ţinut sub observare aproximativ toată zona şi am deosebit modificări atât ale râului datorită forţei sale proprii cât şi datorită forţei Crişului Negru, mult mai mare.

Modificările au putut avea loc datorită geologiei (în cadrul luncii se găsesc roci pannoniene şi mai ales cuaternare) cât şi datorită precipitaţiilor abundente, ce „umflă” apele în mod deosebit (de ex., dacă debitul mediu al Finişului este de cca. 1,5 mc/s, în 1980 a ajuns la 53,6 mc/s, la 30 iulie).

Dacă râul până în 1973 curgea pe un traseu tradiţional de mulţi ani, în acel an, datorită precipitaţiilor, traseul s-a modificat râul mutându-şi cursul în aval cu cca 3 km de primul traseu. Durata acestui traseu s-a menţinut până în 1980, când au avut loc inundaţii mari, râul revenind foarte aproape de primul traseu, cu cca 150 m aval de acesta (A. Indrieş, 1978, 1986).

Modificări, dar nu de amploarea celei din 1973, au avut loc şi în anii ce au urmat. Astfel, râul Crişul Negru a captat în mai multe rânduri apele Finişului, ultima captare având loc în anul 1997, râul afluent stabilindu-şi cursul de azi. În mod sigur apele râului Finiş dar şi ale Crişului Negru se vor mai modifica la precipitaţii abundente (de pildă, dacă Crişul Negru are debitul mediu la Beiuş de 13 mc/s, în 1980 a ajuns la 200 mc/s).

Nu numai râul Finiş şi-a modificat cursul ci şi Crişul Negru aval de Beiuş. Astfel, aproape de confluenţa cu râul Finiş şi-a modificat cursul, făcând dintr-o buclă mare una mai mică (aici a intervenit şi omul cu ajutorul unui buldozer).

Aval de localitatea Finiş, râul şi-a modificat de asemenea cursul, lăsând aval de locul numit Ficioncaş un braţ părăsit (belciug) de 1,5 km lungime, cursul Crişului scurtându-se cu un kilometru. Aici natura a determinat modificarea.

Dacă facem o excursie în lunca Crişului până la Uileacu de Beiuş, putem observa o serie de braţe părăsite, cu apă mai multă sau mai puţină, sau chiar seci, fapt ce ne arată că râul Crişul Negru a avut o serie de divagări în vremuri nu demult lăsate.

În mod cert, asemenea modificări în cadrul luncii Crişului vor mai exista. Ţinem în continuare sub supraveghere toată zona Beiuşului şi vom semnala orice modificări ale naturii.

Divagările râului Finiş

Lect. Univ. Dr. Geogr. ANDREI C. INDRIEŞ

Master în ştiinţe geografice ANDREI A. INDRIEŞ