1

GEOGRAFIA FIZICĂ A COMUNEI FINIŞ

ANDREI C. INDRIEŞ ANDREI A. INDRIEŞ ROBERT A. INDRIEŞ

2

3

DOCTOR ÎN GEOGRAFIE FIZICĂ

ANDREI C. INDRIEŞ

MASTER ÎN GEOGRAFIA TURISMULUI ANDREI A. INDRIEŞ

STUDENT LA TEHNOLOGIA INFORMAŢIEI

ROBERT A. INDRIEŞ

GEOGRAFIA FIZICĂ A COMUNEI

FINIŞ

4

5

CUPRINS

1. Introducere………………………………………………………… 7

2. Aşezarea geografică………………………….…………………….. 9

3. Geologia…………………………………………………………….. 17

4. Relieful……………………………………………………………... 23

5. Clima……………………………………………………………… 97

6. Hidrografia………………………………………………………… 100

7. Biopedogeografia…………………………...……………………… 112

8. Lista obiectivelor turistice naturale………………………………… 117

9. Populaţia în 2011............................................................................... 124

Bibliografie ……………………………………………………………. 125

6

7

1. INTRODUCERE

Lucrarea de faţă reprezintă rezultatul cercetărilor întreprinse în vederea elaborării lucrărilor de diplomă ale finişenilor A. Indrieş (1978), I. Fekete (2003), Miklo Hajnalka (2010) dar şi ale multor altora.

Motivaţiile alegerii acestei teme sunt în primul rând, faptul că suntem originari ai acestor meleaguri pe care le îndrăgim foarte mult şi prin datele culese şi înregistrate am dorit şi noi să aducem o mică contribuţie la studierea acestei regiuni, iar în al doilea rând pentru că această comună are un teritoriu diversificat din punct de vedere fizico-geografic şi economic, iar prin datele culese am încercat o descifrare a locurilor din punct de vedere fizico-geografic.

Comuna Finiş, cu cca 3 500 loc., este situată în zona Beiuşului (prin care noi înţelegem Depresiunea Beiuş şi munţii înconjurători, adică Munţii Bihor-Vlădeasa, la est, Munţii Pădurea Craiului, la nord, şi Munţii Codru-Moma, la sud-vest), pe stânga râului Crişu Negru, de-o parte şi de alta a râului Finiş.

8

9

2. AŞEZARE ŞI LIMITE

Teritoriul comunei Finiş se găseşte în sud-estul judeţului Bihor în

Depresiunea Beiuş, depresiune cunoscută şi sub numele de cea a Crişului Negru, întrucăt este străbătută de râul Crişul Negru.

Comuna are suprafaţa de 10 470 ha (datele oficiale). Noi am măsurat suprafaţa după bazinele hidrografice ale comunei şi ne-a ieşit valoarea de 127,81 kmp.

Această comună din punct de vedere fizico-geografic cuprinde o parte din Munţii Codru-Moma, de fapt o parte din Munţii Codru, Dealurile Piemontane ale Codrului şi o parte din Lunca Crişului Negru. Comuna Finiş este străbătută la marginea de nord de către râul Crişul Negru, de calea ferată Oradea-Vaşcău, construită pe la 1896 iar dincolo de Criş trece şoseaua E 79 (drumul european 79) sau drumul naţional 76, Oradea-Deva, fapt ce facilitează legăturile cu oraşele Oradea, Ştei, Vaşcău, Nucet, Deva etc.

Tot în nordul comunei se află drumul comunal, semiasfaltat, ce face legătura cu satele comunei, Fiziş, Ioaniş, Şuncuiş, drum în curs de modernizare. Totodată, s-a modernizat şi drumul de pe Valea Finişului.

Din punct de vedere administrativ comuna Finiş se învecinează cu oraşul Beiuş la nord-est, cu teritoriul comunelor Pocola la nord, Uileacu de Beiuş la nord-vest, Tărcaia la est, iar la vest cu Şoimi. Pe teritoriul judeţului Arad comuna Finiş se învecinează cu teritoriul comunelor Hăşmaş şi Archiş.

Acest teritoriu este străbătut de Crişul Negru de la est la vest care brăzdează numai lunca Crişului Negru. Principalul colector din teritoriu este râul Finişul care, după ce lasă satul Finiş, se varsă în Crişul Negru. Alte râuri sunt Şerpoasa şi Şuncuiş care drenează partea de vest a comunei după care se varsă în Crişul Negru.

Comuna Finiş se află la 3 km de oraşul Beiuş, la 62 km de municipiul Oradea şi la 24 km de oraşul Ştei.

Mai concret (vezi figurile ), comuna Finiş se întinde de la podul mare de cale ferată spre Beiuş până la Dealul Chivagou ce face trecerea spre Uileacu de Beiuş. În sud, teritoriul ajunge la culmea principală a Masivului Codru (Codru-Moma) de la Vf. Măgura (900 m), Vf. Bălăteasa (927 m), Vârfu de Urviş (833 m), Vf. Pleşu (1 112 m), Osoiu Mare (1 067 m) şi până la Vf. Izoiu (1 098 m).

Înspre vest, determinarea teritoriului s-a făcut ţinând seama de interfluviul faţă de râul Ormanul (Armanul, cum apare pe unele hărţi) iar în est de interfluviul (Culmea Roşia) faţă de râul Tărcăiţa.

Noi am încercat şi delimitarea teritoriului pe imagini aeriene ale Google Earth (fig. )

10

Fig. 1. Poziţia geografică a comunei Finiş în jud. Bihor (după I. Fekete 2003, H. Miklós, 2010, în manuscris)

11

Fig. 2. Comuna Finiş (scara 1:50000)

Fig. 3. Harta administrativă a com. Finiş (sud). Scara 1:50000

12

Fig. 4. Harta administrativă a comunei Finiş (nord). Scara 1:50000

13

Fig. 5. Harta topografică la scara 1:50000 prelucrată (Finiş sud)

14

Fig. 6. Harta topografică la scara 1:50000 prelucrată (Finiş nord)

15

Fig. 7. Teritoriul administrativ al com. Finiş. Delimitare pe fotografie Google

Earth

16

Fig. Fig. 8. Imagine aeriană asupra zonei Finiş (după Google Earth)

17

3. CONSTITUŢIA GEOLOGICĂ

3.1. PROTEROZOIC SUPERIOR - PALEOZOIC Munţii Codru Moma au un fundament cristalin. Procesul de formare a

Munţilor Codru-Moma s-a declanşat în proterozoic odată cu începutul sedimentării în geosinclinalul prebaikalian.

Din cadrul grupului de pânze de Codru unitatea cea mai profundă este cunoscută sub numele de unitatea de Finiş unde seriile epimetamorfice proterozoic-superioare au fost străbătute de corpuri intrusive şi de injecţii acide până la intermediare cunoscute sub numele de granitoidele de Codru. Granitoidele de Codru au rezultat printr-un proces de injecţii de metamorfoză ce a generat diferite tipuri de migmatite arteritice. În cuprinsul complexului migmatitic se întâlnesc roci bazice mai vechi, metamorfozate ce alcătuiesc paleosoma (ortoamfibolite, hornblendite, metadiorite şi metagabbrouri). Rocile intrusive sunt reprezentate prin granite, plagigranite, granodiorite, diorite cuarţifere şi microdiorite, străbătute uneori de filoane de pegmatite.

3.2. PALEOZOIC – PERMIAN Formaţiunile vulcanogen-sedimentare permiene au o mare importanţă în

alcătuirea Munţilor Codru-Moma datorită mai ales particularităţilor lor mecanice, respectiv marii lor durităţi. Aşa se explică faptul că cele mai mari înălţimi ale lor se întâlnesc în aria de răspândire a acestor roci. Primele depozite nemetamorfozate din domeniul de Codru sunt atribuite permianului şi ele cuprind o gamă largă de roci detritice roşii violacee, la care se asociază curgeri şi piroclastite riolitice. În această stivă, care atinge 2 000 m grosime şi care în trecut fusese tratată ca un pachet unitar sub numele de “seria roşie” s-au putut separa mai multe serii.

Succesiunea începe cu seria conglomeratelor laminate care cuprind conglomerate oligomictice laminate afectate de un uşor metamorfism, cărora li se asociază gresii litice laminate şi şisturi argiloase filitoase violacee.

Următoarea serie este cea a gresiilor vermiculare în care elementul caracteristic îl constituie gresiile litice violacee cu urme de bioglife de tipul “burow-fillings” şi care se interstratifică cu şisturi argiloase violacee. La acest nivel încep primele manifestaţii vulcanice reprezentate prin riolite care în vestul teritoriului constituie o puternică stivă de curgeri. În estul teritoriului locul curgerilor este luat de o serie detritică în care predomină materialul tufaceu. Este seria feldspatică care cuprinde conglomerate şi gresii tufacee, tufuri şi argilite, în care se intercalează nivele subţiri de riolite.

18

Treptat, conţinutul în material vulcanic scade, putându-se separa o serie oligomictică constituită din gresii cuarţitice cu rari feldspaţi şi argile violacee satinate. Această serie face trecerea spre seria cuarţitică seisiană.

În cadrul permianului mai trebuie amintită seria diabazelor. 3.3. MEZOZOIC Formaţiunile sedimentare mezozoice sunt de natură marină şi ele s-au

depus în două mari etape: triasic-jurasic şi cretacic inferior, întrerupte de exondarea kimmerică din liasic mediu – malm când s-au creat condiţii favorabile proceselor de modelare.

Triasic Inferior El cuprinde conglomerate şi gresii cuarţitice şi argilite violacee. Seria

cuarţitică a fost atribuită Seisianului, spre partea ei superioară predomină cuarţite în plăci care fac trecerea spre Campilian. Acesta este reprezentat prin gresii cuarţoase fin micacee în plăci, şisturi argiloase violacee şi dolomite gălbui în plăci.

Triasicul Mediu Seria depozitelor calcaroase începe cu un pachet de 200 m grosime de

dolomite cenuşiu-negricioase, masive, cu feţe de alteraţie brăzdate în reţea. Ele devin treptat stratificate şi trec la un pachet distinct de calcare negre, care sunt bine stratificate, au uneori silicifieri şi prezintă treceri de la marnocalcare la calcare cenuşii cornoase.

Între calcare se interstratifică şisturi argiloase negre. Rhetian La partea superioară a calcarelor coraligene ale Norianului apar forme

mari de Lycodus care indică baza Rhetianului. În partea nordică a domeniului de Codru deasupra calcarelor albe urmează un puternic pachet de argilite şistoase roşii, verzi şi albe şi dolomite. Acest pachet, care are 25-200 m grosime, este urmat de calcare negre stratificate.

Neocomian Deasupra calcarelor triasice în domeniul de Codru s-a depus o puternică

formaţiune flişoidă, de peste 1 000 m grosime, formată din ritmuri binare de marnocalcare şi şisturi marnoase, cenuşii, la care se asociază secundar gresiile friabile şi microconglomerate.

3.4. NEOZOIC Sarmaţian Uneori având în bază conglomerate alteori gresii, depozitele sarmaţiene

se dispun în discontinuitate în raport cu cele tortoniene. În nordul comunei este

19

bine dezvoltat un facies de calcare oolitice foarte fosilifere, iar în partea superioară a succesiunii Volhynian-Bassarabian inferior este marnoasă.

Pannonian Depozitele pannoniene ocupă o suprafaţă mai mare decât cele

sarmaţiane. Din punct de vedere litologic, Pannonianul este reprezentat pritr-o

succesiune monotonă de nisipuri ce alternează cu argile nisipoase. 3.5. FORMAŢIUNILE CUATERNARE au o dezvoltare restrânsă în

munţi dar sunt deosebit de bine reprezentaţi în Depresiunea Beiuş, astfel şi pe teritoriul comunei Finiş.

Pleistocenul În munţi se găsesc depozite periglaciare, depozite eluviale carstice,

depozite chimice, depozite aluvionare, depozite proluviale şi deluviale şi depozite de turbă.

- depozitele periglaciare au rezultat în urma proceselor crioclastice (îngheţ-dezgheţ) şi sunt formaţi din fragmente angulare de mărimi variabile.

- depozitele eluviale carstice sunt caracteristice pe platourile calcaroase. Cuprind argile reziduale de 2-3 m grosime ce maschează complet substratul calcaros.

- depozitele chimice sunt date de tufurile calcaroase, întâlnite la gurile exurgenţelor carstice în toate regiunile carstice.

- depozitele aluvionare sunt date de bolovănişuri şi prundişuri întâlnite pe toate văile de munte. În unele văi se găsesc terase cu strate foarte subţiri de aluviuni, de cel mult 1 m, deoarece în mare parte au fost îndepărtate.

- depozitele proluviale şi deluviale holocene se găsesc în jurul masivelor de calcar, a celor vulcanice şi de pe aflorimentele de cuarţite. Aici mai intră şi conurile de dejecţie de la gura aproape a tuturor râurilor din munţi şi de la marginea lor.

- depozitele de turbă se găsesc pe platformele munţilor, pe substrat silicios (roci magmatice, şisturi cristaline, gresii cuarţitice) şi datorită precipitaţiilor abundente. Sunt cunoscute sub numele local de "molhaşuri", fiind mlaştini oligotrofe de Sphagnum. Apar mai ales în zona Padiş-Cetăţile Ponorului, în Vlădeasa, Valea Iadei, Munţii Codru-Moma etc.

În Depresiunea Beiuşului a existat un lac până la sfârşitul pliocenului. În urma ridicării munţilor din timpul villafranchianului (faza valahă) a avut loc o sedimentare masivă a depresiunii cu material detritic. Au rezultat acumulări proluviale de tip piemont şi depozite de terasă. Primele constituie suprafeţele interfluviale şi culmile iar celelalte se găsesc în cadrul văilor.

20

- depozitele proluviale au o largă dezvoltare pe rama de vest a Apusenilor, constituind largi conuri de dejecţie care pătrund relativ departe în Depresiunea Panonică, fiind formate din pietrişuri, nisipuri grosiere şi argile cu stratificaţie încrucişată.

După L. Sawicki (1912) piemontul Beiuşului este o deltă subacvatică de vârstă levantină. Dar alţi autori ca R. Ficheux (1933), I. Maxim (1954), I. Berindei (1965), consideră că de fapt piemonturile din Bazinul Beiuşului sunt forme de eroziune, grefate pe depozite proluviale mai vechi, probabil pleistocene.

- argile roşii şi depozite loessoide. Peste depozitele menţionate mai sus se dispune un complex de depozite loessoide ce alternează cu argile roşii. Aceste roci apar pe interfluviile râurilor ce ies din munţi (de ex., pe marginea de vest a Munţilor Codru-Moma sau Pădurea Craiului). Argila roşie (10-20 m grosime) are un conţinut redus de carbonat de calciu şi unul ridicat în fier, fapt ce îi conferă culoarea roşie. Argila este de culoare roşie şi este de vârstă pleistocen superioară. În argila roşie apar intercalaţii de loess (argile prăfoase şi prafuri nisipoase gălbuie) cu concreţiuni calcaroase. În unele locuri, loessul devine dominant, apărând independent de argila roşie. Atât în argila roşie cât şi în loessuri au fost descrise forme de crioturbaţii (pene de gheaţă, convoluţii, reţele de desecare etc.) (P. Coteţ 1960).

- depozitele de terasă. Văile mari din munţi şi din depresiune prezintă sisteme de terase. Pentru Depresiunea Beiuşului, M. Paucă cartează trei nivele, R. Ficheux 12 nivele, P. Coteţ şi C. Martiniuc 6 nivele, I.O. Berindei 7 nivele. Prima terasă, de 3-5 m aparţine holocenului iar celelalte pleistocenului mediu şi superior .

Terasele prezintă următoarea succesiune de depozite: în bază pietrişuri şi nisipuri grosiere, acoperite de prafuri nisipoase, prafuri argiloase şi argile prăfoase. Depozitele de deasupra pietrişurilor dispuse pe terasele superioare sunt de natură eoliană (loessuri sau loessuri resedimentate) în alternanţă cu material provenind din argila roşie

Holocenul inferior Îi sunt atribuite pietrişurile şi nisipurile terasei joase. Acestea au o mare

dezvoltare în Depresiunea Beiuş, mai ales pe versantul drept al Crişului Negru. Tot holocenului inferior îi sunt atribuite marile grohotişuri care jalonează pe versantul estic creasta principală a Munţilor Codru, de sub vârful Pleşu până în platoul carstic Brătcoaia. Materialul acestor grohotişuri astăzi în parte fixate, îl constituie cuarţitele şi conglomeratele seriei cuarţitice werfeniene care ocupă creasta.

Holocenul superior Holocenului Superior îi sunt atribuite pietrişurile şi nisipurile luncilor

râurilor adică aluviunile recente.

21

Fig. 9. Harta geologică a comunei Finiş (scara 1:200 000)

ANEXĂ: SCARA GEOLOGICĂ HOLOCEN între 10 000 ani - actual (durata 10 000 ani) 5. CUATERNAR

PLEISTOCEN 1,8 milioane ani - 10 000 ani (durata 1 790 000 ani) PLIOCEN 6 mil. ani - 1,8 mil. ani (dur. 4,2 mil. ani) NEOGEN MIOCEN 35 mil. ani - 6 mil. ani (durata 29 mil. ani)

4. NEOZOIC

OLIGOCEN 37 mil. ani - 35 mil. ani (2 mil. ani) PALEOGEN EOCEN 55 mil. ani - 37 mil. ani (18 mil. ani) PALEOCEN 65 mil. ani - 55 mil. ani (10 mil. ani) CRETACIC 141 mil. ani - 65 mil. ani (durata 76 mil. ani)

22

3. MEZOZOIC JURASIC 200 mil. ani - 141 mil. ani (durata 59 mil. ani) TRIASIC 230 mil. ani - 200 mil. ani (durata 30 mil. ani) PERMIAN 280 mil. ani - 230 mil. ani (durata 50 mil. ani) CARBONIFER 345 mil. ani - 280 mil. ani (durata 65 mil. ani)

2. PALEOZOIC

DEVONIAN 395 mil. ani - 345 mil. ani (durata 50 mil. ani) SILURIAN 435 mil. ani - 395 mil. ani (durata 40 mil. ani) ORDOVICIAN 500 mil. ani - 435 mil. ani (durata 65 mil. ani) CAMBRIAN 570 mil. ani - 500 mil. ani (durata 70 mil. ani) PROTEROZOIC 2,6 miliarde ani - 570 mil. ani (durata 2,03 mild ani)

1.PRECAMBRIAN ARHAIC 4,6 mild. ani - 2,6 mild. ani (durata 2 mild. ani)

23

4. RELIEFUL

Teritoriul comunei Finiş cuprinde următoarele forme de relief: munţi,

dealuri şi lunci care pot fi considerate chiar adevărate câmpii datorită folosinţei lor în agricultură.

4.1.Munţii Munţii aflaţi pe teritoriul comunei Finiş sunt o parte din Munţii Codru-

Moma şi anume versantul nordic al lor. Înălţimea maximă a munţilor Codrului o formează vârful Pleşu sau 1 112 m. Vârful Pleşu formează chiar limita dintre judeţele Bihor şi Arad, limita de judeţ urmărind culmea principală a Munţilor Codru-Moma cu orientare nord-vest – sud-est. Din această culme principală se desprind lateral alte spinări muntoase, cele care ne interesează pe noi întrucăt sunt pe teritoriul comunei Finiş, au direcţie nordică.

Aceşti munţi au avut o evoluţie îndelungată începănd din mezozoic, în relief distingându-se trei suprafeţe de nivelare ca urmare a acţiunilor agenţilor externi.

Prima suprafaţă formată este Fărcaş care a început să se formeze după faza orogenetică laramică (senonian-paleogen). Denumim această suprafaţă Pleşu, după cele două vârfuri principale, situată la altitudinea de 1 000 – 1 100 m.

După această fază Munţii Apuseni sunt exondati şi supuşi mişcărilor epirogenetice în urma cărora începe compartimentarea în blocuri a Apusenilor. Prin urmare încep schiţările viitoarelor depresiuni şi scufundările masivelor vestice ale Apusenilor. În urma viitoarelor scufundări prin intermediul liniilor de ruptură tinere, aceste schiţări se vor adănci progresiv care vor permite transgresiunile apelor marine în timpul tortonianului, sarmaţianului inferior, ponţianului şi transformarea lor în bazine neogene.

Suprafaţa Fărcaş s-a format în perioadele de relativă linişte tectonică la care s-au adăugat şi condiţii optime morfo-climatice şi anume climat tropical de savană. Aceste condiţii s-au realizat în etapa danian-paleogen. În relieful actual se mai păstrează numai urme din această suprafată care retează cristalinul şi de asemeni formaţiunile permian-mezozoice.

În Munţii Codrului întâlnim această suprafaţă în culmea principală care trece prin Dealul Culmei 935 m, Pleşu 1 112 m, Vârful Devii 1 041 m, Momuţa în Munţii Moma la 930 m. Se afirmă totodată că suprafaţa de nivelare Fărcaş, modificată în fazele următoare, se află scufundată sub sedimentarul Bazinului Beiuş. Se mai consideră că relieful fragmentar al cristalinului şi al formatiunilor permo-mezozoice din fundament face legătura între Codru şi Bihor şi că n-ar fi altceva decât resturi mai înalte din suprafaţa amintită.

24

Cum am mai precizat mai sus, noi am denumit această suprafaţă Pleşu. În urma orogenezei savice (acvitanian-eggerian), se va schimba şi clima

devenind un climat de tip subtropical mediteranean care alături de condiţii tectonice creează condiţii nefavorabile nivelării reliefului (Gh.Pop 1962). Din acest moment suprafaţa Fărcaş va intra în faza fragmentării ei. În faza tortoniană (badeniană) suprafaţa Fărcaş fragmentată se scufundă de-a lungul unor complexe de falii favorizănd transgresiunea apelor marine şi instalarea bazinului sedimentar Beiuş. Dovada acestei scufundări o reprezintă aplecarea spre vest a peneplenei (sau pediplenei) Fărcaş în Codru Moma ca şi în Pădurea Craiului.

La sfărşitul sarmaţianului inferior spaţiul muntos este ridicat, ridicare care condiţionează retragerea apelor marine din Bazinul Beiuş instaurându-se un regim continental care va forma un relief pe seama sedimentelor depuse anterior.

Suprafaţa Mărişel, denumire dată de Emm. de Martonne, nu este întâlnită în bazin fiind fosilizată de transgresiunea ponţiană, în cadrul ei se păstrează o serie de contraforturi care tivesc ‘Ţara Beiuşului’ la 800 m în Muntii Bihor şi la 700 m în Codru-Moma.

Această suprafaţă se găseşte în Munţii Codru la 700 - 800 în Dealul Osoaie, la Peşteri, Văratec, Vârful Roşia. Suprafaţa Mărişel retează formaţiunile permo-mezozoice şi totodată complexul de linii fracturale de la periferia Bazinului Beiuş. Noi o denumim suprafaţa Văratec-Iermaru (sau Ilimaru), vizibilă din depresiunea Bihor.

La începutul ponţianului partea vestică a Depresiunii Beiuş se scufundă pe când cea estică se ridică, aceasta datorită unor mişcări lente de basculare. Aceste mişcări au determinat scufundarea Munţilor Pădurea Craiului şi Codru-Moma ca şi a Bazinului Beiuş rezultând situaţia că suprafaţa de eroziune Mărişel este transgresată de apele Mării Pontice, fiind fosilizată de sedimentele acestei transgresiuni.

Suprafaţa inferioară Feneş-Deva s-a format în faza dacian-levantin, în cadrul acestui nivel se poate deosebi o platformă de abraziune generată de transgresiunile şi regresiunile succesive ale mării. Noi o denumim suprafaţa Cetatea-Cetăţuia, după dealul pe care se află ridicată Cetatea Finişului (Bélavár) şi dealul opus, pe care se consideră că pe vremuri ar fi existat o cetate, nedescoperită încă!

Cu faza dacian-levantin inferioară, condiţionată de mişcările rhodanice, se încheie etapa de bazin a Depresiunii Beiuş în care au predominat fazele de sedimentare.

În etapa de depresiune va predomina acţiunea de eroziune şi acumulare a factorilor subaerieni rezultănd sculptările dealurilor piemontane, a teraselor fluviatile şi declanşarea proceselor actuale.

Mai trebuie spus că suprafaţa Feneş-Deva se găseşte la marginea munţilor la altitudinea de 550-600 m şi că ea pătrunde lobat foarte mult în interiorul Munţilor Codru prin intermediul văii Finişul Mare, Fizişului, văii Şuncuiş.

În Munţii Codrului trebuie remarcată prezenţa pânzei Finiş din punct de vedere tectonic. Această pânză este încălecată de la est spre vest de către

25

unitatea de Vârful Dievii. Pânza de Finiş este cea mai extinsă din întreg sistemul de Codru şi acoperă un teritoriu larg din nordul Munţilor Highiş până în sudul Pădurii Craiului şi din Depresiunea Panonică până la marginea estică a Apusenilor. Pânza de Finiş ocupă versantul vestic al Codru-Momei, creasta principală şi bazinul văii Finişul Mare. Flancul estic al pânzei este afectat de câteva falii transversale (falia Topliţa, Cuca, Brătcoaia şi falia Dealu Mare, toate situate în bazinul văii Finişul Mare). Solzul de Finiş nu este încă bine delimitat de cel de Dumbrăviţa situat la vest. Este posibil ca limita să o constituie sistemul de falii longitudinale şi transversale aflate între platoul Dumbrăviţa şi valea Ormanului.

Mai trebuie spus că Munţii Codru-Moma au aspectul unui adevărat horst ce este mărginit de grabenul depresionar Beiuş.

Importanţa economică a Munţilor Codrului este mare dar încă nu este valorificată în întregime. Printre resursele solului şi subsolului amintim vegetaţia forestieră care se exploatează, apoi diferite roci de construcţii ca şi minereuri radioactive care încă nu se exploatează.

De asemenea, amintim ca o constatare, că apele repezi ale râului Finişul prin amenajări adecvate ar putea furniza energie electrică. Amenajarea respectivă ar putea fi amplasată în zona “Porţii de piatră sau Piatra Teii” din Munţii Codrului. Este bine că satele comunei încep să valorifice apele din munţi ca apă de băut (menionăm captarea apei Izbucului de la Finiş).

Fig. 10. Munţii Codru-Moma şi dealurile piemontane din faţa lor. În stânga Vf.

Iermaru sau Ilimar (814 m) iar în dreapta Vf. Halaşului (Halász) de 801 m.

26

Fig. 11. Pediplena în culmea Pleşu (scara 1:50000)

27

Fig. 12. Pediplena carpatică. Treapta inferioară în Vf. Bălăteasa (scara 1:50000)

Fig. 13. Pediplena carpatică în culmea Iermaru-Văratec-Halas (scara

1:50000)

28

4.2.UNITATEA DE PIEMONT COLINAR (DEALURI PIEMONTANE)

Trebuie remarcat că Dealurile Codrului sunt dealuri piemontane (400-700

m). Între dacian şi levantin era un climat subtropical – mediteranean cu un lung anotimp secetos în care dezagregarea mecanică era foarte activă şi cu un anotimp cu ploi torenţiale care îngrămădeau în zonele joase un bogat material piemontan. Aceste dealuri sunt rezultatul unui proces intens de eroziune, desfăşurat după faza tectonică rhodanică până în faza actuală asupra unui piemont de acumulare format la baza Munţilor Codru. Această unitate piemontană este heterogenă din punct de vedere al structurii geologice cât şi a aspectelor de relief.

Din levantin până în faza actuală agenţii subaerieni au acţionat asupra reliefului creând piemonturi de acumulare la sfârşitul pliocenului şi care ulterior au fost puternic fragmentate fiind îndepărtată o parte din cuvertura de pietrişuri şi modelănd în rândul lor chiar o suprafaţă de nivelare piemontană. Această fragmentare are loc la sfârşitul levantinului care se continuă şi în pleistocen datorită ridicărilor valahice.

Această zonă n-a fost afectată de către glaciaţie ci din contră ea a suferit acţiunea tipului de modelare temperat în perioadele interglaciare şi acţiunea periglaciară în perioadele glaciare.

În perioadele interglaciare climatul temperat favorizează organizarea reţelei hidrografice şi o scurgere tot timpul anului, a condiţionat ca eroziunea liniară a râurilor să devină dominante în modelare. Repetarea acestei situaţii de mai multe ori în timpul cuaternarului a făcut ca reţeaua hidrografică să se adâncească cu peste 100 m în suprafaţa piemontană pe care o fragmentează. Ca urmare a fragmentării, aceste dealuri şi-au păstrat cel mai puţin caracterele piemontane iniţiale. Suprafaţa piemontană iniţială a fost fragmentată într-o serie de dealuri care în unele locuri au un profil asimetric dictate de structură cu un povârniş tip cuestă şi unul mai prelung reprezentând o veritabilă suprafaţă structurală (ex., cuesta văii Cădăreşti).

În dealurile piemontane energia reliefului variază de la 40-50 m la 100 m iar înclinarea terenului cuprinsă între 3 şi 15 grade fapt care are influenţă negativă asupra agriculturii.

Textura văilor în dealurile piemontane este divergentă. Întrucât valea Crişului Negru a fost împinsă mereu spre stânga de către

afluenţii din Masivul Bihor, aceasta a redus foarte mult extensiunea laterală a Piemontului Codru. Dealurile sunt înclinate conform curgerii râurilor, altitudinile crescând invers curgerii râurilor.

Văile sunt consecvente, fapt care a condiţionat şi prezenţa unor culmi cu povârnişuri simetrice şi înclinarea interfluviilor în sensul drenajului (ex., Dealul Agrij fragmentat de valea Finişului şi de afluenţii săi de pe partea dreaptă). În schimb culmea Cetăţeaua ,văile Cădăreşti (epigenetică) şi Şerpoasa au sculptat culmi prelungi larg boltite în nord şi înguste în sud, la izvoarele râurilor.

29

Trebuie precizat faptul că dealurile piemontane ale Codrului se opresc la Crişul Negru.

Interesul economic al acestor dealuri piemontane este mare întrucât o parte sunt acoperite cu păduri iar o parte sunt folosite în agricultură atât în cultivarea plantelor cât şi în creşterea animalelor. În unele locuri, ca de exemplu pe versantul vestic al dealului Cucului ce mărgineşte satul Finiş, s-au plantat pomi fructiferi pentru a opri eroziunea versantului.

Fig. 14. Dealurile din jurul Finişului (scara 1:50000)

4.3. UNITATEA DE TERASE Terasele au rezultat în urma acţiunii de sculptare şi acumulare de sedimente

a Crişului Negru şi a afluenţilor săi. R. Ficheux, afirma că ele sunt poligenetice şi tot el afirma că este greu de separat terasa piemontană de cea fluviatilă.

Procesul de formare a teraselor constituie o continuare a modelării dealurilor piemontane situate pe aliniamentul acestor dealuri şi aceste terase dispar spre amontul văilor în talveg sau într-un alt nivel de terasă. Printre cauzele formării teraselor se enumeră mişcările neotectonice, oscilaţiile climatice ale cuaternarului,

30

existenţa unor roci pliocene uşor erozive, înclinarea structurii către sensul actual al drenajului, debitul râurilor, activitatea antropică etc.

În cuaternar reţeaua hidrografică s-a pus în acord cu nivelul de bază în funcţie de oscilaţiile climatice care au influenţat debitele râurilor.

În perioadele glaciare, când are loc modelarea periglaciară, cantitatea de apă a râurilor era scăzută datorită precipitaţiilor solide şi astfel în aceste condiţii râurile primesc caracterul de sector inferior, divaghează şi-şi colmatează albiile sau luncile cu pietriş.

În perioadele interglaciare, solul îngheaţă foarte puţin, precipitaţiile lichide erau mai bogate ca şi vegetaţia şi deci în aceste condiţii râurile primesc caracter de sector fie mijlociu fie superior şi astfel se sculptează frunţile teraselor.

Existenţa rocilor friabile (marne şi nisipuri pliocene), a permis formarea de către eroziunea fluviatilă a unor terase extinse.

Cele mai puţin extinse sunt terasele superioare t7 şi t6, aceasta datorită adâncirii râurilor pe verticală şi sculptarea unor nivele mai joase. În munţi terasele t7 si t6 au înclinări inverse spre aval şi amont astfel că de exemplu Dealul Osoaiele este o cumpănă de apă la nivelul celor două terase. În regiunea care ne interesează acţiunea de fragmentare a râurilor a transformat podurile teraselor în umeri de terase. Terasele t7 şi t6 au lăţimi mici de numai câţiva metri atât datorită activităţilor neotectonice cât şi datorită acţiunii factorilor externi ţinând cont că aceste terase sunt cele mai vechi.

Terasele medii t4 şi t5 sunt mai bine păstrate şi mai puţin fragmentate şi aceste terase sunt reduse la umeri de terase datorită aceleiaşi acţiuni de fragmentare a râurilor.

Extensiunea teraselor inferioare t1, t2 şi t3 este mai mare ca a celor superioare şi ele au aspectul unor adevărate câmpii fiind folosite în agricultură. Ele au lăţimi de sute de metri, terasa de luncă ajungănd chiar la lăţimea de 1-2 km.

Deci sunt 7 terase cu următoarele altitudini relative: terasa t1 (de luncă) 2-3 m, t2 = 6-10 m, t3 = 15-20 m, t4 = 30-40 m, t5 = 55-60 m, t6 = 70-80 m, t7 = 90-110 m.

În zona comunei Finiş se disting regiuni cu lipsa teraselor datorită eroziunilor mai accentuate a râurilor la care se adaugă şi eroziunea torenţială. De asemenea, absenţa unor terase se explică şi prin deplasarea continuă a râurilor în această direcţie, ca de exemplu deplasarea Crişului Negru spre stânga.

Domină terasele aluviale, numai în zona văii Fizişului (Şerpoasa) găsim terase în rocă. Elementele teraselor sunt mai slab păstrate mai ales muchia şi ţâţâna, podul este mai bine păstrat mai ales la prima terasă. De altfel, terasele, mai ales cele inferioare, sunt folosite în agricultură. Trebuie amintită legitatea după care elementele teraselor sunt din ce în ce mai slab păstrate pe măsură ce terasele sunt mai vechi.

Structura teraselor este următoarea: roca în bază, pietrişuri, argilă aluvială şi care sunt parazitate de diferite orizonturi sedimentare care genetic nu mai aparţin teraselor.

31

În final, trebuie arătat că terasa de luncă t1 este în formare pentru că în faza actuală Crişul Negru şi afluenţii săi prin adâncire îi sculptează fruntea şi că pe podul ei are loc încă acumularea la inundaţii.

La ieşirea din Munţii Codrului râurile au construit conuri de dejecţie extinse, abia vizibile datorită înclinărilor reduse dar şi în Munţii Codru se poate observa mulţimea conurilor de dejecţie, de dimensiuni reduse, de-a lungul văii Finişului.

Terasele, mai ales cele inferioare, au servit ca loc de aşezare a localităţilor comunei situate pe terasa t2 = 6-10 m şi pentru activităţi agricole.

4.4. UNITATEA DE LUNCĂ Lunca Crişului Negru este formată în holocen datorită acţiunii Crişului

şi a afluenţilor săi veniţi din munţi. Lunca are pante foarte reduse astfel că Crişul Negru curge lent având un curs foarte meandrat, albiile sunt puţin adâncite şi se pot observa foarte multe albii părăsite.

Trebuie menţionat aici divagarea nu numai a Crişului Negru ci şi a afluenţilor săi, ca de exemplu Finişul Mare care şi-a schimbat cursul inferior din anul 1973, el vărsându-se în Criş la 3 km aval faţă de vechiul loc de vărsare până în anul 1997 când a avut loc un fenomen de captare a văii Finişului de către Crişul Negru cu 200 m amonte faţă de vechiul loc de vărsare, formând astfel un braţ părăsit.

Structura luncii este următoarea: orizont subţire de humus, urmează argila nisipoasă (1,7 m), apoi orizont aluvionar nisipos de 0,3 m, depozite de pietriş.

Crişul Negru traversează această luncă de la E la V, iar afluenţii săi din Codru au direcţie S-N încât rezultă o stratificaţie încrucişată a luncii.

Lunca Crişului Negru este folosită în scopuri agricole şi anume, legumicultură şi în cultura cerealelor, mai ales porumb, însă în anumite perioade Crişul Negru se revarsă afectând aceste culturi, revărsări care au fost tot mai frecvente în anii ’90, de aici rezultând necesitatea îndiguirii cursului său. Fâşia din luncă afectată la revărsările Crişului Negru ajunge la 200-300 m iar la inundaţii excepţionale trece şi de 500 m lăţime. Menţionăm că în anul 1980 toată lunca Crişului Negru a fost inundată.

4.5 OBSERVAŢII MORFOLOGICE PE TERITORIUL

COMUNEI FINIŞ 4.5.1. MICRODEPRESIUNEA VĂII FINIŞULUI Începând din regiunea de obârşie a văii Ursului, cursul superior al

Finişului, şi până în amont de punctul “La Cot”, limita între culmea Codrului şi culmea Văratec-Vârful Dievii-Runcoi nu este dată de o simplă vale, ci de o evidentă depresiune, drenată de Finiş şi afluenţii săi.

32

Atât caracteristicile morfologice, zonă joasă, cu relief vălurit, înconjurată de culmi înalte, cât şi alte elemente, cum ar fi extinderea păşunilor de care se leagă utilizarea economică, pastorală a teritoriului, permit individualizarea ei ca unitate de peisaj distinctă.

Depresiunea este încadrată în sud-vest şi vest de culmea Codrului, cu vârfurile principale Pleşu (1112 m), Bisericii (876 m), în sud Dealul Viezuroni, în est Dealul Răchiţii, Faţa Mare, în nord Vârful Bălăteasa (924 m), continuat de Dealul Osoaie şi Faţa Cerbului.

Lanţul de înălţimi menţionate, domină depresiunea, care se desfăşoară în direcţie nord-sud pe 11 km lungime şi 0,5-5,5 km lăţime.

Partea mai înaltă a reliefului depresiunii 600-700 m, aparţine treptei inferioare din suprafaţa Dealul Mare, iar partea mijlocie 500-550 m suprafeţei Moneasa-Finiş, în ambele nivele fiind sculptate văile actuale.

Caracteristic pentru depresiune este stratul gros de material deluvial care îmbracă relieful şi care reprezintă rezultatul spălării produselor de dezagregare pleistocenă al versantului estic al culmii Codrului, unde au fost aduse prin spălarea de suprafaţă şi numeroase pâraie

Condiţiile litologice în care s-a format depresiunea au fost prielnice, aici făcându-se contactul între cuarţitele şi conglomeratele cuarţitice ale culmii Codrului şi formaţiunile sedimentare mezozoice, dolomite, calcare, şisturi marnoase, ale părţii centrale ale masivului. A existat deci posibilitatea formării unei depresiuni subsecvente de contact litologic şi structural. În relieful de amănunt, mai ales în partea sudică, se evidenţiază nmeroase doline şi ponoare, ceea ce denotă natura calcaroasă a substratului depresiunii. De fapt, în cea mai mare parte, depresiunea este dezvoltată în lungul benzii de roci carbonatice nord-sudice a Munţilor Codru-Moma, evidenţiată în extremitatea nordică prin carstul de la Dumbrăviţa de Codru, iar în sud prin cea de la Moneasa. Dolinele au dimensiuni reduse, 10-20 m şi 1,5-5 m adâncime.

Influenţa structurii se manifestă prin aceea că rama estică a depresiunii, reprezintă o frunte de cuestă tăiată în capetele stratelor care au o cădere generală vest-est.

În cadrul depresiunii se disting două compartimente, separate prin îngustarea din dreptul dealului Tisa. Partea sudică are un aspect carstic mai pronunţat. Diferenţierile de aspect trebuie legate de grosimea materialelor deluviale, mai apreciabilă în sectorul nordic, unde reţeaua de văi coborâtă din rama montană este mai viguroasă. Aici, procesul mai recent de carstificare a fost încetinit tocmai de cuvertura groasă de depozite deluviale, care protejeză calcarele bazale.

Reţeaua hidrografică alcătuită din numeroase pâraie, majoritatea cu obârşia pe versantul estic al culmii Codrului, prezintă şi ea aspecte caracteristice regiunilor carstice, cu deosebire în compartimentul sudic. Multe dintre ele nu reuşesc să-şi ducă apele până în valea Finişului ci şi-o pierd prin ponoare, în spaţiul depresionar. Numai la debite mari, o parte din apa râurilor

33

depăşeşte ponoarele, incapabile să evacueze debitul sporit, şi ajunge la râul colector.

Sub aspect evolutiv, pe locul actualului spaţiu depresionar, s-a dezvoltat, iniţial o depresiune carstică marginală, la contactul calcarelor şi dolomitelor, cu conglomerate cuarţitice şi ortocuarţitele culmii Codrului.

Înainte de definitivarea depresiunii s-ar fi putut ca unele dintre râuri să fi curs peste actuala cuestă spre bazinul Tărcăiţei. Ca argumente în sprijinul acestei ipoteze sunt: prezenţa unor înşeuări pe rama estică a depresiunii, aproximativ în dreptul tributarilor Finişului superior. Ulterior râurile de suprafaţă prin carstificare, pe diaclaze sau fisuri, au fost dirijate în subteran.

Fundul depresiunii, înainte de acoperirea lui cu material deluvial, nu ajunsese la baza depozitelor calcaroase, dovadă fiind adâncirile ulterioare, sub formă de doline.

Procesele geomorfologice care au dat aspectul actual de detaliu al reliefului, par a fi de vârstă pleistocenă, faţă de depresiunea iniţială, mai veche.

Două etape au fost mai importante în geneza formelor actuale: în primul rând invadarea depresiunii de către materialul deluvial provenit din spălarea de pe versant a produselor de dezagregare periglaciară şi în al doilea rând sculptarea văilor şi a dolinelor care dau un caracter carstic mai ales compartimentl sudic.

Morfometric, relieful Depresiunii văii Finişului se caracterizează printr-o fragmentare orizontală a reliefului de 2-4 km/kmp şi o energie de 100-300 m.

Situată în “umbra” culmii Codrului, depresiunea se caracterizează prin temperaturi medii multianuale de 6-8˚C şi temperaturi medii ale lunilor extreme de 15-16˚C în iulie şi –3... –5˚C în ianuarie.

Condiţiile de relief sunt favorabile instalării în timpul iernii a inversiunilor termice. Umbrirea de către culmea Codrului şi altitudinea mai coborâtă se resimte prin micşorarea cantităţii de precipitaţii la 700-800 mm, comparativ cu regiunea înconjurătoare, unde se depăşeşte 800 mm. Densitatea reţelei hidrografice este de 0,6-1,5 km/kmp.

Vegetaţia compertimentului nordic este reprezentată prin păduri amestecate de fag şi gorun, însă pe văile umbrite apar păduri de fag curat.

Principalele tipuri de soluri sunt cele brune acide asociate cu rendzina şi solurile brune acide andice.

4.5.2. DEFILEUL VĂII FINIŞULUI

Acest defileu se găseşte pe râul Finiş, afluent pe stânga al Crişului Negru în care se varsă avale de localitatea omonimă, Finiş. Râul Finiş se formează prin unirea a două pâraie ce vin din sens opus, Bălătesei şi Ursului (cu Izbucul), confluenţa având loc la 16 km distanţă de punctul de debuşeu în Criş. La câteva sute de metri în avale de confluenţă, se intră într-o îngustare de circa 1 km lungime, dar nu acesta este defileul de care ne ocupăm, ci mult mai în avale, de la kilometrul 9 până la kilometrul 5, deci pe

34

o lungime de 4 km. Menţionez că aceste unităţi kilometrice au fost stabilite anterior pe vechea calea ferată forestieră. Mai nou, pe drumul forestier sunt alte date (1-5 km). Defielul are direcţia generală vest-est, creat în Culmea Cetăţeaua, culme asimetrică, cu abruptul înspre râul Finişului şi o culme prelungă înspre partea opusă. Defileul este parcurs de râul Finişului, cu un curs rapid cu praguri naturale dar şi artificiale ridicate pentru păstrăvi, cu numeroase bolovănişuri şi chiar insuliţe de prundiş (multe s-au format înainte de 1990 aval de piloanele fostelor poduri CFF (cale ferată forestieră)). Defileul era parcurs de o cale ferată forestieră, dezafectată după 1990, ulterior construindu-se un drum forestier. În locul numit Curba Mare se găseşte o insulă ceva mai mare, de 150 m lungime şi până la 25 m lăţime, care anterior era legată şi în amonte dar şi în avale de podurile CFF de odinioară. În acest loc apele râului se despletesc în două pentru a se reuni în aval de insulă. Defileul cuprinde sectoare foarte înguste cu sectoare ceva mai lărgite, dispuse în alternanţă. Se remarcă două cotituri accentuate denumite Curba Mare şi Curba Mică, ultima situată în aval de prima. Mai amintesc de insuliţe în partea terminală dinspre amonte, la kilometrul 8. Dinspre versanţi vin torenţi, puţin adânciţi, cu 1-2 m, prezentând agestre mici, active. În schimb, în amonte şi în avale de defileu se găsesc torenţi lungi, adânciţi cu 4-5 m şi cu agestre mari (conuri de dejecţie) înnierbate. Aceste prezenţe torenţiale, modul lor de prezentare ca şi cursul rapid al râului, prezenţa numeroaselor praguri transversale ne dovedesc tinereţea defileului fapt ce a determinat să conchidem că instalarea râului prin defileu a avut loc mult mai târziu decât sectorul superior. Astfel, considerăm cu râul Finişului a curs anterior peste şaua dintre vârfurile Cetăţeaua şi Gureţu, pe cursul actual Pârâului de Sub Brazi (afluent astăzi al Finişului) şi pe cursul actual al Sârpoasei, afluent direct al Crişului Negru ce traversează bazinetul depresionar Finziş unde se uneşte cu Pârâul Şerbeşti (vezi mai pe larg articolele "Un paleocurs al Văii Finişului" şi "Bazinetul depresionar Fiziş" de A. Indrieş). Mai remarcăm faptul că în câteva locuri se găsesc umeri de terase, ca de pildă în aval de Curba Mare ce se extindea pe o lungime de 150 m, 5 m înălţime şi 4 m lăţime (acest umăr a fost prins apoi în drumul forestier de astăzi). Terasele sunt în rocă dar la kilometrul 8 (5 pe drum) există o terasă aluvială lată de circa 200 m şi înaltă de 2-3 m. Într-un loc se află un escarpament spectaculos, abrupt cu o verticalitate de aproape 90o, lipsit de vegetaţie, de peste 50 m înălţime. Demult, de aici se exploata piatră folosită la construirea căii ferate. Defileul este săpat în roci permiene, în amonte de defileu râul străbate depozite de vârstă neocomiană iar în avale depozite malvensiene (pannoniene). Datorită frumuseţii peisajului, defileul poate constitui şi un important obiectiv turistic, la ieşirea din defileu găsindu-se şi ruinele Cetăţii Cetăţii Finiş (1244, ridicată după marea invazie mongolă-tătară din 1241).

35

Fig. 15. Defileul Finişului. Imagine aeriană (sursa Google Earth)

Fig. 16. Defileul Finişului (scara 1:25000)

36

4.5.3. BAZINETUL HUTA Bazinetul depresionar Huta se găseşte situat în partea centrală a Masivului

Codru (Munţii Codru-Moma), fiind străbătut de Valea Bălătesei, din bazinul hidrografic al văii Finişului. Fundul bazinetului ajunge la lăţimea de 200-500 m. Depresiunea este cuprinsă între Grindul Măciuca la sud şi Dealul Faţa Cerbului la nord, bazinetul fiind închis la vest şi est de întâlnirea celor două dealuri. Dealurile au o alcătuire geologică variată: Grindul Măciuca cuprinde în vest formaţiuni cuaternare nedivizate (bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri) iar spre est dolomite albe noriene (triasic superior), dolomite brecioase albe-roz, calcare albe şi roz aparţinând formaţiunii de Tisa ale norianului şi respectiv, tot în est apare rhaetianul (triasic superior) cu argile şi gresii roşii şi verzi, calcare negre cu megalodonte din formaţiunea de Keuper. Dealul Faţa Cerbului are aceeaşi alcătuire ca şi Grindul Măciuca cu deosebirea că nu apar depozite cuaternare. În vest apar, la întâlnirea celor două dealuri, roci de vârstă carnian-anisian superior (triasic superior-triasic mediu) cu calcare negre cu sau fără silicifieri, şisturi negre, dolomite cenuşii stratificate, aparţinând de formaţiunea de Roşia. Ambele dealuri fac parte din pânză de şariaj Armanu (Ormanu) şi Dumbrăviţa. Fundul bazinetului conţine depozite aluvionare actuale şi subactuale holocene. Originea bazinetului este tectono-erozivă, fiind schiţat la începutul ponţianului (pliocen) când în zona Codru-Momei, Pădurii Craiului şi Bazinului Beiuş au avut loc mişcări lente de basculare determinând scufundarea lor de la est la vest, fapt remarcat mai ales în Bazinul Beiuşului, având loc invadarea mării ponţiene (I.O. Berindei, 1977). Golirea bazinetului a fost efectuată de către văile Bălătesei şi Hutei şi apoi de către Finişului, care au construit dealuri piemontane la ieşirea din munte între sfârşitul ponţianului şi începutul levantinului. Construirea piemonturilor în Bazinul Beiuşului a fost un fapt generalizat, după cum remarcă şi cercetătorul mai sus citat (I.O. Berindei, 1977). Dealul Faţa Cerbului este străbătut de trei linii de falii pe direcţia nord-sud, două oprindu-se în dreptul bazinetului, a treia depăşind bazinetul şi trece şi în Grindu Măciuca; sunt falii verticale. Fundul bazinetului, situat la altitudinea maximă de 400 m, este acoperit cu aluviuni groase de peste 1 m în care râul Bălăteasa curge relativ încet, are un curs sinuos cu numeroase meandre iar în anumite porţiuni prezintă braţe părăsite, belciuge care au apă doar în timpuri ploioase; are regiuni înmlăştinite etc. În anumite locuri râul se despleteşte pentru a se reuni iarăşi. Fundul bazinetului este acoperit cu o vegetaţie ierboasă folosită la păşunat. Valea este alimentată lateral dinspre cele două dealuri de izvoare vauclusiene mici, unele având apă doar când plouă. Cel mai reprezentativ izvor (izbuc) este "Fântâna Rece" iar dintre afluenţii văii amintim Huta şi Valea Sacă (Seacă), intermitentă, după cum îi arată numele. În anumite locuri, dar mai ales pe stânga văii apar la zi bolovani calcaroşi cu urme de şiroiri (lapiezuri) sau chiar stânci calcaroase. În apropierea văii Seci apare chiar un "câmp" de lapiezuri şi chiar torenţi de piatră. Pe versantul drept (Grindu Măciuca), în dreptul păstrăvăriei, se recunoaşte o terasă de 6-10 m, construită în dreptul păstrăvăriei construită în

37

depozitele cuaternare (bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri) care ajunge până în dreptul Fântânii Reci. Mai amintim că în bazinet s-a creat în anul 1928 o păstrăvărie (din păcate în prezent abandonată) iar imediat pe dreapta, vizavi de păstrăvărie, într-o mică poiană, o biserică ortodoxă (1929). Se găsesc şi cabane forestiere, acum şi ele abandonate, în zonă cândva exploatări forestiere, până aici venind "Mocăniţa" din Finiş. Interesant ni se pare denumirea de "Huta", nume ce vine din limba slavă şi semnifică "loc unde a existat o unitate meşteşugărească de fabricare a sticlei“. Nu avem însă nici o informaţie precisă în acest sens. Concluzionând, remarcăm prezenţa acestei unităţi depresionare, care se continuă pe Valea Ursului prin Bazinetul Brusturei, mărginite de dealuri cu o constituţie geologică mai dură, mezozoică mai ales. Bazinetul, cu aplecare înceată dinspre vest înspre est, se îngustează cu 600 de metri în amonte de confluenţa văilor Bălăteasa şi Ursului ce formează Valea Finişului. Fundul bazinetului este situat la doar 400 m altitudine absolută, cu doar 200 m faţă de nivelul Depresiunii Beiuş, situată la circa 200 m faţă de nivelul mării. Bazinetul s-a format în pliocen (ponţian) iar golirea sa a avut loc în faza piemonturilor din Bazinul Beiuş, adică din ponţian şi până în levantin când în Ţara Beiuşului au fost edificate construcţii piemontane. Fundul bazinetului a fost umplut ulterior, treptat, de către văi cu aluviuni actuale şi subactuale dar de grosimi reduse deoarece şi eroziunea fiind destul de activă.

Fig. 17. Bazinetul depresionar Huta (Scara 1:50000)

38

4.5.4. UN FENOMEN CARSTIC ÎN BAZINETUL HUTA Cadrul geologic În cadrul Munţilor Codru-Moma, pe cursul superior al râului Finiş, şi

anume pe unul dintre izvoarele sale, pe Bălăteasa, în bazinetul Huta, am identificat un fenomen carstic interesant, şi anume o vale seacă, un ponor, un izbuc şi evident un curs subteran. Pe afluentul Bălăteasa, ce traversează bazinetul depresionar Huta, am deosebit o vale seacă, cu scurgere intermitentă, care chiar aşa se numeşte, Valea Sacă. Această vale, cu lungimea totală de 2,2 km, are o parte din vale cu scurgere permanentă, şi anume în sectorul superior, şi o parte cu scurgere temporară, în sectorul inferior. Pârâul îşi are originea dintr-un mic izvor, dintr-o regiune cu roci de vârstă Carnian-Anisian superior (Triasic mediu şi superior), formate din calcare negre cu ± silicifieri, şisturi negre, dolomite cenuşii stratificate, toate constituind formaţiunea de Roşia. Valea Sacă curge apoi pe un substrat format din dolomite albe noriene (Triasic superior) iar în sectorul inferior valea este axată pe dolomite (tot noriene), brecioase albe-roz, calcare albe şi roz cu megalodonte (megalodonul este un lamelibranhiat eterodont cu cochilia groasă). A dat naştere în Triasic calcarelor sau dolomitelor recifale cu megalodonte, răspândite în Alpii de Nord, în Munţii Bakony (Ungaria), în Munţii Codru (Codru-Moma din Apuseni, cu specia Megalodon rimosus), în Balcani, Caucaz, Himalaya). Acestea alcătuiesc formaţiunea de Tisa. Menţionăm că pârâul subteran se scurge prin formaţiunea de Tisa. În aval de izbuc, apar roci de vârstă rhaetiene (etaj de trecere între Triasic şi Jurasic), ce cuprind argile şi gresii roşii şi verzi şi calcare negre cu megalodonte, ce alcătuiesc formaţiunea de Keuper. De remarcat că toate aceste formaţiuni alcătuiesc unităţile kimmerice ale pânzelor de şariaj Armanu şi Dumbrăviţa. Între formaţiunile de Roşia şi respectiv de Tisa ca şi între formaţiunea de Tisa şi cea de Keuper intervin linii de falii pe direcţia generală SV-NE. Bazinetul Huta, în care ajunge şi Valea Sacă dar şi apa subterană, cuprinde aluviuni actuale şi subactuale holocene.

Descrierea fenomenelor carstice Pârâul Valea Sacă este o mică apă curgătoare, cu lăţimea obişnuită de

circa 0,5 m şi cu adâncimea de 0,10-1,20 m (media 0,15 m). Curge permanent pe aproximativ 1,7 km din lungimea totală de 2,2 km şi de la un mic bazinet, unde s-au acumulat sedimente aduse atât de acest pârâu cât şi de un alt mic afluent de al său (cu scurgere intermitentă şi care s-a axat pe o linie de falie), scurgerea devine intermitentă. Numai la ploi abundente, fapt ce se poate

39

deduce din numeroasele crengi, bucăţi de lemn transportate la ape mari, curge pe aici. În acest mic bazinet, suspendat cu circa 30 m faţă de bazinetul Huta (altitudinea absolută a Hutei fiind de 425 m), Valea Sacă, în urma unui transport masiv de sedimente, dar şi a captării subterane, a fost nevoită să pătrundă în subteran printr-un ponor, adâncit la circa 2 m. În urma acestui fenomen a rămas o treaptă antitetică de circa 2 m înălţime, aval de ponor, iar sectorul de vale seacă are o lungime de aproximativ 0,5 km. Aproximativ tot atâta are şi sectorul subteran până la apariţia sa printr-un mic izbuc în bazinetul Huta. Debitul mediu al pârâului este de circa 0,07mc/s. În data de 26-IV-2003 am determinat un debit de 0,07 mc/s. pH apei ponorului este 7 iar a aluviunilor de pe marginea pârâului 6. Sectorul de vale seacă a rămas cu praguri şi mici cascade împietrite (una de circa 2 m) de roci calcaroase. Am deosebit trei praguri, la distanţe de 30-10-30 m. În vale se mai pot observa şi gresii mobile, nefixate, aduse din sectorul superior în timpul viiturilor şi apelor mari. Se mai observă bolovani calcaroşi, pietrişuri calcaroase şi de gresii, respectiv mici suprafeţe de nisipuri roşii. Izbucul, prin care apele subterane ies la zi, este situat aval de gura de vărsare a Văii Sacă la o distanţă de circa 200 m, în bazinetul Huta, în partea din avale a acestui bazinet, de unde mai are circa 30 m pentru a se vărsa în Bălăteasa, pârâul ce drenează bazinetul Huta (A. Indrieş, 1989). Înainte de acest izbuc am deosebit patru izbucuri fosile, situate la distanţe de 70-40-80-10 m faţă de gura văii seci înspre izbucul activ. Faţă de ponor diferenţa de nivel este de 30 m până la izbucul activ. Debitul izbucului este de 0,05 mc/s iar pH-ul este tot de 7.

Probleme de geneză Se pot pune probleme de geneză! Când a avut loc captarea subterană?

După părerea noastră, captarea carstică nu este mai veche de 500 000-1 000 000 ani, deci captarea este pleistocenă. Aceeaşi concluzie o tragem ţinând seama de adâncimea văii seci, care este de doar 10-15 m.

40

Fig. 18. Valea Seacă-Huta

4.5.5. CUESTA PIATRA ROŞIE ŞI ALUNECĂRILE DE LA BAZA SA Piatra Roşie sau Piatra Ilieştilor cum mai este cunoscută, se găseşte

situată în Munţii Codru-Moma, în apropierea confluenţei Văilor Ursului şi Bălătesei care formează împreună Valea Finişului. Piatra Roşie este singurul loc din zonă unde apare la zi masa de calcar. Ea este o cuestă deoarece sunt îndeplinite cerinţele necesare existenţei unei cueste: să fie retezate cel puţin două strate, interfluviu asimetric, înclinarea stratelor etc. Cuesta are o alcătuire geologică complicată: fruntea are depozite permiene în dreptul cuestei şi cornişei, urmând marnocalcare neocomiene şi tithonice (jurasic-mezozoic), înspre baza cuestei sunt două fâşii înguste aparţinând doggerului (kimmeridgian şi oxfordian) cu calcare albe-cenuşii cu silicifieri şi, respectiv, liasicului (pliensbachianului şi sinemurianului) cu calcare encrinitice, calcare roşii nodulare aparţinând formaţiei postchimerice ale pânzei de Finiş. Interfluviul este asimetric, abruptul fiind orientat spre râu iar monoclinul în partea opusă, având înclinare de 12o. Stratele de calcar tithonice şi neocomiene au

41

direcţia NV-SE şi sensul căderii SV-NE cu 20o, fapt ce ne arată că este vorba de o cuestă săpată de Valea Ursului unită cu Valea Izbucului, la care s-a raliat şi tectonica. Fruntea cuestei constituie limita de şariaj dintre pânza de Finiş şi pânza de Dieva, ultima încălecând prima pânză, ambele pânze aparţinând sistemului de Pânze ale Codrului. Într-un loc se găseşte un abrupt de circa 40 m, stâncă goală, cu declivitate puternică, 88o. La baza abruptului, panta se îndulceşte, datorită prezenţei masei de grohotiş alcătuită din blocuri mari de calcar acoperită cu o vegetaţie arborescentă şi cu muşchi. De la baza cuestei, care se întinde între văile Runcului, la sud, şi Neşului, la nord, începe o mare masă de alunecări în depozite coluviale holocene, coluvii care au rezultat prin dezagregări şi alterări. Masa de alunecări, cu un aspect haotic, cu denivelări pozitive şi negative, este fixată şi acoperită cu o vegetaţie ierboasă. Terenul este foarte variat denivelat, prezentând ochiuri de apă cu vegetaţie caracteristică printre care se remarcă papura. Masa de alunecări se extinde în lărgime pe circa 1 km de la Valea Neşului şi până la Valea Runcului, iar de la baza cuestei ajunge până la văile Ursului şi respectiv Finişului, tot pe circa 1 km. Altitudinal, masa de alunecări este cuprinsă între cotele 600 şi respectiv 400 m, rezultând grosimea de 150-200 m a depozitului coluvial. Masa coluvială a fosilizat o linie de falie verticală ce mărgineşte abruptul cuestiform pe direcţia NE-SV. Rezultă că fruntea cuestei este îndreptată spre vest iar monoclinul spre est. În masa coluvială se ivesc izvoare ce creează mici văi în zona de alunecare, ce accentuează denivelarea terenului. Masa coluvială este acoperită cu un strat de detritus (scoarţă de alunecare). Alunecările, fiind stabilizate, sunt utilizate ca fâneaţă. Masa coluvială maschează depozitele sinemurianului şi rhaetianului (liasic = jurasic şi, respectiv, triasic superior). În concluzie, cuesta Piatra Ilieştilor sau Piatra Roşie, constituie din punct de vedere tectonic o klippă calcaroasă, fiind limită între pânzele de şariaj de Finiş şi de Dieva, limita de şariaj rezultând în cretacic. Cuesta a fost creată de Văile Ursului şi Izbucului pe latura vestică şi, respectiv, de Valea Finişului, pe latura nordică. La baza cuestei se găsesc alunecări de teren în glacisul coluvial, alunecări stabilizate, dar uşor de recunoscut prin aspectul haotic al terenului. Alunecările sunt de tip glimei, alunecări masive.

4.5.6. PROBLEMA IZBUCULUI DE LA FINIŞ

Unul dintre izvoarele văii Finişului (din Munţii Codru-Moma) este dat de Valea Izbucului. Valea Izbucului îşi are originea din versantul estic al Dealului Pojarului. Izbucul (format din două ramuri subterane, una dinspre vest iar cealaltă dinspre sud-est) apare la zi în cadrul unor areale de roci rhetiene (argile şi gresii roşii şi verzi, calcare negre cu megalodonte, ce constituie formaţiunea de Keuper). Ramurile pătrund în subteran mai în amonte, în roci de vârstă anisian-carniană superior, formate din calcare negre ± silicifieri, şisturi negre, dolomite cenuşii stratificate (ce alcătuiesc formaţiunea de Roşia din unitatea chimerică de Armanu). Afluenţii mai traversează norianul (dolomite

42

brecioase albe-roz, calcare albe şi roz cu megalodonte ce alcătuiesc formaţiunea de Tisa). Scurgerea în amonte a afluenţilor izbucului are loc pe depozite cuaternare (bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri) ca depozite deluviale. Izbucul este situat la altitudinea de 485 m. Am determinat un debit de circa 0,075 m³/s. Considerăm că una dintre ramuri, cea dinspre SV vine dinspre Poiana Brătcoaia (Bârzeşti cum i se mai spune). Lungimea râului format după ieşirea din izbuc, şi care primeşte denumirea de Valea Izbucului, este de circa 4 km, până la unirea cu Valea Ursului, iar împreună mai au de parcurs circa 1 km până la unirea cu Bălăteasa, la locul numit “La Cruce”, de unde valea primeşte numele de Finiş (sau Finişul Mare). Pe Valea Izbucului a funcţionat şi o păstrăvărie, desfiinţată după 1990.

Fig. 19. Izbucul de la Finiş

4.5.7. UN FENOMEN DE CAPTARE ŞI UNUL DE AUTOCAPTARE HIDROGRAFICE ALE CRIŞULUI NEGRU Aval de oraşul Beiuş am deosebit două fenomene interesante de captare şi respectiv de autocaptare efectuate de către Crişul Negru; captarea s-a realizat asupra râului Finiş, afluent de-al Crişului iar autocaptarea a executat-o asupra unui propriu sector.

43

Aval de oraşul Beiuş, în dreptul localităţii Finiş, Crişul Negru primeşte ca afluent pe râul Finiş, cunoscut şi sub numele de Finişul Mare, un râu cu izvoarele în Munţii Codru-Moma. Înainte de vărsarea râului Finiş în Criş, acesta din urmă descria un mare lob cu circa 200 m înainte de primirea afluentului. Am urmărit de-a lungul anilor cum acest lob, acest mare meandru se tot mărea şi se apropia de râul Finiş şi avea tendinţa de a capta acest râu cu două posibilităţi: fie la inundaţii, deci la debite mari, Crişul în acest sector să intre în albia Finişului şi împreună să se scurgă prin lunca Crişului mult mai la stânga de actuala albie a Crişului (un asemenea caz a mai făcut râul Finişul în urma inundaţiilor din 1970 când şi-a schimbat direcţia de scurgere cu cca 3 km -A. Indrieş, 1978); fie la debite mici Crişul să capteze Finişul şi să atragă apele ultimului, deci ca Finişul să se abată spre dreapta, modificându-şi cursul în sectorul inferior. Ambele ipoteze erau posibile dar momentul captării, în funcţie de debit, era incert. În sfârşit, captarea prognozată de noi s-a realizat în data de 24 octombrie 1997, pe o vreme lipsită de precipitaţii, deci captarea s-a realizat prin abaterea cursului Finişului spre dreapta, sectorul aval de captare, de aproximativ 200 m lungime, rămânând sec, doar prundişul încă umed şi lipsit de vegetaţie, indicând faptul că pe aici se scurgea anterior o apă curgătoare. În momentul de faţă, Finişul se varsă în Criş mai în amonte decât anterior. Urmele captării sunt încă proaspete: apa fiind mică, masa prăbuşită nu a fost complet înlăturată, în locul captării se mai găsesc resturi de vegetaţie ce era instalată pe malul ce despărţea cele două râuri; în locul captării, râul Finiş are o viteză mai mare deoarece diferenţa de circa un metru dintre cele două albii se mai menţine încă. Vom urmări cu interes evoluţia viitoare a "ostilităţilor" în locul menţionat. Astfel, ca o noutate putem menţiona că în vara anului 1998 autorităţile locale din Finiş au creat un baraj din pământ şi pietriş, dirijând Crişul Negru pe vechiul traseu, şi deci, valea care se scurgea spre Râul Finiş a rămas aproape fără apă; valea Crişului acum se scurge spre dreapta, deci spre nord faţă de cursul precedent. Barajul, între timp a fost parţial îndepărtat astfel că râul Crişul Negru curge iar, parţial, spre râul Finiş, pe vechea curbură (situaţia a fost observată în luna septembrie 1998 dar şi în 2009). Anul 2000 a fost extrem de secetos astfel că braţul drept al Crişului a secat complet, apa râului curgând numai pe braţul care a captat râul Finiş.

AUTOCAPTAREA CRIŞULUI NEGRU Tot în lunca Crişului Negru, aval de localitatea Finiş, Crişul executa un mare cot, un mare meandru, la locul numit Ficioncaş, fiind mărginit la stânga de terasa t2 (6-10 m), după care îşi continua traseul spre Ioaniş. Acest lob al Crişului măsura 1,5 km lungime în în sectorul menţionat, fiind şi azi mărginit de-o parte şi de alta de vegetaţie caracteristcă bătrână şi înaltă (sălcii, arini). Acest curs a fost valabil până în anul 1985.

În anul 1985, în urma inundaţiilor, Crişul Negru şi-a corectat traseul "tăind" bucla care a rămas izolată, râul scurtându-şi cursul de la 1,5 km la 0,5

44

km în acest sector. Noul curs este indicat de asemenea de o vegetaţie caracteristică dar mai tânără şi mai joasă ca înălţime. Între vechiul curs şi cel nou se interpune un canal, cu apă puţină, pe care a curs Crişul în timpul "ezitărilor" sale până la fixarea definitivă pe noul curs. Şi acest canal este mărginit de aceeaşi vegetaţie caracteristică tânără. Sectorul de râu rămas izolat ("belciugul" cum se numeşte în literatura de specialitate), în lungime de 1,5 km, mai prezintă apă, puţin adâncă, cu caracteristici de baltă, fără dinamică, deci fără scurgere, invadată de vegetaţie acvatică adecvată (mătasea broaştei-Spirogyra), ce-i dă o culoare vierzuie, apa fiind slab oxigenată.

Totuşi, la revărsări puternice şi la inundaţii (cum a fost de ex., în luna decembrie 1995) vechiul curs de apă mai primeşte unele cantităţi de apă ca şi la precipitaţii mai abundente. Aşadar, pe toată lungimea de 1,5 km şi aproape pe toată lăţimea sa de odinioară, de 15-20 m, valea este înmlăştinită, invadată de vegataţie, dar deja încep să apară sectoare lipsite de apă atât spre margini cât şi în anumite locuri în mijlocul fostei văi; totodată şi adâncimea scade. Considerăm în final că autocaptarea constituie un caz major în dinamica râului Crişului Negru. Dăm, pentru edificare, câteva date: sectorul rămas izolat (belciugul) măsoară 1,5 km; râul în sectorul autocaptării s-a abătut spre dreapta (nord) cu 0,6 km în punctul maxim; râul şi-a scurtat lungimea cu 1,0 km (noul traseu, în urma corectării cursului, măsoară 0,5 km faţă de 1,5 km cât măsura anterior autocaptării); circa 25 de hectare de teren agricol au "trecut" de pe malul drept al Crişului pe cel stâng, favorizând astfel pe sătenii din Finiş, proprietari ai acestor terenuri. Nu excludem nici posibilitatea ca la o altă inundaţie mare Crişul să reia acest vechi traseu dar nici posibilitatea ca acest vechi traseu să se colmateze treptat şi pentru totdeauna, rămânând doar o "amintire". Anul 2000 fiind, după cum s-a mai precizat, un an secetos, braţul mort a devenit complet sec, lipsit de apă, la fel şi în anul 2009.

Fig. 20. Autocaptarea Crişului Negru aval de Finiş

45

Fig. 21. Autocaptările Crişului Negru la Finiş

4.5.8. PETIC DE PERMIAN ÎN DEALUL HĂRDEASCA (FINIŞ) 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 aliniamnetul celorlalte dealuri. Totodată, acest deal este mult mai abrupt decât dealurile vecine. 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).

46

Fig. 22. Dealul Hărdeasca

4.5.9 CUESTELE PIATRA PETRANILOR ŞI DEALUL MARE (MALULUI)

NOTĂ: deşi cele două cueste nu aparţin comunei Finiş dar găsindu-se la

limita cu teritoriul comunei Uileacu de Beiuş şi Pocola şi datorită importanţei lor geomorfologice, le analizăm.

Aşezarea Cuestele analizate sunt situate în Depresiunea Beiuşului, la intrarea

Crişului Negru în defileul său (între localităţile Şuncuiş de Beiuş şi Şoimi). Cele două cueste sunt situate între localităţile Petrani, Ioaniş, Uileacu Beiuşului şi Vălani de Beiuş. Se găsesc pe dreapta Crişului, fiinf primele dintr-o serie de cueste dispuse în cadrul defileului săpat în micile masive scufundate de la baza Masivului Codru.

Geneza Cuestele Piatra Petranilor şi Dealu Malului s-au format odată cu

complexul de dealuri piemontane aflate între Crişul Repede şi Crişul Negru-

47

Roşia şi anume începând din ponţian (V. Mihăilescu, 1966, p 114). Pe locul actual a existat un relief de eroziune prepontic (după Marea Paucă, citat de V. Mihăilescu, 1966, p 114) care a fost fosilizat datorită transgresiunii pliocene care a acoperit întreaga depresiune (V. Mihăilescu, 1966, p 114). Edificarea piemontului de acumulare are loc în perioada mişcării rhodanice (sfârşitul dacianului şi levantinului). Din suprafaţa piemontană a fost îndepărtată acumularea astfel încât s-a netezit o suprafaţă de nivelare piemontană (190-300 m) şi care a fost transformată în doaburi piemontane în timpul formării terasei a şaptea (t7) în preriss (I.O. Berindei, 1977, p 304, 325, 330).

Dacă cei mai mulţi autori pledează pentru epigeneza Crişului Negru (V. Mihăilescu, 1966, p 114; N. Orghidan, 1969, pe 109-110 etc.) autorul I.O. Berindei (1977, p 342), după o cercetare amănunţită, a admis şi captarea alături de epigeneză. Astfel, după acest autor, Crişul Negru la nivelul terasei t7 trecea pe la nordul Dealului Urvişului şi Dealului Bocşei. La nord de Dealul Petranilor şi la sud de Dealul Bugeştilor există o şa prin care a curs Valea Drăgotenilor unit cu Valea Săucanilor şi cu Valea Vălanilor. Valea Borzului a captat regresiv Valea Crişului în care se vărsa Valea Drăgotenilor prin cursul inferiro al Vălanilor (I.O. Berindei, 1977, p 344).

În urma cercetărilor noastre referitoare la cele două cueste putem arăta că cele semnalate de autorul citat se confirmă, cel puţin în zona cercetată. Astfel:

- în şaua dintre Piatra Petranilor şi Dealul Bugeştilor am deosebit calcare cristaline şi pietrişuri, e drept foarte remaniate;

- spre vest de la şaua amintită se confirmă un vechi traseu hidrografic care se continuă apoi spre sud, pe unde momentan curge Valea Vălanilor;

- Valea Vălanilor n-ar fi putut crea în aval de captare o vale atât de largă, pârâul având cîţiva centimetri lăţime şi adâncime iar valea de circa 50 m lăţime şi adâncită bine, încât numai Valea Drăgotenilor ar fi putu crea o asemenea vale.

Cuestele puse în discuţie constituie martori de eroziune sculptaţi în roci dure şi anume: roci permo-triasice (calcare triasice şi gresii şiar conglomerate permiene). Dealurile din jur sunt alcătuite din depozite sarmaţine. Cele două cueste constituie resturi ale suprafeţei "Fărcaş", scufundată şi erodată ulterior odată cu mişcările attice (neogen-sarmaţian) (I.O. Berindei, 1977, p 320).

Detalii morfologice Cele două cueste ne-au suscitat un interes foarte mare prin orientare,

dimensiuni şi forma propriu-zisă. Astfel, Cuesta Petranilor are înălţimea absolută de 293 m iar faţă de Criş circa 100 m pe când Cuesta Mal are altitudinea absolută de aproximativ 200 m.

Dacă fruntea cuestei Piatra Petranilor este îndreptată spre sud, fruntea celeilalte cueste este orientată spre nord. Acest fapt ne va conduce la o

48

concluzie importantă şi anume că pe locul lor a existat un anticlinal, erodat şi basculat în sens invers rezultând cuestele amintite.

În privinţa dimensiunilor cuestele diferă, Piatra Petranilor fiind mult mai mare decât Dealul Mal şi ca extensiune şi, cum s-a arătat, şi ca altitudine. De aici rezultă că cele două cueste n-au fost sculptate de către acelaşi râu: Piatra Petranilor de către Crişul Negru iar Dealul Mal de către pârâul Uileacului. Înclinarea frunţii cuestei Piatra Petranilor este de 38o iar a reversului de 12o. Între frunte şi revers există un mic pod structural. Crişul Negru are caracter de vale structurală subsecventă.

Cuesta Piatra Petranilor are aspect de cuestă tipică cu fruntea în sud şi cu reversul în nord. Între frunte şi revers există un interfluviu larg boltit ce constituie o suprafaţă structurală. Fruntea este afectată de fenomene de torenţialitate active, ogaşe, ravene şi şiroiri dese, paralele şi adâncite cu circa 1-2 m în roci sedimentare şi în roca subiacentă. Torenţii fac parte din categoria celor de "piatră" (fiind văi de tip obsecvent). De asemenea şi partea terminală a reversului este afectată de fenomene de şiroiri. Există trei torenţi mari, inactivi, cu lungimi de circa 100-150 m, cu lăţimi şi adâncimi variabile de la 2-7 m în cazul lăţimilor şi până la 10-15 m în cazul adâncimilor. Torenţii pornesc de la podul structural spre vest (două) şi una spre est.

Pe culmi au fost deosebite mici doline incipiente. Se găsesc marghile (muşuroaie înierbate) ce constituie un indiciu al climei mai aspre.

Pe fruntea cuestei se găsesc numeroase străpungeri calcaroase cu urme de faună. Pe revers se află lapiezuri în anumite locuri. Fruntea este lipsită de vegetaţie şi sporadic se efectuau exploatarea calcarului. La baza cuestei se situează o linie de izvoare datorită rocilor subiacente permiene devenite impermeabile. Podul structural şi reversul au vegetaţie ierboasă, folosită la păşunatul animalelor, lipsind vegetaţia arborescentă, de unde denumirea de Kopasz-kö (Piatra Spână, Cheală) pe hărţile vechi, doar un mic pâlc de copaci (nuci, molid etc.) plantaţi prin anii 1950 se află chiar lângă vârful maxim. Pe sub frunte s-a construit drumul ce leagă Pocola de Uileacu Beiuşului. Crişul face o otitură, ocolind fruntea, pe circa 1 km lungime, având sectoare cu repezişuri pe alocuri.

Cuesta Dealul Mare (Mal cum i se spune local) este despărţită de Piatra Petranilor de Dealul Bâcului. Este format din calcare sarmatice, mai friabile. Fruntea cuestei este acoperită cu vegetaţie semiarborescentă, înălţimea relativă faţă de pârâul ce curge la baza sa fiind de aproximativ 50 m. În schimb, reversul, cu aspect de lentilă uşor bombată spre centru, are doar vegetaţie ierboasă, utilizată la păşunat. Apar, în anumite locuri străpungeri calcaroase şi lapiezuri. Lungimea şi lăţimea reversului se cifrează la 200 m, găsindu-se la circa 1 km depărtare de Crişul Negru.

În concluzie, considerăm importantă ideea că cele două cueste au suferit mişcări de basculare, în sens invers una faţă de cealaltă, ceea ce denotă că a existat un anticlinal, erodat ulterior de agenţii externi, în principal de fluviodenudaţie.

49

Fig. 23. Piatra Petranilor

Fig. 24. Cuesta Piatra Petranilor şi poziţia Dealului Mare (Mal) (Scara 1:50000)

50

4.5.10 FENOMENE TORENŢIALE LA ZĂVOI PE COASTA LUNCII-FINIŞ La capătul din amonte al Finişului, pe stânga văii Finişului, pe Dealul Coasta Luncii, se află fenomene torenţiale, în depozite pannoniene. Coasta Luncii este dezgolită de pădure şi în urma acestei defrişări, pe vechile urme de tragere a buştenilor. Pe aceste drumuri s-au axat fenomene de şiroiri, la început ca mici şanţuri iar apoi adevărate ravene şi respectiv torenţi. Panta terenului este de 20o iar diferenţa de nivel de circa 50 m. Sunt doi torenţi cu adâncimi de circa 1 m în sectorul superior şi circa 2 m în cel inferior, unde se îngemănează, dând un con de dejecţie comun. În pădurea de lângă cei doi torenţi, se găseşte încă un torent în curs de stingere datorită plantării copacilor.

Fig. 25. Fenomene torenţiale la Zăvoi pe Coasta Luncii

4.5.11 PROBLEME LEGATE DE DEALUL CHICERUŢA-FINIŞ 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

51

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 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 dato 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 Iermarului.

52

Fig. 26. Sciţa de hartă a zonei Dealului Chiceruţa (scara 1:50000)

Fig. 27. Dealul Chiceruţa

53

4.5.12. ALUNECĂRI DE TEREN PE DEALUL DINTRE FINIŞ ŞI TĂRCAIA

Alunecările de teren respective au fost depistate pe dealurile piemontane

ale Masivului Codru (Codru-Moma), situate pe marginea sud-vestică a Depresiunii-golf a Beiuşului. Noi am observat alunecările de teren dintre localităţile dintre Finiş şi Tărcaia ca fiind cele mai reprezentative din Dealurile Codrului. Cele două localităţi sunt situate la 6 km distanţă una de cealaltă, poziţionate pe văile Finişului şi, respectiv, a Tărcăiţei, la baza dealurilor, la contactul cu Lunca Crişului Negru. Alunecările respective au afectat tot versantul deluros dintre cele două localităţi, etapele declanşării fiind diferite.

În literatura de specialitate s-au făcut descrieri ale acestor dealuri de către diverşi autori dar o analiză amănunţită asupra alunecărilor de teren dintre Finiş şi Tărcaia nu se menţionează. Astfel, după V. Mihăilescu (1966, p 114) dealurile sunt denumite "Piemontul de Est al Codrului" şi încep de la 400 m altitudine absolută, idee bazată pe afirmaţiile lui M. Paucă (citat de V. Mihăilescu, 1966, p 114), după care "înecarea pontică a lăsat urme până la aproximativ 500 m altitudine absolută". I.O. Berindei le denumeşte simplu Dealurile Codrului (1977, p 307) şi face o sinteză asupra eroziunii acestor dealuri. În Enciclopedia Geografică a României (1982, p 242) aceste dealuri sunt denumite Dealurile Tărcăiţei.

Aceste dealuri au o alcătuire geologică pannoniană (malvensian) care cuprind argile marnoase, argile siltice iar pe podurile dealurilor nisipuri şi pietrişuri (Foaia geologică Dr. Petru Groza, scara 1:50 000). Local, aceste dealuri sunt denumite Dealul Coaste şi Dealul Matei. Aceste dealuri vin în contact tranşant cu terasa inferioară de luncă t1=3-5 m, denumită Câmpu lui Alexa, pe versant fiind deosebite şi terasele t2=6-10 m, t3=15-20 m şi t4=30-40 m (altitudinile au fost determinate de I.O. Berindei, 1977 p 310). Tocmai pe pantele versantului, datorită declivităţii, alcătuirii geologice, lipsei vegetaţiei arborescente, precipitaţiilor, a avut loc declanşarea alunecărilor, care au afectat toată suprafaţa dintre terasa a întâia (t1) şi podul dealurilor, extensiunea alunecărilor ajungând, obişnuit, la 300-400 m iar într-un loc chiar la 1 000 m.

Ca tipuri de alunecări, majoritatea alunecărilor sunt cele de tip "brazdă" ce afectează pătura de alterări pe circa 1-2 m. Aceste tipuri pătrund, tentacular, şi pe micile văi ce fragmentează dealurile (pe Ricaş şi pe Benche), ca şi pe cele două văi mai mari, Finişului şi Tărcăiţei. Se deosebesc, în cadrul acestor tipuri de alunecări râpele (cornişele de desprindere) care sunt invadate de vegetaţie ierboasă iar în corpul alunecării se remarcă toate microformele: microcreste, microdepresiuni, bălţi cu vegetaţie caracteristică ş.a. Fruntea alunecărilor se opreşte pe versant fiind uşor de depistat datorită vizibilităţii ei. Aceste alunecări sunt favorizate de structura geologică, de defrişări, de folosinţa agricolă (arabil, păşunat, viticultura - care în mare parte a fost abandonată datorită orientării spre nord a versantului, recoltele fiind foarte scăzute). La acestea se mai adaugă condiţiile climatice: umiditatea mai mare datorită expoziţiei nordice a pantei, cantităţi mari de precipitaţii înregistrate (media multianuală la Beiuş de 690

54

mm), cu deosebire în anii extrem de ploioşi (1970, 1975, 1980 etc.) când s-au declanşat cele mai multe alunecări de teren sau s-au reactivat cele vechi.

În afară de alunecările în brazdă, în unele locuri, mai ales pe versanţii micilor văi ce fragmentează dealurile, au fost deosebite alunecări lenticulare, de dimensiuni reduse.

În câteva locuri au fost depistate alunecări foarte vechi (probabil pleistocene) de tip pseudoterase (trepte etajate), în spatele cărora se găsesc aluncările de tip brazdă. Adâncimea afectată ajunge la 30-35 m, corpul alunecării de acest tip putând fi (şi este) utilizat în agricultură. Într-un loc se găsesc trei asemenea trepte care, împreună cu alunecările "brazdă" din spatele lor ajung la 1 km lungime şi cam 500 m lăţime. În acest loc o casă a fost afectată de alunecări şi astfel a fost părăsită.

În apropiere de Tărcaia se găseşte un pâlc de pădure care a frânat denudarea terenului, doar la baza pădurii se manifestă eroziunea prin alunecări şi şiroiri.

După structura geologică, alunecările sunt consecvente (structura fiind monoclinală) iar după locul declanşării ele sunt detrusive (de sus în jos).

În viitor alunecările se vor reactiva datorită existenţei numeroaselor crăpături longitudinale şi transversale existente, declanşările fiind iminente. În unele locuri s-a încercat stabilizarea alunecărilor prin plantări de pomi fructiferi şi replantări de viţă de vie, dar aceste măsuri sunt ineficiente.

În aval de Finiş alunecările sunt aproape absente datorită ivirii la zi a insulelor permo-mezozoice, iar în amonte de asemenea sunt destul de rare, remarcându-se, totuşi, printre degradările de teren, Râpele de la Mierag, un vast fenomen de şiroire.

Fig. 28. Alunecările de teren dintre Finiş şi Tărcaia (scara 1:50000). Fotografie

a hărţii originale din articol

55

4.5.13. POLIA TINOASA Polia Tinoasa se găseşte în Munţii Codru-Moma, în zona de izvoare a

văii Moneasa, afluent al Crişului Alb. Este o depresiune de circa 0,5 kmp, despărţită de polia Brătcoaia de Culmea Tinoasa. Deci se găseşte la limita cu teritoriul comunei Finiş.

În cadrul acestei polii se găseşte o mică apă curgătoare cu izvorul (un mic izbuc) din Culmea Tinoasa şi care curge spre interiorul poliei până la mijlocul ei unde se infiltrează în subteran prin intermediul unui ponor. Această apă ajunge pe cărări subterane la Valea Monesei.

Dar mai este un fenomen foarte interesant: pe vreme ploioasă acest mic pârâu trece de ponorul menţionat şi ajunge până la capătul poliei unde sunt o serie de ponoare fosile, aval de care se găseşte o culme ce constituie o treaptă antitetică. Pe vremuri deosebit de ploioase de aici, din baza treptei antitetice, apa se poate scurge spre interiorul poliei, astfel că în ponorul menţionat ajung două surse de apă, atât dinspre Culmea Tinoasa cât şi dinspre aval. Acest lucru îl considerăm deosebit de interesant. Totodată, pe vreme secetoasă (cum a fost în vara anilor 2000, 2003, 2009), micul pârâu aproape că seacă, ponorul este sec iar avale de acesta nu se înregistrează scurgere.

Anterior, considerăm că apa Tinoasei se scurgea la suprafaţă spre Valea Monesii peste treapta antitetică, înainte de eroziunea carstică.

4.5.14. POLIA BRĂTCOAIA Polia Brătcoaia se află în Munţii Codru-Moma, în zona de izvoare a

văii Finişului, deci pe teritoriul comunei Finiş. Este despărţită de Polia Tinoasa de Culmea Tinoasa. Este mai mare decât polia Tinoasa, având circa 1 kmp. Dinspre culmea principală a Munţilor Codru-Moma vine un mic pârâu (Pârâul Lacului) în interiorul poienii, care pătrunde într-un mic lac situat aproximativ în mijlocul poliei. Dar de aici, din lac, se mai formează un pârâu care se scurge spre nord, până la capătul poliei, unde pe vreme ploioasă se formează un alt lac la baza unei trepte antitetice împădurite. Pe vreme secetoasă nivelul lacului se reduce şi atunci din lac nu se mai scurge nici un pârâu spre treapta antitetică.

O parte din apele lacului de sub treapta antitetică se scurge spre râul Finiş (mai concret spre izbucul râului Izbuc) iar o altă parte spre Tărcăiţa (spre valea Mică). Este deci o difleunţă subterană.

La sud de treapta antitetică este o şa, pe unde pârâul se scurgea la suprafaţă spre valea Finişului, şi anume spre Valea Ursului (un afluent de astăzi).

56

Fig. 29. Poliile Brătcoaia şi Tinoasa (scara 1:50000)

Fig. 30. Polia Brătcoaia (scara 1:25000)

57

Fig. 31. Polia Tinoasa (scara 1:25000)

4.5.15. PROBLEMA IZVORULUI RECE

Tot în bazinetul Huta din Munţii Codru-Moma, amonte cu circa 300 m de gura Văii Seci (vezi articolul precedent "Un fenomen carstic în bazinetul Huta") se găseşte un mic izbuc denumit "Izvorul Rece", la altitudinea de 410 m. Se pune problema de unde îşi au originea apele izbucului? În urma observaţiilor amănunţite, am reuşit descifrarea problematicii acestui izbuc. Deasupra izbucului se găseşte o fomă de vale carstică, denumită de localnici "Groapa Topliţii", separată în patru sectoare, după cum a fost şi evoluţia geomorfologică a văii. Vom enumera situaţia prezentă şi apoi vom încerca să "asamblăm" sectoarele şi izbucul într-un tot unitar. Sectorul I, superior, activ, începe în Dealul Topliţa de la altitudinea de 500 m şi curge pe calcare şi dolomite de vârstă carnian-anisian superior (triasic inferior-triasic mediu) între altitudinile de 500-455 m pe o lungime de 300 m, până la un ponor situat la 455 m altitudine. În sectorul superior apele vin de fapt din două izvoare (dinspre sud şi respectiv dinspre V) iar direcţia sectorului de

58

vale este sud-nord. Valea activă are lăţimea de 4 m la bază şi 20-30 m în partea superioară. Această vale se numeşte Valea Topliţei. Sectorul II, semiactiv, "curge" de la altitudinea de 455 m până la 445 m, pe o lungime de 100 m, până la un al doilea ponor semiactiv, doar la ploi devenind atât sectorul cât şi ponorul activi. Valea este lată de 20 m la bază şi de 100 m la partea superioară. Scurgerea este pe dolomite albe noriene (triasic superior). Aici, în acest al doilea ponor semiactiv, apa pătrunde în subteran pentru a ajunge, împreună cu cea din ponorul activ, în izbucul Izvorul Rece. De aici rezultă apa permanentă a acestui izbuc. Urmează în aval de sectorul II, alte două sectoare, lipsite de apă, deci inactive, dezvoltate pe formaţiuni cuaternare (depozite deluviale şi eluviale vechi-pietriş, nisip, bolovăniş). Sectorul III, adică cel inactiv superior, este situat între altitudinile de 445 m şi 440 m şi are o lungime de 30 m, lăţimea de 4 m la bază şi 10 m la partea superioară. Al doilea sector inactiv, deci sectorul IV per total, se situează între altitudinile de 440 şi 430 m, având datele dimensionale de 100 m lungime, 5 m lăţime la bază şi 50 m la partea superioară. Acest ultim sector debuşa, cândva, la suprafaţă în valea Huta ce travesează bazinetul depresionar cu acelaşi nume din Codru-Moma. Astăzi, apele celor două ponoare ajung subteran la izbucul Izvorul Rece situat la 410 m altitudine. Deci, apele curg subteran pe diferenţe de înălţime de 45 m (de la primul ponor, cel activ) şi 35 m (de la cel de-al doilea ponor, cel semiactiv), pe distanţe de 250 m şi respectiv 150 m. Lungime totală a celor patru sectoare este de numai 530 m dar totul dă un farmec prin aceste dispariţii şi reapariţii carstice. Considerăm că şi în acest caz, captările subterane s-au desfăşurat în timpul holocenului.

Fig. 32. Groapa Topliţii şi Izvorul Rece

59

4.5.16. CHEILE CĂDĂREŞTI Poziţia geografică Acest sector este situat în Depresiunea Beiuşului, pe teritoriul comunei Finiş, pe râul Cădăreşti, un afluent pe stânga al Crişului Negru. Este aşezat cam la jumătatea distanţei dintre satele Finiş şi Fiziş, componente ale comunei menţionată. Pârâul Cădăreşti prezintă un aspect tipic piemontan; izvorăşte la est de Vf. Şerpoasa (Munţii Codru-Moma) şi are o lungime de 5 km până la punctul de debuşeu în Crişul Negru. Acest sector de chei a fost menţionat doar în lucrarea de diplomă a subsemnatului (A. Indrieş, 1978 p.11), şi a fost analizat în amănunt într-o lucrare din anul 1986 de către acelaşi autor.

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 ce indică sarmaţianul inferior (Modiola sarmatica, Cardium vindobonensis, Tapes sp., identificate de E. Nicorici, Univ. “Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca, comunicare orală, 1985). Alături de calcarele lumaşelice amintite, sarmaţianul mai cuprinde marne, pietrişuri şi nisipuri. Pe fundul albiei minore se întâlnesc 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. In aval 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 întregii regiuni înconjurătoare. Urmărind raporturile dintre structura geologică şi relief, se poate constata că în sectorul de chei pârâul Cădăreşti a intersectat mai întâi depozitele pannoniene (malvensian), 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 către 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 inter-sectat longitudinal de pârâul Cădăreşti. Se cunoaşte că la periferia Depresiunii Beiuşului formaţiunile triasice sunt cutate (M. Paucă, 1941). Pe dealurile situate la vest şi est de versanţii cheii (Ţarina şi Ilineşi) se găsesc depozite pannoniene, deci mai tinere de-cât în cadrul sectorului de chei, dar situate la altitudini mai superioare. Această poziţie

60

a formaţiunilor pannoniene atestă faptul că eroziunea exercitată de către pârâu a înde-părtat 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 calcare dure ladiniene. A rezultat, astfel, un sector de chei având o lungime de 500 m şi o adâncime de aproximativ 50 m. Menţionăm că, un timp, pârâul a curs peste şaua dintre Vf. Varului şi Dealul Ilineşi, în perioada scursă dintre erodarea depozitelor piemontane (pannoniene) şi intersectarea celor sarmaţiene. Astfel ne explicăm prezenţa şeii dintre cele două dealuri amintite. Abaterea de la acest curs a avut loc dato-rită existenţei unei falii neogene în acest sector. Această interpretare am generalizat-o după harta geologică, foaia Dr. Petru Groza (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 lăţime). Insă, I. O. Berindei, consideră că văile principale au aspect 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” (1977, p.299). Prin adâncire în stratele dure, pârâul a creat abrupturi structurale cu aspect de cueste: versantul estic are aspect specific de cuestă, purtând denumirea de Vârful Varului datorită constituţiei sale calcaroase. Flancul estic are aspect de hogback datorită declivităţilor ce depăşesc 22o. Versantul vestic, numit Gropac, prezintă o frunte cu declivităţi de peste 20o, în continuare desfăşurându-se o extinsă suprafaţă structurală, până la satul Fiziş situat într-un bazinet depresionar. Amonte de sectorul de chei se găseşte o mică depresiune subsecventă.

Detalii morfologice Pe cei doi versanţi au luat naştere fenomene exocarstice, în funcţie de substratul calcaros. Pe Dealul Gropac, care se menţine la cca 30 m altitudine relativă faţă de talveg, există trei doline, cu canale de drenare bine exprimate în relief. Prima dolină are diametrul de 18 m, iar pâlnia de drenare de 2 m. Adâncimea dolinei este de 1,50-2 m iar a pâlniei de drenare de 1,50 m, rezultând deci un total de cca 3-3,50 m adâncimea dolinei. Dolina are un contur circular, este înnierbată, cu excepţia canalului, fapt ce atestă caracterul activ al acestuia. A doua dolină, situată la sud de prima, este mult mai largă, cu un diametru de 20 m, pe direcţia est-vest şi de 35 m pe direcţia nord-sud, adâncimea ajungând la 5-6 m. In partea centrală a dolinei, pâlnia de drenare are

61

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 situat. A patra dolină s-a format pe flancul nordic al cuestei Vf. Varului (care are aspect de hogback), având dimensiuni de 6 m pe direcţia est-vest şi 4 m pe direcţia nord-sud iar adâncimea de 1,5 m, fără a avea însă pâlnie de drenare. Pe acest versant există şi doline în stadiu incipient. Tot ca forme de relief carstic sunt de menţionat lapiezurile de pe versanţii sudici ai cuestei Vf. Varului şi apariţiile la suprafaţă a stâncilor calcaroase. De-o parte şi de alta a văii, în versanţi s-au efectuat exploatări de roci calcaroase utilizate la construirea multor case din regiune; în urma exploatărilor au rămas o serie de gropi mai mult sau mai puţin extinse; azi exploatările sunt sistate.

Fig. 33. Schiţa de hartă a Cheilor Cădăreşti. Harta originală din articol

62

Fig. 34. Cheile Cădăreşti-detalii (harta originală din articol)

4.5.17. BAZINETUL DEPRESIONAR FIZIŞ

Acest bazinet, de dimensiuni reduse, se găseşte în Depresiunea Beiuşului, aparţinând de comuna Finiş, judeţul Bihor. Suprafaţa bazinetului este de cca 1,5 km2 fiind ocupat de localitatea Fiziş, atestată documentar în anul 1552 sub forma Fyzegh (C. Suciu, 1967-1968).

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. 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; Dealul Barna, situat la sud, între văile Sârpoasa şi Şerbeşti, este format de asemenea din

63

depozite malvensiene (nisipuri şi pi-etrişuri); Dealul Ţarina la nord, deal ce închide bazinetul şi-situat 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. In 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 orogenezi 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 pe unde se face legătura dintre Fiziş şi Ioaniş, de câţiva ani aici s-a constuit un drum pietruit. 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 dintre dealurile Danciu şi Ţarina.

64

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 111 gospodării cu cca 250 de locuitori. 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 doilea 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.

65

Fig. 35. Bazinetul Fiziş (scara 1:50000)

Fig. 36. Zona bazinetului depresionar Fiziş (scara 1:50000)

66

Fig. 37. Dealul Ţarina de la Fiziş (scara 1:50000)

Fig. 38. Cheile Fizişului (scara 1:50000)

67

4.5.18. DIVAGĂRILE RÂULUI FINIŞ Râul Finişului, apărut pe hărţile mai vechi sub forma Finişu Mare, este un afluent pe stânga al Crişului Negru, care se varsă în acesta în cadrul luncii Crişului, în Depresiunea Beiuşului. Acest râu izvorăşte din Munţii Codru-Moma, fiind râul principal al Masivului Codru ce are aspect de horst mărginit de grabenul-depresionar al Beiuşului la nord, depresiune spre care se îndreaptă şi râul Finiş. Finişul izvorăşte din platoul calcaros Brătcoaia (cunoscut şi sub denumirea de Bârzeşti) sub numele de Valea Ursului, cursul său devenind colectorul mai multor afluenţi printre care amintim pe Brusturei, Izbuc (cu obârşia într-un izvor vauclusian, “izbuc” în denumirea localnicilor), Bălăteasa, Valea Iepii, Bujor (râu intermitent), Halas, Mereteu, Jigău. Râul ia denumirea ca atare la locul de confluenţă a văilor Ursului şi Bălăteasa, loc denumit “La Cruce”. Finişul are lungimea cursului de 23 km şi o suprafaţă a bazinului hidrografic de 87 km2 (I. Ujvári, 1972), vărsându-se în Crişul Negru după ce traversează satul Finiş, centru de comună, atestat documentar în anul 1291, situat la 3 km depărtare de Beiuş. In mod normal, debitul râului este cuprins între valorile de 0,7-0,8 m3/s dar în anii ploioşi, atunci când râul se umflă, valoarea debitului poate trece de 50 m3/s (de pildă, la 30 iulie 1980 valoarea debitului a ajuns la 53,6 m3/s). Dacă în sectorul superior şi mediu râul străbate depozite geologice mai dure ale triasicului şi permianului, în sectorul inferior parcurge depozitele moi ale pannonianului şi respectiv ale cuaternarului, ultimele situate tocmai în lunca largă a Crişului Negru. Divagările râului Finiş au loc tocmai în lunca amintită, după părăsirea imediată a localităţii Finiş. În anul 1973 odată cu viiturile, râul a transportat o mare cantitate de material, barându-şi cursul, divagând spre stânga, aval de locul de vărsare, diferenţa fiind de 3 km (A. Indrieş, 1978, în manuscris). Vechiul curs a rămas complet secat, doar vegetaţia adecvată (sălcii, arini) urmăreşte fosta albie, care a rămas “suspendată” faţă de noua albie, mărginită, la rându-i, de o vegetaţie caracteristică tânără. Datorită fenomenului de agradare, la cele mai mici creşteri de nivel, râul iese şi din actuala matcă provizorie, revărsându-se în lunca Crişului, peste terenurile cultivate, producând pagube considerabile. Tocmai din aceste considerente s-a executat îndiguirea râului pe stânga Crişului pe vremea C.L.F.-ului, pentru a feri terenurile de inundaţii. Propunem îndiguirea şi pe dreapta deoarece la creşteri de debit Crişul Negru produce mari pagube. Pe vremea executării acestor observaţii (1981-1982) râul Finiş curgea ezitant prin actuala albie minoră, întrucât, la locul de vărsare în Criş, diferenţa de nivel dintre Finiş şi Criş era de 1-2 metri, existând în aceea vreme cinci minicascade dispuse în semicerc, late de la 1 la 6 m, cu înălţimea de cădere de 1-2 metri, de la caz la caz. Se observa că râul avea o puternică eroziune regresivă încât presupuneam că diferenţa de nivel dintre cele două râuri va dispărea, fapt ce s-a şi întâmplat ulterior.

68

Deci, râul Finiş în decurs de şapte ani şi-a modificat cursul, albia minoră, de trei ani, la care noi mai adăugăm şi modificările din anul 1997 (vezi articolul respectiv).

Fig. 39. Divagările râului Finiş. Harta originală din articol

4.5.19. FEREASTRA TECTONICĂ DE LA FIZIŞ

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.

69

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 35o (în partea de S) şi de 15o (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.

Fig. 40. Schiţa ferestrei tectonice de la Fiziş

70

4. 5. 20. GORUNII DE LA FINIŞ

La intrarea în satul Finiş (centrul comunei Finiş) dinspre Beiuş, în locul numit "Fântâna Popii", se găseau până nu demult un grup de cinci goruni (Quercus petraea) seculari, ce constituie mândria finişenilor dar toată lumea admira falnicii arbori de peste 30 m înălţime şi cu grosime apreciabilă: cel mai impozant are un perimetru de 2,43 m şi un diametru de peste un metru.

În primăvara anului 2005 unul dintre cei cinci goruni a fost "înfrânt" de un vânt puternic şi doborât.Prin acordul dat de primăria comunei Finiş, noi am luat un eşantion din gorunul doborât şi am numărat cercurile trunchiului rezultând vârsta de 320 de ani, ceea ce înseamnă că arborii datează din anul 1685. Totodată, am urmărit fiecare inel, respectiv dacă inelul este larg sau îngust, care astfel ne ajută la stabilirea unor indici climatici.

Astfel, un inel îngust ne arată că în acel an vremea a fost în general rece, aspră iarna şi secetoasă vara, fără precipitaţii multe şi din acest motiv nu s-a putut acumula masă lemnoasă. În schimb, unde inelele de creştere, de viaţă, sunt largi, distanţate, iarna a fost mai blândă şi umedă, vara caldă şi umedă, iar anotimpurile de tranziţie în general blânde şi umede; în aceste condiţii s-a putut acumula o mare masă lemnoasă.

În tabelul de mai jos, sunt trecuţi anii şi caracterul inelelor, îngust sau larg, şi de aici se pot vedea caracterele climatice. 1. 1685 îngust 2. 1686 îngust 3. 1687 îngust 4. 1688 îngust 5. 1689 îngust 6. 1690 larg 7. 1691 îngust 8. 1692 larg 9. 1693 îngust 10. 1694 larg 11. 1695 îngust 12. 1696 îngust 13. 1697 larg 14. 1698 îngust 15. 1699 îngust 16. 1700 larg 17. 1701 îngust 18. 1702 larg 19. 1703 îngust 20. 1704 larg 21. 1705 îngust 22. 1706 larg 23. 1707 îngust 24. 1708 îngust 25. 1709 îngust 26. 1710 larg

27. 1711 îngust 28. 1712 larg 29. 1713 îngust 30. 1714 larg 31. 1715 îngust 32. 1716 îngust 33. 1717 îngust 34. 1718 îngust 35. 1719 îngust 36. 1720 larg 37. 1721 îngust 38. 1722 larg 39. 1723 îngust 40. 1724 îngust 41. 1725 îngust 42. 1726 îngust 43. 1727 îngust 44. 1728 îngust 45. 1729 îngust 46. 1730 larg 47. 1731 îngust 48. 1732 îngust 49. 1733 îngust 50. 1734 îngust 51. 1735 îngust 52. 1736 îngust

53. 1737 îngust 54. 1738 îngust 55. 1739 îngust 56. 1740 larg 57. 1741 îngust 58. 1742 larg 59. 1743 îngust 60. 1744 larg 61. 1745 larg 62. 1746 larg 63. 1747 larg 64. 1748 larg 65. 1749 larg 66. 1750 larg 67. 1751 larg 68. 1752 larg 69. 1753 larg 70. 1754 larg 71. 1755 îngust 72. 1756 îngust 73. 1757 îngust 74. 1758 îngust 75. 1759 îngust 76. 1760 larg 77. 1761 larg 78. 1762 larg

71

79. 1763 larg 80. 1764 larg 81. 1765 relativ larg 82. 1766 relativ larg 83. 1767 relativ larg 84. 1768 relativ larg 85. 1769 relativ larg 86. 1770 relativ larg 87. 1771 relativ larg 88. 1772 relativ larg 89. 1773 relativ larg 90. 1774 relativ larg 91. 1775 îngust 92. 1776 îngust 93. 1777 îngust 94. 1778 îngust 95. 1779 îngust 96. 1780 îngust 97. 1781 îngust 98. 1782 îngust 99. 1783 îngust 100. 1784 îngust 101. 1785 larg 102. 1786 larg 103. 1787 larg 104. 1788 larg 105. 1789 larg 106. 1790 larg 107. 1791 larg 108. 1792 larg 109. 1793 larg 110. 1794 larg 111. 1795 larg 112. 1796 larg 113. 1797 larg 114. 1798 larg 115. 1799 larg 116. 1800 larg 117. 1801 larg 118. 1802 larg 119. 1803 larg 120. 1804 larg 121. 1805 îngust 122. 1806 îngust 123. 1807 larg 124. 1808 larg 125. 1809 îngust

126. 1810 larg 127. 1811 îngust 128. 1812 îngust 129. 1813 îngust 130. 1814 îngust 131. 1815 îngust 132. 1816 larg 133. 1817 îngust 134. 1818 larg 135. 1819 îngust 136. 1820 îngust 137. 1821 larg 138. 1822 îngust 139. 1823 larg 140. 1824 îngust 141. 1825 îngust 142. 1826 îngust 143. 1827 îngust 144. 1828 larg 145. 1829 îngust 146. 1830 îngust 147. 1831 îngust 148. 1832 larg 149. 1833 îngust 150. 1834 îngust 151. 1835 îngust 152. 1836 îngust 153. 1837 larg 154. 1838 îngust 155. 1839 îngust 156. 1840 îngust 157. 1841 îngust 158. 1842 larg 159. 1843 îngust 160. 1844 îngust 161. 1845 îngust 162. 1846 îngust 163. 1847 îngust 164. 1848 larg 165. 1849 îngust 166. 1850 larg 167. 1851 îngust 168. 1852 larg 169. 1853 îngust 170. 1854 îngust 171. 1855 larg 172. 1856 foarte larg

173. 1857 relativ larg 174. 1858 relativ larg 175. 1859 relativ larg 176. 1860 relativ larg 177. 1861 relativ larg 178. 1862 relativ larg 179. 1863 relativ larg 180. 1864 relativ larg 181. 1865 relativ larg 182. 1866 relativ larg 183. 1867 relativ larg 184. 1868 relativ larg 185. 1869 relativ larg 186. 1870 larg 187. 1871 foarte larg 188. 1872 relativ larg 189. 1873 relativ larg 190. 1874 relativ larg 191. 1875 îngust 192. 1876 larg 193. 1877 foarte larg 194. 1878 îngust 195. 1879 larg 196. 1880 îngust 197. 1881 larg 198. 1882 îngust 199. 1883 larg 200. 1884 îngust 201. 1885 relativ larg 202. 1886 foarte larg 203. 1887 relativ îngust 204. 1888 relativ îngust 205. 1889 relativ îngust 206. 1890 relativ larg 207. 1891 relativ larg 208. 1892 relativ larg 209. 1893 relativ larg 210. 1894 relativ larg 211. 1895 îngust 212. 1896 îngust 213. 1897 îngust 214. 1898 îngust 215. 1899 îngust 216. 1900 îngust 217. 1901 îngust 218. 1902 îngust 219. 1903 îngust

72

220. 1904 larg 221. 1905 larg 222. 1906 foarte larg 223. 1907 larg 224. 1908 foarte larg 225. 1909 larg 226. 1910 larg 227. 1911 larg 228. 1912 larg 229. 1913 foarte larg 230. 1914 larg 231. 1915 larg 232. 1916 foarte larg 233. 1917 larg 234. 1918 larg 235. 1919 larg 236. 1920 larg 237. 1921 larg 238. 1922 larg 239. 1923 larg 240. 1924 larg 241. 1925 relativ larg 242. 1926 relativ larg 243. 1927 relativ larg 244. 1928 relativ larg 245. 1929 foarte larg 246. 1930 foarte larg 247. 1931 foarte larg 248. 1932 larg 249. 1933 foarte larg 250. 1934 larg 251. 1935 relativ larg 252. 1936 relativ larg 253. 1937 relativ larg

254. 1938 relativ larg 255. 1939 foarte larg 256. 1940 relativ larg 257. 1941 relativ larg 258. 1942 relativ larg 259. 1943 relativ larg 260. 1944 relativ larg 261. 1945 relativ larg 262. 1946 relativ larg 263. 1947 relativ larg 264. 1948 relativ larg 265. 1949 relativ larg 266. 1950 relativ larg 267. 1951 foarte larg 268. 1952 relativ larg 269. 1953 foarte larg 270. 1954 relativ larg 271. 1955 larg 272. 1956 larg 273. 1957 larg 274. 1958 larg 275. 1959 larg 276. 1960 larg 277. 1961 foarte larg 278. 1962 larg 279. 1963 foarte larg 280. 1964 larg 281. 1965 larg 282. 1966 larg 283. 1967 larg 284. 1968 larg 285. 1969 larg 286. 1970 larg 287. 1971 larg

288. 1972 larg 289. 1973 larg 290. 1974 larg 291. 1975 larg 292. 1976 larg 293. 1977 larg 294. 1978 larg 295. 1979 larg 296. 1980 îngust 297. 1981 îngust 298. 1982 îngust 299. 1983 îngust 300. 1984 îngust 301. 1985 larg 302. 1986 îngust 303. 1987 îngust 304. 1988 îngust 305. 1989 îngust 306. 1990 îngust 307. 1991 îngust 308. 1992 îngust 309. 1993 îngust 310. 1994 îngust 311. 1995 îngust 312. 1996 îngust 313. 1997 îngust 314. 1998 îngust 315. 1999 îngust 316. 2000 larg 317. 2001 îngust 318. 2002 îngust 319. 2003 îngust 320. 2004 larg

4.5. 21 DEALUL CETĂŢII FINIŞ

Dealul Cetăţii Finiş, numit aşa deoarece aici se găsesc ruinele unei cetăţi din sec. al XIII-lea (1244), se ridică la 480 m înălţime, între văile Finişului, Mereteu şi Jigău, ultimele două fiind afluente de dreapta ale râului Finiş, aproape de localitatea Finiş (atestată din anul 1291). Dealul este format din roci permiene (penultima perioadă a paleozoicului) şi anume: gresii şi conglomerate la care se adaugă ardezie de aceeaşi vârstă.

73

Cetatea, cu rol de supraveghere a vieţii din Depresiunea Beiuşului, a fost distrusă în 1711, după răscoala curuţilor ai lui Rákoczi al II-lea împotriva lobonţilor (austriecilor).

Fig. 41. Harta Dealului Cetăţii – Finiş (scara 1:50000)

4.6.MODELAREA ACTULĂ A RELIEFULUI

Modelarea actuală înglobează procesele sub acţiunea cărora se desfăşoară evoluţia reliefului în holocen. În comună, ca şi în întrega Ţară a Beiuşului, climatul temperat ar trebui să declanşeze o eroziune puternică, atât în

74

suprafaţă, cât şi în adâncime, care să reducă mult din altitudinea reliefului. Acest lucru nu se petrece însă deoarece între substrat şi factorii subaerieni se interpune o pătură vegetală reprezentată prin păduri şi spaţii înţelenite. Cu toate acestea intervenţia omului a favorizat dezlănţuirea unor procese de eroziune şi de acumulare.

4.6.1 MODELAREA PRIN APELE CURGĂTOARE 4.6.1.1. MODELAREA APELOR CUGĂTOARE TEMPORARE Este cea mai complexă şi se manifestă prin acţiunea de eroziune,

transport şi acumulare. Această activitate poate fi amplificată de unii factori cum ar fi precipitaţiile, înclinarea povârnişurilor, lungimea lor, prezenţa unor depozite friabile (nisipuri şi argile pannoniene), utilizarea terenurilor în culturi, prezenţa căilor de comunicaţie. Acest proces este deosebit de activ primăvara când vegetaţia nu este încă bine dezvoltată. În zonele acoperite cu păduri eroziunea este încetinită, pe când în compartimentul piemontan al Codrului mai dezgolit de vegetaţie acest proces este mai intens ca şi în zonele fragmentate şi cu versanţii mai înclinaţi. Acţiunea apelor curgătoare temporare este deosebit de activă şi vara pe păşunile cu expunerea sudică şi cu o vegetaţie discontinuă datorită uscării ei şi păşunatului neraţional. Pe terenurile cultivate, efectele pluviodenudaţiei se diferenţiază după felul culturilor (talia, bogăţia frunzişului, desimea plantelor cultivate), precum şi de proprietăţile solului. Deoarece solurile din zonă sunt sărace în humus (fapt ce determină o slabă coeziune a părţii sale superioare) pluviodenudaţia este activă. Eroziunea de suprafaţă se manifestă în sectoarele deluroase cu pantă mai accentuată (ex., în Dealul “Rărit” – Ritkás). Aici curgerea apei capătă suficientă forţă pentru a disloca şi transporta particulele minerale din solurile nisipoase şi argiloase, datorită povârnişurilor mai accentuate, lipsei în general a pădurilor şi chiar a pajiştilor înlocuite cu suprafeţe agricole. La toate acestea, mai adăugăm rolul deosebit de însemnat pe care-l joacă topirea bruscă a zăpezilor, pe un sol îngheţat, şi prezenţa concomitentă a ploilor de durată. Modul de utilizare a terenurilor diferenţiază mai mult acţiunea eroziunii de suprafaţă. Astfel, folosirea păşunilor în mod abuziv, mai ales la obârşia văilor unde apar izvoare, precum şi cultivarea iraţională a terenurilor în pantă, au dus la accentuarea intensităţii eroziuniide suprafaţă. Particulele de sol sau rocă desprinse de eroziune sunt transportate şi apoi acumulate sub forma unor trene coluviale la baza versanţilor. Eroziunea prin şiroire este vizibilă mai ales la topirea zăpezilor care se datorează invaziei unor valuri de căldură însoţite de ploi de durată. Cu această ocazie, zăpada se topeşte brusc determinând formarea organismelor de şiroire, atât pe povârnişurile folosite ca pajişti, cât şi pe cele cultivate. Vara, atât covorul vegetal al pajiştilor, cât şi plantele de cultură frânează mult dezvoltarea

75

şiroirilor. Ea apare totuşi acolo unde covorul vegetal a fost îndepărtat de condiţii naturale sau artificiale. În acest sens, remarcăm uscarea vegetaţiei naturale de pajişte datorită expoziţiei sudice, recoltarea plantelor cultivate. Ultimul caz este destul de des întâlnit dacă, după recoltarea grâului, terenurile nu sunt arate imediat. În cele mai multe cazuri formele rezultate se păstrează puţin întrucât sunt distruse, fie de lucrările agricole, fie pe cale naturală datorită ruinării micilor interfluvii. Eroziunea prin ravenare rezultă în urma intensificării proceselor de şiroire şi a încrustării formelor rezultate înscrise pe timp mai îndelungat în peisajul regiunii. Lungimea ogaşelor este condiţionată de înclinarea povârnişurilor, ajungând la 20-30 m, iar adâncimea variază între 0,2-2 m. Forma lor este simplă, având în secţiune aspectul de trapez datorită aplatizării fundului prin uşoare depuneri de material. Ogaşe şi torenţii – îi găsim pe versanţii deosebit de înclinaţi şi dezgoliţi de vegetaţie, cei mai numeroşi fiind în culmea Cetăţeaua.

Torenţii au o dezvoltare tipică în bazinul râului Finiş dar totuşi dezvoltarea torenţilor este destul de atenuată în comparaţie cu condiţiile favorabile de rocă, această diminuare fiind dată de vegetaţie şi de rezistenţa pantelor limită. Materialul proluvio-coluvial rezultat în urma acestor procese este depus sub formă de trene coluviale (ex., la poalele culmii Cetăţeaua) sau conuri de dejecţie de dimensiuni reduse (ex., conurile formate pe pârâurile Mereteu şi Zigo şi în bazinul văii Finişului).

Un proces important îl constituie conurile de dejecţie (agestre) construite de râurile Finiş, Şerpoasa (Fiziş) şi Valea Mare (Şuncuiş) în Lunca Crişului Negru. Datorită faptului că împrăştierea proluviului are loc pe suprafaţă mare, conurile de dejecţie sunt foarte extinse şi sunt abia vizibile în relief.

Permanentizarea condiţiilor defavorabile vor determina ca şi organismele, active în prezent, să se stingă cu timpul, datorită atingerii profilului de echilibru. În realizarea acestui proces mai contribuie şi stabilitatea, într-o oarecare măsură, a bazelor de eroziune locală, cauzată de împotmolirea şi chiar de ridicarea pe verticală, prin amenajări a albiei Crişului Negru din Câmpia de Vest. În aceste condiţii, sensul evoluţiei viitoare a reliefului va fi dictat mai mult de eroziunea de suprafaţă. După un timp îndelungat ea va duce la aplatizarea uşoară a reliefului, la contururi domoale, larg ondulate şi lipsite de proeminenţe unghiulare.

4.6.1.2.MODELAREA APELOR CURGĂTOARE PERMANENTE Apele curgătoare permanente aparţin în totalitate bazinului hidrografic

al Crişului Negru. Crişul Negru are în depresiune o poziţie axială primind de pe partea dreaptă afluenţi mai viguroşi, iar de pe stânga afluenţi mai modeşti din Munţii Codrului şi ai Momei.

76

Intesitatea eroziunii de fund este exprimată prin adâncirea talvegului, proces ce variază în funcţie de debitul lichid, solid, pantă, nivel de bază şi rocile care intră în alcătuirea albiei.

Eroziunea laterală rezultă în urma deplasării apelor curgătoare spre un mal sau spre altul, determinând lărgirea albiilor. Aceasta se face, fie prin meandrare, fie prin deplasarea laterală a unui întreg segment al râurilor. Tipul de meandru mai des întâlnit este cel divagant. O altă consecinţă a procesului de meandrare îl costituie formarea unui microrelief specific, reprezentat prin popine, belciuge şi cursuri părăsite prezente în lunca Crişului Negru, dar şi pe Valea Finişului. Acţiunea de transport este realizată îndeosebi de Crişul Negru şi Valea Finişului, dar şi de celelalte două, Şerpoasa (Fiziş) şi Valea Mare (Şuncuiş). Materialul erodat din albii şi cel provenit de pe versanţii văilor este transportat în ordinea greutăţii sale prin târâre, în suspensie şi disoluţie, în funcţie de viteza curentului şi adâncimea apei. În cazul Crişului Negru materialul acumulat în valea sa a determinat formarea unui profil longitudinal în trepte, situaţie ce stânjeneşte foarte mult acţiunea de transport în albia colectorului. Cu toate acestea, debitul mai accentuat şi adâncimea mai mare a apei, fac posibilă transportul materialului în suspensie, provenit fie din fărâmiţarea aluviunilor în timpul târârii, fie din erodarea versanţilor alcătuiţi din formaţiuni friabile.

Cu toată prezenţa repezişurilor, Crişul Negru transportă mai mult material în suspensie şi disoluţie decât aluviuni grosiere. La viituri, transportul se accentuează, iar când albiile sunt depăşite, materialul este împrăştiat pe luncă.

Procesul de aluvionare are loc la reducerea vitezei cursului de apă ce este determinată de domolirea pantei talvegului. În sectorul din cadrul comunei al Crişului se depun aluviuni fine, formate din argile, mâluri şi nisip fin. Pe lângă acumulările de fund, în părţile laterale ale albiilor apar acumulări de tipul reniilor în convexitatea meandrelor. La revărsări, apele depăşesc malurile, produc aluvionări în cadrul albiilor majore, ceea ce are are drept rezultat formarea unor microreliefuri complexe date de pelicule de pietrişuri. În urma depunerilor din albiile minore iau naştere forme elementere de acumulare, iar pe albiile majore microreliefuri complexe, care duc la desăvârşirea luncilor.

4.6.2. Porniturile de teren Deplasările de teren – sunt mai slab reprezentate datorită covorului

vegetal şi a pantelor limită. În cadrul acestor deplasări în bazinul superior al văii Finişului întâlnim rostogoliri pe seama formaţiunilor compacte ale mezozoicului. Rostogolirile reprezintă mişcarea treptată a materialului mobil, rezultat în urma distrugerii unităţii de masă a rocii, pe povârnişurile acentute, sub acţiunea gravitaţiei. Distrugerea unităţii masei de rocă se realizează, fie prin

77

dezagregare în cazul rocilor compacte (calcare), fie prin distrugerea învelişului protector, în cazul rocilor mobile (argile, nisipuri argiloase, pietrişuri de terasă).

Materialul rostogolit se adună la baza povârnişurilor formând conuri de grohotiş sau pânze de grohotiş (ex., conurile de la poalele Pietrei Roşii numită şi Piatra Tâlharilor întrucât de pe această piatră, potrivit unei legende, au sărit 12 haiduci, încolţiţi de jandarmi, aflându-şi toţi moartea cu excepţia căpitanului care a sărit cu cal cu tot).

Surpări – se întâlnesc mai rar şi în cadrul torenţilor dar mai ales în văile Finişului şi a Crişului Negru. Alunecări în brazde – se găsesc mai rar întrucât dealurile sunt protejate prin plantaţii de pomi fructiferi şi culturi. Mici alunecări de acest fel s-au observat în zona Mésztető – Vf. Varului, care au afectat pătura de sol.

În viitor sensul evoluţiei reliefului va fi comandat de eroziunea de suprafaţă care va duce la aplatizarea uşoară a reliefului şi la contururi domoale larg ondulate.

În cadrul zonei calcaroase a Codrului gelivaţia a dat un material de pantă abundent exprimat prin grohotişuri, azi în mare parte acoperite de sol şi vegetaţie. Aceste grohotişuri amestecate cu un material fin, au în zona calcaroasă a Codrului o mare importanţă pentru că alcătuiesc depozite unde se pot forma pânze freatice utilizate ca apă potabilă cum este cazul cătunului Brusturi, cunoscut de către localnici cu numele de Cerbu.

Relieful glaciar este inexistent, iar cel periglaciar este foarte slab reprezentat fiind semnalat de C. Martiniuc şi P. Coteţ. 4.7. CARACTERIZARE OROGRAFICĂ

4.7.1.HIPSOMETRIA

Cea mai mare înălţime de pe teritoriul comunei Finiş se întâlneşte în Vârful Pleşu (1112 m), care este cea mai mare din Munţii Codru-Moma şi formează limita de sud a comunei şi de fapt şi a judeţului Bihor cu jud. Arad. Altitudinile predominante în Munţii Codrului sunt cuprinse între 600-900 m, ele caracterizând numeroasele culmi secundare ale masivului. În general, se constată o scădere a altitudinilor de la vest la est (în Munţii Codru stratele înclină de la vest la est) în cadrul munţilor şi o scădere a înălţimilor de la sud la nord pe teritoriul comunei, de fapt dinspre munţi spre dealuri apoi terasele şi lunca Crişului Negru. Cele mai mici altitudini se întâlnesc pe văi, în munţi, în zona lor de ieşire din munte (220 m), şi în Lunca Crişului Negru (sub 200 m). Noi am efectuat hărţi hipsometrice şi unele hărţi geomorfologice (fragmentarea orizontală a reliefului, fragmentarea verticală a reliefului) pe bazine hidrografice.

78

4.7.2.ADĂNCIMEA FRAGMENTĂRII

Constituie de asemenea unul din factorii de bază ai evoluţiei reliefului, întrucât ea condiţionează baza locală de denudaţie, de care, în ultimă instanţă, depinde energia potenţială a reliefului. Ţinând seama de înălţimile maxime şi minime din cadrul masivului, se obţin valori ale adâncimii freagmentării care depăşesc 400 m/kmp. Practic valorile sunt foarte variate, în funcţie de condiţiile locale. Se constată că valorile oscilează între 77-380 m/kmp, dar se întâlnesc şi situaţii în care valorile scad sub 77 m/kmp (vetrele localităţilor, lunca Crişului Negru unde valorile sunt foarte reduse), dar şi situaţii când valorile depăşesc 380 m/kmp. Valorile cele mai mari apar în regiunea Vârfului Dievii şi are caracter local, şi Vârfului Pleşu, aceste valori ridicate se întâlnesc în regiunile celor mai înalte vârfuri, acestea la rîndul lor fiind date de rocile cele mai dure: porfire cuarţifere, ortocuarţite şi conglomerate cuarţitice. Reţeaua hidrografică din jurul acestor înălţimi a beneficiat de o diferenţă de nivel de mai mare între obărşie şi baza de eroziune locală. Ca atare, energia potenţială a râurilor fiind mai mare, văile s-au putut adânci. 4.7.3.ÎNCLINAREA VERSANŢILOR

Caracteristicile unghiulare ale versanţilor influenţează procesele de evoluţie morfologică precum şi activitatea antropică de utilizare sau ameliorare a teritoriului. Este ştiut faptul că geodeclivitatea depinde de numeroşi factori între care se pot aminti constituţia geologică, structura, gradul de tectonizare, fragmentarea reliefului, expoziţie. În scopul analizei geodeclivităţii în cadrul comunei Finiş, s-a întocmit harta cu înclinarea versanţilor. Categoria întâi cuprinde terenurile cele mai puţin înclinate 0-2o. Aici se încadrează luncile, interfluviile, vetrele localităţilor. În condiţiile de pantă ale acestor terenuri, eroziunea de suprafaţă este în general insesizabilă (excepţie face Lunca Crişului Negru). În categoria a doua sunt cuprinse terenurile cu înclinăra moderată 2,1-5o. Astfel de înclinări se întâlnesc în unele sectoare superioare ale văilor, pe unele interfluvii, pe dealurile piemontane. Procesele morfodinamice pe astfel de terenuri sunt reduse. În cazul în care covorul vegetal prezintă un grad mai redus de acoperire, spălarea în suprafaţă poate lua amploare ajungându-se până la stadiul ravinaţiei. Utilizarea agropastorală a terenurilor contribuie de asemenea la intensificarea proceselor de eroziune. Cea mai mare parte din suprafaţă comunei se încadrează în categoria a treia de înclinare a terenurilor 5,1-12o, situată pe teritoriul Munţilor Codru. Aici se cuprind majoritatea versanţilor văilor şi chiar unele porţiuni de interfluviu. Această categorie se întălneşte atât pe formaţiunile dure permiene, cât şi pe depozitele mezozoice.

79

Aceste regiuni se caracterizează însă printr-o tectonizare mai pronunţată, o fragmentare a reliefului care atinge 229-304 m/km² şi un potenţial relativ mare al declanşării proceselor erozionale de suprafaţă şi de adâncime şi declanşarea alunecărilor de teren. Categoriile patru şi cinci înglobează terenurile cu înclinare puternică 12,1-25o şi 25,1-35o. Ele ocupă în Munţii Codru teritorii extinse, locul doi ca extindere după categoria trei. Nici aceste înclinări nu sunt strâns legate de condiţiile litologice, ci cu deosebire de gradul de tectonizare, structură şi fragmentarea reliefului. Apar în regiunile cu o fragmentare de peste 304 m/km². Astfel de terenuri se caracterizează printr-un potenţial ridicat al proceselor de denudaţie. Ca şi în cazul precedentei categorii însă, covorul vegetal şi substratul alcătuit din roci dure, fac ca procesele menţionate să aibă amploare redusă. Există porţiuni restrânse de teren care prezintă înclinări şi mai mari de 35o şi chiar de 55o şi reprezintă abrupturi structurale. Terenurile respective se caracterizează din punct de vedere morfo-dinamic prin procese de prăbuşiri, rostogoliri cu acumulări de grohotişuri, subminări de maluri. 4.7.4.EXPOZIŢIA VERSANŢILOR

Poziţia reliefului, în mod special expoziţia versanţilor faţă de razele solare, determină o gamă largă de particularităţi cu rol însemnat în peisajul geografic. Ţinând seama de caracteristicile pe care le determină, în cadrul expoziţiei versanţilor se pot distinge patru categorii: versanţii însoriţi (S), versanţii semiînsoriţi (V), versanţii semiumbriţi (E) şi versanţii umbriţi (N). Datorită orientării generale N-S, comuna Finiş prezintă deosebiri între versantul estic (mai umbriţi) şi vestic (mai însoriţi). Deosebirile cele mai mari se constată între versanţii însoriţi şi cei cei umbriţi. Diferenţele de temperatură ale aerului din vecinătatea solului pot atinge valori în jur de 10oC în Munţii Codru, iar ale umidităţii de câteva procente, ceea ce se resimte în procesele de evaporaţie, proprietăţile solului şi compoziţia covorului vegetal. Deosebirile termice se reflectă şi în desfăşurarea proceselor elementare morfodinamice. Versanţii însoriţi, favorabili culturii viţei de vie răspândită în dealurile piemontane, pierd mai repede stratul de zăpadă, durata nivoablaţiei fiind mai redusă, ea fiind înlocuită cu pluvioablaţia. Pe versanţii umbriţi, durata de topire a zăpezii şi de dezgheţare a solului este mai mare, ceea ce creează condiţii favorabile proceselor solifluxionale.

4.8.POSIBILITĂŢI DE UTILIZARE A TERENULUI În urma celor arătate până acum se pot trage anumite concluzii de ordin

practic şi anume, există următoarele categorii de utilizare a terenului: - o zonă extinsă acoperită de păduri, deci cu utilizare forestieră - o altă zonă mai la nord de prima care este favorabilă economiei

forestiere, ea găsindu-se în dealurile piemontane ale Codrului.

80

- a treia zonă şi mai la nord, de fapt la contactul dealurilor cu lunca şi care este favorabilă construcţiilor de arhitectură, construirii căilor de comunicaţii, în agricultură.

- ultima zonă, lunca, nu este favorabilă în nici un domeniu economic, totuşi cum am mai arătat, aici se cultivă cereale, legume, dar care uneori sunt afectate de inundaţiile Crişului Negru.

4.9. RESURSELE NATURALE Teritoriul comunei Finiş nu are bogăţii de foarte mare importanţă, totuşi

trebuie amintit că în partea centrală a munţilor Codru-Moma se găsesc rezerve de uraniu şi molibden încă neexploatate. Dintre formele de uraniu care se găsesc în cantităţi mai mari în rocile acide amintim: U238, U234, U235.

Pe urmă trebuiesc amintite pietrişurile şi nisipurile exploatate local în lunca Crişului folosite în construcţii. Tot în construcţii se folosesc diferite roci exploatate tot pe plan local în zona cuestei Cădăreştilor: conglomerate, calcare compacte, gresii.

Deşi pădurea împreună cu esenţele sale este amintită ultima, asta nu înseamnă că ea are importanţă minoră ci dimpotrivă până în 1995 exploatarea forestieră constituia o importanţă deosebită, dovadă numeroasele parchete de exploatare ca şi cele două unităţi de prelucrare a lemnului care au existat la Finiş (până în 1995) şi respectiv la Ioaniş (până în 1999). După 1995 au urmat defrişările cele mai intense când fabricile nu mai funcţionau decât cel din Ioaniş şi acela periodic! În prezent pădurile sunt în curs de restituire proprietarilor.

Mai este de amintit prezenţa izvorului uşor sulfuros de la “Fântâna Popii” care era folosit pentru baia populară cu acelaş nume până în 1990.

Fig. 42. Extremitatea sudică a bazinului hidrografic Finiş. Hipsografia

81

Fig. 43. Bazinul hidrografic a bazinului Finiş, partea de sud. Hipsografia

Fig. 44. Estul bazinului hidrografic Finiş. Hipsografia (scara 1:25000)

82

Fig. 45. Vestul bazinului hidrografic Finiş. Hipsografia (scara 1:25000)

Fig. 46. Nordul bazinului hidrografic Finiş. Hipsografia (scara 1:25000)

83

Fig. 47. Bazinul hidrografic Finiş (sud). Hipsografia (scara 1:50000)

Fig. 48. Bazinul hidrografic Finiş (nord). Hipsografia (scara 1:50000)

84

Fig. 49. Bazinul hidrografic Finiş (sud). Fragmentarea orizontală-sinteză (scara

1:50000)

Fig. 49. Bazinul hidrografic Finiş (nord). Fragmentarea orizontală-sinteză (scara

1:50000)

85

Fig. 50. Bazinul hidrografic Finiş (nord). Fragmentarea verticală (scara 1:50000)

Fig. 51. Bazinul hidrografic Finiş (sud). Fragmentarea verticală (scara 1:50000)

86

Fig. 52. Bazinul hidrografic Cădăreşti. Hipsografia (scara 1:25000)

87

Fig. 53. Bazinul hidrografic Fiziş. Hipsografia (scara 1:25000)

88

Fig. 54. Bazinul hidrografic Răschisa (sud). Hipsografia (scara 1:25000)

Fig. 55. Bazinul hidrografic Răschişa (nord). Hipsografia (scara 1:25000)

89

Fig. 56. Bazinul hidrografic Valea Mare. Hipsografia (scara 1:50000)

90

Fig. 57. Bazinul hidrografic Valea Mare. Fragmentarea orizontală (scara

1:50000)

91

Fig. 58. Bazinul hidrografic Valea Mare. Fragmentarea verticală (scara

1:50000)

92

Fig. 59. Zona Santalpar-Chivagou (scara 1:50000)

Fig. 60. Culmea Pleşu (scara 1:50000)

93

Fig. 61. Culmea Roşia (scara 1:50000)

Fig. 62. Semibazinetul Şuncuiş de Beiuş (scara 1:50000)

94

Fig. 63. Culmea Bălăteasa (scara 1:50000)

Fig. 64. Culmea Vf. Cetăţeaua-Vf. Gureţului (scara 1:50000)

95

Fig. 65. Zona Văratec-Finiş-Tărcaia (scara 1:50000)

Fig. 66. Dealul Faţa Cerbului (scara 1:50000)

96

Fig. 67. Zona Vf. Cuca-Dealul Tisei (scara 1:50000)

97

5. ASPECTE CLIMATICE

Teritoriul comunei are o poziţie climatică de adăpost, fapt care rezultă

din toate datele elementelor climatice. Întrucât comuna Finiş este situată la 3 km S-V de Beiuş, care are o staţie

hidrologică unde se fac şi anumite măsurători meteorologice asupra temperaturii, precipitaţiilor, nebulozităţii, presiunii atmosferice şi radiaţiei globale, am folosit datele acestei staţii. Astfel suma anuală a radiatiei globale este de 110 Kcal/cmp valoare medie care s-a determinat pe baza nebulozităţii care aici este mai mare decât în câmpii.

Noi efectuăm la Beiuş începând din anul 1995 observaţii meteorologice, astfel că aceste date pe 18 ani le oferim deoarece datele pot fi extrapolate pentru comuna Finiş datorită apropierii (vezi anexele de la sfârşitul lucrării).

În urma celor 18 ani (între anii 1995-2012) de observaţii meteorologice am obţinut următoarele valori medii:

Table nr. 1. Măsurători între anii 1995-2012

TemperaturaoC

Presiunea mb

Precipitaţiimm

Umiditatea relativă %

Direcţie vânt

Nebulozitate 0-10

11,0 992,02 555,1 81 V,NV,SV 5,3 5.1. TEMPERATURA Temperatura medie anuală trece de aproape 10°C (9,7˚C) la Ştei (media

valorilor obţinute între 1970 şi 2000) şi de 11˚C la Beiuş (între 1995-2012) care arată caracteristica climei temperate.

Valorile pentru Beiuş sunt oferite la sfârşitul lucrării. În luna ianuarie (luna cea mai rece) temperatura medie a aerului este de

–0,5°C. Treptat valoarea medie multilunară creşte treptat ajungând să fie de 22,1°C în lun iulie, luna cea mai caldă.

Amplitudinea termică medie, adică oscilaţiile termice medii între cea mai ridicată valoare medie (22,1°C) şi cea mai scăzută (-0,5°C) este de 22,6°C.

Temperaturile maxime absolute au fost de 38,6˚C în august 2000 la Ştei şi de 40˚C la Beiuş în august 1952.

Minima absolută a fost de -22.3˚C la Ştei în ianuarie 2000 şi de –29˚C la Beiuş (24 ianuarie 1942). Din aceste valori rezultă că la Beiuş amplitudinea termică absolută absolută este de 69˚C, iar la Ştei de 60,9˚C.

98

5.2. PRECIPITAŢII Din analiza valorilor de precipitaţii la staţiile Beiuş şi Finiş, se constată

că repartiţia cantităţilor lor între semestrul cald şi rece al anului este reliefată de cantităţile mari înregistrate în intervalul mai-aprilie. Aceasta se datoreşte faptului că în semestrul rece al anului şi îndeosebi în anotimpul de iarnă în ţara noastră predomină circulaţia maselor de aer de pe continent din nord şi nord-est.

Sumele anuale ale precipitaţiilor nu sunt repartizate uniform în cele 4 anotimpuri. Anotimpul cel mai ploios este vara cu un aport procentual de la Finiş de 34 % (200,1 mm), iar cele mai puţine precipitaţii cad în anotimpul de iarnă cu 19.5 % (120,82 mm).

Cantitatea de precipitaţii are valoarea medie multianuală de 555,1 mm la Beiuş (date între 1995-2012). La Finiş, la staţia hidrometrică, cantitatea medie anuală a precipitaţiilor este de 589 mm (tabelul 1 din text). Urmărind mersul anual al cantităţii de precipitaţii medii lunare constatăm că acestea sunt inegal răspândite in cursul anului, variind de la o lună la alta. La Finiş, la staţia hidrometrică, media cea mai scăzută s-a obţinut în luna 28,6 mm în februarie iar cea mai ridicată în iunie (81,8 mm). Astfel, în urma observaţiilor noastre de la Beiuş cele mai puţine precipitaţii medii cad în lunile martie (31,5 mm) şi octombrie (33,2 mm) iar cele mai ridicate în luna mai (60,5 mm) şi iulie (66,3 mm; surprinzător, dar în ultimii ani s-au obţinut valori deosebit de ridicate datorită unor averse importante ca în anii 2004, 2005, 2010, 2011 şi chiar 2012).

Tabelul 2 Precipitaţiile lunare la staţia hidrometrică Finiş (după Şt. Fekete) I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Suma

An Media L.A.

1982 58.8 10.9 25.8 64.8 41.3 123.8 73.3 70.1 58.4 50.6 10.2 29.0 617.0 51.4 1983 61.1 43.4 28.7 35.0 38.5 100.9 29.9 40.6 68.1 24.9 24.4 12.6 508.1 42.3 1984 57.5 16.2 24.0 18.9 137.7 97.6 61.3 89.0 78.3 86.3 22.1 42.7 731.6 61.0 1985 34.6 49.4 11.0 53.8 114.5 72.6 18.6 61.4 24.5 9.3 102.0 41.8 593.5 49.5 1986 72.7 44.6 65.9 64.0 62.9 68.0 110.8 52.3 1.7 23.8 6.8 56.2 629.7 52.5 1987 81.4 16.8 44.6 73.4 93.9 53.5 16.8 49.5 17.9 28.8 56.4 65.6 598.6 49.9 1988 46.2 38.4 99.4 30.8 47.1 45.4 51.3 34.4 29.9 17.0 23.6 71.4 534.9 44.6 1989 7.1 31.6 11.2 47.1 84.1 170.9 70.5 133.3 52.0 25.3 34.6 21.0 688.7 57.4 1990 26.6 21.1 5.2 32.0 26.2 56.3 79.5 31.4 45.5 30.2 35.5 35.2 424.7 35.4 1991 17.3 13.5 19.2 29.7 111.8 53.2 142.1 129.5 45.6 113.6 41.0 31.7 748.2 62.4 1992 43.7 13.6 6.3 48.1 16.3 60.5 19.2 13.4 61.1 116.6 58.7 18.5 476.0 39.7 1993 27.3 11.4 30.9 67.0 10.9 50.7 91.4 6.0 55.0 38.9 20.1 36.0 445.6 37.1 1994 31.9 30.1 49.8 64.6 31.5 54.3 31.5 52.6 57.5 37.9 18.8 33.0 493.5 41.1 1995 70.3 47.4 33.5 58.0 46.3 118.5 26.1 146.5 62.5 3.4 44.2 123.2 779.9 65.0 1996 59.7 41.7 30.9 11.4 71.0 98.0 78.9 88.3 126.2 43.1 33.8 72.5 755.5 63.0 1997 18.8 24.6 14.2 101.0 68.7 88.7 102.0 79.2 28.3 63.4 16.1 53.4 658.4 54.9 1998 17.5 1.2 23.9 77.2 59.1 107.9 17.8 52.6 101.9 57.2 44.7 34.3 595.3 49.6 1999 29.5 81.9 11.7 50.1 62.5 69.5 38.9 36.5 35.9 49.9 35.4 80.0 581.8 48.5 2000 29.6 20.7 34.1 38.9 24.8 11.8 30.4 0.0 13.3 0.5 17.2 21.3 242.6 20.2 2001 12.1 14.4 44.8 91.2 17.8 133.5 80.9 28.5 154.0 11.3 49.2 38.5 676.2 56.4 Suma L

803.7 572.9 615.1 1057.0 1166.9 1635.6 1171.2 1195.1 1117.6 832.0 694.8 917.9 589.0

Media L.M.

40.2 28.6 30.8 52.9 58.3 81.8 58.6 59.8 55.9 41.6 34.7 45.9 49.1

99

5.3. PRESIUNEA AERULUI Valoarea medie a presiunii este de 992,0 mb (milibari sau, echivalent,

hectopascali). Valorile sunt mai reduse în lunile de vară şi mai ridicate în cele de iarnă deoarece se ştie că presiunea aerului este invers proporţională cu temperatura aerului.

Cea mai ridicată valoare medie este de 995,6 mb în ianuarie iar cea mai scăzută în iulie şi august (987,7 mb).

5.4. UMIDITATEA RELATIVĂ Valoarea medie este de 81%, cea mai ridicată valoare înregistrându-se în

lunile septembrie şi octombrie (88%) iar cea mai scăzută în februarie de 70%. Acest fapt se datorează condiţiei de depresiune şi astfel masele de aer

rece se cantonează pe fundul depresiunii. 5.5. NEBULOZITATEA Nebulozitatea (exprimată în zecimi), adică gradul de acoperire a cerului

cu nori, are valoare medie multianuală de 5,3. Luna cea mai senină este august, cu valoarea de 4,1 şi urmată de luna iulie iar cea mai noroasă este decembrie cu valoarea medie de 6,0.

5.6. VÂNTUL ŞI ALTE ELEMENTE CLIMATICE Vânturile predominante sunt cele vestice, nord-vestice şi sud-vestice iar

cele estice sunt extreme de rare. Vânturile au viteze medii în jur de 2 m/s (adică 7,2 km/h).

Vânturile care coboară dinspre Munţii Codru spre Depresiunea Beiuş sunt considerate brize de munte de către I.O. Berindei.

100

6. HIDROGRAFIA

Reţeaua hidrografică a teritoriului comunei Finiş este colectată de către

Crişul Negru care curge pe ditanţa de 7,5 km pe teritoriul comunei. În Depresiunea Beiuş sistemul Crişului Negru şi-a format o reţea fluviatilă dentritică cu o asimetrie pe dreapta de unde primeşte majoritatea afluenţilor. Afluenţii din stânga şi care ne interesează pe noi, drenează Masivul Codru-Moma, care este formată din şisturi cristaline acoperite de roci permiene, roci eruptive şi ce este mai important din punct de vedere hidrologic, din calcare jurasice şi triasice suspendate puternic carstificate. Crişul Negru izvoreşte din Munţii Bihorului şi anume de pe versantul nordic al Vârfului Cucurbăta de la altitudinea de 1460 m în apropierea izvoarelor Arieşului Mic. Pe teritoriul comunei la 40 km de izvor panta de scurgere este cuprinsă între 2,0 – 2,5 m/km Pe teritoriul comunei Finiş apele curgătoare sunt: Râul Finişul numit uneori şi Finişul Mare care are 23 km lungime şi 87 kmp suprafaţă (I. Ujvári, 197). În urma măsurătorilor noastre a rezultat valoarea de 26,61 km (considerând şi fostul curs din cadrul Platoului Brătcoaia) iar suprafaţa bazinului Finiş are aproape 80 kmp (79,59 kmp). Ca principali afluenţi ai râului Finiş menţionăm: Valea Ursului, Valea Izbucului, Valea Bălăteasa cu Huta, apoi văile Mereteu şi Jigău.

101

Fig. 68. Bazinul hidrografic Finiş (sud). Scara 1:50000

102

Fig. 69. Bazinul hidrografic Finiş (nord) (scara 1:50000)

Prezentăm bazinul râului Finiş şi la scara 1:25000. Prin alura curbelor de nivel am putut determina şi reţeaua apelor curgătoare temporare, reprezentate prin linii întrerupte de culoare albastră.

Fig. 70. Bazinul hidrografic Finiş (extremitatea sudică, scara 1:25000)

103

Fig. 71. Bazinul hidrografic Finiş (sud). Scara 1:25000

104

Fig. 72. Bazinul hidrografic Finiş (nord). Scara 1:25000

Fig. 73. Bazinul hidrografic Finiş (vest). Scara 1:25000

105

Fig. 74. Bazinul hidrografic Finiş (est). Scara 1:25000

Râul Cădăreşti are o lungime de 5,2 km iar suprafaţa sa este inclusă în cadrul bazinului Fiziş deoarece cu foarte puţin înainte de vărsare pătrunde în râul Fiziş.

Fig. 75. Bazinul hidrografic Cădăreşti (scara 1:25000)

106

Râul Fiziş are 6,2 km lungime prin latura mai lungă, Valea Şerbeşti. Suprafaţa teritorială totală, împreună cu cea a Cădăreştiului, ajunge la 12,39 kmp. Râul, practic, este format din două braţe, Şerbeşti şi Şerpoasa (numită uneori Sârpoasa), care se unesc la Fiziş şi de unde râul unit ia numele de Fiziş.

Fig. 76. Bazinul hidrografic Fiziş inclusiv Pârâul Cădăreşti (scara 1:50000)

107

Fig. 77. Bazinul hidrografic Fiziş (exclusiv Pârâul Cădăreşti). Scara 1:25000

108

Răschişa este un pârâu foarte mic, mai mult cu un curs intermitent, în lungime totală de 3,6 km, dar care se „umflă” când ploile sunt bogate.

Fig. 78. Bazinul hidrografic Răschişa (nord). Scara 1:25000

Fig. 79. Bazinul hidrografic Răschişa (sud). Scara 1:25000

109

Râul Valea Mare din com. Finiş ajunge la aproape 12 km lungime (11,85 km) şi la cca 17 kmp suprafaţă (16,79 kmp). Principalul afluent este Valea Pontului

Fig. 80. Bazinul hidrografic Valea Mare (scara 1:50000)

110

Fig. 81. Bazinul hidrografic Valea Mare (sud). Scara 1:25000

111

Fig. 82. Bazinul hidrografic Valea Mare. Scara 1:25000

Fig. 83. Bazinul hidrografic Valea Mare (nord). Scara 1:25000

112

7. BIPEDOGEOGRAFIA

Pe teritoriul comunei Finiş se găsesc asociaţii vegetale diferenţiate în

funcţie de treptele de relief. Acestor asociaţii de plante le corespund anumite asociaţii de animale şi de soluri.

7.1.VEGETAŢIA Vegetaţia comunei, cea naturală, este etajată în funcţie de relief. În mare

parte vegetaţia naturală în regiunile de dealuri a fost înlocuită

Fig. 84. Harta vegetaţiei

113

Explicaţii: Arealul punctat cuprinde asociaţii de vegetaţie intrazonală şi culturi şi

pajişti cu asociaţii de Agrostis stolonifera, Alopecurus pratensis, Poa pratensis, Agrostis canina, Holcus lanatus, Arhenatherum elatius.

Arealul cu linii încrucişate sub formă de X cuprinde păduri de Quercus cerris cu Q. frainetto local cu Q. sessiliflora şi asociaţii de Poa pratensis, Festuca valesiaca, F. heter ophilia şi local cu Sedum cepaea, Saxifraga bulbifera, Carex baizoides.

În arealul cu linii verticale apar culturi şi pajişti în locul pădurilor de Quercus cerris, Q. frainetto local şi de Q. robur, în pajişti se întâlnesc asociaţii de Festuca valesiaca, Poa pratensis şi local de Agrostis tenuis, în culturi apar speciile de Caucalis daucoides, Ranunculus arvensis, Veronica hederifolia, Euphorbia virgata.

În cadrul suprafeţei haşurată cu linii înclinate spre stânga apar păduri de Quercus sessiliflora cu sau fără Fagus sylvatica, Q. cerris, Q. frainetto şi asociaţii de Poa nemoralis, Galium vernum, Luzula luzoides, Genista tinctoria, Carex montana, Dentaria bulbifera, Melica uniflora, Campanula persicifolia, Crysanthemum corymbosum, Veronia officinalis.

În sud, cu linii sub formă de pătrat se găsesc păduri de Abies alba, Picea excelsa local cu Acer pseudoplatanus şi cu asociaţii de Vaccinium myrtillus, Politrichum communnae, în poieni Festuca rubra, Nardus stricta.

Pe hărţile bazinelor hidrografice am reprezentat suprafeţele păduroase.

Fig. 85. Pădurile din bazinul hidrografic Finiş (sud). Scara 1:50000

114

Fig. 86. Pădurile bazinului hidrografic Finiş (nord). Scara 1:50000

Fig. 87. Pădurile bazinului hidrografic Fiziş (inclusiv Cădăreşti). Scara 1:50000

115

Fig. 88. Pădurile bazinului hidrografic Valea Mare-Şuncuiş (scara 1:50000)

7.2.FAUNA

Fauna sălbatică cuprinde mai ales elemente central-europene. Fauna pădurilor: cerbul (Cervus elaphus, Cervus carpathicus), ursul probabil dispărut (Ursus arctos), veveriţa (Sciurus vulgaris), lupul (Canis lupus), mistreţul (Sus scrofa), căprioara (Capreolus capreolus), iepurele (Lepus europaeus). În păduri se mai găsesc păsări ca: buha (Bubo bubo), corbul (Corvus corax), mierla (Turdus merula), rar fazanul (Phasianus colchicus). Cocoşul de munte a dispărut. La acestea trebuie amintite: reptile, insecte etc. În cadrul faunei acvatice se remarcă peştii: păstrăvul indigen (Salmo trutta fario), păstrăvul curcubeu (Salmo irideus), zglăvoaca (Cattus gobio) etc. De asemenea mai apar poduţul (Chondrostom nasus), cleanul (Leuciscus cephalus), mreana (Barbus barbus). În Crişul Negru se găsesc crapul (Cyprinus carpio), ştiuca (Esox lucius), bibanul (Lepomis gibbosus).

116

7.3. SOLURILE Teritoriul comunei Finiş are un înveliş de sol variat şi complex datorită

condiţiilor fizico-geografice şi anume datorită climei şi vegetaţiei. În cadrul regiunilor forestiere solul montan brun acid este răspândit în zona

montană înaltă a Codrului, el formându-se pe roci acide (şisturi cristaline, gresii, conglomerate). Acest sol se formează în condiţiile unui climat umed şi răcoros tot timpul anului (precipitaţii în jur de 1000 mm/an şi 3oC temperatura medie anuală).

Solul montan brun de pădure apare în zonele ocupate de păduri de fag şi de gorun. Condiţiile climatice necesare sunt precipitaţii de 600-1000 mm/an şi temperatura medie de 6-7oC anual. Aceste soluri sunt frecvent podzolite datorită drenajului deficitar de pe versanţii slab înclinaţi, de pe interfluvii largi şi de pe platouri.

Solul brun de pădure apare în pădurile amestecate de fag şi gorun, cer-gârniţă, între altitudini de 150-700 m. Aceste tipuri de soluri apar pe roci diferite: nisipuri, argile şi marne, gresii cu un conţinut bogat în componente bazice.

Din cadrul solurilor intrazonale menţionăm rendzinele care ocupă suprafeţe destul de extinse condiţionate de prezenţa calcarelor mezozoice, de clima umedă a regiunii forestiere şi de existenţa pădurilor de gorun şi fag. Rendzinele apar în condiţii de relief accidentat.

Solurile aluviale se găsesc în lunca Crişului Negru şi corespund unui început de solificare a aluviunilor din lunca rar inundată. Aceste soluri se caracterizează printr-un orizont superior de 20-35 cm grosime, de culoare brun-gălbui închis şi unul inferor prin care se face tranziţia spre depozitul de aluviuni care are textura grosieră şi care au fost depuse relativ recent.

Fig. 89. Solurile comunei

117

8. LISTA OBIECTIVELOR TURISTICE

Pe teritoriul comunei sau în imediata apriopiere se găsesc obiective turistice, unele naturale, altele antropice, sau mixte. Menţionăm pe cele mai importante, unele dintre ele fiind analizate la capitolul relief. -Dealul Cetăţii pe care se află ruinele Cetăţii din Finiş (cetate atestată în 1244); -Izvoarele uşor sulfuroase de la Fântâna Popii, unde se mai găsea cîndva un grup de cinci goruni seculari (se mai află trei dintre care unul are doar trunchiul), o cabană (care a ars prin anii 1990) şi o baie populară, desfiinţată după 1990; -Piatra Petranilor, care oferă o privelişte deosebită asupra zonei depresionare şi asupra munţilor; -Bazinetul Huta unde se afla o păstrăvărie, se mai află o bisericuţă (din 1929) care a devenit schit după 1990; -Izbucul Izvorul Rece; -Poliile Brătcoaia şi Tinoasa; -Defileul văii Finiş (cca 5 km lungime) şi toată Valea Finişului; -Cheile Cădăreşti; -Cheile Fizişului; -Bazinetul Fiziş şi văile sale; -Valea Mare şi Valea Pontului; -Muzeul etnografic de la Finiş.

Fotografii aeriene (sursa Google earth)

Fig. 90. Culmea Pleşu şi Moneasa (văzute dinspre nord)

118

Fig. 91. Culmea Pleşu văzută de la Hută şi Brusturi (dinspre nord)

Fig. 92. Culmile Pleşu şi Roşia, văzute dinspre nord

119

Fig. 93. Culmea Pleşu văzută de la Finiş (dinspre nord)

Fig. 94. Fiziş

120

Fig. 95. Ioaniş

Fig. 96. „Stadionul” de la Finiş

121

Fig. 97. Şuncuiş

Fig. 98. Polia Brătcoaia

122

Fig. 99. Polia Tinoasa

Fig. 100. Piatra Ilieştilor sau Piatra Roşie

123

Fig. 101. Bisericuţa schitului de la Huta

Fig. 102. Ruinele cetăţii

124

9. POPULAŢIA

Tabel 3. DATE PARŢIALE ALE RECENSĂMÂNTULUI DIN 2011

COMUNA POPULAŢIA

TOTALĂ STABILĂ

MASCULIN FEMININ NUMĂR GOSPODĂRII

FINIŞ 3557 1756 1801 1050

Tabel 4. POPULAŢIA DUPĂ LIMBA VORBITĂ

COMUNA LIMBA ROMÂNĂ

LIMBA MAGHIARĂ

LIMBA ROMANI

LIMBA GERMANĂ

FINIŞ 2340 1202 10 3

Tabel 5. POPULAŢIA DUPĂ RELIGIE

Ortodoxă Romano-

catolică Greco-catolică

Reformată Baptistă Penticostală

1444 19 443 1079 83 390

125

BIBLIOGRAFIE

Berindei, I.O., (1977), Ţara Beiuşului, în vol. Câmpia Crişurilor, Crişul

Repede, Ţara Beiuşului, col. Cercetări în geografia României, Edit. Ştiinţ. şi Encicl., Bucureşti.

Berindei, I. O., Pop Gr. P. (1972), Judeţul Bihor, col. Judeţele României, Edit. Academiei, Bucureşti.

Ciangă N., (1985), Turismul în Munţii Apuseni, Studia Universitatis Babeş-Bolyai, geol.-geogr., XXX.

Cineti A., (1990), Resursele de ape subterane ale României, Edit. Tehnică, Bucureşti.

Cocean P., (1984), Potenţialul economic al carstului din Munţii Apuseni, Edit. Academiei, Bucureşti.

Csürös I., (1981), A nyugati-szigethegység élövilágárol, Edit. Ştiinţ. şi Enciclop., Bucureşti.

Fărcaş I.,(1987, 1988), Măsurători şi calcule de meteorologie (I, II), Tip. Univ. Cluj-Napoca.

Florea N., Munteanu I., Rapaport C., Chiţu C., Opriş M., (1968), Geografia solurilor României, Edit. Ştiinţifică, Bucureşti.

Giurcăneanu Cl., (1988), Populaţia şi aşezările din Carpaţii Româneşti, Edit. Ştiinţ. şi Enciclop., Bucureşti.

Grigore M., (1979), Reprezentarea grafică şi cartografică a formelor de relief, Edit. Academiei, Bucureşti.

Grigore M., (1989), Defileuri, chei şi văi de tip canion în România, Edit. Ştiinţ. şi Enciclop., Bucureşti.

Ianovici V., Borcoş M., Bleahu M., Patrulius D., Lupu M., Dimitrescu R., Savu H., (1976), Geologia Munţilor Apuseni, Edit. Academiei, Bucureşti.

Ilie I., (1987), Solurile din România, Terra nr.4/1986 şi Terra nr. 1/1987. Incze Iolanda (1975), Geografia solurilor, Tip. Univ. Cluj-Napoca. Indrieş A., (1978), Caracterizarea geografică complexă a comunei Finiş, Univ.

Babeş-Bolyai, lucr. de diplomă, în manuscris. Indrieş A., (1987), Cuesta Piatra Roşie şi alunecările de la baza sa, Crisia XVII, p.

557. Indrieş A., (1987), Bazinetul depresionar Huta, Crisia XVII, p. 559. Indrieş A., (1987), Divagările râului Finiş, Crisia XVII, p. 561. Indrieş A., (1987), Alunecările de teren dintre Finiş şi Tărcaia, Crisia XVII, p. 563. Indrieş A., (1987), Bazinetul depresionar Fiziş, Crisia XVII, p. 565. Indrieş A., (1988), Un paleocurs al Văii Finişului, Crisia XVIII, p. 703-708. Indrieş A. (1989), Izbucul din bazinul Văii Finiş, Crisia XIX, p. 739. Indrieş A., (1989), Defileul Finişului, Crisia XIX, p. 740.

126

Indrieş A., (1989), Probleme legate de Dealul Chiceruţa-Finiş, Crisia XIX, p 736. Mac I., (1976, 1980), Geomorfologie, I, II, Tip. Univ. Cluj-Napoca. Mac I., (1990), Peisajul geografic.Conţinut şi semnificaţie ştiinţifică, Terra

nr.1-4. Mac I., Tudoran P., (1975), Iniţieri practice în cunoaşterea reliefului, Tip.

Univ. Cluj-Napoca. Mihăilescu V., (1968), Geografie teoretică, Edit. Academiei, Bucureşti. Mihăilescu V., (1969), Geografia fizică a României, Edit. Ştiinţifică, Bucureşti. Morariu T., Velcea Valeria, (1971), Principii şi metode de cercetare în

geografie fizică, Edit. Academiei, Bucureşti. Orăşeanu I., (1996), Hidrogeological map of the karst areas from the Bihor

Vlădeasa Mountains (Romania), Theoretical and aplied Karstology, vol.9, Edit. Academiei, Bucureşti.

Paucă M., (1935), Geologia Judeţului Bihor, (Extras din Monografia-Almanah a Bihorului, Red. A. Tripon), Tipografia Diecezană, Oradea.

Pop Gr. P., (1985), Pădurile din Munţii Apuseni-aspecte geografico-economice, Studia Univ. Babeş-Bolyai, Geol-Geogr.

Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., (1974), Relieful României, Edit. Ştiinţifică, Bucureşti.

Posea Gr., Grigore M., Popescu N., Ielenicz M., (1976), Geomorfologie, Edit. Didact. şi Pedag., Bucureşti.

Rey R., (1985), Civilizaţie montană, Hrană-Energie-Ecologie, Edit. Ştiinţ, şi Enciclop., Bucureşti.

Roşu Al., (1973, 1980), Geografia fizică a României, ed. I, II, Edit. Didact. şi Pedag., Bucureşti.

Roşu Al., (1987), Terra-geosistemul vieţii, Edit. Ştiinţ. şi Enciclop., Bucureşti. Sîrcu I., (1971), Geografia fizică a R.S. România, Edit. Didact. şi Pedag.,

Bucureşti. Suciu C., (1967, 1968), Dicţionarul istoric al localităţilor din Transilvania,

Edit. Academiei, Bucureşti. Tudoran P., (1983), Ţara Zarandului. Studiu geoecologic, Edit. Academiei,

Bucureşti. Tufescu V., (1974), România, Natură, Om, Economie, Edit. Ştiinţifică, Bucureşti. Ujvári I., (1972), Geografia apelor României, Edit. Ştiinţifică, Bucureşti.

Velcea Valeria, (1981), Subunităţi carpatice, Analele Univ. Bucureşti, Geografie, XXX.

Velcea Valeria, (1983), Carpaţii Occidentali, vol. Geografia României, I. Velcea Valeria, Savu Al., (1982), Geografia Carpaţilor şi a Subcarpaţilor

Româneşti, Edit. Didact. şi Pedag., Bucureşti. Velcea Valeria, Badea L., Mac I., Nedelcu E., (1983), Conceptul de regionare,

în Geografia României, vol. I. *** (1960), Monografia geografică a R.P. Romîne, I Geografie fizică, Edit.

Academiei, Bucureşti.

127

*** (1972-1979), Atlasul R.S.România, Edit. Academiei, Bucureşti. *** (1983), Geografia României, I, Geografie fizică, Edit. Academiei,

Bucureşti. *** (1984), Geografia României, II, Geografie umană şi economică, Edit.

Academiei, Bucureşti. *** (1987), Geografia României, III, Carpaţii Româneşti şi Depresiunea

Transilvaniei, Edit. Academiei, Bucureşti. *** (1992), Geografia României, III, Carpaţii Româneşti şi Depresiunea

Transilvaniei, Edit. Academiei, Bucureşti. *** (1982), Enciclopedia geografică a României, (coord. Posea Gr.,) Edit.

Ştiinţ. şi Enciclop., Bucureşti. *** (1979), Harta geologică, foaia Pietroasa, 55 d, 1: 50 000, Inst. de Geol. şi

geofiz., Bucureşti. ***(1981), Harta geologică, foaia Dr. Petru Groza, 55 b, 1:50 000, Inst.de

Geol. şi geofiz. Bucureşti. ***(1984), Harta geologică, foaia Dumbrăviţa, 55 a, 1:50 000, Inst. de Geol. şi

geofiz., Bucureşti. www.tarabeiusului.ro www.lucrarigeografice.com

12

8

Tab

el 6

. Med

ia p

e 18

an

i (19

95-2

012)

Tem

per

atu

ra (

o C)

la B

eiuş

(ob

serv

aţii

per

son

ale)

Lu

na

1995

19

96

1997

19

98

1999

20

00

2001

20

02

2003

20

04

2005

20

06

2007

20

08

2009

20

10

2011

20

12

Med

iaI

-1,6

-1

,2

-0,2

2,

5 -0

,6

-4,0

1,

8 -1

,5

-1,6

-2

,7

-0,4

-2

,9

3,7

1,1

-1,0

0,

5 -0

,6

-0,2

-0

,5

II

4,5

-1,9

2,

1 3,

4 -0

,1

1,6

2,1

4,1

-4,3

0,

4 -3

,4

-1,0

4,

7 3,

3 0,

7 2,

9 -0

,5

-5,1

0,

8 II

I 6,

3 2,

1 4,

3 3,

0 6,

3 4,

7 8,

1 7,

9 5,

3 5,

5 2,

7 4,

3 8,

3 6,

5 5,

3 5,

5 6,

1 5,

3 5,

4 IV

10

,0

12,7

7,

2 12

,9

12,2

14

,0

10,8

11

,4

9,6

12,0

10

,7

11,7

11

,9

11,8

14

,6

11,4

12

,0

11,7

11

,6

V

15,7

18

,9

17,8

16

,3

16,5

19

,1

17,6

19

,3

20,6

14

,8

16,6

15

,7

18,5

16

,8

17,2

16

,4

15,0

16

,3

17,2

V

I 19

,9

21,4

20

,6

20,6

21

,1

21,8

17

,6

21,2

22

,8

19,8

18

,9

19,3

22

,1

21,3

19

,4

20,0

20

,2

21,1

20

,5

VII

23

,3

20,5

20

,3

21,6

22

,6

21,2

21

,9

22,6

22

,0

22,4

21

,6

23,8

24

,2

21,6

23

,3

21,8

20

,8

23,0

22

,1

VII

I 20

,2

21,2

20

,4

21,5

21

,3

23,7

21

,6

21,0

23

,7

19,9

20

,0

19,7

22

,7

22,4

22

,5

22,5

21

,8

21,8

21

,6

IX

15,0

13

,6

15,7

15

,3

18,6

16

,0

14,6

15

,6

15,9

15

,1

17,2

17

,1

14,2

15

,5

18,6

15

,1

18,4

17

,7

16,1

X

11

,4

12,5

8,

9 12

,3

11,9

13

,5

13,0

10

,7

8,5

12,3

10

,8

11,8

10

,6

12,4

11

,3

8,3

10,4

12

,3

11,3

X

I 2,

4 8,

6 7,

5 3,

1 4,

1 9,

4 2,

6 7,

7 7,

2 5,

3 4,

4 5,

9 3,

1 6,

1 6,

9 8,

4 1,

8 7,

5 5,

7 X

II

1,1

0,5

3,0

-3,9

0,

6 3,

0 -3

,5

0,2

0,6

1,7

1,0

2,1

-0,7

2,

7 3,

0 1,

0 2,

8 0,

5 0,

9 A

N

10,7

10

,7

10,6

10

,7

11,2

12

,0

10,7

11

,7

10,9

10

,5

10,0

10

,6

11,9

11

,8

11,8

11

,2

10,7

11

,0

11,0

Ia

rna

1,3

-0,9

1,

6 0,

7 -0

,03

0,2

0,1

0,9

-1,8

-0

,9

0,2

-0,6

2,

6 1,

8 0,

9 1,

5 0,

6 -1

,6

0,4

Pri

mv.

10

,7

11,2

9,

7 10

,7

11,7

12

,6

12,2

12

,9

11,8

10

,0

11,5

10

,6

12,9

11

,7

12,4

11

,1

11,0

11

,1

11,4

V

ara

21,1

21

,0

20,4

21

,3

21,7

22

,2

20,4

21

,6

22,8

20

,2

21,3

20

,9

23,0

21

,8

21,7

21

,4

20,9

22

,0

21,4

T

oam

na

9,6

11,6

10

,7

10,2

11

,5

13,0

10

,1

11,3

10

,5

10,8

10

,9

11,6

9,

3 11

,3

12,3

10

,6

10,2

12

,5

11,0

A

mpl

it.

24,9

23

,3

20,8

25

,5

23,2

27

,7

25,4

24

,1

28,0

25

,1

22,7

26

,7

24,9

21

,3

24,3

23

,0

22,4

28

,1

24,5

99

.510

10

.511

11

.512

19

95

19

97

19

99

20

01

20

03

20

05

20

07

20

09

20

11

Me

dia

18

F

ig. 1

03. G

rafi

cul v

alor

ilor

term

ice

mul

tian

uale

la B

eiuş

128

12

9

Tab

el 7

. Med

ia p

e 18

an

i (19

95-2

012)

Pre

cip

itaţ

ii (

mm

)

Lu

na

1995

19

96

1997

19

98

1999

20

00

2001

20

02

2003

20

04

2005

20

06

2007

20

08

2009

20

1020

11

2012

M

edia

I 13

3,3

45,1

19

,5

18,7

17

,2

41,3

29

,8

14,2

45

,7

34,4

66

,5

14,0

44

,0

14,4

31

,0

75,0

26

,9

59,1

40

,6

II

120,

9 43

,1

25,1

1,

2 32

,6

14,8

18

,1

31,8

31

,1

42,1

27

,0

29,1

37

,5

10,0

33

,0

54,7

19

,7

62,0

35

,2

III

28,0

10

,6

25,9

23

,3

11,1

39

,6

55,3

17

,4

7,5

29,7

36

,7

65,4

23

,4

46,7

56

,0

40,8

32

,1

17,1

31

,5

IV

53,0

7,

8 55

,7

66,0

30

,6

54,3

71

,4

16,2

23

,1

50,3

72

,3

100,

0 2,

8 32

,2

12,0

59

,6

24,5

81

,2

45,2

V

73

,0

94,4

67

,9

42,2

52

,5

26,1

14

,3

55,6

8,

7 34

,1

99,7

91

,0

51,5

43

,4

44,1

12

3,0

52,0

11

6,0

60,5

V

I 77

,9

72,8

57

,3

92,7

46

,5

11,4

82

,8

20,6

18

,3

41,0

32

,6

46,1

77

,1

38,4

73

,1

104,

054

,9

124,

059

,5

VII

30

,8

61,2

79

,3

83,4

48

,3

30,7

57

,5

34,2

73

,6

130,

310

0,6

20,6

20

,2

62,5

21

,0

98,0

16

5,2

75,1

66

,3

VII

I 11

9,9

39,6

51

,5

48,1

60

,6

3,4

28,2

10

3,0

5,0

98,3

75

,5

85,7

64

,8

19,9

25

,3

47,0

9,

0 36

,0

51,2

IX

64

,6

97,9

30

,1

74,2

25

,6

19,0

10

8,8

51,4

39

,5

76,1

33

,2

10,8

64

,5

29,2

7,

0 78

,0

18,6

31

,0

47,8

X

4,

9 44

,2

41,9

40

,6

24,3

0,

0 8,

8 19

,9

56,6

64

,0

16,2

6,

5 51

,6

38,6

76

,5

28,0

17

,0

58,1

33

,2

XI

59,7

34

,0

17,1

45

,7

25,4

13

,7

48,5

31

,5

13,8

11

5,0

31,3

25

,9

54,3

13

,0

54,8

55

,0

0,0

38,2

37

,6

XII

73

,8

59,3

55

,3

16,9

65

,4

30,1

47

,0

53,0

24

,7

48,0

55

,6

16,0

18

,7

58,3

44

,0

67,1

72

,0

34,5

46

,7

AN

83

9,8

610,

0 52

6,5

553,

0 44

0,1

284,

457

0,5

448,

834

7,6

763,

364

7,2

511,

1 51

0,4

406,

647

7,8

830,

249

1,9

732,

355

5,1

Iarn

a 32

8,0

147,

5 99

,9

36,8

11

5,2

86,2

94

,9

99,0

10

1,5

124,

514

9,1

59,1

56

,2

82,7

10

8,0

196,

811

8,5

155,

611

9,9

Pri

mv.

15

4,0

112,

8 14

9,5

131,

5 94

,2

120,

014

1,0

89,2

39

,3

114,

120

8,7

256,

4 77

,7

122,

311

2,1

223,

410

8,6

214,

313

7,2

Var

a 22

8,6

173,

6 18

6,0

224,

2 15

5,4

45,5

16

8,5

157,

896

,9

296,

620

8,7

152,

4 16

2,1

120,

811

9,4

249,

022

9,1

235,

117

8,3

Toa

mna

64

,6

176,

1 89

,1

160,

5 75

,3

32,7

16

6,1

102,

810

9,9

255,

180

,7

43,2

17

0,4

80,8

13

8,3

161,

035

,6

127,

311

5,0

010

020

030

040

050

060

070

080

090

0

1995

1997

1999

2001

2003

2005

2007

2009

2011

Med

ia18

Fig

. 104

. Gra

ficu

l val

oril

or c

anti

tăţil

or d

e pr

ecip

itaţ

ii

129

13

0

Tab

el 8

. Val

oril

e p

resi

un

ii a

tmos

feri

ce în

tre

1995

-201

2 (m

b =

hec

top

asca

li)

Lun

a 19

95

1996

19

97

1998

19

99

2000

20

01

2002

20

03

2004

20

05

2006

20

07

2008

20

09

2010

20

11

2012

M

edia

I 10

00,8

0 10

05,8

1 10

05,0

6 10

03,5

1 10

02,9

510

05,5

110

01,1

010

02,1

899

2,30

987,

9999

3,70

998,

53

990,

99

995,

9498

7,41

972,

5098

8,64

986,

6299

5,6

II

1002

,82

1001

,17

1001

,64

1008

,06

995,

91

1004

,75

999,

32

994,

47

996,

1399

3,26

992,

0498

9,36

98

6,81

99

7,71

983,

1597

9,81

988,

2498

8,90

994,

6II

I 10

06,6

6 10

02,3

7 99

5,18

10

03,2

9 99

8,93

10

01,0

499

4,49

99

2,89

99

6,48

994,

1699

1,25

985,

82

988,

31

982,

5398

4,63

988,

2999

2,75

989,

3799

3,8

IV

997,

25

998,

76

999,

40

995,

94

998,

05

994,

54

995,

99

992,

15

992,

2199

0,16

990,

6998

7,49

99

1,34

98

4,99

987,

7598

7,42

987,

3097

9,95

991,

7V

99

7,29

99

3,39

99

9,20

99

9,23

99

8,85

99

7,88

99

6,07

98

9,41

98

9,72

988,

0398

9,02

989,

23

984,

82

986,

2398

8,01

983,

3898

8,00

983,

6499

1,2

VI

993,

82

996,

37

995,

78

999,

62

996,

04

997,

44

994,

22

988,

80

987,

3198

7,87

987,

3798

8,66

98

3,12

98

3,67

984,

4098

1,30

983,

2098

2,54

989,

5V

II

992,

78

995,

36

994,

22

993,

96

993,

53

992,

81

992,

50

985,

40

986,

1698

5,36

984,

7698

6,57

98

2,06

98

2,59

983,

8498

2,65

981,

5198

2,23

987,

7V

III

992,

29

993,

13

996,

41

995,

59

993,

56

994,

64

993,

81

985,

57

986,

7498

4,40

984,

2598

2,30

98

1,93

98

3,19

984,

7798

2,35

981,

8798

2,17

987,

7IX

99

5,01

99

3,74

10

00,5

0 99

6,49

99

6,62

99

7,47

99

4,94

98

8,88

99

2,59

991,

0898

8,95

989,

86

988,

04

985,

8598

7,74

985,

7798

3,13

984,

4399

1,2

X

1010

,02

1000

,24

1001

,09

999,

37

1001

,32

1002

,35

1002

,61

991,

07

990,

6199

1,88

994,

4599

1,20

99

1,79

99

0,87

987,

2298

7,50

985,

0698

5,11

994,

7X

I 10

01,4

9 99

8,74

99

1,16

10

02,1

0 10

03,9

899

8,29

10

10,3

899

0,14

99

6,42

990,

8299

2,49

991,

81

988,

66

989,

2998

6,42

988,

8699

1,72

984,

9099

4,3

XII

10

04,2

9 10

00,7

2 99

9,89

10

07,4

0 10

00,6

699

8,60

99

9,06

99

4,27

99

4,51

990,

2598

9,96

995,

27

993,

35

988,

7098

0,45

982,

7498

5,47

983,

1699

3,8

AN

99

7,04

99

8,31

99

8,29

10

00,3

7 99

8,50

99

8,77

99

7,87

99

1,26

99

1,76

989,

6198

9,91

989,

67

987,

60

987,

6398

5,45

983,

5498

6,41

984,

4199

2,0

Iarn

a 10

02,6

3 10

02,5

6 10

02,2

0 10

06,3

2 99

9,86

10

02,9

599

9,82

99

6,97

99

4,31

990,

5099

0,30

994,

38

990,

38

982,

1198

3,52

978,

3598

7,45

986,

2299

4,4

Prim

v.

1000

,40

998,

17

1001

,26

999,

48

998,

94

997,

82

995,

51

991,

48

992,

8099

0,78

990,

3298

7,30

98

8,15

98

4,58

986,

7998

6,36

989,

3598

4,32

992,

4V

ara

992,

96

994,

95

995,

47

996,

39

994,

37

994,

96

993,

51

986,

59

986,

7398

5,88

985,

4698

5,84

98

2,37

98

3,15

984,

3398

2,10

982,

1998

2,31

988,

3T

oam

na

1002

,17

997,

57

997,

58

999,

32

1000

,64

999,

37

1002

,64

990,

03

993,

2099

1,26

991,

9699

0,95

98

9,49

98

8,67

987,

1298

7,37

986,

6398

4,81

993,

4

975

980

985

990

995

1000

1005

1995

1997

1999

2001

2003

2005

2007

2009

2011

Med

ia18

Fig

. 105

. Gra

ficu

l val

oril

or p

resi

unii

atm

osfe

rice

la B

eiuş

130

13

1

Tab

el 9

. Val

oril

e u

mid

ităţ

ii r

elat

ive

(%)

într

e 19

95-2

012

Lu

na

1995

19

96

1997

19

98

1999

20

00

2001

20

02

2003

20

04

2005

20

06

2007

20

08

2009

20

10

2011

20

12

Med

iaI

77

80

76

78

74

71

71

70

69

67

76

68

68

70

66

70

67

67

71

II

72

79

75

74

71

73

72

78

66

67

72

69

69

72

67

63

64

63

70

III

81

78

71

74

76

75

78

78

71

72

75

77

73

76

74

70

70

65

74

IV

82

83

75

81

85

81

84

79

78

83

81

88

75

83

81

77

76

75

80

V

88

88

84

81

89

80

84

82

82

86

91

89

84

88

82

88

84

85

85

VI

89

84

88

88

89

77

86

85

81

88

87

93

86

82

87

91

85

90

86

VII

85

86

87

92

89

79

88

84

85

83

91

85

79

85

84

93

88

84

86

V

III

86

88

88

88

87

75

86

89

79

90

93

89

84

84

85

90

88

81

86

IX

91

91

89

90

88

82

92

88

83

92

92

90

88

81

83

93

85

77

88

X

92

92

85

92

87

83

94

93

89

92

92

90

85

91

88

83

78

86

88

XI

85

86

79

85

86

81

77

84

87

85

83

82

76

81

80

78

67

76

81

XII

84

77

78

76

78

74

69

72

73

82

74

73

69

74

72

69

69

73

74

A

N

85

84

81

84

83

78

81

82

79

82

84

83

78

81

79

80

77

77

81

Iarn

a 77

79

76

76

75

73

71

73

69

72

82

70

69

72

68

67

67

6

8 72

P

rim

v.

84

83

77

81

83

79

82

80

77

80

90

85

77

82

79

78

77

75

81

Var

a 87

86

88

89

88

77

87

86

82

87

89

89

83

84

85

91

87

85

86

T

oam

na

90

90

84

89

87

82

88

88

86

90

74

87

83

84

84

85

77

80

85

7274767880828486

1995

1997

1999

2001

2003

2005

2007

2009

2011

Med

ia18

Fig

. 106

. Gra

ficu

l val

oril

or u

mid

ităţ

ii r

elat

ive

(%)

la B

eiuş

131

13

2

Tab

el 1

0. V

alor

ile

neb

ulo

zităţi

i (0-

10)

într

e 19

95-2

012

Lu

na

1995

19

96

1997

19

98

1999

20

00

2001

20

02

2003

20

04

2005

20

06

2007

20

08

2009

20

1020

11

2012

M

edia

I 6,

5 7,

5 7,

3 4,

7 6,

9 5,

1 4,

4 2,

3 4,

1 5,

1 4,

6 2,

5 3,

9 2,

7 4,

4 7,

0 6,

6 6,

6 5,

1 II

5,

3 6,

8 4,

8 3,

6 7,

4 4,

0 6,

3 5,

8 1,

9 5,

5 3,

8 5,

4 6,

1 2,

3 5,

8 8,

0 6,

2 4,

4 5,

2 II

I 7,

6 6,

7 3,

9 6,

2 6,

3 6,

1 6,

9 4,

6 3,

4 5,

5 3,

4 4,

8 4,

3 6,

9 7,

5 5,

3 5,

9 2,

1 5,

4 IV

7,

2 7,

2 8,

4 7,

4 7,

4 7,

7 5,

6 7,

3 4,

5 5,

3 5,

2 5,

7 2,

9 6,

0 4,

3 6,

6 4,

4 6,

1 6,

1 V

6,

8 7,

3 6,

4 7,

0 6,

6 4,

1 5,

1 5,

1 4,

0 7,

5 5,

3 5,

8 4,

9 5,

7 5,

0 7,

0 4,

1 5,

4 5,

7 V

I 6,

0 5,

1 6,

3 6,

5 6,

8 3,

8 6,

4 5,

6 2,

0 4,

0 3,

3 4,

5 4,

0 4,

9 6,

0 5,

5 3,

6 5,

5 5,

0 V

II

2,8

5,9

6,8

6,3

6,0

6,3

7,1

4,9

5,5

2,7

3,7

2,0

2,0

3,0

2,3

4.3

4,9

4,4

4,5

VII

I 6,

9 6,

9 6,

6 3,

6 4,

8 2,

3 1,

5 4,

5 0,

8 5,

0 5,

4 5,

2 4,

7 3,

4 3,

4 3,

5 1,

7 2,

9 4,

1 IX

6,

5 9,

0 5,

9 7,

5 5,

5 5,

1 7,

0 6,

0 2,

2 7,

5 5,

5 2,

7 5,

0 5,

2 3,

9 7,

1 3,

1 7,

7 5,

7 X

2,

7 7,

4 6,

3 7,

3 6,

5 3,

3 3,

5 6,

5 7,

5 3,

9 2,

6 2,

2 4,

2 4,

6 7,

8 5,

4 3,

7 7,

2 5,

1 X

I 7,

0 6,

6 7,

9 8,

4 6,

5 4,

4 6,

5 6,

2 3,

8 5,

8 2,

9 4,

3 4,

8 3,

5 7,

6 2,

6 1,

0 5,

5 5,

3 X

II

8,3

8,0

8,6

4,8

6,6

4,9

3,9

5,3

4,0

7,5

5,4

3,0

3,1

5,7

7,0

7,4

7,1

7,7

6,0

AN

6,

1 7,

0 6,

6 6,

1 6,

4 4,

8 5,

4 5,

3 3,

6 5,

4 4,

3 4,

0 4,

2 4,

5 5,

4 5,

8 4,

4 5,

4 5,

3 Ia

rna

6,7

7,4

6,9

4,4

7,0

4,7

4,9

4,5

3,3

6,0

4,6

3,6

4,4

3,6

5,7

7,5

6,6

6,2

5,4

Pri

mv.

7,

2 7,

1 6,

2 6,

9 6,

7 6,

0 5,

9 5,

7 4,

0 6,

1 4,

6 5,

4 4,

0 6,

2 5,

6 6,

3 4,

8 4,

5 5,

7 V

ara

5,2

6,0

6,6

5,5

5,9

4,1

5,0

5,0

2,8

3,9

4,6

3,9

3,6

3,8

3,9

4,4

3,4

4,3

4,6

Toa

mna

5,

4 7,

7 6,

7 7,

7 6,

1 4,

3 5,

7 6,

2 4,

5 5,

7 4,

1 3,

1 4,

7 4,

4 6,

4 5,

0 2,

6 6,

5 5,

4

01234567

1995

1997

1999

2001

2003

2005

2007

2009

2011

Med

ia18

Fig

. 107

. Gra

ficu

l val

oril

or n

ebul

ozităţ

ii la

Bei

uş

132