Tinutul Bargaului. Studiu de Geografie Regionala

ȚINUTUL BÂRGĂULUI.STUDIU DE GEOGRAFIE REGIONALĂ

Evoliție paleografică.Relief

Istoricul evoluției paleogeografice

Asupra evoluției paleogeografice a regiunii nu există studii, ci doar unele referiri sau considerente legate de vârsta sedimentarului , a intruziunilor subvulcanice din Bârgău sau magmatismului din Călimani .

După Th. Krautner (1926 ) vârsta formațiunilor sedimentarului din regiunea Colibița variază de la Oligocenul superior în est , până la Burdigalian în vest, unde sunt acoperite de aglomerate andezite .

Z.Török (1963 ) susține că “Paleogenul care alcătuiește spinarea superioară a Munților Bârgăului e străpunsă de centre eruptive izolate contemporane Călimanilor “ sincronizând erupțiile din cele două unități muntoase .

M. Savel și O. Nichita (1954) include masele intrusive de mari dimensiuni (Miroslava , Căsaru și Măgurița ) la Munții Călimani , menționând că acestea “au avut acțiuni de metamorfism asupra marnelor oligocene , cât și acțiuni de autometamorfism“, dar nu menționează vârsta corpurilor intrusive . Se poate deduce doar că acestea sunt post oligocene .

I. Sârcu ( 1957 ) susține că activitate vulcanică din Munții Bârgăului a încetat mai demult decât în Călimani – Harghita, fără a preciza însă perioada apariției intruziunilor subvulcanice .

I. Donisă ( 1968 ) arată că în Mezozoic și în Neozoic teritoriul Carpaților Orientali a fost invadat din nou de ape , iar mărturie a acestor transgresiuni stau depozitele sedimentare din bazinul Bârgăului depuse în Cretacic ( Gr. Ștefănescu ) și la începutul Paleogenului ( V. Mutihac, 1959) . Ulterior aceste depozite au fost exondate și cutate până la șariaj , incluzând acvitanianul , deoarece “ în cuta solz de Bârgău “ cristalinul încalecă peste acvitanian ( I. Ionescu, 1961) .

În ce privește evoluția zonei vulcanice din vestul Carpaților Orientali , M. Ielenicz ( 1973) distinge trei etape : preeruptivă , eruptivă și post – eruptivă .

I. Donisă , N. Barbu și L. Ionesi (1973) abordează problem evoluției rețelei hidrografice din Carpații Orientali precizând că “ rețeaua hidrografică existentă astăzi în Carpații Orientali s-a format începând din Sarmațian “ .

În lucrarea de sinteză “ Relieful României “ , Gr. Posea , N. Popescu și M. Ielenicz ( 1973) apreciază că în unitatea de Bârgău – Țibleș “ pare a se fi produs primele erupții din întregul lanț eruptiv “ și anume în Miocenul inferior .

E. Rusu ( 1992 ) susține existența a două etape distincte de evoluție paleogeografică a Munților Bârgăului : o etapă prepaleogenă și o etapă Paleogen – Cuaternară . În cadrul celei de-a doua etape este distinsă o subetapă a sedimentării flișului transcarpatic post – instrusiv.

Istoricul cercetării reliefului

În ceea ce privește relieful ”Ținutului Bârgău” problema a fost mai puțin abordată de cercetători . Întâlnim o serie de considerații privind relieful vulcanic al Munților Călimani și Bârgău în lucrările de sinteză asupra reliefului carpatic și în studiile de geomorfologie dedicate subunităților din Carpații Orientali .

I.Sârcu ( 1957 ) deosebește trei tipuri de relief vulcanic în munții Bârgăului : “de neck–uri, de dyk–uri și platouri vulcanice de tip lanez “, în ultimul caz neamintind decât o suprafață înclinată relativ îngustă , de 1100 m pe care o definește ca fiind o “planeză exhumată “ situată pe latura nordică a bazinului Colibița . Autorul relevă existența marilor neck–uri pe linia Heniu – Miroslava – Tomnatec, care “din punct de vedere al structurii este o dependență internă a Călimanilor“ .

Asupra tipurilor de relief vulcanic se oprește și Tr. Naum ( 1968 ) , distingând un relief vulcanic “ grefat cu precădere pe corpurile subvulcanice exhumate în urma erodării formațiunilor oliocene și oligo-miocene“. Autorul caracterizează marile masive subvulcanice amintind și de un relief modelat pe depozite vulcano- sedimentare ce aparțin Călimanilor, care fosilizează sedimentarul din partea sudică a Bârgăului, fără a încadra taxonomic acest tip de relief .

Analizând relieful rezultat în faza eruptivă neocen – cuaternară , P. Coteț ( 1970 ) distinge șase tipuri de relief vulcanic pe teritoriul României , între care și tipul “ Țibleș – Bârgău “ .

Gr.Posea , N. Popescu și M. Ielezin ( 1974 ) analizează vulcanismul și relieful vulcanic de pe teritoriul României , distingând în cadrul lanțului eruptiv trei subunități : grupa Călimani – Harghita , grupa Oaș – Gutâi și grupa Țibleș – Bârgău .

I. Sârcu se oprește asupra reliefului fluviatil analizând formarea văilor principale și detaliind geneza depresiunilor și defileelor . Autorul optează pentru o serie de cazuri tipice de epigenie pentru sectoarele de defileu , o situație interesantă prezentând-o defileul Tihăi încadtrat între masivele Tomnatecul și Miroslava , considerat de autori, mai veche decât defileul Mureșului de la Toplița – Deda sau al Oltului la Tușnad . Se evidențiază faptul că defileele s-au format epigenetic în rocile dure ( cristaline sau vulcanice ) în timp ce depresiunile au luat naștere pe faciesul sedimentar prin eroziune .

Preocupări privind stabilirea nivelelor de eroziune și vârsta acestora se regăsesc în studiile efectuate de Em.De Martonne ( 1922 ), A.Nordon ( 1931 ) , R.Mayer ( 1936 ), V. Mihăilescu ( 1935, 1944 ), Th. Krautner ( 1930 ), T. Morariu ( 1937 ), L. Someșan ( 1947 ),M. David ( 1949 ), I. Sârcu ( 1957 ).

I.Sârcu menționează existența a trei nivele de eroziune a Munților Bârgăului, etajate la 1000 – 1100 m ( Ilva – Tiha și în depresiunea Colibița , de vârstă Levantin Cuaternar , la 1200 m ( zona munceilor , sub forma unor platouri – platoul pasului Tihuța )și la 1400 m de vârstă post Sarmțian.

Cele trei suprafețe de nivelare sunt recunoscute și acceptate și de V. Mihăilescu (1963 ) . În 1971 , I. Sârcu revine asupra nivelelor de eroziune considerând că în Bârgău nu se reliefează decât un singur nivel, la 1100 – 1350 m , racordabil suprafeței Mestecăniș .

Gr. Posea ( 1964 ) apreciază că pe latura transilvăneană a Carpaților Orientali manifestările mecanice și alternanța episodică de transgresiuni și regresiuni spre Sarmațian și Dacian au dus la conturarea unei suprafețe ”cu caracter poligenetic “ deformată de mișcările posterioare .

M.Ielenicz ( 1973 ) precizează că în Miocenul superior – Pliocenul mediu s-a format o treaptă de modelare cu o largă extindere în unitatea flișului paleogen situată la 1200 – 1300 m , dar în Bârgău coboară la 1000 m .

Pentru munții Călimani , L. Someșan susține existența a cinci suprafețe de eroziune . Prima este chiar spinarea conului vulcanic , iar celelalte patru sunt situate la 1500 – 1600 m , 1300 – 1350 m , 1050 – 1150 m și 750 – 900 m .

V.Gârbacea , într-un studiu geomorfologic asupra Dealurilor Bistriței distinge două nivele de eroziune : platforma Năsăudului, de vârstă Pliocen inferior și nivelul Piemontului Călimanilor, de vârstă Pliocen superior care apare suspendat la 125 – 135 m deasupra Bistriței , la Dorolea și Rusu Bârgăului .

Studiul teraselor din această zonă începe cu o serie de referiri și cartări parțiale din Munții Bârgăului, ce se regăsesc în lucrările geologice ale lui Z.Török, L.Atanasiu ( care determină șapte terase pe Bistrița ) .

V.Mihăilescu , la Congresul profesorilor de geografie de la Năsăud ( 1934 ) amintește că “ la Josenii Bârgăului, valea Bistriței este foarte largă și însoțită de terase bine dezvoltate “ .

În 1954 , I.Sârcu evidențiază existența a cinci terase pe Tiha și Bistrița , sincronizându-le cu fragmentele de terasă de pe Someșul Mare și arată că terasele Bistriței ar fi înălțate epirogenetic . Mai târziu , revine asupra teraselor ( 1978 ) susținând existența a patru nivele de terasă . Cât privește vârsta acestora , I.Sârcu precizează că toate sunt Cuaternare .

V.Gârbacea menționează existența a opt nivele de terasă pe Bistrița , la următoarele altitudini relative : 2 – 3 m ( lunca ) , 10 – 11 m , 15 – 18 m , 31 – 39 m , 50 – 53 m , 70 – 74 m , 90 – 100 m și 130 – 140 m .

Tr.Naum (1986 ) constată în lucrarea “ Caracterizarea geomorfologică a Munților Bârgăului “ existența a cinci nivele de terasă ” .

În ceea ce privește cercetarea depresiunilor și defileelor au existat autori care au încercat să determine geneza și morfologia acestora pentru a putea fi încadrate taxonomic. Între primele aprecieri asupra depresiunilor se înscriu cele ale lui R.Mayer (1936 ) care consideră că Depresiunea Colibița este tectonică și că scufundarea ei s-ar fi produs în Levantin .

I.Sârcu (1957 ) consideră că această depresiune s-a format “ prin îndepărtarea sedimentarului și adâncirea apei în aceasta “ . Autorul consideră că este un fenomen de epigenie .

În lucrarea “ Depresiunea Colibița “ de I.Rusu ( 1971 ) , autorul abordează problematica geografică a acestei unități prin prisma valorificării potențialului climatic al stațiunii de interes local , Colibița . Sunt consemnate trăsăturile fizico – geografice ale depresiunii , subliniindu-se nota de atractivitate turistică oferită de peisajul geografic , de prezența izvoarelor minerale și a unui topoclimat curativ .

N.Popescu (1972 ) încadrează depresiunea Colibița și Bistrița Bărgăului în cadrul depresiunilor de eroziune diferențială .

Pentru regiunea Dealurilor Bistriței , V.Gârbacea face referiri la depresiunea Iad – Bârgău (Livezile) formată la contactul cu zona muntoasă , afirmând că această depresiune are caracter structural și de contact și că aspectul său este de terasă .

EVOLUȚIA PALEOGEOGRAFICĂ

Munților Călimani – Bârgău le-a fost caracteristică o dezvoltare îndelungată ( cca.55 milioane de ani ) desăvârșită prin adăugiri de elemente structurale noi , etapă cu etapă , de la începutul Terțiarului până în prezent , când factorii modelatori actuali dau reliefului ultimele retușuri.

Particularitățile de variație temporală și spațială a proceselor orogenetice, vulcanice și de modelare care au dus la formarea edificiului celor două unități montane , impun individualizarea a două etape distincte de evoluție paleogeografică : o etapă prepaleogenă și o etapă Paleogen – Cuaternară.

Etapa prepaleogenă

Această perioadă nu se evidențiază decât prin procese slabe de sedimentare și prin mișcări de înălțare și cutanare ușoară.

Spațiul geografic al Munților Bârgăului și Călimanilor prezintă un fundament cristalin aparținând zonei cristalino – mezozoice a Carpaților Orientali . Desăvârșirea acestor unități geologice s-a realizat într-un timp extrem de îndelungat , șisturile cristalo – filiene fiind depuse începând din Proterozoicul mediu și metamorfozate până în Mezocretacic .

Anterior Terțiarului , în era secundară ( Mezozoic ) apele mării cretacice ocupau actuala regiune a munților Călimani – Bârgău . În această arie montană nu a existat o continuitate de sedimentare mezozoică . Depozitele triasice și jurasice lipses , dovedind o evoluție subaeriană îndelungată și o slabă activitate de sedimentare continentală . Mișcările de încrețire ale fazei austrice au dus la individualizarea acestei arii montane ca unitate structo – genetică .

Etapa prepaleogenă se încheie cu manifestările diastrofice ale fazei tectono – plicative laramice din Senonian , când începe schițarea Faliei Someșului Mare la limita dintre Munții Rodnei și Munții Bârgăului . În același timp se intensifică mișcările de scufundare a Depresiunii Transilvaniei . Zona actuală a Călimanului și Bârgăului corespundea unei depresiuni de prăbușire situată la periferia estică a bazinului Transilvaniei â . Până la nivelul Helvețianului exista o continuitate de sedimentare între Depresiunea Transilvaniei și zona Bârgău – Călimani , fapt ce ne îndreptățește să afirmăm că aceste unități au avut o evoluție comună . În prezent sedimentele celor două unități sunt situate la nivele decalate pe verticală datorită mișcărilor de înălțare din aria Bârgău – Călimani .

Etapa Paleogen – Cuaternară

După faza tecton – plicativă laramică zona Bârgău – Căliman a căpătat o relativă stabilitate în raport cu aria mobilă migrată spre est . Etapa Paleogen – Cuaternară reprezintă intervalul de timp în care s-au produs cele mai importante transformări în configurația acestor unități carpatice .

Pe fondul unei sedimentări aproape continui pe întreaga perioadă a Paleogenului au existat și câteva faze de modelare subaeriană și deci unele mișcări pe verticală . Neogenul este marcat de apariția manifestărilor magmatice și a unor faze orogenetice mai întinse , iar Cuaternarul este definit printr-o activă modelare subaeriană .

În Paleogen întreaga regiune corespunde golfului marin al Bârgăului , legat de acela al Maramureșului . Golful Bârgăului larg deschis spre lacul transilvan a fost supus unei îndelungi sedimentări din Paleogen pânâ în Miocenul mijlociu . Sedimentarul constituie fondul litologic al Munții Bârgăului și a fost depus în cea mai mare parte în faciesul flișului transcarpatic , fiind slab tectonizat și afectat mai mult de mișcări de înălțare .

În Paleocenul superior se pare că a existat o scurtă fază de denudare subaeriană dovedită de prezența depozitelor argilo – grezoase paleogene la suprafața argilelor roșii senoniene .

O dată cu transgresiunea eocenă începe sedimentarea flișului transcarpatic cu o formațiune grezo –conglomeratică , depusă în facies veritico – litoral , căruia i se succed secvențe de argile și gresii depuse în facies flișoid . Procesul de sedimentare continuă cu orizonturile șisturilor și a gresiei de Borșa .

Spre sfârșitul Oligocenului arealul Bârgăului și Călimanilor este supus , în context carpatic , unor ușoare mișcări de înălțare aparținând fazei savice , realizate de-a lungul faliei Someșului Mare și unei falii ce se afla în zona Munților Călimani și care a fost dezafectată de erupțiile vulcanice ulterioare . În urma retragerii mării oliocene către vest, s-a schițat o rețea hidrografică orientată spre partea centrală a Transilvaniei ocupată de ape , care se mențin și în Miocen . Are loc o modelare intensă a depozitelor cutate , eocen – oligocene . Din această etapă începe și modelarea Depresiunii Colibița . Inițial se formează o rețea hidrografică consecventă pe flancul vestic al anticlinalului , tributară văii longitudinale a sinclinalului din sectorul actualelor chei ( Th. Krautner , 1930 ) care se unea cu cea a Tihăi , drenând împreună depresiunea Livezile Bârgău către lacul transilvan . Paleo – Bistrița a înaintat regresiv , a tăiat axul anticlinalului ( “La Strâmtură “ ) și a captat ( anterior Pliocenului când a început depunerea piroclastitelor vulcanice ) o serie de pâraie de pe flancul estic , care corespund parțial actualilor afluenți Izvorul Lung și Colbu ) .

În Miocenul inferior ( Neocen ) s-a produs faza orogenetică stirică , ce a afectat într-o mică măsură aria Bârgău – Căliman .

Sedimentogeneza se încheie în această arie cu depunerea depozitelor helvețiene și badeniene . Eroziunea ulterioară a înlăturat Badenianul și cea mai mare parte a Helvețianului , acesta din urmă rămânând doar pe o arie de aflorare redusă , la vest de linia Heniu – Lăsaru .

Sarmațianul este marcat de mișcările orogenetice moldave , care duc la înălțarea zonei Bârgăului cu cel puțin 500 m . Acest fapt poate fi dovedit prin corelarea depozitelor oliocene și miocene din Munții Bârgăului cu cele echivalente din Depresiunea Transilvaniei , dar situate la o adâncime mai mare . Se pare că înălțimile au fost ușor mai accentuate în vestul acestei unități montane și însoțite de primele manifestări ale mecanismului subsecvent , deoarece la sfârșitul Sarmațianului cumpăna de ape era mult deplasată spre vest față de situația actuală . Această idee este argumentată de I. Donisă ( 1968 ) prin prezența unor afluenți ai Bistriței ce coborau din Bârgău spre Depresiunea Dornelor aducând elemente andezitice . Aceste elemente andezitice nu proveneau din Călimani deoarece nu începuseră încă erupțiile vulcanice în zona acestor munți . Prin urmare erau fragmente andezitice preluate de afluenți ai Bistriței ce drenau linia marilor masive intrusive vestice , respectiv Heniu , Miroslava , Măgurița , Lăsaru .

O dată cu mișcările moldave care au produs înălțarea și cutanarea ușoară a Munților Bârgăului s-a realizat și exondarea acestei unități montane creându-se premisele unei evoluții subaeriene îndelungate și formării suprafețelor de eroziune .

Mișcările altice și rodanice au avut efecte mai reduse asupra Munților Bârgăului , în schimb cele valaha din Villafranchian s-au resimțit printr-o înălțare mai pronunțată care a provocat o accentuare a eroziunii din Cuaternar .

În partea a doua a Terțiarului încep să se manifeste importante erupții vulcanice de tip subsecvent .

Manifestările subvulcanice care au dus la punerea în loc a corpurilor intrusive ce injectează sedimentarul Munților Bârgăului sunt puse în legătură cu falia subcrustrală din estul bazinului transilvan și apariția vulcanismului subsecvent alpin manifestat la interiorul arcului carpatic .

Conform aprecierilor lui D. Rădulescu și M.Borocoș ( 1967 ) evoluția activității vulcanice din Carpații Orientali s-a desfășurat în timp de la nord la sud , începând cu aparatele vulcanice din Munții Oaș și Gutâi puse în loc în Miocenul inferior , s-a continuat cu manifestările subvulcanice din Munții Țibleș , Rodna și Bârgău , de vârstă Miocen mediu și superior și s-a încheiat în Pliocen – Pleistocen inferior cu apariția masivelor vulcanice din lanțul Călimani – Gurghiu – Harghita . Prin urmare , poate fi considerat un vulcanism progresiv , desfășurat prin avansarea treptată a manifestărilor vulcanice dinspre nord – vest spre sud – est și apoi spre sud .

Asupra debutului activității subvulcanice din Munții Bârgăului există păreri diferite . Astfel , Al. Atanasiu ( 1965 ) consideră că “ începutul erupțiilor poate fi situat la sfârșitul Oligocenului “ . I. Sârcu ( 1957 ) consideră că debutul activității care a pus în loc corpurile subvulcanice poate fi plasat în Sarmațian . I. Atanasiu ( 1944 ) afirmă că “activitatea vulcanică din Bârgău a încetat mai demult decât în Călimani – Harghita “ , fără a preciza însă o perioadă cu exactitate . În lucrarea privind evoluția rețelei hidrografice în Carpații Orientali, I. Donisă , N. Barbu și L. Ionesei ( 1975 ) admit existența fenomenelor vulcanice din zona Bârgăului încă din Sarmațian , explicând prezența elementelor andezitice din paleodelta Bistriței de la Buhuși prin aportul afluenților ce coborau din Bârgău spre Depresiunea Dornelor . Tr. Naum ( 1986 ) apreciază că “ insinuările corpurilor subvulcanice ar corespunde post – Paleogenului “ fără a preciza o vârstă anumită . M. Ielenitz ( 1973 ) consideră în arealul Munților Bârgăului au avut loc două faze eruptive , prima fiind plasată în Tortonian și cea de-a doua în Sarmațian .

Vulcanismul embrionar al Bârgăului poate fi considerat precursorul vulcanismului extrusiv și efusiv al Călimanilor deoarece , cele mai vechi erupții , de tip subvulcanic , au fost prezente atât în Bârgău cât și în Călimani . Ele sunt reprezentate de faza dacitică sarmațiană manifestată prin punerea în loc a lacolitului dacitic de la Sângeorz – Băi – Poiana – Ilvei și a apofizelor dacitice de al Drăgoioasa .

Analizând raporturile dintre masele subvulcanice intruse în învelișul sedimentar al Munților Bârgăului , putem afirma că fenomenele intrusive au avut loc după încheierea ciclului sedimentar Oligocen , deoarece corpurile subvulcanice străbat depozitele rupelian – malțiene , iar în vestul regiunii , chiar strate aparținând Helvețianului . Dacă Bistrița aducea prundișuri andezitice din Bârgău încă din Sarmațian , înseamnă că apariția manifestărilor subvulcanice nu poate fi mai veche decât Sarmațian mediu .

În Munții Bârgăului s-a manifestat un vulcanism subsecvent polifazic , datorită unor falii secundare care au permis penetrarea materialelor vulcanice în faze diferite , unele situate pe direcția nord vest – sud est conform sistemului carpatic , iar altele nord , est – sud , vest , conform sistemului panonic .

Apariția fenomenelor vulcanice pe latura internă a Carpaților Orientali ai putea fi pusă și pe seama încărcării cu sedimente a bazinului transilvan . Astfel , de-a lungul faliei subcustrale care constituie discontinuitatea tectonică între Carpați și Bazinul transilvan , s-au creat condiții de penetrare a magnelor între faciesurile carpatice și cele transilvane . Probabil , sub presiunea depozitelor sedimentare masive din bazinul transilvan , linia fazei subcustrale s-a constituit într-o zonă de refulare a marnelor . Sedimentarea aproape continuă a bazinului transilvan a creat premisele acumulării unor presiuni suplimentare , care au acționat asupra marnelor și prin masa enormă a sedimentelor , cu grosimi de 4000 – 4500 m , depuse în mai multe cicluri . Punctul slab de pătrundere și erupții l-a constituit flișul transcarpatic de pe rama vestică a Capaților Orientali , depus în faciesul de Vișeu și faciesul de Bârgău, prelungit și sub masa vulcanică a Călimanilor .

O primă fază de cuvertură vulcanică subsecventă s-a desfășurat în Sarmațianul inferior , de-a lungul faliei Someșului Mare și a dus la apariția corpurilor dacitice de la Sângeorz – Băi , din Dealul Bucnitori și de pe valea Ilvei . Corpurile dacitice nu se remarcă prin dimensiuni și altitudini mari .

A doua fază , de paroxism vulcanic subsecvent , a avut loc spre sfârșitul Sarmațianului mediu și s-a manifestat prin punerea în loc a masivelor înalte andezitice din sud și vest , respectiv Heniu , Căsaru , Miroslava, Măgurița, Dealul teilor și Dealul Corni , situate dea- lungul celei mai importante falii secundare . Tot aceste faze îi aparțin și corpurile subvulcanice mai mici din partea nord și central – vestică a regiunii ( Măgura Mare, Măgura Neagră, Măgura Sturzilor etc. ) . Manifestările vulcanice subsecvente din Sarmațianul mijlociu și superior au fost cele mai importante și au generat cele mai multe corpuri intrusive . Ele au fost încadrate de L. Atanasiu și Al. Semaka în “ eruptivul subvulcanic din sud vest “ .

Ultimele manifestări care au constituit faza de stingere a vulcanismului subsecvent sunt palsate în Panonian și sunt constituite din corpurile dispersate ale măgurilor , sill-urilor și dyk-urilor de andezite bazaltice de dimensiuni mai mici, care punctează peisajul din centrul și estul Munților Bârgăului .

Pentru zona Munților Bârgăului nu putem aprecia că a existat un vulcanism extrusiv de mare amploare , capabil să construiască aparate vulcanice clasice ci un subvulcanism complex , care a cuprins două serii de manifestare : un subvulcanism însoțit de unele manifestări extrusive în sud , care a creat marile masive prin intruziuni și efuziuni slabe, și un vulcanism intrusiv subsecvent , care a injectat în masa sedimentară diverse corpuri subvulcanice . Acest fapt este dovedit de faptul că nu există argumente care să ateste prezența produselor piroclastice asociate , în nici o fază a vulcanismului intrusiv al Bârgăului , corpurile masive ale Miroslavei , Căsarului, Măguriței și Dealul Ariilor sunt alcătuite din andezite cu amfiboli și piroxeni iar sill-urile și dyk-urile din jurul lor sunt tot andezitice .

În urma intensității activității vulcanice de la marginea internă a Carpaților Orientali a luat naștere și lanțul Călimani – Gurghiu – Harghita . Munții Călimani sunt rezultatul unei activități complexe. Avem astăzi suficiente indicații care atestă importante variații de intensitate a vulcanismului și chiar existența unor perioade de calm total . În cercetarea masivului vulcanic Călimani, s-au manifestat preocupări în ceea ce privește separarea formațiunilor aparținând diverselor momente și deducerea modului detaliat de desfășurare a activității pe asemenea baze .

Cercetătorii care au studiat nordul Masivului Călimani au identificat atât întreruperile activității vulcanice cât și în prezența în cadrul piroclastitelor a unor depozite de material andezitic depus subacvatic . Astfel , O. Nichita recunoaște existența unei perioade de liniște în activitatea vulcanică între ciclul vechi și cel nou, iar M. Savul separă pe rama nord est conglomerate andezitice de origine torențială , depuse subacvatic .

În sudul Munților Călimani , identificarea și cercetarea depozitelor de material andezitic redepus în mediul acvatic au fost făcute pentru prima dată de Z. Török . În ultimele lucrări publicate , el se pronunță asupra necesității separării vulcanitelor explozive primare de produsele activității de eroziune și de depunere secundară a materialului vulcanic , acestea din urmă au fost numite conglomerate și tufite andezitice , tufoide andezitice, tufoido – piroclastice , dar separarea lor față de produsele piroclastice a fost întotdeauna una neclară .

Cercetările întreprinse au arătat că se poate distinge o unitate structurală constituită din alternanță de vulcanite intrusive și depozite sedimentare alcătuite exclusiv sau predominant din material vulcanic , care a fost denumită complexul vulcanogen – sedimentar .

Pentru întreg materialul piroclastic ca și pentru o parte din materialul piroclastic din complexul vulcanogen – sedimentar a fost demonstrat caracterul subacvatic al sedimentării . Această apreciere se referă în primul rând la nivelul intermediar al complexului â , dar este aplicabilă parțial și nivelelor subordonate . În cadrul acestora sunt prezente conglomerate , iar microconglomeratele și gresiile sunt frecvente ; întregul material este de natură andezitică . Aceasta înseamnă că în perioadele corespunzătoare existau suprafețe acoperite de ape mai întinse decât se consideră de obicei când întreaga masă de material de litologie vulcanică din Carpații Orientali este socotită a fi pusă în loc prin procese vulcanice subaeriene â . Acest element geologic nu a fost încă suficient interpretat din punct de vedere paleogeografic .

Hărțile litofaciale la scara 1 : 1500000 , editate de Institutul Geologic , singurul material de o asemenea natură existentă , prezintă situația zonei vulcanice est transilvan , din care fac parte și Munții Călimani , în modul următor: în Sarmațianul inferior și mediu se presupune începerea activității vulcanice în această zonă . În Panonian este figurată o masă de roci vulcanice pe toată lungimea lanțului eruptiv , aceasta fiind mărginit la est și al vest de apele lacului transilvan. În Ponțianul inferior este figurată o masă de roci vulcanice însoțită de complexul vulcanogen – sedimentar , care o înconjoară complet ; formarea acestuia din urmă este considerată subaeriană . În Ponțianul superior și dacian , lanțul vulcanic este figurat în aspectul său actual .

În concluzie , complexul vulcanigen – sedimentar este mai tânăr decât Ponțianul (după unii autori Panonianul ) , dar activitatea vulcanică în această regiune a început însă mai devreme , generând mase de roci a căror distrugere a furnizat material pentru nivelele sedimentare din complexul vulcanogen – sedimentar .

Vulcanismul în Călimani a continuat până la sfârșitul Villafranchia – nului (începutul Pleistocenului mediu ) . Apariția Călimanilor a influențat considerabil evoluția rețelei hidrografice.

O dată cu intrarea în domeniul subaerian , după faza înălțărilor moldave spațiul geografic al Munților Călimani și Bârgăului a fost supus proceselor de modelare , manifestate cu intensități diferite pe cele două complexe de roci , sedimentare și vulcanice .

Treptat depozitele helvețiene au fost îndepărtate, reducând altitudinea de ansamblu a zonei . Axul orogenetic carpatic s-a deplasat în ansamblul său spre est , prin deferlarea cutelor de șariaj ca urmare a mișcărilor distrofice și a subducției plăcii moldave , urmată de afundarea flișului carpatic .

Miocenul superior mai ales Pliocenul și începutul Cuaternarului sunt caracterizate de realizarea treptelor de modelare ale flișului transcarpatic, punctat de prezența măgurilor subvulcanice mai înalte, scoase deja la zi prin eroziune, de sub sedimentar .

Clădirea edificiului vulcanic din Pliocen – Cuaternar afectează și partea sudică a Bârgăului aceasta fiind acoperită parțial de aglomerate vulcanice și piroclastite . Prezența Călimanilor , mai înalți, a determinat o subordonare a modelării denudaționale din Munții Bârgăului . Râul Bistrița s-a instalat la limita dintre cele două zone montane , într-o zonă de discontinuitate petrografică , pe o linie de falie , fapt ce a constituit o premisă pentru accelerarea eroziunii , mai ales în Cuaternar .

Apariția corpurilor subvulcanice și ami ales înălțările valahe au condus la remanierea rețelei hidrografice . Astfel râurile au fost nevoite să ocolească în majoritatea cazurilor corpurile subvulcanice și să se alungească regresiv , în urma deplasării de ansamblu a cumpenei de ape spre est . Aceste remanieri s-au realizat în strânsă corelație, atât cu înălțimile valahe , cât și cu retragerea lacului transilvan în Pliocen , fapt ce a creat un nivel de bază , mai coborât pentru râurile din vestul Carpaților Orientali .

Problema cea mai importantă pe care o ridică rețeaua hidrografică , în sens evolutiv este aceea a reconstituirii celor mai caracteristice faze prin care a trebuit să treacă pentru a ajunge la aspectul actual . Acest aspect reprezintă rezultatul unei evoluții îndelungate , începând din momentul în care regiunea s-a exondat ( Sarmațian – Pliocen inferior ) și până în prezent . Remanierile rețelei hidrografice se pot urmări cu atât mai ușor cu cât s-au produs mai recent, elementele după care se pot reconstitui diversele schimbări sunt mai clare și mai bine păstrate, iar cu ajutorul teraselor ele pot fi fixate și precizate în timp.

RELIEFUL BAZINULUI BISTRIȚEI ARDELENE

Relieful actual al Ținutului Bârgău este rezultatul evoluției paleogeografice atât a Carpaților Orientali cât și a Bazinului neogen al Transilvaniei, cu amprentele vizibile a le vulcanismului și tectonismului.

Unitățile de relief aparținătoare ecestui ținut, redate de Fig.1., sunt:

Munții Bârgăului, se prezintă ca o zonă montană joasă , justificând astfel depozitele sedimentare și ca ocupă cracterul lor subvulcanic. Astfel apare ca o arie seapartoare între Grupa vulcanică nordică( Oaș-Gutâi-Țibleș) și grupa vulcanică sudică( Călimani-Gurghiu-Harghita).

Munții Căliman, prin marile masive eruptive ( Bistricior, Țuțurgău, Strunior și Străcior), localizate în NV ul Călimanilor, respective SE-ul ținutului.

Podișul vulcanic al Călimanilor, ocupă cea mai mare parte din întreg complexul eruptive al Călimanilor, în jurul nivelului de 1500m, caracterizat prin predominarea unor suprafețe plane, etaajate asemeni unor trepte, cu văi largi, deschise, spre obârșii și cu aspect de defileu la ieșirea din zona montană.

Zona deluroasă, fiind cuprinsă între zonele depresionare. Dealurile din dreapta Bistriței Ardelene, în prelungirea Munților Bârgăului respective Dealurile din stânga Bistriței Ardelene în prelungirea Călimanilor și a podișului Călimanilor de NV.

Depresiunea Colibița, o cuvetă ontană format prin eroziune diferențială la contactul sedimentarului oligo-miocen al Munților Bârgăului cu aglomeratele vulcanice ale Călimanilor.

Depresiunea Tiha-Bistricioara, formată din cele două ulucuri depresionare ale Tihei și al Bistricioarei, împreună cu interfluviul dintre ele de tip piemontan.

Depresiunea Bârgăului, (Livezi-Prundu Bârgăului), care se prezintă sub forma unei pâlnii, din ce în ce mai largă din amonte spre aval, formându-se în urma unui lung process de eroziune diferențială în rocile neogene.

Terasele,în urma cerectărilor effectuate în Ținutul Bârgăului,au fost identificate 4 terase, la 10, 30-40,65-70 și 130 de metri.

Defilee și chei, dintre care amintim defileul Valea Străjii-pe pârâul Tiha,Cheile Bistricioarei.

Pasuri și trecători, cele mai semnificative fiind: P. Strâmba, P. Valea Poienii, P. Stegea (Bridireasa), P. Blaju( Blagii), P. Tihuța,P. Ciolocoi, P. Zimbru, P. Tășuleasa, P. Sălișoara.

Fig. 1. Harta fizico-geografică și rețeaua de așezări.

Principalele tipuri de relief care se evidențiază în cadrul acestui ținut sunt generate de structura geologică particulară și de factorii și procesele geomorfologice care acționează prioritar în această zonă . Se pun în evidență următoarele tipuri de relief : relief structural și petrografic , relief vulcanic și subvulcanic , relief fluvial și fluvio – denudațional și relief periglaciar .

Intervenția omului destul de intensă în această arie a determinat și prezența unui relief de natură antropică .

Fig.2. Harta expoziției versanților

Partucularități morfometrice

Pantele, expoziția versanților, adâncimea sau densitatea fragmentării, caracteristicile hipsometrice sunt câțiva dintre indicatorii morfometrici ai reliefului.

Expoziția versanților influențează repartiția teritorială a recipitațiilor, a temperaturii , prin crearea unor topoclimate, dar în acețași timp și modul de utilizarea a terenurilor.

Fig.3. Harta adâncimii fragmentării reliefului

Adâncimea relativă a fragmentării reliefuli (Fig3) este semnificativă în Munții Bârgăului, punând în evidență diferențieri între ariile joase depresionare și versanții corpurilor intrusive puternic denivelate. ( Rusu, E., 1999).

Panta versanților (Fig4) influențează relieful, radiația solară respective etajarea componentei edifice și al mediului.

Fig.4. Harta pantelor

Relieful structural

Acest tip de relief nu se impune în arealul studiat prin particularitățile deosebite sau prin trăsături dominante . Tectonizarea slabă și cutele cu bază largă de curbură a stratelor geologice impun mai degrabă existența unor forme specifice structurilor monoclinale decât celor cutate .

Aspectul morfostructural al Depresiunii Colibița , situată în zona de contact a două structuri diferite : cutat facială a Bârgăului și eruptivă a Călimanului , este determinat de existența anticlinalului respectiv a flancului său vestic , care a condiționat apariția suprafețelor structurale , foarte reduse pe cel estic , datorită declivității mai accentuate (  >20° ) . Flancurile anticlinalului se comportă asemenea structurilor monoclinale , generând forme de relief corespunzătoare : cueste , suprafețe structurale și tipuri de văi caracteristice . Valea subsecventă a Bistriței este flancantă pe latura sudică de o cuestă tectono – erozivă cu altitudinea absolută de 800 m , al cărui front este vizibil de la intrare în depresiune , de la confluența cu pârâul Certeju ( vest ) până în aval de gura pârâului lui Bodrincă ( est ) . Reversul ( podul ) cuestei prezintă o înclinare est – vest evidențiată atât morfometric cât și de orientarea rețelei hidrografice de pe stânga râului Bistrița . Pârâul lui Bodrincă, vale longitudinală sud – nord , a alunecat spre stânga ( vest ) lăsând un con întins pe dreapta . La vest de pârâul lui Certeju , aspectul tipic al cuestei dispare datorită reducerii altimetrice care a favorizat apariția unui glacis construit de torenții ce vin de sub Piatra lui Orban . Cuesta este demonstrată de existența deschiderilor din front și a rupturilor de pantă din profilul longitudinal al văii Bistriței și a afluenților săi , care pun în evidență strate monoclinale retezate în capete .

Friabilitatea rocilor ( marne , argile , șisturi argiloase ) paleogene și panta accentuată explică șiroirea puternică și declanșarea torenților noroioși . Astfel , în fața deschiderii de pe partea dreaptă a gurii de vărsare a Pârâului cu Puntea , unde sunt vizibile strate monoclinale , Bistrița străbate pe o lungime de cca. 30 m ( amonte și aval de confluență ) un talveg cu strate monoclinale în trepte ( repezișuri ) . Pe malul drept (convex ) se observă strate etajate acoperite de pietrișuri , iar pe cel stâng ( concav ) plăci ( fragmente de strate năruite ) .

Frontul cuestei , care poate fi urmărit pe o lungime de 5 km până la confluența cu pârâul lui Bodrincă este festonat de numeroase depresiuni obsecvente , care pătrund sub formă de ploaie în zonele de vărsare ale văilor . Altitudinea frontului coboară de la est către vest ( 880 – 760 m ) . Reversul ( podul ) cuestei corespunde unei suprafețe structurale până la periferia piemontului piroclastic , unde suprafața structurală trece într-o suprafață topografică acumulativă .

Pe flancul estic al anticlinalului aspectul diferă deoarece văile obsecvente , consecvente și mai puțin subsecvente , condiționate de structura monoclinală au contribuit la complicarea morfologiei prin exhumarea corpurilor vulcanice și a sill-urilor foarte numeroase intersectate de râuri , care au dus la apariția văilor epigenetice ( epigeneză vulcanică ) și la schimbări de drenaj .

Suprafețele structurale din zona Depresiunii Colibița sunt dezvoltate pe flancul vestic al anticlinalului =, pe de o parte și de alta a Bistriței , fiind condiționate de caracterul subsecvent al acestui sector , cât și datorită faptului că reversul cuestei coincide cu înclinarea stratelor . Această situație este evidențiată de faptul că afluenții pe ambele laturi ale Bistriței se abat de la nord est către sud vest alunecând pe conurile lor de dejecție conform înclinării stratelor . O suprafață structurală mai puțin extinsă apare și pe flancul estic al anticlinalului , în zona străbătută de sectorul subsecvent al văii Măgurii .

Văile consecvente , dintre care amintim valea Tomnatecu, prezintă profile transversale și profile longitudinale cu pantă normală . Văile de pe flancul sudic al depresiunii sunt în general obsecvente sau cvasiobsecvente cu profile transversale simetrice și rupturi de pantă în profilul longitudinal , dar în sectoare inferioare și pe întregul traseu al Pârâului lui Bodrincă se comportă ca și văi epigenetice adîncite inițial în piroclastite vulcanice orizontal – monoclinale , apoi în formațiuni paleogene cutate de tip Bârgău . Râurile de pe latura nordică ale anticlinalului ( Căsaru, Măgurița, Dealul Ariilor ) străbat văi complexe : obsecvente pe flancul estic, transversale în sectorul în care intersectează axa anticlinalului și linia de falie și consecvente pe flancul vestic al anticlinalului .

În cea mai mare parte văile sunt epigenetice , dar spre deosebire de cele din partea sudică s-au adâncit inițial în formațiuni oligocene , apoi au pătruns în intruziuni vulcanice și s-au adâncit din nou în formațiuni oligocene prin străpungerea sill-urilor intercalate ( epigeneză vulcanică dublă sau etajată în acest caz ) .

Văile subsecvente sunt exemplificate mai ales de aceea a Bistriței și a afluentului său Colbu Bistrița intersectează axa anticlinalului și linia de falie , fiind flancată pe partea stângă de cuesta tectono – erozivă descrisă anterior, iar afluentul său se comportă ca un râu longitudinal în sectorul inferior paralel cu axa amintită .

Relieful petrografic

Relieful grevat pe gresii, marne, argile și șisturi argiloase oligocene este predominant. Alternanța gresiilor și a marnelor a determinat un relief modelat de ablație , eroziune torențială, la care se adaugă alunecări de teren . Faciesul acesta este larg extins cuprinzând aproape întreaga zonă a Bârgăului Sudic . Intercalațiile marne , argile și șisturi argiloase constituie elementul principal care a generat alunecări. Tot versantul drept al Bistriței este intens afectat de degradările de teren în diferite stadii de evoluție. Pincipalele văi ( Pietricelul , Pârâul Plopii etc. ) se caracterizează prin intensa retragere autonomă a obârșiilor , favorizată de litologie și structură . Apar numeroase ogașe , mai frecvente în bazinele de recepție ale torenților . Alunecările de teren , întâlnite în bazinele pâraielor ( Locurile – “ locuri rele “, Pietricelul, Obcina , Pârâul Plopii ) sunt condiționate și de înclinarea suprafețelor structurale și aparțin , în cea mai mare parte , tipului consecvent . Pe flancul Estic al anticlinalului apar și alunecări rectilinii , cu râpe de desprindere liniare în orizonturile grezo – marnoase .

Relieful dezvoltat pe calcare , conglomerate , gresii și marne eocene ocupă o suprafață mică ( pe latura sudică a bazinetului Colibița ) și se caracterizează prin planitatea reliefului , altitudini reduse , forme domoale , alunecări și abundența mlaștinilor . Rețeaua hidrografică are un profil transversal larg , iar văile care urmăresc contactul dintre șisturile argiloase și formațiunile vulcano – sedimentare ( piroclastice ) din partea sudică a Depresiunii Colibița , se caracterizează prin asimetria versanților . Șiroirea și eroziunea torențială sunt frecvente în special în zonele defrișate și cu pante mai accentuate . Existența pânzelor freatice la mică adâncime , datorită impermiabilității orizonturilor marnoase , determină o puternică umectare mai ales în bazinele de recepție torențiale mai adâncite , care au condiționat formarea unor oglinzi de ficțiune și , ca urmare , dezvoltarea solifluxiunilor în partea inferioară spre fundul bazinului . Alunecările sunt vechi , fixate și înierbate , în general estompate , cu râpe de desprindere inactive .

Relieful dezvoltat pe roci eruptive

Morfologia rocilor eruptive este complexă , ea fiind determinată de existența vulcanismului intrusiv specific Bârgăului – evidențiat prin prezența marilor cupole (Miroslava, Căsaru , Heni, Măgurița , Dealul Arilor ) care domină relieful domol grefat pe depozite vulcano – sedimentare ( piroclastice) care fosilizează sedimentarul Bârgăului. Tipul acesta este specific defileului Bistriței unde predomină dezagregarea fizică și alterarea , ciclul îngheț – dezgheț , fiind factorul modelator principal. Apar calcare , piramide și turnuri cu înălțimi de zeci de metri , iar la contactul cu albia râului conuri de grohotișuri . Porozitatea cimentului cineritic și scoriaceu în special , permite circulația apei meteorice și subterane , astfel că la baza masei piroclastice, de-a lungul văii Bistriței , apare o linie de izvoare . În partea cea mai înaltă a versanților se găsesc și cursuri intermitente , iar pâraiele care străbat zona sunt de tip epigenetic . Apar stânci uriașe de 40 – 80 m , iar existența diacluzelor a favorizat apariția pereților verticali

Relieful vulcanic

Magmatismul neogen aparține unui tip de magmatism de orogen , constituind etapa finală a acestuia . Este vorba deci de un magmatism subsecvent , fiind favorizat de existența unor fracturi și sisteme de fracturi în aria de slabă rezistență de la contactul dintre orogenul carpatic și blocul din fundamentul Depresiunii Transilvaniei .

În general , structura reliefului vulcanic este dependentă de caracterul și necesitatea erupțiilor și de influența mediului ( aerian sau acvatic ) în care acestea s-au manifestat Gradul de conservare a reliefului vulcanic este dependent de vechimea erupțiilor . De aceea formele mai bine conservate se întâlnesc doar la Călimani , de vârstă mai recentă .

În Munții Bârgăului magmatismul s-a manifestat exclusiv prin forme subvulcanice. Pentru Călimani este caracteristic tipul de activitate complexă cu structuri stratovulcanice. Prin distrugerea aparatelor vulcanice s-au acumulat formațiunile vulcanogen – sedimentare care au o largă răspândire la periferia regiunilor vulcanice .

Fenomenele vulcanice aparținând ciclului pliocen superior – cuaternar inferior reprezintă manifestările finale ale magmatismului subsecvent . Ele au avut o amploare mai redusă și au afectat suprafețe mai reduse prezente numai în Călimani . Vulcanismul s-a caracterizat printr-o activitate efuzivă, cu puțină perioade explozive . În timpul acestor erupții au fost expulzate în special andezite cu piroxeni . Formele create fiind tinere , sunt încă bine conservate .

După încetarea erupțiilor , probabil în cuaternarul mediu , a continuat activitatea post vulcanică . Evoluția post – vulcanică a reliefului a dus la diversificarea acestuia , manifestată atât la nivelul masivelor muntoase , cât și la acela al formelor simple . Eroziunea a dus la festonarea periferiei craterelor vulcanice , la drenarea craterelor , la adâncirea văilor și la înlăturarea unei mari părți din placa de aglomerare vulcanice . Prin adâncirea rețelei de văi în sedimentarul din bază au apărut numeroase șei și mici depresiuni cum este cea a Colibiței .

Aglomeratele vulcanice din Călimani au favorizat apariția unui relief rezidual caracterizat prin prezența a numeroase forme cu aspect de coloane , stâlpi , piramide coafate etc. În zona de contact cu Podișul Transilvaniei ( vest ), platoul se desfășoară spre exterior printr-un abrupt de 400 – 500 m ( dealurile Vulturu , Negru , Moldoveanca ).

De asemenea întâlnim și un relief modelat pe depozite vulcanogen – sedimentare și în cheile Bistriței ( coloane , piramide, turnuri ) , care au influențat considerabil evoluția Depresiunii Colibița .

Relieful subvulcanic

Deși ocupă suprafețe relativ restrânse , formele generate prin activitea subvulcanică se impun atât prin altitudine , pantă , formă și aspect cât și prin influența determinată asupra celorlalte componente naturale ale teritoriului . Relieful subvulcanic se comportă întotdeauna ca relief dominant față de formele create pe sedimentar .

Procesele care au condus la apariția diverselor corpuri subvulcanice din Bârgău au fost polifazice și au avut intensități diferite . Prezența mai multor aliniamente de măguri subvulcanice atestă existența unor falii secundare apărute succesiv și care au permis manifestarea unui vulcanism polifazic . Intruziunile subvulcanice reprezintă elemente relativ tinere care au străpuns pe alocuri întregul eșafod structural sau au fost exhumate de sub stiva sedimentară . Există și corpuri care nu au fost dezgolite .

Apariția mai multor aliniamente de intruziuni subvulcanice se datorează distribuției presiunii magmatice subcustrale . Nu au existat decât puncte de concentrare locală , care nu au atins volumul celor care au generat vulcanismul extensiv din Călimani .

Au fost identificate numeroase și variate corpuri magmatice subsecvente de tip lacolit , sill , dyck , filon , stâlp și cupolă . Unele dintre acestea au fost interpretate de I. Sârcu drept neck-uri , dar după opiniile mai multor cercetători nu sunt dovezi care să ateste manifestarea unui vulcanism clasic exhusiv, în Bârgău .

Marea majoritate a corpurilor au aceeași constituție geologică pe întreg ansamblul desfășurării lor , fără miezuri diferite care ar putea fi interpretate drept neck-uri . Excepție face doar Masivul Heniu care prezintă o zonă centrală dioritică înconjurată de mase andezitice , dar care ar putea fi rezultatul unor procese de intruziune succesivă , de tip pegmatitic .

Aproape toate corpurile intruzive mici , de câțiva zeci de metri înălțime deasupra sedimentarului au fost interpretate drept neck-uri , dar nu a existat un vulcanism exhusiv atât de distributiv , încât să se fi exprimat printr-un grad de dispersie atât de larg .

Magmatismul de contact este foarte slab exprimat , doar pe câțiva zeci de centimetri foarte rar depășind un metru . În cazul vulcanismului clasic grosimea rocilor afectate prin acest proces este mult mai mare .

E. Rusu distinge în zona Munților Bârgăului două categorii de relief subvulcanic , în funcție de natura rocilor, și anume : relieful intruziunilor magmatice subsecvente și relieful formațiunilor vulcanogen – sedimentare .

Relieful intruziunilor magmatice subsecvente

Corpurile subvulcanice s-au insinuat de-a lungul unor falii ceea ce a condus la dispunerea lor pe aliniamente de măguri . Se poate realiza astfel o grupare a acestor corpuri subvulcanice în funcție de diferențierile notabile litologice , altitudinale , de masivitate și de vârstă dintre corpurile apărute pe diferite aliniamente .

Astfel , în partea sudică a Munților Bârgăului aparținând bazinului Bistriței se desfășoară un aliniament ce cuprinde cele mai înalte și mai masive corpuri subvulcanice , cu altitudini ce depășesc 1500 m . Acest aliniament este format din următoarele masive dispuse de la vest către est : Heniu, Miroslava , Căsaru , Măgurița , Dealul Ariilor și Dealul Cornului . Au fost puse în loc de-a lungul faliei subcustrale Făgetul – Heniu cu direcția vest – est prin apariția unor lacolite de mari dimensiuni constituite în principal din andezite cu amfiboli , andezite cu piroxeni și andezite cu amfiboli și piroxeni . Sunt lacolite masive formate dintr-un singur corp de formă generală piramidală sau conică , puțin fasonate prin eroziune . Apele care izvorăsc din aceste masive au creat văi puțin adânci și deci puțin evoluate datorită timpului relativ scurt de manifestare a eroziunii liniare și datorită durității rocilor constituite . Nici unul din aceste cursuri nu a reușit să străpungă întreaga masă subvulcanică prin eroziune regresivă . Văile care despart aceste măguri s-au adâncit pe seama sedimentarului dintre ele și le-au ocolit .

O trăsătură de bază a acestor corpuri masive o constituie geometrizarea liniilor de versant. Acest aspect este exprimat în forma sa cea mai tipică în corpul Măguriței care prezintă o serie de văi torențiale paralele , cu aceeași pantă și cu versanți care se întretaie sub aceleași unghiuri diedre . Aceste văi au apărut pe linii de litoclaze paralele ce au avut o desfășurare longitudinală pe versant .

Muntele Heniu ( 1611 m )-constituit din trei faciesuri geologice concentrice : masa sedimentară marginală ( helvețian + chattian – burdigalian ) , fondul andezitic intern și miezul dioritic central . Sedimentarul a fost străpuns în două faze diferite de intruziune : o fază andezitică mai veche și una dioritică mai nouă , apărută în stil pegmatitic . Andezitele au fost insinuate sub formă de sill-uri , iar dioritele sub forma unui imens lacolit . Prezența intercalațiilor de fliș în masa dioritică și insinuarea sill-urilor andezitice înconjurătoare nu pot fi manifestări ale unui vulcanism exhusiv .

Masa subvulcanică dură a fost ocolită de valea Bistriței , adâncită pe fondul sedimentar .

Muntele Heniu este înconjurat de sedimentar până la 1000 – 1100 m . Peste acest nivel apar formațiuni de cueste etajate pe sill-uri . Este un aspect semnalat de Tr. Naum pe flancul nordic , dar există un relief cu caracter de cuestă și pe flancul sudic și estic al masivulu . Frontul cueselor este instalat pe capetele sill-urilor dezgolite parțial de sedimentar , iar reversul pe sedimentarul dintre acestea . De fapt nu sunt niște cueste clasice ci trepte litologice cu aspect cuestiform pe fontul unor pliuri cu rază largă de curbură ale sedimentarului .

Peste aceste denivelări litologice se ridică corpul dioritic central cu aspect piramidal , striat parțial de culoar de avalanșe și de nivație la partea superioară și de văi cu caracter torențial la partea inferioară . Vârful său cu aspect de tetraedru este flancat de abrupturi de litoclaze , la baza cărora se află îngrămădiri de blocuri sub forma unor imense grohotișuri .

Vârful Miroslava ( Oala , Gogoașa , 1604 m ) este un alt corp masiv de tip lacolit , injectat de-a lungul unei linii de dislocație din axul anticlinalului Parva – Colibița , spre deosebire de Heniu , în cazul corpului Miroslava a existat o singură fază de penetrație andezitică care a creat două corpuri distincte : un lacolit alungit în vest și un lacolit piramidal în est separată printr-o bandă de sedimentar .

Masa sedimentară din jur se ridică până la 1100 m , în schimb banda de fliș intercalată între cele două silluri andezitice s-au păstrat până la cca. 1400 m . Este ocolit de râurile Tiha și Tureac adunate în sedimentar .

Miroslava este un corp masiv , cu vârf piramidal abrupt și versanți cu văi adâncite epimetric mai întâi în sedimentar și apoi în andezite , dar nici unul din râurile de pe flancurile sale na a reușit să-l străpungă . De altfel , rețeaua hidrografică cu izvoare în Miroslava are o dispunere radiară, trădând rezistența la eroziune a corpului intrusiv .

Vârfurile Căsaru , Măgurița și Dealul Ariilor formează o grupare compactă de corpuri intrusive care are un fundament magmatic comun . Între Căsaru și Măgurița se interpune o vale adâncă , cu denivelare de peste 700 m între talveg și vârfuri . Între Măgurița și Dealul Ariilor există doar o înșeuare de 1350 m altitudine . Sunt corpuri masive ce depășesc 1500 m altitudine , cu formă piramidală legate între ele prin numeroase sill-uri . Sedimentarul apare doar pe latura sudică a vârfului Căsaru și pe latura nordică a Dealului Ariilor . În rest se pare că a fost îndepărtat până aproape de talveg printr-o eroziune activă .

O altă grupă a relifului intruziunilor magmatice subsecvente este cea a pseudo – diapirismului subvulcanic central . Este zona pe care I. Sârcu a numit-o sugestiv “ Munceii vulcano – sedimentari “ ai Bârgăului . Denumirea ne conduce imediat la ideea existenței unei zone de munți mai scunzi, în care înălțimile s-au format atât pe sedimentar , cât și pe rocile vulcanice . Lucrurile sunt însă ceva mai complicate datorită activității subvulcanice manifestată cu intensități diferite în partea centrală . Unele măguri au reușit să penetreze masa sedimentară până aproape de suprafață , de unde au fost ulterior dezvelite prin eroziune și se înscriu în relief ca niște înălțimi zvelte cu versanți înclinați la peste 30° . Și în cazul acestora se pune clar în evidență contactul litologic cu sedimentarul , printr-o reducere semnificativă a pantei liniei de versant . În alte cazuri, corpurile subvulcanice nu au reușit să iasă la zi , dar au deformat prin înălțare stiva sedimentară supraiacentă și au determinat apariția unor cute locale , asemănătoare cu cele create de acțiune depozitelor salifere . Deformări ale sedimentarului au însoțit și flancurile măgurilor deshumate de sub sedimentar . Atât cutele localizate în corpul intruziunilor subterane , cât și cele care însoțesc măgurile subaeriene , ne-au sugerat atribuirea denumirii de “ pseudo – diapirism subvulcanic “ procesului care a ondulat partea centrală a Bârgăului . Evident că există și o serie de înălțimi detașate sculptural pe flișul transcarpatic .

Dintre măgurile subvulcanice din zona centrală menționăm Pasul Zimbroaiei și Măgura Calului , care se saltă cu 100 – 200 m deasupra sedimentarului . Sunt corpuri apărute pe sill-uri , dyck-uri sau stâlpi subvulcanici și sunt constituite din andezite un amfiboli și piroxeni . Acolo unde roca apare la zi prezintă același sistem pronunțat de diaclazare fapt ce conduce la apariția unor mici abrupturi de litoclaze și la acumularea unor trene de grohotișuri active , ca în situația din Măgura Calului , sau stabilizate ca cele de sub Pasul Zimbroaiei .

Relieful formațiunilor vulcanogen – sedimentare

Acest tip de relief apare pe un areal restrâns dein sudul Munților Bârgăului , unde au fost deversate aglomerate vulcanice și mai ales produse piroclastice rezultate în urma erupțiilor mai recente din Munții Călimani. Aceste depuneri , care acoperă aproape în întregime versantul nordic al Munților Călimani , au fost sedimentate în facies continental și se prezintă sub forma unor depozite haotice de brecii și microbrecii piroclastice , cinerite , tufuri grosiere sau fine , aglomerate și microaglomerate vulcanice.

Modelarea acestor faciesuri s-a realizat într-un ritm mult mai rapid decât formațiunile andezitice și uneori chiar și decât sedimentarul . Au apărut astfel o serie de forme de relief specifice cum sunt ravenele sau văile torențiale , care s-au modelat foarte ușor în masa friabilă . Astfel de forme întâlnim pe versanții din Piatra Mare sau Piatra Bridiereului . Apar și cazuri interesante de epigenie pe raven , deoarece sub aglomerate este andezit .

Relieful fluvial

Rețeaua hidrografică aparținând acestui ținut se caracterizează în general prin fenomenul de epigeneză subvulcanică , deoarece râurile fixate în sedimentarul monoclinal al învelișului postaustric s-au adâncit în masa corpurilor vulcanice , asemenea acelora care s-au insinuat în curgerile de lave din partea sudică ( Valea Colbului ) , adâncindu-se ulterior în formațiunile oligocene subiacente ( rocile andezitice stau discordant peste sedimentar ) . În cazul sill-urilor intercalate în masa stratelor de gresi , văile s-au adâncit inițial în formațiuni sedimentare , au pătruns în intruziuni apoi din nou în sedimentar ( epigeneză vulcanică dublă , etajată sau suprapusă ) , condiționând apariția versanților ( a cuestelor în trepte la văile subsecvente ) etajate și rupturilor de pantă în profilul longitudinal al râurilor .

În timpul ridicăturilor provocate de insinuarea corpurilor ( Pliocen – Cuaternar inferior ) unele sectoare de râuri au suferit remanieri , din altele au persistat pe traseul inițial ( antecedență mecanică ) , de exemplu în cazul defileelor sculptate în andezite intrusive . Mișcările cuaternare valahice au condiționat de asemenea adâncirea antecedentă a râurilor .

Văile din Ținutul Bârgău

Cele mai importante râuri din cadrul acestui ținut sunt : Bistrița și Bârgăul . Valea Bistriței și a afluentului său principal , Bârgăul , prezintă un caracter transversal , având terasee orientate est, nord , est- vest, sud ,vest, tăind perpendicular principalele influxuri structurale ale flișului transcarpatic .

Străbătând transversal compartimente cu structură geologică și alcătuire geologică diferită și prin urmare cu rezistență diferită la modelare , râurile acestui ținut , în special Bistrița , au creat compartimente depresionare și sectoare de văi înguste, pe alocuri chiar sub formă de defilee , numite localnici “ strâmturi “ .

Râul Bistrița izvorăște de sub râul Blaja din Munții Bârgăului de la o altitudine de cca. 960 m și printr-un alt afluent de sub Vârful Dălbidan din Munții Călimani . Bistrița a creat o vale de contact litologic , delimitând , în linii mari , flișul transcarpatic al Munților Bârgăului de depozitele de aglomerate vulcanic de pe rama nordică a Munților Călimani . La nivelul detalierii litologice se constată o mai mare complexitate .

De la izvoare și până în dreptul abruptului de sub Vârful Capul Pichicelii , valea Bistriței străbate complexul flișului transcarpatic separând depozitele chattian – burdigaliene de pe versantul drept , de cele helvețiene de pe versantul stâng . Urmează apoi un sector în care Bistrița taie numai depozite helvețiene , până în dreptul Vârfului Dealul lui Pușcă . Din acest punct și până la confluența cu Pârâul Tătarca au fost secționate , sub forma unui defileu îngust, aglomeratele vulcanice provenite din Munții Călimani, formațiuni ce acoperă o mică parte din sedimentarul din sudul Munților Bârgăului.Străbătând formațiuni litologice diferite , Bistrița a creat o vale cu sectoare diferențiale morfologic, în care tronsoane înguste alternează cu deschideri depresionare largi .

Râul Bistrița apare ca o vale de două ori transversală : atunci când intersectează axa și falia anticlinalului Pietricelul ( “ La Strâmtură “, care separă două bazinete, Mița și Colibița ), cât și în sectorul Ariilor unde retează flancul estic al sinclinalului ( Tr. Naum , 1987 ) . Bistrița străbate depresiunea subsecventă a Colibiței cu dezvoltare laterală către nord est care a migrat succesiv spre sud vest în funcție de retragerea frontului de cuestă modelat în calcare eocene ale Bârgăului sudic, acoperite inițial din formațiuni vulcano – sedimentar care debordau și peste formațiunile oligocene. Până la ieșirea din Depresiunea Colibița valea prezintă un profil asimetric, versantul drept fiind mai abrupt .

Depresiunea Colibița se conturează începând de la confluența Bistriței cu pârâul Pănulețul și se desfășoară până la intrarea în Defileul Bistriței . Are o formă alungită , cu axa longitudinală pe direcția est sud est – vest nord vest , de cca. 7 km , în timp ce pe direcția transversală măsoară aproximativ 2 – 3 km . Spre sud , depresiunea este clar delimitată față de contrafroturile de aglomerate vulcanice ale Munților Călimani de sub vârfurile Chicera lui Pasăre, Țiganca, Piatra lui Orban și Stânca Halăului și relieful mult mai puțin înclinat , grefat pe sedimentar. Este practic un interfluviu prelung, secționat de pâraiele Valea Neagră și Pănulețul, care se termină spre depresiune printr-un abrupt litologic, format printr-o eroziune activă într-o masă de aglomerate vulcanice friabile. Nu poate fi vorba de un abrupt structural, în adevăratul sens al cuvântului, așa cum îl definește D. Rusu ( 1971 ) , deoarece aceste roci nu prezintă nici un fel de linii de stratificație. Ele sunt dispuse la marginea stratovulcanului Călimanilor , dar eroziunea nu a decopertat decât parțial masa de piroclastite , fără a se ajunge la suprafețe acoperite de andezite .

Limita superioară a depresiunii spre Munții Călimani se situează la cca. 1000 m între defileul Bistriței și Piatra lui Orban și la aproximativ 1150 m între Piatra lui Orban și Chicera lui Pasăre .

Spre nord , Depresiunea Colibița urcă până la 900 – 950 m și este mărginită de versanții măgurilor intrusive Căsaru , Măgurița și Făgetu Mare . În est , spațiul depresionar este întrerupt de Vârful Blaja, iar spre vest este limitat de Dealul lui Pușcă și de o succesiune de trei înșeuări care leagă Dealul lui Pușcă de Vârful Căsaru . Aceste înșeuări separă depresiunea Colibița de un alt spațiu depresionar , mai larg , tentacular , format la confluența Bistriței cu Bârgăul .

În limitele menționate depresiunea ocupă cca. 15 km , fiind mai larg dezvoltată pe stânga Bistriței .

După Tr. Nau ( 1983 ) , această depresiune este alcătuită din două compartimente : bazinul Mița ( estic ) cu altitudini medii de 800 – 900 m și bazinul Colibița ( vestic ) cu înălțimi mai mici ( 700 – 800 m ) separate prin gâtuirea din punctul “ La Strâmtură “, unde Bistrița retează axul anticlinalului ( capătul sudic al Pietricelului ) , evidențiat prin apariția unei rupturi de pantă .

Bazinetul Mița ( zona de confluență a pâraielor Colbu și Izvorul Lung ) reprezintă un vechi fund de lac cu cuaternar asemenea celui de-al doilea compartiment – Depresiunea Colibița – mai mare , desfășurat între punctul “ La Strâmtură “ și intrarea în sectorul cheilor Capul Dealului , asimetric , cu versantul sudic abrupt corespunzător unui front de cuestă .

Evoluția depresiunii este legată de “ prezența sau absența “ anticlinalului și de la apariția barajului de piroclastite din zona cheilor .

Asupra originii Depresiunii Colibiței s-au exprimat mai mulți autori . Th. Kranter ( 1930 ) este primul cercetător care scoate în evidență existența anticlinalului Colibița și a sinclinalului din sectorul Cheilor .

R.Mayer ( 1936 ) consideră că Depresiunea Colibița ca tectonică și admite că scufundarea a avut loc ulterior romanianului . Dar dispoziția sedimentarului din această zonă și lipsa liniilor de falie de pe laturile depresiunii nu susțin această ideea . Autorul menționat interpretează zona joasă dintre vârful Căsaru și Dealul lui Pușcă drept o vale de eroziune prin care Bistrița ar fi curs spre Valea Bârgăului . Dar în această zonă există două vârfuri apropiate flancate de trei înșeuări cu poziție transversală , situate la cca. 900 m și este greu de presupus că în mijlocul unei văi montane să fi rezistat spre fliș un asemenea prag transversal . În plus , nu există depozite ale teraselor superioare care să ateste scurgerea unui râu de talia Bistriței și nici văi ale unor afluenți laterali pe toată lungimea , de peste 5 km , a acestei zone joase . Prin urmare nu poate fi vorba de un paleocurs al Bistriței spre Valea Bârgăului .

L.Someșan ( 1947 ) precizează că Bistrița și-a desăvârșit talvegul reușind să pătrundă în anticlinalele formațiunilor mai freabile ( “ burdigaliene și acvitaniene “ ) de la Colibița pe care le-a denudat ușor formând o depresiune de eroziune delimitată la sud și vest de aglomerate și andezite .

L.Atanasiu , R.Dumitrescu , Al.Semaka ( 1956 ) admit existența anticlinalului cu axa jalonată de corpuri intrusive : Miroslava – Căsaru – Pietrișel .

I.Sârcu ( 1957 ) apreciază că Depresiunea Colibița are o vârstă levantin – cuaternară sau chiar cuaternară . Formarea ei este pusă în legătură cu îndepărtarea unei plăci de aglomerate vulcanice depuse în urma erupțiilor din Călimani . După părerea autorului citat aglomeratele vulcanice ar fi acoperit întregul teritoriu al depresiunii până la nivelul de 1000 – 1100 m , de la care a început eroziunea în levantin – cuaternar .

Nu putem ști cu certitudine dacă această zonă a fost acoperită în întregime sau numai parțial de mase de piroclastite groase de cel puțin 200 m ( resturi de peste 100 m grosime se mai păstrează pe versanții de pe stânga Bistriței imediat în amonte de defileu) și care au fost îndepărtate total de pe versantul drept al Bistriței și aproape în întregime de pe cel stâng . Mai curând se pare că nu a fost acoperită în întregime de piroclastite , ci acestea au fost depuse doar în petice puțin consistente . Se pune întrebarea de ce aceste aglomerate vulcanice s-au păstrat numai în zona defileului și nu și pe versanții de la nord de depresiune, pe Capul Pietricelii , care este un dyk andezitic dus ca și Dealul lui Pușcă și Piatra Mare din defileu , corpuri andezitice căptușite cu petice de piroclastite . La aceeași altitudine , pe versantul stâng , ce coboară din Călimani , există mase de piroclastite la altitudini de 1200 – 1300 m iar pe versantul drept nu există decât în zona defileului . Se pune întrebarea dacă a fost posibilă o eroziune care să acționeze cu predilecție numai pe un versant . În plus , nu există o corelație între grosimea depozitelor piroclastice din zona defileului Bistriței , de cca. 500 m și cele presupuse de I. Sârcu că ar fi existat în zona depresiunii , de numai 200 m . Putem afirma cu certitudine că zona defileului a fost acoperită de depozite piroclastic , dar ne manifestăm reținerea asupra extinderii acestora la nivelul întregii depresiuni . Considerăm că depresiunea Colibița este de natură sculpturală și s-a format prin eroziune pe sedimentarul flișului transcarpatic parazitat de deversările locale de piroclastite la contactul acestuia cu rocile andezitice ale Călimanilor . Se pune clar în evidență limita estică a depresiunii prin schimbarea abruptă a pantelor între sedimentar și andezitele Călimanilor . Același aspect poate fi urmărit și la contactul cu Muntele Căsaru .

Originea depresiunii nu poate fi pusă decât în strânsă corelație cu faciesul litologic dominant pe care se grefează.

Schițarea acestei depresiuni a început înainte de depunerea maselor de piroclastite în partea sa sudică . Terasele înalte ale văii atestă adâncirea văii și activitatea erozională încă din Pliocen . Evoluția sculpturală treptată s-a realizat în Cuaternar prin modelarea simultană a fondului sedimentar și a limbii de piroclastite depuse în sudul depresiunii .

Geneza depresiunii Colibița este strâns legată de cea a cheilor râului Bistrița , fiind condiționată de structură .

Defileul Bistriței este tăiat , pe verticală , în cea mai mare parte în depozite de piroclastite , mase de roci mult mai friabile decât andezitele pe care le ocupă . Prin urmare , Bistrița a secționat și a îndepăratat relativ ușor aceste materiale . Se pare însă că acest defileu este mai vechi decât erupțiile care au depus piroclastitele. Formarea lui este mai complexă decât formarea depresiunii Colibița și presupune existența a trei faze diferite de evoluție .

Inițial defileul a fost tăiat între andezitele mai vechi ale Bârgăului ( din Piatra Mare și Dealul lui Pușcă ) și un contrafort vulcanic mai mare al Călimanilor .

Ulterior , în Pleistocenul inferior , zona defileului a fost întradevăr acoperită de mase piroclastice consistente în care Bistrița s-a adâncit rapid . După secționarea piroclastitelor s-a reluat adâncirea în masele andezitice . Se recunosc în baza versanților andezitele , iar deasupra acestora depozite piroclastice .

Se poate admite că în Pleistocenul inferior , în spatele barajului natural al masei de piroclastite deversate din Călimani să fi funcționat un lac efemer. Putem afirma în concluzie , că Defileul Bistriței este un defileu polifazic epigenetic .

Următorul sector depresionar al văii Bistriței este depresiunea Prundu Bârgăului . Această depresiune se desfășoară atât pe Valea Bistriței cât și pe cea a afluentului său Tiha ( Bârgăul ) . Este un compartiment depresionar sculptural modelat aproape exclusiv în depozitele flișului transcarpatic .

Situată într-o zonă de confluență , această depresiune are o formă lobală , cu un compartiment central , Prundu Bârgăului și două tentacule alungite , respectiv Bistrița Bârgăului și râul Bistrița și Mureșenii Bârgăului pe râul Tiha . Cele două compartimente alungite separă un interfluviu sedimentar străpuns de câteva dyk-uri andezitice căptușite cu materiale piroclastice pe latura lor sudică .Aceste corpuri sunt de mici dimensiuni și abia se ridică peste 1000 m altitudine: Piatra Bridireiului (1108 m) , Dealul Pietrei (1168) și Dealul lui Pușcă ( 1084 m ) .

Depresiunea Prundu Bârgăului este sculptată în cea mai mare parte în depozite de vârstă helvețiană corespondente cu cele situate în depresiunea Transilvaniei și numai în părțile mai înalte dinspre axul Bârgăului depozitele aparțin chattian – bundigalianului .

La ieșirea Bistriței din zona montană se desfășoară Depresiunea Iad – Bârgău . Ea are în parte caracter de depresiune structurală și de contact . Această depresiune a fost numită astfel de P.Coteț și este o unitate ce aparține Depresiunii Transilvaniei , respectiv zonei marginale estice .

Râul Tiha ( sau Tihuța , Straja , Bârgău ) , afluent al Bistriței pe partea dreaptă , străbate o vale îngustă, transversală ( intersectează axa și falia anticlinalului Colibița ) , un defileu epigenetic în amonte de Tihuța ( retează andezitele din Chicera Șendroaiei ) , cât și în aval de Mureșenii Bârgăului , unde secționează sill-urile de pe flancul nordic al Măgurișei și Căsarului ( defielul Straja cu fronturi de cueste epigenetice etajate pe versantul stâng al râului și rupturi de pantă pe cel drept ) . Valea se lărgește în gresii oligocene fiind jalonată de terase simetrice , iar la Prundu Bârgăului , unde Tiha confluează cu Bistrița , Secu și Valea Ciorii , el deschide larg o zonă aluvială , iar terasele ating extensiunea maximă ( depresiunea Iad – Bârgău larg deschisă spre Transilvania ) .

Analizând trăsăturile morfologice comune ale văilor putem trage o serie de concluzii . În primul rând aceste văi sunt antecedente , pe fondul dominant al sedimentarului și au caractere epigenetice locale , atunci când traversează sectoarele dure ale corpurilor magmatice . Prezența defileelor denotă o adâncire a văilor pe niște trasee moștenite . Defileele au fost săpate în roci magmatice dure . Valea Bistriței este o vale de contact litologic și morfologic , care delimitează Munții Bârgăului de aglomeratele vulcanice depuse pe rama nordică a Munților Călimani , iar Valea Bârgăului este o vale de eroziune selectivă , care traversează o alternanță de sectoare sedimentare și magmatice.

Valea Bistriței este o vale asimetrică , această caracteristică fiind determinată de stabilirea traseului pe o linie de contact litologic și de prezența unui număr mare de afluenți pe unul din versanții văilor .

Albiile minore sunt denivelate prin abrupturi de 1 – 2 m față de terasele de luncă . Acumulativul lipsește pe unele porțiuni de albie minoră , de regulă acolo unde intersectează faciesuri de roci mai dure

Terasele

În cadrul depresiunilor din Bazinul Hidrografic al Bistriței au fost identificate , de către diverși autori , mai multe nivele de terasă . Astfel , Tr. Naum (1986) , pe Valea Bârgăului a cartat 5 nivele de terase , din care nivelul superior aparține terasei în rocă . Este greu de acceptat ideea că un afluent poate avea mai multe nivele de terase decât râul său colector . Evidente sunt doar terasele care se racordează în zona de confluență cu cele ale Bistriței adică nivele de 3 – 5 m , de 10 – 12 m și de 25 m . Fragmentar apare și un nivel intermediar de 5 – 7 m .

Pe valea Bistriței în sectorul Ținutului Bârgău sunt puse în evidență 4 nivele de terase : T 3 – 5 m , T 10 – 12 m , T 25 m și T 55 – 60 m . Primele două sunt mai clar exprimate morfologic și pe ele sunt situate parțial localitățile Bistrița Bârgăului și Tiha Bârgăului . Toate terasele au o pătură de acumulare aluvionară . Aluviunile , a căror grosime nu depășește în general 3 – 4 m sunt formate la bază din pietrișuri andezitice . Pietrișurile sunt constituite din andezite , în general cu atât mai alterate cu cât orizontul aluvionar aparține unei terase mai vechi.

Relieful fluvio – denudațional

Altitudinea influențează în mod indirect procesele geomorfologice prin impunerea etajării condițiilor morfogenetice . Pe vârfurile mai înalte din cadrul ținutului, cuprinse între 1200 – 1600 m , situate în etajul morfogenetic fluvio – denudațional , procesele morfogenetice pot suferi unele modificări . Astfel , la nivelul pasurilor de 1200m nu se poate vorbi de o suprafață climatică distinctă pe fondul suprafețelor de eroziune cu un relief ușor ondulat ce nu constituie un obstacol orografic major în calea maselor de aer . Apare , deci , o prelungire a sezonului rece cu intensificarea unor procese de tip periglaciar . Temperaturile medii lunare rămân negative la 1400 – 1600 m cel puțin 5 luni pe an , iar stratul de zăpadă se menține în zonele adăpostite 150 – 160 zile. Cu intensitate mai mare se produc solifluxiunile , dar și procesele de rock – creep pe pantele accentuate ale vârfurilor Heniu , Căsaru , Măgurița și Dealul Ariilor .

Morfolitologia zonei poate fi diferită ca principal suport în timp ale peisajului și constituie în același timp și parametrul de interfață cu sensibilitate și receptivitate la toate tipurile de impulsuri exterioare .

Prin așezarea ținutului în nord vestul Carpaților Oriental , acesta prezintă o subunitate regională în care influențele oceanice se interferă cu cele baltice și impun o sumă de specificități componentelor naturale implicate în dinamica peisajelor naturale . Intrările de aer ceva mai umed dinspre vest și mai răcoros din nord creează o ambianță morfogenetică originală, mai ales în anotimpurile de tranziție .

Relativa uniformitate litologică nu rezultă din asemănarea componentelor de bază , ci mai degrabă din frecvența combinațiilor dintre ele. În schimb, eluviile , deluviile , coluviile și aluviile conferă anumite valori efective atributelor și compartimentului fizico – mecanic : permeabilitate , compactitate , plasticitate , solubilitate . Rocile vulcanice sunt compacte și impermiabile , dar prezintă numeroase litoclaze prin care apa circulă relativ ușor .

În aceste condiții de comportament diferit al litologiei la stimulii externi rezultă și intensități și tipuri de manifestări diferite ale modelării .

Procese de versant

Eroziunea în suprafață

Studiile efectuate în Carpații Orientali privind procesele de eroziune pune clar în evidență intensitatea mai accentuată a acestora pe rocile flișului comparativ cu aria cristalină sau vulcanică . Pe rocile sedimentare iau naștere soluri cu o textură medi , în general predispusă la eroziune. Rocile vulcanice sunt dure și mai puțin expuse acestui tip de eroziune , fiind în schimb intens dezagregate prin diaclazare .

Intensitatea proceselor de eroziune în suprafață este în funcție de gradul de agresivitate al ploilor , de panta versanților , de tipul și starea vegetației , de tipul de rocă și dispoziția stratelor geologice , de intensitatea intervenției antropice etc.

Factorul declanșator îl constituie în principal precipitațiile cu caracter torențial , dar nu trebuie neglijată nici scurgerea pe versant în timpul topirii zăpezilor .

Chiar în timpul aceleiași ploi o serie de factori locali ( panta , lungimea , forma și expoziția versanților , tipul și starea vegetației , intervențiile antropice ) introduc diferențieri notabile în procesul erozional de suprafață .

Panta reprezintă cel mai important element morfometric, și practic orice versant înclinat este predispus la eroziune . Grosimea mai mare a deluviilor și prezența glacisurilor de racord în zona flișului transcarpatic indică o activitate mult mai intensă a eroziounii în suprafață pe rocile sedimentare . Practic andezitele sunt lipsite de deluvii , iar la baza versanților formați pe aceste roci sunt aproape exclusiv acumulări de grohotișuri .

Deluviile sunt mai consistente pe versanții defrișați și utilizați pastoral și agricol și mai subțiri pe cei cu utilizare silvică .

Eroziunea torențială

Acest tip de eroziune se manifestă atât pe rocile sedimentare cât și pe cele vulcanice , dar cu intensități și efecte diferite .

Corpurile subvulcanice apar de la altitudini de 800 – 900 m unde cantitățile de precipitații depășesc 900 – 1000 mm / an . Aceste cantități creează premisele unei scurgeri consistente și corelat cu panta accentuată a versanților , eroziunea torențială capătă accente deosebite , chiar în condițiile de duritate ridicată a acestor roci . Eroziunea torențială este prezentă atât în zonele lipsite de înveliș forestier cât și în zonele împădurite. Parametrii dimensionali ale formelor de relief create sunt în funcție de caracterul moștenit sau actual al acestora . Astfel pe intruziunile subvulcanice se pot deosebi văi de eroziune torențială , dar și ravene create probabil pe linii de diaclază .

Văile de eroziune torențială grefate pe fostele culoare de avalanșe sunt prezente în sudul Munților Bârgăului . Dioritele din Heniu Mare sunt secționate de o serie de văi torențiale . Și în celelalte masive subvulcanice Măgurița , Miroslava , Dealul Ariilor au fost identificate astfel de văi . Crearea acestor văi a fost favorizată de pantele accentuate ( peste 30° ) .

Ravenele apar izolat pe rocile dure de proveniență intrusivă . Există câteva culoare de nivație care ar putea fi interpretate drept ravene pe versantul sud vestic al Muntelui Heniu . Eroziunea liniară a preluat și adâncit diaclazele din lungul liniei de pantă creând forme erozionale apropiate de tipul ravenelor, forme care nu prezintă un bazin de recepție clasic . Atât pe firul acestor culoare , cât și la baza acestora se află îngrămădiri de blocuri colțuroase deplasate prin scurgerea ocazională a apelor din precipitații .

Pe rocile sedimentare eroziunea torențială a creat o gamă foarte largă de forme , de la ogașe incipiente la organisme torențiale evoluate. Factorul prioritar îl constituie cantitatea și caracterul precipitațiilor, fiind condiționate de parametrii morfometrici ai versanților ( panta , forma și lungimea, de gradul de uniformitate, proprietăți fizice și chimice ale rocilor , dispoziția stratelor geologice , de grosimea depozitelor de pantă , gradul de acoperire cu vegetație , de tipul și starea vegetație , de intensitatea intervenției antropice .

Alunecările de teren

Sunt aproape necunoscute pe arealele ocupate de corpurile intrusive , cu excepția unor alunecări superficiale care afectează doar deluviile subțiri de pe pantele corpurilor de tip “ sill “ . Dimensiunile acestor alunecări sunt în general reduse .

Pe rocile sedimentare alunecările au o frecvență și o diversitate morfologică și tipologică mai mare . Apariția acestora a fost favorizată de prezența deluviilor consistente și de despăduririle masive efectuate de-a lungul timpului . Factorul declanșator îl constituie însă , precipitațiile torențial .

Versanții nu sunt afectați în întregime de aceste procese , dar pe anumite porțiuni există practic un “ consum “ total al acestora . Zonele în care versanții sunt practic degradați în întregime de alunecări sunt versantul drept al văii Bistriței la Colibița , la obârșia văii Bârgăului la Piatra Fântânele etc. În general , acești versanți sunt afectați la partea superioară de alunecări în trepte , iar în rest de toată gama de alunecări cunoscută în zonă : în monticuli , în valuri , în cuiburi . Cel mai frecvente sunt alunecările de tip detrusiv , declanșate în partea superioară a versanților sub forma unor trepte și care , prin natura lor împingătoare provoacă alunecări în monticuli și valuri la partea inferioară . Este cazul versantului de sub dyk –ul Capul Pietricelii , unde , pe masa se fliș care îl încoanjoară , sunt prezente numeroase alunecări în trepte și în monticuli , care au generat un peisaj extrem de frământat .

Alunecările de tip delapsiv sunt mai rare și afectează în special versanții supraumectați prin ridicarea nivelului freatic în urma apariției lacului Colibița . Mai ales pe versantul drept al lacului , problemele generate de alunecările recente sunt acute , întru-cât la vechile alunecări detrusive se adăugă și cele delapsive provocate de ridicarea nivelului freatic . Acest versant este practic “ consumat “ în întregime și are un profil cu o linie neregulată .

Pe versanții văilor și ai depresiunilor sunt prezente și văile și pâlniile de alunecare . Sunt microforme de relief inactive în prezent , dar care se pun foarte clar în evidență prin denivelările pe care le-au creat . Cele mai frecvente sunt pe valea Bârgăului .

În funcție de grosimea depozitelor afectate se pot stabili următoarele tipuri de alunecări : superficiale ( înșeuarea dintre Depresiunea Colibița și Depresiunea Prundu Bârgăului ) , alunecări în scoarța de alterare ( pe versantul drept al Depresiunii Colibița , pe versantul vestic al Muntelui Heniu și pe versantul stâng al văii Bârgăului în dreptul localității Prundu Bârgăului și în alte zone ) , alunecări în rocă în loc ( înșeuarea dintre Depresiunea Colobița și Dpresiunea Prundu Bârgăului în mici areale ) .

Relieful periglaciar

În timpul Pleistocenului aria înaltă a Ținutului Bârgău nu a fost afectată de glaciație , dar a suportat efectele periglaciarului â. Activitatea periglaciară se continuă și astăzi în timpul iernii și în perioadele reci ale sezoanelor de tranziție dar cu o intensitate și frecvență mult mai diminuate . În general, aceste procese s-au grefat pe fondul celor vechi , iar ritmul și intensitatea acestora au avut oscilații . Morfogeneza periglaciară are un caracter poligenetic , cu forme de acumulare și destrucție generate de manifestarea glaciație , nivației , solifluxiunii etc. Unele forme de relief sunt prinse în depozite periglaciare alohtone , iar structurile periglaciare fosile sunt marcate sau acoperite cu depozite mai noi ( V. Mihăilescu , 1960 ) .

Formele de destrucție sunt relicte , mixte sau actuale , pe când cele de acumulare sunt , predominant vechi .

Din prima categorie se remarcă abrupturile de gelifracție și cornișele de desprindere a grohotișurilor . Evoluția lor se datorează gelifracției , care în Pleistocen s-a manifestat cu o deosebită intensitate la altitudini mai mari de 750 – 850 m ( I.Ichim , 1979 ) . Aceste forme de relief se întâlnesc mai ales pe vârful măgurilor subvulcanice sau ale dyk-urilor și sill-urilor care au fost decopertate de sub sedimentar . Astfel de abrupturi rezultate prin gelifracție sunt prezente sub Dealul Pietrei , sub Piatra Mare sau sub Capul Pietricelii . Toponimele indică existența unor zone cu roca la zi , rezultate prin procese de gelifracție favorizate de diaclazarea avansată a rocilor andezitice .

Martorii de gelifracție se întâlnesc sub forma înălțimilor izolate sau a unor grupuri de stânci singuratice . Prezența unor trene de grohotiș sau a conurilor de grohotiș la baza acestor înălțimi izolate este o dovadă a acestui tip de evoluție . De cele mai multe ori, modelarea periglaciară a fost amplificată de manifestarea agenților externi. Asemenea apariții punctează vârfurile măgurilor intrusive înalte . Un astfel de martor de gelifracție îl constituie Capul Pietricelii , detașat pe fondul andezitic . Alte forme de acest gen pot fi observate pe vârfurile intruziunilor Heniu Mare și pe Miroslava .

Pe toate vârfurile subvulcanice sunt prezente și jgheaburile de gelifracție și nivație. Mai ales versantul nordic al Heniului Mare este brăzdat de numeroase jgheaburi și culoare de gelifracție și nivație , rezultat al unei active manifestări crio – nivale la peste 1400 m . Fragmentele de rocă provenite prin gelifracție sunt evacuate gravitațional și depuse la ruptura pantei la contactul cu sedimentarul , unde formează conuri de grohotișuri . Asemenea jgheaburi sunt întâlnite și pe versantul estic al Miroslavei și pe cel vestic al Heniului Mic .

Blocurile glisante se deplasează lent și intermitent pe versanții montani acoperiți cu o vegetație de pajiști . Morfometria microreliefului rezultat prin deplasarea blocurilor este diferită , în funcție de mărimea blocului și viteza de înaintare . Cele mai multe sunt blocuri glisante constituite din materiale conglomeratice , desprinse din conglomeratele din vârf .

Formele de acumulare sunt în strânsă legătură cu intensitatea de manifestare a gelifracției și solifluxiunilor . Legate de abrupturile de gelifracție și conișele de desprindere sunt conurile de grohotiș și grohotișurile care sunt întâlnite pe toți versanții măgurilor intrusive sau la baza acestora . Unii versanți sunt căptușiți de strate de grohotișuri , unele fixate , altele mobile , așa cum este cazul versantului Heniului Mare. Apariția grohotișurilor este legată în primul rând de larga pretabilitate a andezitelor , dioritelor și dacitelor la diaclazare . Evident că rețeaua de litoclaze favorizează o infiltrare activă a apei și â , în sezonul rece , când se înregistrează variații termice diurne importante , în urma alternanței îngheț – dezgheț se produce desprinderea fragmentelor colțuroase de rocă .

Prin urmare putem aprecia că originea grohotișurilor care căptușește bazele versanților andezitici din această arie este mixtă , periglaciară și de diaclazare .

Solifluxiunile , microdepresiunile nivale , câmpiile de blocuri , glacisurile periglaciare și pâlniile nivale se întâlnesc mult mai rar la nivelul altitudinal al acestei arii .

IV.8. Relieful antropic

Ținutul Bârgăului fiind o suprafață destul de intens populată , mai ales datorită altitudinilor relativ mici , a determinat apariția unor modificări ale ansamblului fizico – geografic , consecință a valorificării potențialului natural al acestei regiuni . Intervenția antropică s-a realizat progresiv , ceea de a făcut ca factorii de mediu să se reechilibreze , conform noilor condiții . Antropizarea acestei regiuni este deosebit de intensă , dar , în cea mai mare parte , efectele în relief sunt minore . Cu mult mai grave sunt însă consecințele în plan ecologic și sub aspectul degradării mediului, ceea ce alternează într-o oarecare măsură valoarea peisagistică deosebită a zonei în ansamblu Carpaților Orientali .

În categoria formelor de destrucție se încadrează excavațiile și carierele . Exacavațiile sunt grupate în albiile majore ale Bistriței și afluentului său principal Bârgău , unde se exploatează prundișuri , necesare amenajării unor drumuri comunale și forestiere , ca și pentru realizarea unor construcții .

Carierele au generat forme destructive ale reliefului antropic de mari dimensiuni , care se impune în peisaj .

Haldele constituie forme de acumulare rezultate din materialul rebutat din cariere .

Barajele antierozionale s-au amenajat pe o serie de cursuri de apă cu caracter torențial , care provocau daune prin inundarea unor suprafețe .

Fenomenul de “antropizare“ este cel mai pregnant în cazul văilor mari ( Bistrița și Bârgăul ), unde s-au realizat captări de apă , diguri și construcții hidrotehnice .

Pe râul Bistrița , în amonte de chei , la Colibița s-a amenajat un lac de acumulare , un baraj și o hidrocentrală subterană având drept scop alimentarea cu apă și energie electrică a orașului Bistrița precum și regularizarea debitului râului Bistrița .

Construcția lacului și a barajului a necesitat defrișarea unor suprafețe extinse , care implicit a dus la modificări climatice și la nivelul reliefului . Datorită ridicării nivelului freatic în urma apariției lacului au fost declanșate numeroase alunecări de teren care au afectat zonele înconjurătoare .

BIBLIOGRAFIE

Atanasiu, L., ( 1956 ), Studiul petrografic al eruptivului din Munții Bârgăului , D.S.C.G. , vol. XL , București

Coteț, P., ( 1973 ), Geomorfologia României , Ed. Tehnică , București

Gârbacea V. ,( 1961 ) , Considerații cu privire la evoluția rețelei hidrografice din partea nord –estic a Podișului Transilvaniei – Dealurile Bistriței , SUBB -–GG , VI, 1 , Cluj-Napoca

Gârbacvea, V.,( 1960), Observații morfologice în partea de nord – est a Podișului Transilvaniei, Prob.de geogr.,VI

Gârbacea, V. ( 1963 ),Dealurile Bistriței – studiu geomorphologic, Teză de doctorat, Cluj-Napoca

Mihăilescu, V., (1963),Geografia fizică a României,Ed. Științifică, București

Mutihac, V. , Ionisi L., ( 1974 ),Geologia României , Ed. Tehnică , București

Naum ,Tr. ,( 1974 ) ,Evoluția morfologică a masivului vulcanic Călimani în Pliocen și Cuaternar, B.S.I.P. , seria B. , Baia Mare

Naum, Tr., (1986), Caracterizarea geomorfologică a Munților Bârgăului , An. Șt. Univ. București, XXXV

Naum, Tr., Moldovan, Gr.,( 1982 – 1983) ,Zona de contact ( bordură ) Bârgău – Călimani , I – II , An. Șt. Univ. București XXXI – XXXII

Naum, Tr., Moldovan Gr., ( 1987 ) ,Munții Bârgău – ghid touristic, Ed. Sport – Turism , București

Naum, Tr., Butnaru E., ( 1969 ), Călimani – Bârgău , Ed. CNEFS , București

Naum, Tr., Butaru E., ( 1989 ),Munții Călimani , Ed. Sport – Turism , București

Rădulescu, D., ( 1968 ) Observații asupra paleogeografiei teritoriului lanțului eruptiv Călimani- Gurghiu – Harghita în cursul Oligocenului , vol I , SCGG , București

Rusu, I. ,( 1971 ) ,Depresiunea Colibița , Terra nr. 5 / 1971 , București

Rusu, E. ,( 1999 ), Munții Bârgăului – Studiu fizico – geographic,Ed. Universității” Al Ion Cuza”, Iași

Sârcu, I. ,( 1957 ),Câteva aspecte de geomorfologie din Munții Bârgăului , Problema de geografie , IV , București

Someșan, L.,(1947 ) ,Considerații geomorfologice asupra Munților Călimani , L.I.G. , VIII , Cluj-Napoca

BIBLIOGRAFIE

Atanasiu, L., ( 1956 ), Studiul petrografic al eruptivului din Munții Bârgăului , D.S.C.G. , vol. XL , București

Coteț, P., ( 1973 ), Geomorfologia României , Ed. Tehnică , București

Gârbacea V. ,( 1961 ) , Considerații cu privire la evoluția rețelei hidrografice din partea nord –estic a Podișului Transilvaniei – Dealurile Bistriței , SUBB -–GG , VI, 1 , Cluj-Napoca

Gârbacvea, V.,( 1960), Observații morfologice în partea de nord – est a Podișului Transilvaniei, Prob.de geogr.,VI

Gârbacea, V. ( 1963 ),Dealurile Bistriței – studiu geomorphologic, Teză de doctorat, Cluj-Napoca

Mihăilescu, V., (1963),Geografia fizică a României,Ed. Științifică, București

Mutihac, V. , Ionisi L., ( 1974 ),Geologia României , Ed. Tehnică , București

Naum ,Tr. ,( 1974 ) ,Evoluția morfologică a masivului vulcanic Călimani în Pliocen și Cuaternar, B.S.I.P. , seria B. , Baia Mare

Naum, Tr., (1986), Caracterizarea geomorfologică a Munților Bârgăului , An. Șt. Univ. București, XXXV

Naum, Tr., Moldovan, Gr.,( 1982 – 1983) ,Zona de contact ( bordură ) Bârgău – Călimani , I – II , An. Șt. Univ. București XXXI – XXXII

Naum, Tr., Moldovan Gr., ( 1987 ) ,Munții Bârgău – ghid touristic, Ed. Sport – Turism , București

Naum, Tr., Butnaru E., ( 1969 ), Călimani – Bârgău , Ed. CNEFS , București

Naum, Tr., Butaru E., ( 1989 ),Munții Călimani , Ed. Sport – Turism , București

Rădulescu, D., ( 1968 ) Observații asupra paleogeografiei teritoriului lanțului eruptiv Călimani- Gurghiu – Harghita în cursul Oligocenului , vol I , SCGG , București

Rusu, I. ,( 1971 ) ,Depresiunea Colibița , Terra nr. 5 / 1971 , București

Rusu, E. ,( 1999 ), Munții Bârgăului – Studiu fizico – geographic,Ed. Universității” Al Ion Cuza”, Iași

Sârcu, I. ,( 1957 ),Câteva aspecte de geomorfologie din Munții Bârgăului , Problema de geografie , IV , București

Someșan, L.,(1947 ) ,Considerații geomorfologice asupra Munților Călimani , L.I.G. , VIII , Cluj-Napoca