Buletini I Shkencave Gjeologjike

BULETINI I SHKENCAVE GJEOLOGJIKE

Vol. 1/2020 Viti 39 (56) i Botimit

Tiranë 2020

Buletini i Shkencave Gjeologjike 1/2020 Buletin of Geological Sciences

Bordi Editorial

Dr. Arben Pambuku-Kryeredaktor Dr. Lavdie Moisiu-Sekretare Prof. Ass. Dr. Veip Gjoni-Anëtar Prof. Dr. Kujtim Onuzi-Anëtar Prof. Dr. Vilson Silo-Anëtar Prof. Dr. Irakli Prifti-Anëtar Prof. Ass. Dr. Agim Mësonjësi-Anëtar Ing. Elisa Prendi-Redaktore Përgjegjëse

ISSN 0254-5276

Buletini i Shkencave Gjeologjike 1/2020 Buletin of Geological Sciences

Disa konsiderata mbi ndërtimin gjeologjik të zonave tektonike Kru- ja dhe Jonike në jugun e Shqipërisë dhe veriun e Greqisë [Some considerations on the geological setting of Kruja and Ionian tectonic zones in southern Albania and northern Greece] Dhurata Ndreko, Shaqir Nazaj ...... 7 [21]

Roli i prishjeve tektonike gjatësore e tërthore në brezin flishor të rajonit të Plashnikut, në kontrollin e trashësisë së depozitimeve [The role of longitudinal and transversal tectonic faults in the flysch belt of Plashnik region, controlling the deposit thickness] Arjol Lule, Shaqir Nazaj ...... 35 [45]

Modeli i mundshëm gjeotektonik i termetit të 26 nëntorit 2019 [Hypothetical geotectonic model of the November 26, 2019 earthquake] Viktor Doda, Rakip Hysenaj, Donald Deda ...... 55 [65]

Përdorimi i metodave sizmike aktive dhe pasive për studimin e rrëshqitjeve në fshatin Bagoj [The use of active and passive seismic methods for the study of landslides in the Bagoj village] Erald Silo, Mentor Lamaj...... 75 [85]

“Revolucioni” konodontik ne stratigrafi [Conodontic “revolution” in stratigraphy] Selam Meço ...... 95 [123]

Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

DISA KONSIDERATA MBI NDËRTIMIN GJEOLOGJIK TË ZONAVE TEKTONIKE KRUJA DHE JONIKE NË JUGUN E SHQIPËRISË DHE VERIUN E GREQISË Dhurata Ndreko1 Shaqir Nazaj1

Abstrakt Zona e studimit ndodhet në pjesën jugperëndimore të Albanideve të jashtme (Shqipëri) dhe në pjesën veriperëndimore të Helenideve të Jashtme (Greqi). Albanidet dhe Helenidet ndahen në zona tektonike të jashtme dhe zona të brendshme. Zona e studimit bën pjesë në zonat e jashtme të Albanideve dhe Helenideve të cilat duke u nisur nga perëndimi më lindje ndahen në disa zona tektonike: zona tektonike Sazani (Shqipëri), Paksos (Greqi), zona tektonike Jonike (Shqipëri dhe Greqi), zona tektonike Kruja (Shqipëri) e Gavrova (Greqi) dhe zona tektonike Krasta (Shqipëri) e Pindi (Greqi). Këto zona tektonike janë formuar gjatë Jurasikut të hershëm, kur hapja e buzinës pasive të Tetisit jugor ka arritur maksimumin e vet. Në ndërtimin gjeologjik të rajonit në studim marrin pjesë tre formacione kryesore, formacioni evaporitik, karbonatik dhe formacioni terrigjen (flishor dhe paramollasik). Fjalë Kyç: Zona Tektonike, Albanidet e jashtme, Helenide.

Hyrje

Shqipëria dhe Greqia bëjnë pjesë në bre- Sazani (Shqipëri), Paksos (Greqi), zona Jon- zin e rrudhosur “Alpin Mesdhetar” në ike (Shqipëri dhe Greqi), Kruja (Shqipëri) e harkun Dinarido- Albanido-Helenik (Dinar- Gavrova (Greqi) dhe zona Krasta (Shqipëri) ide s.l.), (Xhomo A., et al, 2002). Në harkun e Pindi (Greqi). Këto zona tektonike janë Albanido-Helenik veçohen dy grupime kry- formuar gjatë Jurasikut të hershëm, kur esore të zonave tekonike: hapja e buzinës pasive të Tetisit jugor ka arritur maksimumin e vet. 1. Zonat të Brendshme tektonike 2. Zonat të Jashtme tektonike Të dhëna të përgjithshme për strati- grafinë Në studim vëmendja u përqendrua krye- Në ndërtimin gjeologjik të rajonit në stu- sisht në litofaciet, marrëdhëniet midis zo- dim marrin pjesë tre formacione krye-sore: nave tektonike si dhe njësive të ndryshme strukturore. Albanidet në veri dhe Hel- 1. Formacioni evaporitik, enidet në jug nga Triasiku deri në Kretak 2. Formacioni karbonatik, kanë qenë pjesë e buzinës pasive të Tetisit 3. Formacioni terrigjen (flishor dhe -par jugor (Xhomo A. et al, 2002). Si Albanidet amollasik). dhe Helenidet ndahen në zona tektonike të jashtme dhe zona të brendshme. Nga ana 1. Formacioni evaporitik gjeografike, shumica e zonave të jashtme Depozitimet evaporitike takohen në trajtë në Albanide dhe Helenide vendosen krye- fragmentesh në verilindje të Palasës, në sisht në Shqipërinë Jugore dhe Greqinë zonën e Korfuzit, Filat, Butrint, Delvinë, Veriore. Ato ndahen në disa zona tektonike Glinë dhe Delvinakis. të cilat nga perëndimi në lindje janë: zona

Fakulteti i Gjeologjisë dhe Minierave, Tiranë, Shqipëri 7 e-mail: [email protected]>; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 1. Skema tektonike e zonave të jashtme tektonike (modifikuar sipas Karakitsios V., 2013)

Këto depozitime lidhen kryesisht me thyer- ritet në të gjitha rastet kanë marrëdhënie jet e thella tektonike, gjatësore e tërthore, tektonike me shkembinjtë rrethues (Fig. që ndërpresin strukturat antiklinale. Për- 2). Trashësia reale e evaporiteve nuk nji- faqësohen litologjikisht nga argjila, gipse, het por trashësia nga studime të ndryshme anhidrite, dolomite dhe më në thellësi është dokumentuar rreth 6000m (Yzeiraj D. kripë guri (Muhameti P. et al, 1974). Evapo- et al, 2002).

8 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 2. Në zonën e Filatit ku takohen depozitimet evaporitike, dolomite dhe gipse (Foto Sh. Nazaj)

1. Formacioni karbonatik Në zonën tektonike Kruja prerja fillon që nga depozitimet e Kretakut të poshtëm deri në Eocen dhe i përkasin një facie të cekët (Fig. 1). Depozitimet më të vjetra janë ato të Kretakut të poshtëm dhe takohen në To- morr, Kulmake dhe Qeshibesh (Yzeiraj D., et al, 2002). Ky formacion është sedimen- tuar kryesisht në një kurrizore platformike (në një ambient sedimentimi neritik intertidal dhe tidal (Dalipi H., et al, 1964). Për zonën tektonike Kruja duke u nisur nga tipi i depozitimeve si dhe flora e fauna e gjetur arrihet në përfundimin se takohen tre facie kryesore: 1. Facia neritike që përhapet në strukturat e nënzonës lindore të Tervollit, 2. Facia e përzier takohet në strukturat e nënzonës së Tomorrit, 3. Facia e pelagjike takohet në antiklinalin e Melesinit (Leskovik) (Fig. 3). Figura 3. Kolona stratigrafike e prerjes së Melesinit (sipas Yzeiraj D., et al, 2002)

9 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Ndryshimet faciale të depozitimeve kar- i rrudhosjes së zonave me lindore të Pin- bonatike në vargjeve strukturore shpjego- dit kemi depozitimin e formacioneve - ter hen me praninë e shkëputjeve gjatësore rigjene. Pra bëhet kalim nga formacioni të kombinuara me ato tërthore të kohës karbonatik në formacionin terrigjen (De- së riftëzimit dhe riaktivizimit të herë pas pozitimet Flishore) (Fig.4). hershëm të tyre (Koroveshi T., 1981). De- Depozitimet e formacionit karbonatik pozitimet e Paleocen-Eocenit janë përgji- në zonën tektonike Jonike ndahen në dy thësisht të facies së përzierë shpesh herë sekuenca kryesore: tregojnë për daljen mbi ujë dhe erozionin a. Sekuenca para riftingut me facie e depozitimeve më të vjetra të shoqëruara neritike. me nivele boksidesh (Fig. 3). b. Sekuenca pas riftingut me facie Zona Gavrova del në skajin juglindor të pelagjike. rajonit të studimit dhe ndërtohet nga gëlqerorë neritik të një deti të cekët duke Të dyja këto sekuenca janë depozituar në filluar nga Jurasiku i sipërm deri në Eocen një buzinë pasive. Buzina pasive për zo- (Maravelis A., et al, 2014) (Dimitrios N, nën tektonike Jonike ka ekzistuar si e tillë 2017). Gjatë Kretakut deri në Eocen, dal- deri në fillimin e depozitimit të formacionit lohen zona në të cilat ka vazhduar sedi- terrigjen me moshe Oligocen i poshtëm mentimi në mënyre suksesive si dhe zona kurse për zonën Sazani ajo ka vazhduar si ku kemi pushime në sedimentim, mospër- e tillë deri në fillimin e Oligocenit të sipërm puthje dhe sekuenca të reduktuara. Gjatë (Fig.5). Buzina pasive ka migruar në kohë Eocenit të sipërm dhe Oligocenit si rezultat dhe hapësire duke kaluar në buzine aktive (në ngjeshje) në kohë të ndryshme gjeologjike, për të dyja zonat tektonike duke u rinuar nga lindja drejt perëndimit. a. Depozitimet para riftingut të facies neritike. Këto depozitime janë të para riftingut (hapjes) me moshë nga Triasi i sipërm deri në Liasin e poshtëm e të mesëm. Depoziti- met e Triasit të sipërm përfaqësohen nga dolomite dhe gëlqeror dolomitik që ndër- tojnë bërthamat e strukturave antiklinale të zonës Jonike si në territorin Shqiptar ashtu dhe në atë Grek. Në mënyre suksesive mbi këto depozitime vazhdojnë depozitimet e Liasit të poshtëm dhe të mesëm të cilat kanë të njëjtën për- bërje litologjike.

Figura 4. Kolona stratigrafike e Zonës Gavrova (sipas Dimitrios N., 2017) modifikuar nga Nazaj Sh.)

10 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 5. Skemë që tregon marrëdhëniet midis depozitimeve të zonave Jonike dhe Sazani në kohë dhe hapësirë (Modifikuar nga Roure F., Nazaj Sh. et al, 2004) b. Depozitimet pas riftingut të facies zona Sazani-Paksos pamjen e një horsti pelagjike. (kurrizore) (Fig. 5) (Roure F., Nazaj Sh. et al, Këto depozitime i përkasin kohës pas rift- 2004). Si pasoje e këtij ndryshimi në zonën ingut (hapjes) dhe si karakteristikë e tyre Jonike depozitimet janë të facies pelagjike. është se janë të ndryshme për të dyja Në zonën tektonike Jonike prerja vazhdon zonat tektonike Jonike dhe Sazan-Paksos të jetë kryesisht karbonatike duke filluar (Brahimi Q. et al, 1992). Kjo tregon se buz- nga Facia e gëlqeroreve të kuq me amonite ina pasive pas hapjes mori formë ndërtimi (Amonitico rosso) dhe facia e shisteve me me horste e grabene, ku zona Jonike ka pa- possidonia kati Toarian dhe kryesisht me tur pamjen e një grabeni (hulli) të ndërtuar silicorë të ndërthurur me shtresa gëlqerori me disa blloqe gjysëm të rrotulluara kurse me moshë Doger dhe Malm.

Figura 6. Skicë që tregon marrëdhëniet midis depozitimeve Kretakut poshtëm e të sipërm dhe kompleksit terrigjen në zonën Jonike (Greqi) (Sipas Nazaj Sh.)

11 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Karakteristikë tjetër është se dhe depoziti- ose nëpërmjet paleo-prishjeve të vjetra met e Kretakut përfaqësohen nga disa pako të kohës së hapjes riftëzimit. Për sa i për- litologjike. Në pjesën e poshtme kryesisht ket depozitimeve të Paleocen-Eocenit në karbonatike pastaj argjilore e karbonatike zonën Jonike vazhdojnë të jenë të facies dhe mbi to karbonatike me ndërthurje të pelagjike kurse në zonën e Sazanit - Pak- horizonteve turbidite. Këto depozitime sos këto depozitime janë të facies neritike janë pelagjike të një deti të thellë (Fig. 6, dhe vendosen me pushim mbi depoziti- 7). Për tu theksuar është se depozitimet met e Kretakut. Me fillimin e Oligocenit të duke filluar nga Liasi i sipërm kati Toarian poshtëm në zonën Jonike kemi kalim nga deri në Kretak (Aptian) në disa struktura formacioni karbonatik në formacionin ter- të zonës Jonike vendosen ose mbështeten rigjen (Brahimi Q. et al, 1992). mbi ato më të vjetra me “shplarje” “onlap”

Figura 7. Në JP të Janinës ku depozitimet e Kretakut të sipërm janë të mikror- rudhosura (Foto Nazaj Sh.) Pozicioni gjeotektonik dhe modeli kriteret gjeologo tektonike të përdorura strukturor i zonës së studimit deri me sot në ndarjen tektonike të Shq- Në kuadrin regjional rajoni i studimit ndod- ipërisë (Aliaj Sh, 1980) (Frashëri A. et al, het kryesisht në zonën tektonike Kruja 1996). Mbështetur dhe në studimin e (Shqipëri) Gavrova (Greqi), Jonike (Shq- fundit të hartës gjeologjike të Shqipërisë ipëri dhe Greqi) dhe zona tektonike Sazan 1:200 000 (Xhomo A. et al, 2002), brenda (Shqipëri) e Paksos (Greqi). Zona Kruja zonës Kruja në Albanide veçohen nën- dhe Gavrova në jug të zonës së studimit zona lindore e Dajtit dhe nënzona perën- përfaqësojnë një kurrizore që kufizohet dimore e Tomorrit. Strukturat që marrin në lindje me zonën tektonike të Krastë- pjesë në ndërtimin e rajonit megjithëse Cukalit (Shqipëri) dhe Pindi (Greqi), ndërsa bëjnë pjesë në zonën tektonike Kruja kanë në perëndim me zonën tektonike Jonike. tipare dhe veçori dalluese nga strukturat Duke analizuar të gjithë faktorët gjeologo- e pjesës veriore të kësaj zone tektonike. tektonike, litologo-facial dhe duke ruajtur Kështu ndërsa në pjesën veriore në ndër- timin gjeologjik marrin pjesë katër vargje

12 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh. strukturore të përfaqësuar nga struktura e Çorovodë-Sarandaporo. Këto struktura të zgjatura me sinklinale ndarës të ngushtë janë lineare. Në territorin Shqiptar zona e të thellë dhe me facie tërësisht neritike tektonike Kruja në perëndim kufizohet me (Xhomo A. et al, 2002). Në pjesën jugore zonën Jonike. Nga ana strukturore kontakti modeli strukturor paraqitet krejt ndryshe. bëhet nga dy shkëputjeve tektonike gjatë- Këtu futet nënzona e Tomorrit e cila nda- sore që janë të dallueshme në terren (Fig. het në dy vargje strukturorë: 8) (Aliaj Sh. et al, 1973). Këto shkëputje a. Vargu lindor Qeshibesh-Kulmak- tektonike gjatësore kanë shtrirje VP-JL dhe Kërpice kufizojnë këto struktura me sinklinalin e Përmetit, i cili mbushet me depozitime Strukturat e këtij vargu janë të tipit anti- flishore të Oligocenit. Në disa raste - vëre klinal me periklinale dhe qafa ndarëse të hen dhe shkëputje tektonike gjatësore në tipit horst-graben, të cilat janë formuar si krahun lindor të tyre. Karakteristikë është rezultat i shkëputjeve normale tërthore së në bërthamë këto struktura ndërtohen dhe gjatësore të lindura që në proçesin e nga depozitimet e Kretakut të sipërm që riftëzimit e të aktivizuara me vonë. Karak- janë të facies pelagjike, pra si facie janë të teristikë tjetër është se depozitimet duke ngjashme me depozitimet e zonës Jonike. filluar nga Eoceni dhe sidomos në Oligocen Prania e gëlqerorëve pelagjikë në struk- vendosen me “onlap” mbi depozitimet e turën e Melesinit, ka bërë që disa studiues Kretakut të sipërm. t’i konsiderojnë këto struktura si njësi të b. Vargu antiklinal Sarandaporo-Melesin- zonës tektonike Jonike. Mendime dhe op- Lengaticë-Çorovodë-Tomorr sione të ndryshme ka patur për struktu- Ky varg strukturor është vargu me perën- rat e vargut antiklinal të Tomorrit duke e dimor i zonës Kruja. Antiklinali i Tomor- emërtuar atë si një brez tektonik më vete rit ka gjatësi 22 km dhe gjerësi 6 km. që herë futet në zonën Kruja, herë në zo- Në bërthame ndërtohet nga dolomite nën Jonike dhe herë në pozicion të ndërm- dhe gëlqerore dolomitik të Kretakut të jetëm. Në Shqipëri depozitimet që ndërto- poshtëm. Këtij antiklinali i dallohet krahu jnë antiklinalin e Melesinit sidomos ato të lindor që bie (zhytet) me kënd 25-30° dhe Kretakut të sipërm janë të facies pelagjike dy periklinalet. Në perëndim kufizohet nga të ngjashme me ato të zonës Jonike (Fig. 3). një shkëputje tektonike mbihypëse e cila Pra nga ana faciale i përkasin zonës Jonike e ndan atë me krahun lindor të sinklinalit por duke patur parasysh si linje strukturore të Përmetit (Fig. 8). Në periklinalin verior janë me antiklinalin e Tomorrit që është i vërehen një seri shkëputjesh tektonike tër- facies neritike dhe të përzierë. Këtë linjë thore të cilat bëjnë të mundur që ky perikli- strukturore e kemi lënë me përkatësi sipas nal të zhytet shumë shpejt. Periklinali jugor kriterit strukturor dhe tektonik në zonën është i qetë dhe lidhet në jug me strukturat Kruja pavarësisht facies.

13 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 8. Skicë në rajonin Langrod ku vërehen depozitimet pelagjike të Kretakut të sipërm dhe Paleocen-Eocenit (Sipas Nazaj Sh.)

Një karakteristikë tjetër është se në drejtim et i përkasin zonës Jonike. Zona Gavrova në të Jugut jashtë kufirit shtetëror në Greqi në këtë sektor nuk vërehet, por kemi të bëjmë zonën e Konicës shikohet se ka disa prishje me depozitime flishore. Flish i ashpër me tektonike tërthore (Fig. 9, 10) (Dimitrios N., horizonte të shumta turbidite me në lindje 2017). Në këtë sektor ato ulin amplitudën e kalojnë në zonën e Pindit. Si rezultat nga tyre dhe kanë bërë të mundur që gëlqero- sa thamë më sipër është bërë e mundur ret e sinklinalit të Përmetit, të antiklinalit të ndërprerja e zonës tektonike të Krujës dhe Nemërçkës dhe antiklinalit të Melesinit të lindjen e zonës Gavrova shume më në jug bashkohen në një mega strukturë të mad- (Fig. 9) (Dimitrios N., 2017). Ky fenomen he dhe të dalin në sipërfaqe e të formojnë ndodh si rezultat i kombinimit të një serie një masiv më vete që quhet TIMFE (Fig.10) shkëputjesh tektonike tërthore të kom- profili B-B. Ky masiv është i facies pelagjike. binuara me ato gjatësore, që sektorëve të Nga vrojtimet e bëra në terren sidomos në veçantë u kanë dhëne një lloj “pavarësie” lindje të Janinës, ku kemi strukturën me nga njëri-tjetri. Pra zonat tektonike nuk lindore karbonatike, vërehet se gëlqeroret janë pambarim por ato lindin dhe kom- e Kretakut dhe Paleocen-Eocenit të sipërm binohen me njëra tjetrën si në sektor tër- janë të facies pelagjike që tregojnë se faci- thor ashtu dhe në ata gjatësor.

14 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 9. Harta gjeo-tektonike e Albanideve Jugore dhe Helenideve Veriore që tregojnë marrëdhëniet midis njësive strukurore dhe Zonave Gjeologo - Tektonike (Sipas Dimitrios N 2017, modifikuar nga Nazaj Sh)

15 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 10. Profile gjeologjikë që tregojnë marrëdhëniet midis njësive strukturore dhe Zonave Gjeologo – Tektonike (Sipas Nazaj Sh., Ndreko Dh.)

16 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Zona tektonike Jonike fillon në jug jashtë lim pothuajse nuk ekziston. Në perëndim territorit shqiptar, nga Peloponezi dhe zona Jonike kufizohet me zonën e Sazanit vazhdon drejt veriperëndimit në vendin (Shqipëri) dhe (Paksos) në Greqi. Kufi që tonë, deri tek tërthorja Vlorë-Elbasan- dallohet qartë me ndryshimet në depozi- Dibër. Në lindje ajo kufizohet me zonën timet karbonatike, të cilat për zonën e Sa- tektonike të Krujës (Shqipëri) Gavrova zanit janë të facies neritike dhe vazhdojnë (Greqi). Midis këtyre zonave ka dallime që deri në Oligocen të mesëm ndërkohe që duken qartë nga ana faciale sidomos për në zonën Jonike karbonatet janë të facies nivelin e depozitimeve karbonatike sepse pelagjike dhe përfundojnë në Eocenin e për nivele më të reja të flishit Oligocenik e sipërm. më sipër, ato janë të unifikuara dhe ky dal-

Figura 11. Skicë që tregon marrëdheniet e formacionit evaporitik me atë karbonatik në zonën e Igumenicës (Sipas Nazaj Sh.)

Për sa i përket stilit strukturor të zonës sisht kanë asimetri perëndimore por në Jonike përgjithësisht vërehen disa vargje disa struktura vërehet dhe asimetri lindore strukturore antiklinale dhe sinklinale. Varg- dhe komplikacione tektonike si në zonën jet strukturore antiklinale kanë si karak- e Janinës në sektorin e Devation (Fig. 12). teristikë struktura të zhvilluara mirë që në Vargjet strukturore sinklinale përgjithësisht bërthame dhe ndërtohen nga depozitime janë të mbushura me depozitime flishore të vjetra evaporitike dhe dolomite të Trias- dhe ato të Miocenit. Zona tektonike Jonike Liasit. Në përgjithësi strukturat janë lineare nga jugu në drejtim të veriut brenda terri- me drejtim VP-JL dhe në krahun perëndi- torit shqiptar gradualisht zvogëlon gjerësi- mor të shkëputura tektonikisht, shpesh në e saj. Kjo vjen si rezultat ndërprerjes së herë krahu perëndimor i këtyre njësive njësive dhe nënzonave të veçanta struk- strukturore është i maskuar nga mbihy- turore dhe mbihypjes së tyre drejt perën- pja e madhe (Fig. 10). Duke qenë së zona dimit (Fig. 10). Ky reduktim është për efekt Jonike pothuajse “lundron” mbi depozi- të kombinimit të shkëputjeve tektonike timet evaporitike dhe këto të fundit janë perëndimore dhe atyre tërthore të struk- shumë lubrifikuese. Zona tektonike Jonike turave e vargjeve strukturore (Fig. 10). Në ka një mbihypje shumë të madhe disa dh- mbihypjen shumë të madhe (mbi 50 km) jetëra kilometra në drejtim të perëndimit e të zonës Jonike drejt perëndimit, ka influ- vërtetuar kjo dhe nga të dhënat e puseve encuar prania e evaporiteve të cilat janë si Dumre-8 dhe Filat-1, i cili ka ngelur në de- një horizont “lubrifikues” si dhe prania e pozitimet e Miocenit në thellësi 3800m. shkëputjeve tektonike gjatësore e tërthore (Dimitrios N., 2017) (Fig. 10, 11). Faza e të vjetra, ku në veri të ishullit të Korfuzit parë e strukturimit për zonën Jonike ka (ishujve Otoni) vërehet një prishje tek- qenë ajo e katit Burdigalian dhe me vonë tonike tërthore e vjetër që kufizon zonën fazat e tjera. Të gjitha strukturat përgjithë- Jonike në veri duke e venë në kontakt me

17 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figura 12. Skicë në zonën e Kasticës, Devation ku vërehen struktura të zonës Jonike me asimetri lindore të shoqëruara dhe me prishje tektonike normale (Sipas Nazaj Sh.) zonën Sazani (Fig. 10). Në pjesën jugperën- e tërthore, që ndërpresin strukturat an- dimore kontakton tektonikisht me zonën tiklinale. tektonike të Sazanit, duke u mbihedhur 3. Për zonën tektonike Kruja (Shqipëri) ta- drejt perëndimit e duke maskuar plotë- kohen tre facie kryesore: sisht disa njësi strukturore. Në këtë ra- • Facia neritike që përhapet në struktu- jon dallohet shumë qartë shtrirja e zonës rat e nënzonës lindore të Tervollit, Jonike deri në perëndim të Korfuzit, duke u evidentuar mbihypja me e madhe në plan • Facia e përziere takohet në strukturat e strukturave të zonës Jonike drejt perën- e nënzonës së Tomorrit, dimit e duke maskuar shpatin lindor të • Facia e pelagjike takohet në antiklin- platformës Apuliane (Fig. 10). alin e Melesinit (Leskovik). Në veri e verilindje kufiri i zonës Jonike 4. Ndërsa Zona Gavrova në Greqi (zona përkon me kufirin e orogjenit, duke mbihy- Kruja në Shqipëri) ndërtohet nga gëlqer- pur në një shkallë të konsiderueshme mbi or neritik të një deti të cekët duke filluar zonën e Adriatikut Jugor. nga Jurasiku i sipërm deri Eocen. Përfundime 5. Në zonën Jonike depozitimet e for-ma- cionit karbonatik ndahen në dy sekue- Bazuar në punimet gjeologo - tektonike të nca kryesore: zhvilluara në pjesën jugore te zonave të jashtme të Albanideve dhe në Helenidet • Sekuenca para riftingut me facie ne- veriore, janë dhënë disa konsiderata për ritike moshë nga Triasi i sipërm deri në ndërtimin gjeologjik të zonës së studimit. Liasin e poshtëm e të mesëm. • Sekuenca pas riftingut me facie pel- 1. Rajoni i studimit ndërtohet nga tre for- agjike që për zonat tektonike Jonike macione: (Shqipëri dhe Greqi) dhe Sazan (Shq- • Formacioni evaporitik, ipëri) Paksos (Greqi) kanë karak-teris- • Formacioni karbonatik, tika të ndryshme. • Formacioni terrigjen (flishor dhe par- 6. Zona e Krujës drejt jugut nuk vazhdon amollasik). më, sidomos në Helenidet veriore, ajo 2. Formacioni Evaporitik lidhet kryesisht si rezultat i kombinimit të prishjeve me thyerjet e thella tektonike gjatësore tektonike tërthore me ato gjatësore

18 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

kalon në zonën Jonike dhe rilind përsëri unifikuara dhe ky dallim pothuajse nuk shumë më në jug në zonën tektonike ekziston. Gavrova. 9. Për sa i përket stilit strukturor përgjithë- 7. Pra këto zona tektonike nuk janë pam- sisht vërehen disa vargje strukturore barim por ato lindin dhe kombinohen antiklinale dhe sinklinale. Vargjet struk- me njëra tjetrën. turore antiklinale kanë si karakteristikë 8. Dallimi midis zonës tektonike Jonike me në përgjithësi se janë lineare me dre- zonën e Krujës Shqipëri dhe Gavrova jtim VP-JL dhe në krahun perëndimor në Greqi, është i qartë nga ana faciale të shkëputura tektonikisht shpesh herë sidomos për nivelin e depozitimeve kar- krahu perëndimor i këtyre njësive struk- bonatike sepse për nivele më të reja të turore është i maskuar nga mbyhipja e flishit Oligocenik e më sipër, ato janë të madhe.

Literatura ALIAJ SH., KOÇIAJ S., SULSTAROVA E., 1973. Harta sizmotektonike e Shqipërisë në shk.1:1 000 000. F.GJ.M., I.S.P.GJ., I.N.G., Q.S. ALIAJ SH., 1980. Sizmotektonika dhe kriteret gjeologjike të sizmicitetit në Shqipëri. Dis- ertacion. I. BRAHIMI Q., KOLA A., SADUSHI P., IKONOMI J., DODONA E., KANANI J., PIRDENI A., MYFTARI A., 1992. Stratigrafia dhe paleogjeografia e depozitimeve karbonatike të brezit strukturor të Çikës dhe zonës tektonike Sazani. ISPGJNG, Fier. DALIPI H., KONDO A., PEJO I., IKONOMI J., 1964. Stratigrafia e depozitimeve të Mesozoit në Shqipërinë jugore dhe perëndimore. ISPGJNG, Fier. DIMITRIOS N., 2017. Synthesis of Literature and Field Work Data Leading to the Compi- lation of a New Geological Map-A Review of Geology of Northwestern Greece. Interna- tional Juornal of Geosciences, 8, 205-236. ROURE F., NAZAJ SH., 2004. Kinematic Evolution and Petroleum System - An Apprasal of the Outer Albanides. K.R. McClay Thrust tectonic and hydrocarbon system. Vol 83, AAPG Mem., 474-493. FRASHERI A., NISHANI P., BUSHATI S., HYSENI A., 1996. Relationships betwen tectonic zones of the Albanides based on results of geophysical studies. In Ziegler and Hareath Ed., 170, 485 – 511. KOROVESHI T., QILLO LL., ÇELA RR., PRILLO S., RAMA I., GEGA N., 1981. Studim regjional mbi zhvillimin paleogjeografik paleotektonik gjate depozitimeve karbonatike nga Triasi i sipërm deri në Paleogen për zonën Sazani, Jonike dhe Kruja. ISPGJNG, Fier. KARAKITSIOS V., 2013. Western Greece and Ionian Sea petroleum systems. AAPG Bul- letin, v. 97, no. 9. 1567–1595 MUHAMETI P., PEJO I., 1974. Mosha e depozitimeve halogjene të zonës Jonike në dritën e të dhënave paleontologjike. Përmbledhje Studimesh, 3, 60-65. MARAVELIS A., VASSILIOU A., TSEROLAS P., ZELILIDIS A., 2014. Structural Elements and Petroleum Exploration on the Apulian Platform, Hellenic Fold and Thrust Belt, Zakynthos Island (Western Greece) XHOMO A., KODRA A., XHAFA Z., SHALLO M., NAZAJ SH., NAKUÇI V., YZEIRAJ D., LULA F., VRANAJ A., MELO V., DIMO LL., SADUSHI P., 2002. Gjeologjia e Shqipërisë., F.GJ.M. YZEIRAJ D., SADUSHI P., NAZAJ SH., DORE P., 2002. Konkluzionet biostratigrafike të prerjeve Qeshibesh dhe Leskovik (material faktik nga studimi “Ndërtimi gjeologo-tektonik i pjesës jugore të zonës Kruja”). ISPGJNG, Fier. 19

Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

SOME CONSIDERATIONS ON THE GEOLOGICAL SETTING OF KRUJA AND IONIAN TEC- TONIC ZONES IN SOUTHERN ALBANIA AND NORTHERN GREECE Dhurata Ndreko1 Shaqir Nazaj1

Abstract The study region is located in the southwestern part of Albania and in the northwestern part of Greece. The study reagion is part of the external tectonic zones of the Albanides and Hellenides, which from west to east are divided into several tectonic zones: Sazani tectonic zone (Albania), Paksos (Greece), Ionian tectonic zone (Albania and Greece), Kru- ja tectonic zone (Albania), Gavrovo (Greece) and Krasta tectonic zone (Albania), Pindi (Greece). These tectonic zones are formed during the early Jurassic age, when the opening of the passive margins of southern Tethys has reached its maximum. Three main formations are documented in the geological setting of the study region, the evaporitic- for mation, the carbonate formation, and the terrigenous formation (flysch and paramollasic formation). Keywords: Tectonic zone, Outer Albanides, Helenides.

Introduction

Albania and Greece are part of the Medi- tonic zones which from west to east are: terranean Alpine orogenic belt in the Di- Sazani (Albania) Paksos (Greece), Ionian narido-Albanido-Hellenic structural belt (Albania and Greece), Kruja (Albania) and (Dinaride s.l.) (Xhomo A. et al, 2002). The Gavrova (Greece) and Krasta zone (Alba- Albanido-Hellenic structural belt are divid- nia) and Pindi (Greece). These tectonic ed in two main groups of tectonic zones: zones are formed during the early Jurassic when the opening of the passive margin of 1. Internal tectonic zones the southern Tethys has reached its maxi- 2. External tectonic zones mum. In this study the focus was mainly on litho- General data on the stratigraphy facities, relationships between tectonic zones as well as various structural units. In the geological settings of the study area The Albanides in the north and the Hel- are distinguished three main geological lenes in the south from the Triassic to the formations: Cretaceous were part of the passive mar- 1. The evaporitic formation, gin of the southern Tethys (Xhomo A. et 2. The carbonatic formation, al, 2002). Both the Albanides and the Hel- 3. The terrigenous formation (flysch and lenides are divided into internal tectonic paramollasic). zones and external zones. Geographically, most of the external tectonic zones in 1. Evaporitic formation the Albanides and Helenides are located Fragments of evaporitic deposits are found mainly in Southern Albania and Northern in northeast of Palasa vilage in Corfu, Filat, Greece. They are divided into several tec- Butrint, Delvina, Glina and Delvinakis areas.

Fakulteti i Gjeologjisë dhe Minierave, Tiranë, Shqipëri 21 e-mail: [email protected]>; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 1. Scheme of the external tectonic zones (modified from Karakitsios V., 2013)

These deposits are mainly associated with 1974). Evaporites in all cases have tectonic deep tectonic, longitudinal, and transverse contact with the surrounding rocks (Fig. faults, that interrupt the anticlinal struc- 2). The real thickness of the evaporites is tures. They are lithologically represented not known but different studies have docu- by clay, gypsum, anhydrite, dolomites and mented that their thickness is about 6000 in depth by rock salts. (Muhameti P. et al, m (Yzeiraj D. et al, 2002).

22 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 2. Filati area, the evaporitic, dolomite and gypsum deposits (Photo Sh. Nazaj)

1. Carbonatic formation In the Kruja tectonic zone the geological 2. The mixed facies found in the structures lithological column starts from the Lower of the Tomorri subzone, Cretaceous deposits up to the Eocene and 3. The pelagic facies found in the Melesin belongs to shallow facie (Fig. 1). The old- anticlinal structure (Leskovik) (Fig. 3). est deposits are those of the Lower Creta- ceous and are found in Tomorr, Kulmake The facial changes of carbonate deposits and Qeshibesh (Yzeiraj D. et al, 2002). This in the structural belts are explained by the formation is mainly sedimented in a plat- presence of longitudinal faults combined form ridge in an intertidal and tidal neritic with the transverse faults of rifting time sedimentation basin (Dalipi H. et al, 1964). and their reactivation at different periods For the Kruja tectonic zone, starting from of time (Koroveshi T., 1981). Paleocene - the type of deposits and the flora and fau- Eocene deposits are generally represented na found, it is concluded that three are the by mixed facies, often indicating the ero- main facies: sion of the older deposits associated with bauxite levels (Fig. 3). 1. Neritic facia that are found in the structures of the eastern subzone of Tervolli,

23 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 3. Melesin lithological column Figure 4. Gavrova lithological column (modified from Yzeiraj D, et al, 2002 (modified from Dimitrios N, 2017)

The Gavrovo zone outcrops at the south- b. Post – rift sequence with pelagic facies eastern part of the study region and is rep- Both sequences are deposited on a passive resented by neritic limestone of a shallow borderland. The passive borderland for basin starting from the Upper Jurassic to the Ionian tectonic zone existed until the the Eocene age (Maravelis A. et al, 2014) beginning of the deposition of the terrig- (Dimitrios N, 2017). During the Cretaceous enous formation in Lower Oligocene age, up to Eocene age, there are several areas while for the Sazani zone it continued until where the sedimentation has continued the beginning of the Upper Oligocene age successfully and in some areas where is (Fig.5). The passive margin has migrated in documented noncontinuity in sedimenta- time and space passing to the active bor- tion, unconformity and reduced sequenc- deland (in compression) at different geo- es. During the Upper Eocene and Oligo- logical times, for both tectonic zones from cene age as a result of the folding phases east to west. of the eastern zone of the Pindi we have the deposition of terrigenous formations. a. The pre – rift deposits with neritic facies So, a transition is made from the carbon- These deposits are pre-rifting (opening ate formation to the terrigenous formation phase) with age from the Upper Triassic to (Flysch deposits) (Fig. 4). the Lower and Middle Liassic. The Upper Carbonate formation deposits in the Ionian Triassic deposits are represented by dolo- tectonic zone are divided into two main se- mite and dolomitic limestone that build quences: the core of anticlinal structures of the Io- a. Pre – rift sequence with neritic facies. nian tectonic zone in Albanian and Greek territory.

24 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 5. Scheme of relations between deposits of Ionian zone and Sazani zone (Modified from Roure F., Nazaj Sh. et al, 2004)

Successively on these deposits continue graben structure built with several half- the Lower and Middle Liassic deposits rotated blocks and the Sazani-Paksos zone which have the same lithological composi- was like a horst structure (Fig. 5) (Roure F., tion. Nazaj Sh. et al, 2004). As a consequence of b. The post – rift deposits with pelagic fa- this change in the Ionian zone the deposits cies. are pelagic facies. These deposits belong to the after rifting In the Ionian tectonic zone, the geological (opening) phase and have different char- lithological column continues to be mainly acteristics for Ionian and Sazan-Paksos carbonate starting from the facies of red tectonic zones (Brahimi Q. et al, 1992). limestone with ammonite (Amonitico ros- This shows that in the passive borderland so) and the facies of shales with possidonia after opening are formed horst and graben Toarian age and mainly with siliceous and structures, where in the Ionian zone is a with layers of limestone of Doger-Malm age.

25 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 6. Relation between the Lower and Upper Cretaceous deposits and the terrigenous formation in the Ionian zone (Greece) (Nazaj Sh.)

Another characteristic is that the Creta- posits with “onlap” or through old paleo- ceous deposits are also represented by faults of the rifting time. Regarding to the several lithological packages. In the lower Paleocene-Eocene deposits in the Ionian part are mainly carbonate then claystones zone, continued to be pelagic facies, while with carbonate and above them car- in the Sazan-Paksos zone, these deposits bonate with the combination of turbidite are neritic facies and are placed with un- horizons. These deposits are pelagic faci- conformity on the Cretaceous deposits. In es of a deep sea (Fig. 6., 7). It should be the Lower Oligocene age in the Ionian zone noted that the deposits starting from the we have transition from carbonate forma- upper Liassic (Toarcian) up to the Creta- tion to terrigenous formation (Brahimi Q. ceous (Aptian) age in some structures of et al, 1992). the Ionian zone are placed on the older de-

Figure 7. In the SW of Ioannina (Greece) where the deposits of the Upper Cretaceous are microfolded (Photo Nazaj Sh.)

26 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Geotectonic position and structural b. Anticlinal belt Sarandaporo-Melesin- model of the study area Lengatice-Çorovode-Tomorr In the regional context, the study region This structural belt is the westernmost belt is located mainly in the tectonic zones of the Kruja zone. Tomorri anticlinal struc- of Kruja (Albania) Gavrova (Greece), Io- ture have a length of 22 km and a width of nian (Albania and Greece) and the tec- 6 km. The core it is built by dolomite and tonic zones of Sazani (Albania) and Paksos dolomitic limestone deposits of the Lower (Greece). The Kruja and Gavrova zones Cretaceous. The eastern flank of this anti- in the south of the study area represent clinal structure is very visible and dips with a ridge that borders on the east with the an angle of 25-30°, also are seen and the Krasta-Cukali (Albania) and Pindi (Greece) two periclines. To the west it is bordered tectonic zone, while on the west with the by a thrust which divides it from the east- Ionian tectonic zone. Analyzing geological ern flank of the Permeti synclinal (Fig. 8). - tectonic, lithological -facial factors and A series of transverse tectonic faults are maintaining the geological tectonic crite- observed in the northern periclinal which ria used in the tectonic division of Albania make possible for this periclinal to dip very (Aliaj Sh, 1980) (Frasheri A. et al, 1996). quickly. The southern periclinal is quiet and Based on the recent studies of the geologi- connects to the south with the Çorovode- cal map of Albania 1: 200 000 (Xhomo A. et Sarandaporo structures. These structures al, 2002), the Kruja zone in the Albanides are linear. In the Albanian territory the Kru- is divided into two subzones, the eastern ja tectonic zone in the west is bordered by subzone of Dajti and the western subzone the Ionian zone. Structurally, the contact is of Tomorri. The geological structures in made by two longitudinal tectonic faults the study region, although they are part that are visible during field observation of the Kruja tectonic zone, have distinc- (Fig. 8) (Aliaj Sh. et al, 1973). These longitu- tive features from the structures of the dinal tectonic faults extend in NW-SE direc- northern part of this tectonic zone. Thus, tion and divide these structures from the while in the northern part in the geologi- Permet synclinal, which is filled with Oligo- cal settings of this zone are four structural cene flysch deposits. In some cases, longi- belts, represented by elongated structures tudinal tectonic faults are observed on the with narrow and deep dividing synclines, eastern flank. Characteristic is that in the with entirely neritic facies (Xhomo A. et al, cores of these structures are found the up- 2002). In the southern part the structural per Cretaceous deposits of pelagic facies, model is presented quite differently with so as facies they are similar to the deposits the Tomorri subzone which is divided into of the Ionian zone. The presence of pelagic two structural belts: limestones in the structure of Melesin has a. Eastern Belt Qeshibesh-Kulmak-Kerpice led some researchers to consider these structures as units of the Ionian tectonic The anticlinal structures of this belt are zone. There have been different opinions horst-graben type, which are formed as a for the structures of the Tomorri anticlinal result of normal transverse and longitu- belt, naming it as a separate tectonic belt dinal faults of the rifting phase and later that sometimes belongs the Kruja zone and activated. Another characteristic is that sometimes the Ionian zone and sometimes the deposits starting from the Eocene and has the intermediate position. In Albania, especially in the Oligocene age are placed the deposits that build the Melesin anticli- with “onlap” on the deposits of the Upper nal structure, especially those of the upper Cretaceous. Cretaceous, are of pelagic facies similar to those of the Ionian zone (Fig. 3).

27 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 8. The Langrod region where pelagic deposits of the Upper Cretaceous and Paleocene- Eocene are observed (Nazaj Sh.)

So, facially side they belong to the Ionian that the Cretaceous and Upper Paleocene- zone but considering as a structural line Upper Eocene limestones are of pelagic fa- they belong to the Tomorri anticlinal struc- cies that show that these facies belong to ture which is of neritic and mixed facies. the Ionian zone. The Gavrova zone in this We have left this structural line according sector is not documented but are found to the structural and tectonic criteria in the flysch deposits. The flysch formation is Kruja zone despite the facies. characterized by numerous turbidite horizons and in the east passes into the Pindi Another characteristic is that towards the zone. As a result of what we said above, south, in Greek territory in the area of Kruja zone does not continue in this area Konica are seen some transverse tectonic but much further in the south outcrops in faults (Fig. 9, 10) (Dimitrios N., 2017). In the Gavrova tectonic zone (Fig. 9) (Dimitri- this sector these tectonic faults reduce os N., 2017). This phenomenon occurs as their amplitude and have made possible a result of the combination of a series of for the limestones of the Permeti syncli- transverse tectonic faults with longitudinal nal, Nemerçka anticlinal and the Melesin ones, which has given to different sectors anticlinal structures to unite into a large a kind of “independence” from each other. mega-structure called TIMFE (Fig. 10) pro- So tectonic zones are not endless, but they file B-B. This massif is of pelagic facies. outcrop and combine with each other in From the field observations, especially in both transverse and longitudinal direction. the east of Ioannina, where we have the eastern carbonate structure, it is noticed

28 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 9. The tectonic map of Southern Albanides and Northern Helenides showing the relationship between structural units and Geological-Tectonic zones (Modified from Dimitrios N. 2017)

29 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure 10. Geological profiles showing the relation between the structural units and the Tectonic zones in the study region (Nazaj Sh., Ndreko Dh.)

30 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

The Ionian tectonic zone begins in the flysch, they are unified, and this difference south, out of the Albanian territory, from is almost non-existent. To the west the Ioni- the Peloponnese and continues towards an zone borders with Sazani (Albania) and the northwest in Albania, until the Vlora- Paksos tectonic zone (Greece). The bound- Elbasan-Diber transverse fault. To the east ary is clearly distinguished by the changes it borders with Kruja tectonic zone (Alba- in carbonate deposits, which for the Sazan nia) Gavrova (Greece). zone are neritic facies and continue until There are differences between these tec- the Middle Oligocene while in the Ionian tonic zones, that are clearly visible, espe- zone the carbonates are pelagic facies and cially for the level of carbonate deposits end in the Upper Eocene age. because for the newer levels of Oligocene

Figure 11. Scheme of the relation of the evaporitic formation with carbonate formation in the Igoumenitsa area (Greece) (Nazaj Sh.)

Regarding the structural style of the Ionian asymmetry but in the area of Ioannina and zone are generally observed several an- Devation (Fig. 12) the structures have east- ticlinal and synclinal structural belts. The ern asymmetry and are very faulted. This anticlinal structural belts are characterized comes as a result of the interruption of by well-developed structures that at their separate structural units and subzones and core are built from old evaporitic deposits their overlap toward the west (Fig. 10). The and Triassic-Liassic dolomites. exceptionally large overlap (over 50 km) of The structures are generally linear in the the Ionian zone toward the west, has been NW-SE direction and on the west flank are influenced by the presence of evaporites detached, often the west flank of these formation which is a very “lubricating” ho- structural units is covered by large overlap rizon. Also, the presence of old longitudinal (Fig. 10). The Ionian zone has a very large and transverse tectonic faults, where in the overlap amplitude of several tens of kilo- north of the Corfu island (Otoni islands) is metres to the west, confirmed by the data observed and old transverse tectonic fault of the Dumre-8 and Filat-1 wells, which re- that borders the Ionian zone in the north mained in the Miocene deposits at a depth with the Sazani zone (Fig. 10). The syncli- of 3800m. (Dimitrios N., 2017) (Fig. 10, 11). nal structural belts are generally filled with The first phase of structuring of the Ionian flysch and Miocene deposits. The Ionian zone was in Burdigalian age. All structures tectonic zone from south to north within in the Ionian zone generally have western the Albanian territory gradually reduces its width.

31 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

Figure12. The Kastica and Devation area where structures of the Ionian zone have eastern asymmetry and accompanied by normal tectonic faults (Nazaj Sh.)

In the southwestern part, it tectonically to deep longitudinal and transverse tec- contacts with the Sazan tectonic zone, tonic faults, which interrupt anticlinal overlapping to the west and completely structures. covers some structural units. In this region 3. For the Kruja tectonic zone (Albania) the extension of the Ionian zone to the three main facies are documented: west of Corfu is very clearly distinguished, - Neritic facia that are found in the evidencing the greatest plan of the over- structures of the eastern subzone of lap of the structures of the Ionian zone to Tervolli, the west and covering the eastern slope of the Apulia platform (Fig. 10). To the north - The mixed facies are found in the and northeast, the boundary of the Ionian structures of the Tomorri subzone, zone coincides with the orogen boundary, - The pelagic facies are found in the Me- overlapping to a considerable scale over lesin (Leskovik) anticlinal structures. the Southern Adriatic zone. 4. While the Gavrova tectonic zone in Conclusions Greece (Kruja zone in Albania) is represented by neritic limestone of a shallow Based on the geological-tectonic works sea from the Upper Jurassic to the Eo- made in the southern part of the external cene age. tectonic zones of the Albanides and in the northern Hellenides, some considerations 5. In the Ionian zone the carbonate forma- have been given for the geological settings tion is divided into two main sequences: of the study area. - Pre-rift sequence with neritic facies 1. In the study region are documented from Upper Triassic to Lower and Mid- three main formations: dle Liassic age. • Evaporitic formation, - Post-rift sequence with pelagic facies that for the Ionian tectonic zones (Al- • Carbonate formation, bania and Greece) and Sazan (Albania) • Terrigenous formation (flysch and Paksos (Greece) have different charac- paramolassic formation). teristics. 2. Evaporitic formation is mainly related

32 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Ndreko Dh., Nazaj Sh.

6. The Kruja tectonic zone in the south tectonic zone with Kruja (Albania) and does not continue, especially in the Gavrova (Greece) tectonic zones is very northern part of Hellenides, it as a result clear for the level of carbonate deposits of the combination of transverse fault but for the levels of Oligocene flysch, with longitudinal tectonic faults, and they are unified and this difference alit passes into the Ionian tectonic zone most does not exist. and outcrops again much further in the 9. The structural style is characterized by south in the Gavrovo tectonic zone. several anticlinal and synclinal structural 7. So, these tectonic zones are not end- belt. The anticlinal structures are gene- less but they outcorp and combine with rally linear with NW-SE direction and on each other. the west flank are tectonically faulted. 8. The difference between the Ionian Often the west flank of these structural units is covered by large overlap. Reference ALIAJ SH., KOÇIAJ S., SULSTAROVA E., 1973. Harta sizmotektonike e Shqipërisë në shk.1:1 000 000. F.GJ.M., I.S.P.GJ., I.N.G., Q.S. ALIAJ SH., 1980. Sizmotektonika dhe kriteret gjeologjike të sizmicitetit në Shqipëri. Dis- ertacion. I. BRAHIMI Q., KOLA A., SADUSHI P., IKONOMI J., DODONA E., KANANI J., PIRDENI A., MYFTARI A., 1992. Stratigrafia dhe paleogjeografia e depozitimeve karbonatike të brezit strukturor të Çikës dhe zonës tektonike Sazani. ISPGJNG, Fier. DALIPI H., KONDO A., PEJO I., IKONOMI J., 1964. Stratigrafia e depozitimeve të Mesozoit në Shqipërinë jugore dhe perëndimore. ISPGJNG, Fier. DIMITRIOS N., 2017. Synthesis of Literature and Field Work Data Leading to the Compi- lation of a New Geological Map-A Review of Geology of Northwestern Greece. Interna- tional Juornal of Geosciences, 8, 205-236. ROURE F., NAZAJ SH., 2004. Kinematic Evolution and Petroleum System - An Apprasal of the Outer Albanides. K.R. McClay Thrust tectonic and hydrocarbon system. Vol 83, AAPG Mem., 474-493. FRASHERI A., NISHANI P., BUSHATI S., HYSENI A., 1996. Relationships betwen tectonic zones of the Albanides based on results of geophysical studies. In Ziegler and Hareath Ed., 170, 485 – 511. KOROVESHI T., QILLO LL., ÇELA RR., PRILLO S., RAMA I., GEGA N., 1981. Studim regjional mbi zhvillimin paleogjeografik paleotektonik gjate depozitimeve karbonatike nga Triasi i sipërm deri në Paleogen për zonën Sazani, Jonike dhe Kruja. ISPGJNG, Fier. KARAKITSIOS V., 2013. Western Greece and Ionian Sea petroleum systems. AAPG Bul- letin, v. 97, no. 9. 1567–1595 MUHAMETI P., PEJO I., 1974. Mosha e depozitimeve halogjene të zonës Jonike në dritën e të dhënave paleontologjike. Përmbledhje Studimesh, 3, 60-65. MARAVELIS A., VASSILIOU A., TSEROLAS P., ZELILIDIS A., 2014. Structural Elements and Petroleum Exploration on the Apulian Platform, Hellenic Fold and Thrust Belt, Zakynthos Island (Western Greece) XHOMO A., KODRA A., XHAFA Z., SHALLO M., NAZAJ SH., NAKUÇI V., YZEIRAJ D., LULA F., VRANAJ A., MELO V., DIMO LL., SADUSHI P., 2002. Gjeologjia e Shqipërisë., F.GJ.M. YZEIRAJ D., SADUSHI P., NAZAJ SH., DORE P., 2002. Konkluzionet biostratigrafike të pre-

Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

ROLI I PRISHJEVE TEKTONIKE GJATËSORE E TËRTHORE NË BREZIN FLISHOR TË RAJONIT TË PLASHNIKUT, NË KONTROLLIN E TRASHËSISË SË DEPOZITIMEVE Arjol Lule1, Shaqir Nazaj1

Abstrakt Në këtë artikull jepen disa konsiderata mbi rolin që kanë luajtur prishjet tektonike ndër- flishore në kontrollin e trashësisë së depozitimeve Neogjenike në rajonin e studimit. Prishje tektonike gjatësore në kombinim me prishjet tektonike tërthore, kanë sjellë ndryshime në trashësinë e depozitimeve. Në disa rajone trashësia e depozitimeve zvogëlohet menjëherë deri në dhjetë herë në drejtim tërthor dhe sidomos në atë gjatësor. Në këtë rajon trashësia e depozitimeve të katit Hatian - Akuitanian pëson një ndryshim të -men jëhershëm, çka tregon se është ndikuar dhe kontrolluar nga fenomenet tektonike dhe paleogjeografike. Ky ndryshim është më i dukshëm tërthor shtrirjes së linjave strukturore.

Fjalë Kyç: Plashnik, prishje tektonike, Hatian - Akuitanian.

Hyrje

Rajoni i marrë në shqyrtim në këtë studim Të tilla mund të përmendim: Rilevim ka qenë objekt i kërkimeve gjeologjike 1:25.000 të rajonit Tërpan, (Yzeiri D. et të kryera në kohë të ndryshme nga disa al.,1978), rajonit Tërpan-Gllavë-Sinjë, (Val- ekspedita gjeologjike me qëllime të cak- bona U. et al., 1985), rajonit Lekël-Libo- tuara. Ne kemi shqyrtuar disa prej tyre të hove (Nazaj Sh. et al., 1986), Potom-Kul- cilat na kanë dhënë mundësinë e njohjes mak (Shteto Th. et al., 1982), rajonit Bodar më mirë të rajonit në fjalë duke evidentuar (Valbona U., et al., 1984). Po kështu edhe strukturat dhe fenomene të ndryshme gje- studimet të ndryshme gjeologo - tektonike ologjike. Po kështu janë marrë në konsider- të pjesës jugore të zonës Kruja (Yzeiri D. et atë edhe rilevimet e shkalles 1:25.000 apo al., 2002) dhe informacionet e të dhëna të dhe shpime e studime gjeologo gjeofizike marra nga shpimet e puseve, Plashnik, Buz të bëra më herët. dhe Mem-2.

Fakulteti i Gjeologjisë dhe Minierave, Tirana, Albania 35 e-mail: [email protected]; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Figura 1. Harta gjeologjike e rajonit (sipas SHGJSH, 2002)

36 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Ndërtimi gjeologjik dhe tektonika Ngraçan, rrudhosjen pozitive të Kozhelit, sinklinalin e Velçanit dhe atë të Allambrezit Në rajonin në studim ka përhapje një gamë (Fig.1). Depozitimet në ngritjen e Kozhe- e gjerë depozitimesh ku dallohen tre kom- lit dhe në sinklinalin e Allambrezit paraq- plekse: iten mjaft të reduktuara në krahasim me • kompleksi karbonatik, të njëjtat depozitime që ndërtojnë krahët • kompleksi terigjen (flishor) perëndimorë të sinklinalit të Memaliaj dhe • kompleksi paramollasik atij të Velçanit. Ne do të përshkruajmë vetëm atë pjesë të B. Formacioni Sefaj depozitimeve që ka lidhje me fenomenin Këto depozitime kanë një përhapje shumë të cilin kemi marrë në shqyrtim. të vogël. Ato takohen në Osmanzezë dhe Nënseksioni oligocen i sipërm ndërtojnë krahun lindor të sinklinalit të Depozitimet e këtij nënseksioni brenda ra- Velçanit dhe më në jug krahun lindor të jonit kanë përhapje të madhe nga ana li- sinklinalit të Memaliajt (Fig. 1). Ato ven- tologjike. Këtu përfshihen: dosen suksesivisht mbi depozitimet e Oli- gocenit të sipërm, këto depozitime në veri 1. Pakoja e flishit argjilo-ranoro-gëlqeror të fshatit Osmanzezë kanë marrëdhënie 3a (Pg3 ) tektonike me depozitimet e formacionit Në pjesën më të madhe të rajonit këto Panahora. depozitime kanë marrëdhënie suksesive 1b me depozitimet e nënshtrira dhe në disa Kati Burdigalian (N1 ) raste marrëdhënie tektonike. Këto depozi- Ka po ato karakteristika litologjike si dhe time përfaqësohen nga flish argjilo-ranoro Akuitaniani. Kufiri i poshtëm vendoset -gëlqeror ritëm hollë e ritëm mesëm. rreth 200-300m nën dyshemenë e formacionit Levani. Këto depozitime në pjesët 2. Pakoja e flishit argjilo-ranor ritëm hollë sinklinale kanë marrëdhënie suksesive me 3b (Pg3 ) depozitimet e nënshtrira, kurse në pjesët Kjo pako ka përhapje të kufizuar dhe ndër- anësore dhe të ngritura vendosen me mo- ton disa njësi strukturore të cilat janë në spërputhje stratigrafike e këndore (Xhomo perëndim të vargut antiklinal Gllave-Plash- A. et. al., 2011). nik (Fig.1.) Këto depozitime vendosen suk- 2 sesivisht mbi pakon e flishit argjilo-ranoro- Nënseksioni i miocenit të mesëm (N1 ) 3a 2l gëlqeror (Pg3 ): Përfaqësohet nga flish Kati Langhian (N1 ) argjilo-ranor ritëm hollë. (Valbona U, et al., Këto depozitime takohen në sinklinalin e 1984). Memaliajt. Kufiri i poshtëm vendoset disa dhjetëra metra nën tavanin e formacionit Sistemi neogenik - N “Levani”. Ka marrëdhënie transgresive me Seksioni miocenik (N1) përfaqësohet me dy depozitimet e nënshtrira në krahun lindor 1 2 nënseksione: (N1 ) dhe (N1 ). të sinklinalit, kurse në pjesët e tjera ka Pjesa e poshtme e formacionit Panahora marrëdhënie suksesive (Xhomo A. et. al., dhe Sefaj 2011). Këto formacione i përkasin katit Akuitanian Kati Seravalian (N 2S) 1a 1 (N1 ) të nënseksionit Mioceni i poshtëm: Ka po atë përhapje si depozitimet e 1 (N1 ), seksioni Miocenik i sistemit Neoge- poshtështrira. Kufiri i poshtëm vendoset nik - N. disa dhjetëra metra mbi kufirin e sipërm A. Formacioni Panahora të formacionit Levani. Këto depozitime në Këto depozitime kanë një përhapje të disa vende vendosen me diskordancë mbi konsiderueshme në rajon dhe ndërtojnë ato më të vjetrat (Xhomo A. et. al., 2011). krahun lindor të vargut sinklinal Memaliaj-

37 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Tektonika e tjera. Kjo strukturë nuk vazhdon as në Rajoni bën pjesë në zonën tektonike Jon- veri dhe as në jug të rajonit. Në veri shuhet ike, në kalimin midis vargut antiklinor të në krahun perëndimor të antiklinalit të Beratit dhe vargut sinklinor të Memaliajt. Kullsit ndërsa në jug ajo pritet nga prishja Nga lindja në perëndim takohen disa njësi tektonike mbihypëse perëndimore e nën- strukturore si më poshtë: zonës antiklinale të Beratit. Shkëputja regjionale në perëndim të kësaj nënzone, A- Nënzona lindore në gjithë ecurinë e saj paraqitet në trajtën ( Nënzona e Beratit) e një sistemi shkëputjesh që drejt thellë- Përfaqëson një njësi të madhe antiklinore sisë mund të shkrihen në një të vetme me shtrirje juglindje-veriperëndim (130°- (Valbona U., et al.,1985). Nga të dhënat e 160° me 310°-340°). Tipar dallues është fituara nga shpimi i disa puseve (Plashnik, prania e strukturave më të zhvilluara në Buz, etj) rezulton se shkëputja në ballin e pjesën jugore, me amplitudë rrudhosje më mbihypjes, pranë sipërfaqes, ka kënd rënie të madhe. Në sipërfaqe dallohen depozi- të madh 60°-80°, kurse në thellësi ky kënd time më të vjetra se në bërthamat e tyre zvogëlohet në 40°-45°. Një karakteristikë si dhe janë të shoqëruara me shkëputje dalluese për këtë varg antiklinal është se tektonike në krahët perëndimorë. Në këtë në përgjithësi vërehet një sistem prishjesh nënzonë dallohen dy vargje antiklinale. tektonike. Në fakt janë dy prishje tektonike. E para vë në kontakt gëlqerorët e 1. Vargu Nëmërçkë-Tërpan-Berat, njësive strukturore të sipër cituara me de- 2. Vargu antiklinal perëndimor i nënzonës pozitime të oligocenit të poshtëm që kanë së Beratit. rënie perëndimore. Amplituda e prishjes Në këtë nënzone duke filluar nga jugperën- tektonike është e rendit qindra metra. Në dimi vërehen tre vargje strukturore: perëndim të saj vërehet një prishje tjetër që vë në kontakt depozitime të Oligocenit Vargu Bureto - Lunxheri - Goliko - Rehovë, të poshtëm me depozitime të Oligocenit të strukturat e të cilit janë më të zhvilluara në mesëm. Kjo prishje tektonike ndan nënzo- jug, me krah perëndimor më të pjerrët dhe nën antiklinale të Beratit nga vargu flishor i të shkëputur tektonikisht. Osmanzezës. dhe ka një amlitudë të rendit Vargu strukturor Plashnik-Molisht-Kullës ka disa kilometra, duke i dhënë krahut perën- tipare krejt të ndryshme nga vargjet antikli- dimor të antiklinorit të Beratit një pamje nale të kësaj nënzone. Strukturat e tij në jug në formë shkalle (Fig. 2). janë në formë kupolash si ajo e Komarit, Gl- Një karakteristikë tjetër është se vërehet lavës, Zhapokikës dhe Plashnikut (Valbona një sistem prishjesh tektonike në perëndim U., et al.,1987). Me në veri ky varg vazhdon të vargut antiklinal të Beratit. Këto prishje me brahiantiklinalin e Molishtit, Kullsit dhe tektonike në drejtim të veriut shuhen Kuçovës. Të gjitha strukturat karbonatike brenda depozitimeve flishore. Mbasi ato të këtij vargu të përmendura më lart janë shuhen më në perëndim lind një tjetër të zbuluara në sipërfaqe, me përjashtim në formë hapi. Më tej kjo prishje shuhet të antiklinalit të Kuçovës i cili është i zhy- përsëri në depozitimet flishore por më në tur dhe mbulohet transgresivisht nga de- veri. Këto prishje tektonike imitojnë vetë pozitimet neogenike. Në pjesën veriore ky strukturat e vargut antiklinal të Beratit të antiklinal për efekt të diapirit të Dumresë cilat zhvillohen drejt veriut në formë hapi. komplikohet me prishje tektonike. Më në Duke u nisur nga të dhënat sipërfaqësore perëndim të këtij vargu lind antiklinali i prishjet tektonike të sipër përmendura, pa- Shpiragut i cili paraqet një strukturë me varësisht se shuhen drejt veriut në formë krah perëndimor të shkëputur tektonikisht hapi, në thellësi vazhdojnë dhe lidhen me dhe krah lindor më të pjerrët se strukturat njëra tjetrën dhe presin depozitimet kar-

38 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. bonatike (kjo nisur nga shenjat e naftës që prizmave që presin dhe gëlqerorët dhe që takohen në zonat e prishjeve tektonike). pothuajse maskohen nga mbihypja e nën- Këto prishje tektonike janë baza e disa zonës së Beratit.

Figura 2. Profili gjeologjik I -I tregon marrëdhëniet midis njësive strukturore (Nazaj Sh., Lule A.) B- Vargu flishor i vagalat-osmanzezës C- Vargu sinklinal i memaliajt Ky varg ka dimensione relativisht të mëdha Morfologjikisht përfaqëson një zonë rela- dhe shoqërohet nga një sërë fenomenesh tivisht të ulur, ku predominojnë sinklinalet paleogjeografike si: reduktime të fuqishme me dimensione të konsiderueshme në sh- të depozitimeve të Hatian-Akuitanianit, trirje. Nëpërmjet këtij vargu sinklinal bëhet vendosje me shpëlarje e depozitimeve të kalimi për në n/zonën lindore të Beratit. Në Burdigalianit e më të reja që mesa duket pjesën juglindore dallohet vargu sinklinal janë elementë domethënës që lidhen me Drinos-Lekël i cili mbushet me depozitime moshën e rrudhaformimit të strukturave Oligo-Miocenike (Nazaj Sh. et al., 1986). të nënzonës qendrore të Beratit dhe të Përgjithësisht këtij vargu i dokumentohet Kurveleshit. Për depozitimet karbonatike krahu perëndimor ku depozitimet bien zanafillën ky varg e ka në Memaliaj. Nga nga lindja me kënde 25°-30°. Krahu lindor të dhënat komplekse vërehet qartë se ai është i maskuar nga mbihypja e struktura- shfaqet në formën e një hundë strukturore ve antiklinale të n/zonës së Beratit. Në nga krahu lindor i antiklinalit të Gribës. drejtim të veriut sinklinali i Leklit vazhdon Për efekt të mbihypjes të strukturave më në lindje të rrdhosjes së Vagalatit, duke u lindore në jug ka formën e një blloku tek- gërshetuar në këtë mënyrë me strukturat e tonik të konturuar shumë mirë nga pro- nënzonës lindore të antiklinalit të Beratit. filet sizmike dhe të dhënat e pusit Mem- Më në veriperëndim të vargut të mësipërm 2, ndërsa drejt veriut interpretohet nën vijon vargu sinklinal i Memaliaj-Goriçan- struktu-rën karbonatike të Golikos. Vargu Roskovecit. Centriklinali jugor i sinklinalit flishor i Osmanzezës ndërtohet nga flishe të Memaliajt, dallohet sipas depozitimeve me moshë Oligocen i poshtëm i mesëm. 2s 3t Neogenike paramollasike (N1 , N1 ) të cilat Këto flishe janë mjaft të tektonizuar në for- në këtë zonë, në të dy anët e sinklina-lit mën e disa prizmave të cilët janë maskuar vendosen transgresivisht mbi depozitimet nga mbihypja e nënzonës së antiklinalit më të vjetra. Në sinklinalin e Memaliajt të Beratit. Këto flishe “prizma” ose luspa lexohen të dy krahët, nga të cilët: krahu tektonike reflektohen edhe në nivelin e perëndimor është më i qetë, me trashësi gëlqerorëve që pothuajse maskoh-en nga më të madhe të depozitimeve, ndërsa në mbihypja e nënzonës së Beratit. Disa luspa krahun lindor depozitimet bien me kënde të tilla janë takuar dhe nga pusi Plashnik-1 të mëdhenj 60°-85° dhe herë-herë të në thellësi 3492 – 3511 m (Fig. 2).

39 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. përmbysura apo të shkëputur tektoniki- hu perëndimor i saj duket i plotë dhe duket sht nga mbihypja e strukturave të nënzo- qartë një kalim gradual nga depozitimet e nës lindore të Beratit. Gjithashtu në këtë formacionit Aranitasi (pakoja e flishit argji- 3 krah vërehen reduktime të fuqishme të lo-ranor me shtresa gëlqerori (Pg3 ) në ato depozitimeve sidomos ato të Akuitanianit të formacionit Panahora (Fig.1). (Kozhel). Duhet theksuar se reduktime të Ky fakt tregon se depozitimet që ndërtojnë trashësisë së depozitimeve të Oligocenit të bërthamën e kësaj njësie strukturore janë sipërm-Akuitanianit, takohen dhe në kra- në pozicionin e tyre rrënjësor. Depozitimet hun perëndimor në zonën nga Shtëpëza në krahun lindor dhe bien nga lindja me deri në Ujë të Ftohtë të Tepelenës. Në sin- kënde rreth 60°-70°. Periklinali jugor vëre- klinalin e Memaliajt vërehen disa rrudhosje het qartë në kodrën e Çik Mamos sipas de- flishore (Ninesh, Koshtan, etj.) të cilat nga pozitimeve të formacionit Levani. Po sipas të dhënat komplekse rezultojnë se reflek- këtyre depozitimeve fiksohet dhe perikli- tohen në nivelin e gëlqerorëve në formë nali verior. hundësh strukturore duke bërë të mundur gërshetimin midis këtij brezi sinkli-nal me nënzonën e antiklinalit të Beratit (Fig. 3). Në pjesën veriore vërehet një ndarje e këtij sinklinali, duke vazhduar në lindje sinklinali i Velçanit dhe në perëndim me msinklinalin e Goriçan-Rroskovecit, që ndahen nga njëri tjetri nga brezi flishor Levan- Plak-Sqepur. Rrudhosja antiklinale e kozhelit Nga ana morfologjike ajo gjendet në kodrat me kuota më të larta të Kozhelit nga Maja Çik-Mamo në jug deri në fshatin Cërril- Toskë në veri (Fig.1;4). Në lindje nëpërmjet një prishje tektonike kufizohet me sinklinalin e Memaliajt. Kjo prishje në drejtim të veriut shkon në shuarje, zona e prishjes në punimet fushore dallohet qartë dhe për- faqësohet nga argjila të ndrydhura dhe të rreshpëzuara me kalcitizime të shumta. Në perëndim kjo rrudhosje flishore kufizohet me sinklinalin të Allkomemajt. Depozitimet më të vjetra që takohen në bërthamë të rrudhosjes flishore të Kozhe- lit janë ato të pjesës së sipërme të pakos së flishit argjilo-ranor me shtresa gëlqerori 3 (Pg3 ) dhe më të reja deri në depozitimet e katit Burdigalian. Në punimet e mëparshme kjo strukturë interpretohej si bllok tektonik. Pakoja e flishit argjilo-ranor me shtresa gëlqerori në pjesën veriore të kësaj njësie strukturore komplikohet me prishje tektonike në të dy krahët, duke marrë pamjen e një horsti (Fig.1;4). Ndërsa duke shkuar Figura 3. Marrëdhëniet midis vargut Antikinal drejt jugut të kësaj njësie strukturore, kra- të Beratit me njësitë flishore (Nazaj Sh., Lule A.)

40 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Figura 4. Profil gjeologjik II – II, ku shihen marrëdhëniet midis njësive strukturore dhe reduktimi i trashësisë së depozitimeve të Hatian-Akuitanianit në zonën Ninesh-Rabie (Nazaj Sh., Lule A.)

Rrudhosja ka asimetri lindore, me orientim hosje ndërtohet me depozitime të katit JL-VP me gjatësi rreth 2-2.5 km dhe gjerësi Langian Seravalian. Krahu lindor zhytet nga 200-250m (Fig.1). Amplituda e kësaj rrud- perëndimi me kënde më të mëdhenj se 50° hosje me sinklinalin perëndimor është e kurse krahu perëndimor bie nga lindja me vogël, ndërsa në nivelin e gëlqerorëve kjo kënde 50°-70°, kjo rrudhosje ka një gjatësi rrudhosje nuk reflektohet. rreth 3 km dhe gjerësi 100m-150m. Men- Ky sektor është vizatuar me ndërtim dojmë se kjo njësi është një rrudhosje dykatësor, nëpërmjet shpëlarjeve dhe dytësore e sinklinalit të Memaliajt. niveli i gëlqerorëve interpretohej i ceket. Metodika dhe rezultatet Shpimi i pusit Rabie-4 tregoi për një prerje Për kryerjen e këtij studimi janë marrë në suksesive nga depozitimet më të reja drejt konsideratë një sërë punimesh gjeologjike atyre më të vjetra (Fig.4). Krahu perëndi- të bërë përgjatë viteve si dhe vetë punës mor i kësaj njësie strukturore paraqitet me së autorëve në terren. Studimet shumë- kënde rënie 50°-60° deri në të përmbysura, vjeçare, të kryera në Albanidet e jashtme sidomos në afërsi të daljes së depozitimeve dhe të brendshme, lejojnë përcaktimin e më të vjetra në bërthamë me moshë Ha- disa stadeve kryesor të evolucionit të tyre, tian-Akuitanian. Depozitimet e katit Akui- ndër të cilët spikatin fazat e riftëzimit Tria- tanian kanë një trashësi të dukshme rreth sik dhe Jurasik, diferencimi i basenit (për 200 m. Një redutim kaq i theksuar i këtyre Albanidet e jashtme) gjatë Liasit veçanër- depozitimeve duhet të tregonte ekzis- isht gjatë katit Toarian, kishin pamjen e tencën e një strukture që ka filluar para horsteve ose kurrizore (platform) me kore Akuitanianit gjatë Hatian-Akuitanianit. Nga të trashë kontinentale dhe të grabeneve sa thamë më sipër kjo njësi strukturore ose hulli (pelagjike) me kore të hollë konti- nuk reflektohet në nivelin e gëlqerorëve, nentale. Në fillim buzina kontinentale e Al- prandaj shkaku i reduktimit të trashësisë banideve është karakterizuar nga formimi së depozitimeve të Hatian-Akuitanianit ose i strukturave apo sistemeve horst-grabene formacionit Panahora duhet të shpjegohet të shoqëruara me prishje listrike ku disa me ekzistencën e një prishje ndërflishore prej tyre takohen të fosilizuara sot në nën- që ka filluar gjatë kësaj kohe dhe që zhytet zonën e Beratit në antiklinalin e Buretos. nën nënzonën antiklinale të Beratit. Gjatë periudhës Jurasike ndodh individual- Gjuha sinklinale e allkomemajt izimi i zonave gjeologo tektonike si Krasta Ndodhet në perëndim të rrudhosjes anti- (Liasi i poshtëm - mesëm), Kruja, Jonike klinale të Kozhelit, në bërthamë kjo rrud- (gjatë Toarianit) (Yzeiri D. et al., 2002). Këto

41 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. zona zhvillohen me karakteristikat e tyre orogjeneze që kaloj zona Krasta-Cukali, në krahas zhvillimit të proçesit të hapjes. Ku- zonat perëndimore Kruja e Jonike kemi ka- fijtë midis këtyre zonave nuk janë të prerë lim nga sedimentimi karbonatik në atë ter- si në drejtim gjatësor ashtu dhe në atë rigjen që fillon me pakon mergelore kalim- tërthor. Këto zona gërshetohen me njëra- tare. Nga Oligoceni i poshtëm deri në fund tjetrën për shkak të zhvendosjeve bllokore të Oligocenit të mesëm rrudhosja ndihet në shtrirje nga thyerjet tektonike tërthore, në zonat Kruja dhe vargun lindor të zonës duke krijuar një shumëllojshmëri ambien- Jonike. Kjo vërehet në ndryshimin e madh tesh sedimentare. Zona e Krujës ka qënë të trashësive në krahun lindor të antikli- kurrizore që ndante basenin e Krastës nga nalit të Marakut me ato të vargut antiklinal baseni Jonik. Zona Jonike përbënte një hul- Letan-Valesh. Kufiri perëndimor i zonës që li që në perëndim kufizohet me platformën kap ky interval kohor nuk është i qartë. Më e Sazanit dhe në veri me basenin e Adriati- në perëndim të nënzonës së Beratit gjatë kut Jugor. Në zonën Jonike zhvillohen disa kësaj faze kemi zvogëlim gradual të trashë- nënzona strukturore (Berati, Kurveleshi, sive. Me fillimin e Oligocenit të sipërm Çika) qysh në kohën e Toarianit. Prania e kemi diferencim të strukturave e zonave stralleve, mergeleve e argjilave në Jurasik tektonike dhe në disa raste deri dalje mbi tregon se kjo zonë ka qenë pelagjike. Prania ujë dhe erodim të strukturave të zonës e vendosjes me mbeshtetje ‘’diskordante” Kruja, ndofta dhe të zonës Jonike. Për këtë e pakos së shisteve me possidonia dhe asaj flet prania e transgresionit të depozitimeve strallore mbi dolomitet e Liasit (poshtëm- të katit Hatian mbi depozitimet e Kretë- mesëm) tregon se fundi i basenit ka qenë i Paleogenit dhe Oligocenit të Poshtëm e të diferencuar, i trashëguar ky diferencim nga Mesëm në strukturat e Valeshit e Tervol- faza e riftëzimit. Prania e këtyre depoziti- lit. Më vonë me fillimin e depozitimeve të meve dëshmon për ekzistencën e prishjeve zonës Globorotalia kugleri, kemi një dife- të vjetra normale dhe të horsteve dhe ga- rencim mjaft të dukshëm të vargjeve struk- beneve që lexohen sot në disa struktura të turore si në zonën Kruja dhe në atë Jonike. nënzonës së Beratit. Për këtë flet ndryshimi i madh i trashësive Në zonën Jonike ka vazhduar depozitimi si të depozitimeve nga krahët perëndimor më parë por me tipare dalluese nga njëra për në krahët lindor të strukturave të nën- nënzonë tek tjetra, pasojë kjo e trashë- zonës së Beratit dhe Kurveleshit. Këto de- guar nga proçesi i hapjes. Me fillimin e pozitime në disa raste i gjen të vendosura ngjeshjes në Jurasikun e sipërm-Kretakun e me shpëlarje mbi depozitimet e nënshtrira poshtëm fillon orogjeneza dhe oqeani (Te- si në Gjirokastër, por pa ndryshim të planit tisi) fillon të mbyllet. Fillimisht është litos- strukturor. Në këtë kohë kemi edhe dife- fera oqeanike që nën-rrëshqet nën koren rencimin relativisht të qartë të prishjeve kontinentale europiane deri sa të dy buzi- tërthore krahas atyre gjatësore. Gjatë kësaj nat kontinentale do të përplasen me njëra- kohe deti është tërhequr dhe kemi krijimin tjetrën. Mbyllja e zonës oqeanike shënon e disa “mikrobaseneve” që kanë patur lid- dhe fillimin e kolizionit të buzinave konti- hje midis qafave ndarëse të vargjeve struk- nentale duke filluar kështu orogjeneza e turorë dhe strukturave të veçanta sido- tyre. Me fillimin e Paleogenit pjesa me lin- mos për rajonet juglindore të territorit të dore dhe ajo qendrore e zonës Kruja është Albanideve. Gjatë sedimentimit të zonës prekur nga orogjeneza dhe ka dalë mbi ujë. Globorotalia kugleri duhet të kemi “blloki- Për këtë flet vendosja me pushim e depozi- min” e disa prishjeve strukturore sidomos timeve të Paleocen-Eocenit mbi njësitë të zonës Kruja. Në vargun lindor të Beratit strukturore të kësaj zone. (Shehu H. et al., kemi lindjen e një fronti më të ri në perën- 1971). Në fund të Eocenit zona Krasta rrud- dim, me kënd më të vogël se prishjet struk- hoset plotësisht e del mbi ujë. Si pasojë e turore, sipas së cilave ndodh mbihypja dhe

42 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. spostimi i orogjenit drejt perëndimit (Fig.2, bëri që këto depozitime të mbulojnë një 4). pjesë të mirë të strukturave karbonatike të Në mbështetje të këtij mendimi flet prania eroduara deri në nivelin e karbonateve. Në e rrudhosjes së Kozhelit ku vërehet qartë këtë kohë vërehet shumë qartë veprimi i ndryshimi shumë i madh i trashësisë së prishjeve ndërflishore të cilat bëhen të lex- depozitimeve të Hatian-Akuitanianit në të ueshme sidomos në zonën Kruja ashtu dhe dy krahët e prishjes në drejtim tërth-or. në atë Jonike. Në këtë zonë kemi një ndërtim me horste Në kohën e zonës G. dissimilis dhe fil- e grabene ku vërehet qartë ndryshimi i limin e G. acrostoma kemi “bllokimin” e trashësisë së depozitimeve të formacionit prishjeve të vjetra që prekin gëlqerorët Panahora, i cili është shkaktuar nga aktiv- (Kozan, Tiranë, Ishëm, Patos-Verbasi, etj.), izimi i prishjes ndërflishore. Kjo tregon se dhe lindjen e një plani të ri më në perën- nga kjo kohë dhe më mbrapa kemi reduk- dim me kënde më të vegjël se të parat ku timi i trashësisë së depozitimeve dhe nuk sipas këtyre planeve të rinj bëhej lëvizja lidhet vetëm me praninë e strukturave e orogjenit drejt perëndimit. Këto prishje ose reflektimin e tyre në nivelin e gëlqer- kanë kontrolluar sedimentimin. Mosha e orëve, por dhe me lindjen dhe aktivizimin tyre rinohet nga lindja drejt perëndimit në e prishjeve tektonike ndërflishore më në të njëjtin sens me orogjenezën. Me fillimin perëndim dhe me plan më të thellë, pran- e depozitimeve të katit Langhian pothuajse daj për vlerësimin e këtyre tip rrudhosjeje ishte e njëjta gjendje morfologjike. Edhe është e nevojshme përdorimi i metodave kjo moshë, ka filluar me një ulje të nivelit të kompleksit. Këto prishje në thellësi të detit. Gjatë kësaj kohe kemi theksimin e bashkohen me prishjen mbihypëse të var- mëtejshëm të prishjeve ndërflishore për të gut antiklinal të Beratit. cilat folëm më sipër. Kati Serravalian fillon Në Oligocen të sipërm shumica e prishjeve me një tërheqje të nivelit të detit. Si pasojë listrike nën veprimin e forcave ngjeshëse e kësaj kemi mbulimin e disa strukturave ndërrojnë sensin e tyre në lart-rrëshqitje. apo vargjeve strukturorë sidomos në Kjo situatë vazhdoi edhe gjatë Akuitanianit pjesët anësore të sinklinaleve ndarëse. Në e fillimit të Burdigalianit. Me fillimin e Bur- pjesët periferike të ultësirës, këto depozi- digalianit kemi një tërheqje të detit. Gjatë time vendosen me diskordancë këndore kësaj kohe ndodh strukturimi i nënzonës e azimutale, kurse në sinklinalet ndarëse së Çikës, kurse strukturat e Kurveleshit da- si sinklinali i Memaliajt, këto depozitime lin mbi ujë dhe erodohen. Në sinklinalet vendosen me përputhje mbi ato të nën- ndarës të njësive të mëdha kemi vendosje shtrirat. Në fund të depozitimeve të katit suksesive të këtyre depozitimeve. Ven- Seravalian zë vend sekuenca e Tortonianit dosja e depozitimeve të katit Burdigalian e cila fillon me një ulje të nivelit të detit, herë në mënyre transgresive dhe herë në ku ka afërsisht po atë përhapje si sekuenca mënyrë suksesive flet për faktin që në sek- e mësipërme dhe vendoset në mënyrët tor të veçantë ka predominuar ngritja dhe ansgresive mbi strukturat Patos-Verbas, erozioni deri në gëlqeror, ndërsa në pjesët Kremenar, Ishëm. Si në sekuencën e parë, e ulura, zhytja dhe vendosja suksesive. vazhdon përsëri aktivizimi i mëtejshëm i Rrudhosja e pjesës lindore shoqërohet prishjeve ndërformacionale. Nga sa më me depozitimet e një trashësie të madhe sipër, tërë ngjeshja si rezultat i orogjenezës sedimentesh terrigjene të Burdigalianit nga lindja reflektohet në perëndim me një në perëndim, në zonën e Fortuzajt, Rovës, sërë prishjesh ndërformacionale të cilat Dumresë dhe Vlorës. Gjithashtu në lindje interferohen me njëra-tjetrën, ku shuhet sedimentimi vazhdon ende në sinklina- njëra, lind tjetra në formë hapi pak më në let të cilët janë ngushtuar shumë në këtë perëndim. kohë. Vazhdimi i ngritjes së nivelit të detit

43 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Diskutime Trashësia e depozitimeve të katit Ha- Në perëndim të vargut antiklinal të Bera- tian-Akuitanian ndryshon me hop çfarë tit vërehet një sistem prishjesh tektonike, tregon se është ndikuar dhe kontrolluar të cilat në drejtim të veriut shuhen brenda nga fenomene të spikatura tektonike dhe depozitimeve flishore. Mbasi ato shuhen, paleogjeografike sidomos kryq shtrirjes më në perëndim lind një tjetër prishje tek- se linjave strukturore. Prishjet tektonike tonike në formë hapi. Më tej kjo shuhet ndërflishore gjatësore në kombinim me përsëri në depozitimet flishore por më në prishjet tektonike tërthore kanë luajtur një veri. Këto prishje tektonike imitojnë vetë rol të rëndësishëm, të cilat, kanë bërë të strukturat e vargut antiklinal të Beratit ku mundur kontrollin e trashësisë së depozi- strukturat zhvillohen drejt veriut në formë timeve, duke na dhënë një panoramë, ku hapi. trashësia e depozitimeve ndryshon me hop në drejtim gjatësor deri në dhjetë herë. Prishjet tektonike pavarësisht se shuhen drejt veriut në formë hapi ato në thellësi Reduktimi i trashësisë së depozitimeve të duhet të vazhdojnë dhe të lidhen me katit Hatian-Akuitanian në rajon nuk lidhet njëra tjetrën dhe presin depozitimet kar- me praninë e strukturave ose reflektimin bonatike. e tyre në nivelin e gëlqerorëve, por me lindjen dhe aktivizimin e prishjeve tekton- Vargu flishor i Osmanzezës ndërtohet ike ndërflishore më në perëndim dhe me nga flishe me moshë Oligocen i poshtëm plan më të thellë, prandaj për vlerësimin i mesëm të cilat janë mjaft të tektonizuar e këtyre tip rrudhosjeje është e nevoshjme në formën e disa prizmave të maskuar nga përdorimi i metodave të kompleksit. Këto mbihypja e nënzonës së antikli-nalit të Be- prishje në thellësi bashkohen me prishjen ratit. mbihypese te vargut antiklinal të Beratit.

Literatura SHGJSH, ALPETROL, UPT. TIRANË. Harta Gjeologjike e Shqipërisë, Shkalla 1:200.000. Nazaj Sh., Nikolla L., 1986. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtëse e- ra jonit Lekël -Libohove. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Shehu H., Kici V., Skela V., Sadushi P., Shehu D., Ylli L., Druga Dh., 1971. Stratigrafia e -de pozitimeve terigjene të Paleogenit në brezat strukturor Berat-Tomorr. Arshiva e AKBN Fier Shteto Th., Nurçe L., Iljazi F., 1982. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmba- jtëse e rajonit Potom-Kulmak. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Valbona U., Nazaj Sh., 1984. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtese e rajonit Bodar. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Valbona U., Nazaj Sh. 1985. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtëse e rajonit Gllave Sinje. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Valbona U., Nazaj Sh, Mema A, Dhima S. 1987. Përgjithësimi Gjeologo Gjeofizik i rajonit të Oligkut. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Xhomo, A., Kodra A., Xhafa, Z., Shallo, M. 2011. Gjeologjia e Shqipërisë Stratigrafia, Mag- matizmi, Metamorfizmi, Tektonika, Neotektonika dhe evolucioni paleogjeografik e gjeodinamik. SH.B. “Ngjyrat e Kohës”, Tiranë. Yzeiri D., Misha V., Bega I. 1978. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtëse e rajonit Tërpan. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Yzeiri D., Nazaj Sh., 2002. Studimi gjeologo-tektonik i pjesës jugore të zonës Kruja. Ar- shiva e AKBN Fier. 44 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

ROLI I PRISHJEVE TEKTONIKE GJATËSORE E TËRTHORE NË BREZIN FLISHOR TË RAJONIT TË PLASHNIKUT, NË KONTROLLIN E TRASHËSISË SË DEPOZITIMEVE Arjol Lule1, Shaqir Nazaj1

Abstract This article provides some considerations on the role that interflysch tectonic faults on controlling of the thickness of Neogene deposits in the study region. Longitudinal tectonic faults in combination with transverse tectonic faults, have caused the changes in the deposits thickness. In some regions the thickness of the deposits is immediately reduced up to ten times in the transverse direction and especially in the longitudinal direction. The thickness of the Chattian-Aquitanian age deposits undergoes an immediate change, which indicates that it has been influenced and controlled by tectonic and paleogeo- graphical phenomena. This change is more obvious in the transverse direction of the structural lines.

Keywords: Plashnik, tectonic fault, Chattian-Aquitanian.

Introduction

The study region has been the subject of Survey of the Terpan region 1: 25000, (Yzei- geological survey different times from sev- ri D. et al., 1978), the Terpan-Gllave-Sinje eral geological expeditions. We examined region (Valbona U. et al., 1985), the Lekel- several surveys to acquire a better un- Libohove region (Nazaj Sh. et al., 1986), derstanding of the region in question, by Potom-Kulmak (Shteto Th. et al., 1982), identifying different structures and geolog- Bodar region (Valbona U. et al., 1984), ical phenomena. Also, are taken into con- and the geological-tectonic studies of the sideration the geological survey at scale southern part of the Kruja zone (Yzeiri D., 1: 25.000, wells and geophysical studies et al., 2002) and the data from the wells made in this region. Such as: Plashnik, Buz and Mem-2.

Fakulteti i Gjeologjisë dhe Minierave, Tirana, Albania 45 e-mail: [email protected]; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

GEOLOGICAL MAP OF STUDY REGION

Legend:

Figure 1. Geological map of the region (according to AGS, 2002)

46 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Geological and tectonic setting the fold of Kozhel, the Velçan and Allam- brezit synclinal (Fig.1). The deposits in the Three main formations have been docu- uplift of Kozhel and Allambrezi synclinal mented in the study region: have smaller thickness compared to the • carbonate formation, same deposits that build the western flank • terrigenous formation (flysch), of the Memaliaj and Velçan synclinal struc- • premolasses formation. ture. We will describe only that part of the de- 2. Sefaj Formation posits that are related to the phenomenon These deposits have an exceedingly small we have taken into consideration. spread in this region. They are found in Os- manzeza and build the eastern flank of the Upper oligocene subsection Velçan synclinal structure and further in The deposits of this subsection within the the south the eastern flank of the Mema- region are widely spread, including these liaj synclinal structure (Fig.1). They are suc- formations: cessively placed on the Upper Oligocene 1. The flysch package of claystone-sand- deposits. These deposits in the north part stone-limestone (Pg 3a) of the Osmanzeza village have a tectonic 3 contact with the Panahora formation. In most part of the region, these deposits 1b are successive with the lower deposits and 3. Burdigalian age (N1 ) in some cases have tectonic contact. These It has the same lithological characteristics deposits are represented by flysch with as Aquitanian age. The lower boundary is thin and medium rhythm. about 200-300m below the Levani forma- 2. The thin rhythm flysch package of clay- tion. These deposits in the synclinal parts stone-sandstone-limestone (Pg 3b) have a successive relationship with the 3 lower deposits, while in the lateral and This package has limited spread and builds elevated parts they are placed with strati- some structural units in the west of the graphic and angular unconformity (Xhomo, Glave-Plashnik anticlinal range (Fig. 1). A. et. Al., 2011). These deposits are successfully placed on 2 the claystone- sandstone-limestone flysch Middle miocene subsection (N1 ) 3a 2l (Pg3 ): This formation is represented by Langhian age (N ) claystone-sandstone flysch. (Valbona U. et 1 These deposits are found in the Memaliaj al., 1984). synclinal structure. The bottom boundary Neogene systems - N of this deposits is a few meters below the top of the “Levani” formation and have The Miocene section (N1) is represented by two subsections: (N 1) and (N 2) transgressive contact with the lower de- 1 1 posits on the east flank of the synclinal, The lower part of the formation Panahora while in other parts there are successive and Sefaj contact (Xhomo, A. et. Al., 2011). These formations belong to the Aquitanian 1a Seravalian Age (N 2S) age (N1 ) of the Lower Miocene subsec- 1 1 tion: 1(N ), Miocene section of the - Neo These deposits have the same spread as gene -N system. the lower deposits. The bottom boundary is a few tens of meters above the top 1. Panahora Formation boundary of the Levani formation. These These deposits have a considerable spread deposits in some places are placed with in the region and form the eastern flank of discordancy over the older formation (Xho- the Memaliaj-Ngraçan synclinal structure, mo, A. et. Al., 2011).

47 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Tectonic anticlinal. The western flank of this structure is faulted, and the eastern flank is The study region is part of the Ionian tec- deeper than other structures in this area. tonic zone, in the transition zone between This structure does not continue neither to the anticlinal range of Berat and the syn- the north nor to the south of this area. In clinal of Memaliaj. From east to the west the north it closes on the western side of are documented some structural units as the Kullsi anticlinal structure while in the follows: south it is cut by the western tectonic fault A- Eastern subzone (berati subzone) of the Berat anticlinal belt. The regional This subzone represents a large anticlinal fault to the west of this subzone in all its unit with the southeast-northwest exten- course, is presented in the form of a tec- sion (130°-160° with 310°-340°). A dis- tonic fault system that can be merged into tinctive feature is the presence of more a single fault in the depth (Valbona U., et developed structures in the southern part al., 1985). The data obtained from some of this area, with bigger folding amplitude. wells (Plashnik, Buz, etc.) show that the On the surface, are found older deposits fault at the thrust front, near the surface, than in their core and they are associated has a large dip angle of 60°-80°, while at with tectonic fault in the western flanks. depth this angle decreases to 40°-45°. A Two anticlinal belts are distinguished in distinctive characteristic of this anticlinal this subzone. belt is that a tectonic fault system is generally observed. Actually, there are two 1. Nemerçke-Terpan Berat - anticlinal belt, tectonic faults. The first puts in contact the 2. The western anticlinal belt of Berat sub- limestones of the anticlinal structures cited zone. above with Lower Oligocene deposits that In this subzone starting from the south- have western dip angle. The amplitude of west direction are documented three main the tectonic fault is hundreds of meters. To structural belts: its west, another fault is observed that puts Lower Oligocene deposits in contact with Bureton-Lunxheri-Goliko-Rehove belt, in Middle Oligocene deposits. This tectonic the south, the structures are more devel- fault separates the Berat anticlinal subzone oped with a deeper western flank and tec- from the flysch belt of Osmanzeza and has tonically faulted. an amplitude of several kilometers, giving The structural belt Plashnik-Molisht-Kulla the western flank of the Berat anticlinal has completely different features from structure a stair-shaped view (Fig. 2). the other anticlinal belt of this subzone. Another characteristic is that a system of Its structures in the south have the shape tectonic faults is present in the west of of domes such as that of Komar, Glava, the anticlinal belt of Berati. These tectonic Zhapokika, and Plashnik (Valbona U. et al., faults northward extinguish within flysch 1987). deposits. After they disappear further in To the north, this belt continues with the the west, another is created in the form of brahianticinal of Molisht, Kulls, and Kuço- a step. Further in the north, this fault extin- va. All carbonate structures of this belt guishes again in flysch deposits. These tec- mentioned above are uncovered, except tonic faults are same as the structures of the Kuçova anticlinal which is submerged the Berat anticlinal range which develops and covered transgressively by neogenic northward direction in the form of a step. deposits. In the northern part, this anticli- Based on the surface data, the abovemen- nal structure due to the effect of the Dum- tioned tectonic faults, although extinct in rea diapir is complicated by tectonic faults. the north in the form of steps, continue Further in the west is formed the Shpiragu

48 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. in-depth and connect with each other and are the basis of some prisms that cut lime- cut the carbonate deposits (starting from stone and that are covered masked by the the oil marks that are found in the areas of thrust of the Berat subzone. the tectonic faults). These tectonic faults

Figure 2. Geological profile I -I, the relations between the structural units (Nazaj Sh., Lule A.)

B- Flysch belt of vagalati-osmanzeza flyschs “prisms” have also been met in the This belt has relatively large dimensions Plashnik-1 well at a depth of 3492 - 3511m and is accompanied by several paleogeo- (Fig. 2). graphical phenomena such as: strong re- C- Memaliaj synclinal structure ductions of Chattian-Aquitanian deposits, Morphologically it represents a relatively rinsing of Burdigalian deposits, and newer low area, where synclinal with consider- ones that seem to be significant elements able dimensions in extension predomi- related to the age of the folded forma- nate. Across this synclinal structure is lo- tion of the structures of the central part cated the passage to the eastern subzone of the Berat and Kurvelesh subzones. For of Berati. carbonate deposits this belt has its origin in Memaliaj area. From the complex data, In the south eastern part is distinguished it is clear that it appears in the form of a the synclinal structure of Drinos-Lekel, structural nose from the eastern flank of filled with Oligo-Miocene deposits (Nazaj the Griba anticlinal structure. Due to the Sh. Et al., 1986). In this belt is document- overlap of the easternmost structures in ed the west flank where the deposits dips the south, it has the shape of a tectonic from the east with angles of 25° - 30°. The block very well contoured by the seismic eastern flank is covered by the thrust of profiles and the data of the Mem-2 well, the anticlinal structures of the Berat sub- while to the north it is interpreted under zone. Towards the north, the Lekli synclinal the carbonate structure of Golikos. The continues to the east of the Vagalat fold, Osmanzeza flysch belt is formed from the thus interlaying with the structures of the flysch of the Lower Middle Oligocene age. Berati subzone. Further in the northwest These flysch deposits are very tectonized of the above belts continues the synclinal in the form of prisms that are masked by structure of Memaliaj-Gorican-Roskovec. the overlap of the Berati subzone. These The southern part of the Memaliaj syncli- flysches “prisms” are also reflected in the nal is distinguished by the Neogene - pre 2s 3t level of limestone that is almost masked molasse deposits (N1 , N1 ) which in this by the thrust of the Berat subzone. Some area, on both sides of the synclinal struc-

49 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. ture, are placed transgressively on the also are some folds in the flysch deposits older deposits. In the Memaliaj synclinal (Ninesh, Koshtan, etc.) from the complex are documented both flanks of the struc- data it results that they are reflected in the ture: the western side is calmer, with great level of limestones in the form of structural thickness of deposits, while in the eastern noses making possible the interlacing of side the deposits dip with steep angles of this synclinal belt with the Berati subzone 60° - 85° and sometimes inverted or tec- (Fig. 3). In the northern part there is a divi- tonically faulted from the overlap of the sion of this synclinal, in the east continues structures of the Berati subzone. Also, on with Velcani synclinal and in the west that this site, there are strong reductions of the of Gorican-Rroskovec sinclinal, which are deposits, especially those of Aquitanian separated from each other by the flysch (Kozhel). It should be noted that reductions belt Levan-Plak-Sqepur. in the thickness of the Upper Oligocene- The anticlinal fold of kozheli Aquitanian deposits are also found on the western side from Shtepeza to ‘Uji i ftohte Morphologically it is located in the hill ar- Tepelena’ area. In the Memaliaj synclinal, eas with the highest quotas of Kozhel from Maja Çik-Mamo in the south to the Cër- ril-Toskë village in the north (Fig.1; 4). To the east through a tectonic fault it is bordered with Memaliaj synclinal. This fault extingushes to the north, the fault zone is very visible during field observation and is represented by compressed and fractured claystone with numerous calcifications. To the west, this flysch fold is bordered by Allkomemaj’s synclinal. The oldest deposits found in the Kozheli fold core are those of the upper part of the claystone -sandstone flysch package with limestone 3 layers (Pg3 ) and the newest deposits up to the Burdigalian age. In previous works, this structure was interpreted as a tectonic block. The package of claystone-sandstone flysch with limestone layers in the northern part of this structural unit is complicated by tectonic faults on both sides, taking the appearance of a horst structure (Fig.1; 4). While going in the south direction of this structural unit it is seen the western flank and gradual transition from the- de posits of the Aranitasi formation (package 3 of clay-stone-sandsone flysch with 3(Pg ) limestone layer) to those of the Panahora formation (Fig.1). This fact shows that the deposits that build the core of this structural unit are in their initial (root) position. The deposits on the east flank dips in the east with angles Figure 3. Relations between the Anticinal belt of Berat around 600-700. The southern periclinal is

50 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh.

Figure 4. Geological profile II-II which shows the relations between the structural units and the reduction of the thickness of the Chattian-Aquitanian deposits in the Ninesh - Rabie area (Nazaj Sh., Lule A) observed on the hill of Çik Mamos accord- Allkomemaj synclinal structure ing to the deposits of the Levani formation. Located west of the Kozheli anticlinal fold, According to these deposits is also fixed the at the core this fold is constructed by Lan- northern periclinal. The fold has an eastern gian-Seravalian deposits. The eastern flank asymmetry, with SE-NW orientation with a dips in the west with angles bigger than length of about 2 - 2.5 km and a width of 500 while the western flank dips from the 200 -250 m (Fig.1). The amplitude of this east with angles 50o-70o, this fold has a folding with the western synclinal is small, length of about 3 km and a width of 100 while in the limestone level this folding - 150m. We think that this unit is a second- is not reflected. This sector is drawn with ary fold of the Memaliaj synclinal. two-stair structural construction and with Methodology and results shallow level of limestone. Drilling of the For conducting this study are considered Rabie-4 well indicated a successive geo- a series of geological works done over the logical log from the newer deposits to the years as well as the work carried out dur- older ones (Fig.4). The western flank of this ing field observation by the authors. Many structural unit is presented with dip angles years of studies, carried out in the Outer of 500-600 to inverted, especially near the and Inner Albanides, allow to determine outcrop of the oldest deposits in the core some of the main stages of their evolu- of Chattian-Aquitanian age. Aquitanian tion, like the Triassic and Jurassic rift, the fdeposits have a visible thickness of about differentiation of the basin (for the Outer 200 m. The reduction of the thicknes of Albanides) during Liassic, especially along these deposits should have indicated the the Toarians age had the appearance of existence of a structure that has begun be- horst (platfom) with thick continental fore the Aquitanian age, during the Chat- crust and grabens (pelagic) with thin con- tian-Aquitanian age. From what we said tinental crusts. In the beginning, the con- above this structural unit is not reflected tinental borderland of the Albanides was in the limestone level, therefore the cause characterized by the formation of horst- of the reductions in the thickness of the grabens structures or systems accompa- Chattian-Aquitanian deposits or the Pana- nied by listeric fault where some of them hora formation should be explained by the are meet fossilized in the Berat subzone existence of an interflysch fault that has in the Bureto anticlinal structure. During begun during this time and that dips under the Jurassic period occurs the individual- the Berat anticline subzone. ization of geological tectonic zones such

51 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. as Krasta (Lower-Middle Liassic), Kruja, tural units of this zone. (Shehu H., et al., Ionian (during the Toarcian) (D. Yzeiri, et 1971). At the end of the Eocene age, the al., 2002). These tectonic zones develop Krasta zone was completely folded and ris- with their characteristics along with the es above the water. As a result of this oro- development of the rifting process. The genesis that the Krasta-Cukali zone, in the boundaries between these zones are not western zone of Kruja and Ionian we have a visible in both longitudinal and transverse transition phase from carbonate sedimen- directions. These areas intertwine with tation to that terrigenous that begins with each other due to block displacements the transitional marl package. extending from the transverse fault, creat- From the Lower Oligocene to the end of ing different sedimentary environments. the Middle Oligocene, folded phases have The Kruja zone was a horst structure that affected the Kruja zone and the eastern separated the Krasta basin from the Ionian belt of the Ionian zone. This is observed in basin. The Ionian zone was a deep basin the large difference of deposits thickness that in the west was bordered with the on the eastern flank of the Maraku - anti Sazan platform and in the north with the clinal structure with those of the Letan- Southern Adriatic Basin. In the Ionian zone Valesh anticlinal structure. are formed several structural subzones (Berat, Kurveleshi, Çika) since the time of The western boundary captured by this Toarcian. The presence of pebbles, marls, time interval is not clear. Further in the west and claystone in the Jurassic indicates that of the Berat subzone, during this phase we this area was pelagic environment. The have a gradual reduction of the deposits presence of “discordance”of the Posidonia thickness. With the beginning of the Up- shale package an over the Liassic (lower- per Oligocene we have differentiation of middle) dolomites indicates that the bot- the structures of the tectonic zones and tom part of the basin has been differenti- in some cases up to the emergence over ated, since the rifting phase. The presence the water and erosion of the structures of of these deposits testifies the existence the Kruja zone, maybe also of the Ionian of old normal faults and horst and gabens zone. This is evidenced by the presence that are seen today in some structures of of transgression of Chattian age deposits the Berat subzone. In the Ionian zone, de- on the Cretaceous - Paleogene and Lower position has continued as before, but with -Middle Oligocene deposits in the Valesh distinctive features from one subzone to and Tervoll structures. Later, with the be- the other, a consequence of the rifting pro- ginning of the deposits of the Globorotalia cess. With the compression phase of the kugleri area, we have a very significant dif- Upper Jurassic-Lower Cretaceous orogene- ferentiation of the structural belts in Kruja sis begins and the ocean (Tethys) begins to and the Ionian zones. This is evidenced by close. Initially, it is the oceanic lithosphere the large change in the thickness of the that slides under the European continental deposits from the western to the eastern crust until the two continental crusts collide flanks of the structures of the Berat and with each other. The closure of the oceanic Kurvelesh subzone. In some cases, these zone marks the beginning of the collision deposits are placed with unconformity on of the continental oceans, thus beginning the other deposits like in Gjirokastra, but their orogenesis. With the beginning of the without change to the structural plan. At Paleogene, the eastern and central part of this time, it is seen a relatively clear- dif the Kruja zones was affected by orogenesis ferentiation of transverse and longitudinal and rise above the water. This is evidenced faults. During this time, we have the re- by the non-continuity of the depositing of gresion of the sea and creation of several Paleocene-Eocene deposits on the struc- “micro-basins” that have had connections

52 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. between the structural belts and different eastern part is accompanied by the depo- structures especially for the southeastern sition of a large thickness of terrigenous regions of the Albania territory. During the sediments of Burdigalian in the west, in sedimentation of the Globorotalia kugleri the area of Fortuzaj, Rova, Dumre, and zone we must have the “blocking” of some Vlora. Also, in the east, the sedimentation structural faults, especially of the Kruja continues in the synclinal structure which zone. In the eastern belt of Berati we have are very narrow at this time. The contin- a newer structural front in the west, with ues rise of the sea level caused that these a smaller angle than the structural faults, deposits have cover the eroded carbon- according to this occurs the thrust and dis- ate structures. At this time, it is noticeably placement of the orogen towards the west clear the action of interflysch faults which (Fig.2; 4). (Fig.2, 4). In support of this opin- become visible especially in the Kruja and ion is the presence of Kozheli fold where Ionian zone. it is observed the very large difference in At the time of the G. dissimilis and the the thickness of the Chattian-Aquitanian beginning of G. acrostoma zone have deposits on both sides of the fault in the the “block” of the old faults affecting the transverse direction. In this area, we have limestones (Kozan, Tirana, Ishem, Patos- a construction with horsts and grabens Verbasi, etc.), and the rise of a new plan structure where the change in the thick- further in the west with smaller angles ness of the Panahora formation is ob- than the first faults where according to served, which is caused by the activation of these new plans occur the movement of interflysch fault. This shows that from this orogen towards the west. These faults time onwards we have the reduction of the have controlled sedimentation. Their age thickness of the deposits and is not only re- is renewed from east to west in the same lated to the presence of structures or their sense as orogenesis. During the deposita- reflection at the limestone level but also to tion of Langhian age deposits, it wasal- the rise and activation of interflysch faults, most the same morphological condition. further in the west and with a deeper plan, In this age, has started with a decrease of therefore for the evaluation of these types the sea level. During this time, the inter- of folds is necessary to use complex meth- flysch faults are more visible. The Serraval- ods. These deep faults are combined with ian age begins with the decrease of the sea the thrust belt of the Berat anticlinal belt. level. As a result, we have the coverage of In the Upper Oligocene, most of the listeric some structures or structural belts espe- faults under compressive forces change cially in the lateral parts of the synclinals. their sense in thrust fault. This situation In the lateral parts of the lowlands, these continued even during the Aquitanian and deposits are placed with angular and azi- the beginning of the Burdigalian age. In the muthal discordance, while in the synclinal Burdigalian age we have a regression of the structures such as the Memaliaj synclinal, sea. During this time occurs the structuring these deposits are placed conordant with of the Çika subzone, while the structures of the underlying deposits. At the end of the Kurvelesh rise above the water and erode. Seravalian age starts the deposition Torto- In the dividing synclinal of large units, we nian sequence which begins with a falling have successive placement of these depos- in sea level, where it has approximately the its. The placement of Burdigalian deposits same distribution as the above sequence sometimes transgressively and sometimes and is placed transgressively over Patos- successively speaks of the fact that in some Verbas, Kremenar, Ishem structures. As in sector erosion goes up to the limestone the first sequence continues again the ac- level, while in the lower parts, dipping and tivation of interformational faults. Like we successively depositing. The folding of the write above, all the compaction as a result

53 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Lule A., Nazaj Sh. of orogenesis from the east is reflected in several flysch prisms covered by the over- the west with a series of intraformational lap of the Berati subzone. The thickness faults which interwine with each other, of the Chattian - Aquitanian age deposits where one is extinguished, the other is change immediately, which indicates that outcrops in the form of a step a little fur- it has been influenced and controlled by ther in the west. the tectonic and paleogeo-graphical phenomena, especially in transverse direc- Discussions tion of the structural lines. Longitudinal To the west of the Berati anticlinal belt is interflysch tectonic faults in combination observed a system of tectonic faults, which with transverse tectonic faults have played in the north direction are extinguished an important role, which has made pos- within the flysch deposits. After they- ex sible to control the thickness of the depos- tinguish, another tectonic fault arises fur- its. Where the thickness of the deposits ther in the west. Further, this fault is extin- changes immediately in the longitudinal guished again in flysch deposits but further direction up to ten times. The reduction of in the north direction. These tectonic faults the thickness of Chattian-Aquitanian age are same as in the Berati anticlinal belt deposits in the region is not related to the where the structures develop to the north presence of structures or their reflection direction in the form of a step. at the level of limestone, but with the rise Tectonic faults although extinguish to the and activation of interflysch tectonic faults north in the form of steps, they at the further in the west with a deeper plan, depth must continue and connect to each therefore for evaluation of these types of other and cut the carbonate deposits. folds it is necessary to use complex meth- The flysch belt of Osmanzeza is construct- ods. These deep faults are combined with ed of flysch of the Lower Middle Oligocene the thust fault of the Berat anticlinal sub- age which is very tectonized in the form of zone. Reference SHGJSH, ALPETROL, UPT. TIRANË. Harta Gjeologjike e Shqipërisë, Shkalla 1:200.000. Nazaj Sh., Nikolla L., 1986. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtëse e- ra jonit Lekël -Libohove. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Shehu H., Kici V., Skela V., Sadushi P., Shehu D., Ylli L., Druga Dh., 1971. Stratigrafia e -de pozitimeve terigjene të Paleogenit në brezat strukturor Berat-Tomorr. Arshiva e AKBN Fier Shteto Th., Nurçe L., Iljazi F., 1982. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmba- jtëse e rajonit Potom-Kulmak. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Valbona U., Nazaj Sh., 1984. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtese e rajonit Bodar. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Valbona U., Nazaj Sh. 1985. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtëse e rajonit Gllave Sinje. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Valbona U., Nazaj Sh, Mema A, Dhima S. 1987. Përgjithësimi Gjeologo Gjeofizik i rajonit të Oligkut. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Xhomo, A., Kodra A., Xhafa, Z., Shallo, M. 2011. Gjeologjia e Shqipërisë Stratigrafia, Mag- matizmi, Metamorfizmi, Tektonika, Neotektonika dhe evolucioni paleogjeografik e gjeodinamik. SH.B. “Ngjyrat e Kohës”, Tiranë. Yzeiri D., Misha V., Bega I. 1978. Ndërtimi gjeologjik dhe perspektiva naftë-gazmbajtëse e rajonit Tërpan. Rilevim 1:25000. Arshiva e AKBN Fier. Yzeiri D., Nazaj Sh., 2002. Studimi gjeologo-tektonik i pjesës jugore të zonës Kruja. Ar-

54 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

MODELI I MUNDSHËM GJEOTEKTONIK I TERMETIT TË 26 NËNTORIT 2019 Viktor Doda, Rakip Hysenaj, Donald Deda

Abstrakt Duke vlerësuar interesin e madh publik për tërmetin e 26 nëntorit 2019 në këtë artikull paraqesim një model të përafërt gjeotektonik, hipotetik, me vatrën e goditjes kryesore të tërmetit të 26 Nëntorit, një termet shkatërrues dhe me pasoja katastrofike (51 viktima dhe dëme të mëdha materiale). Modeli i paraqitur është rezultat i përgjithësimit të punimeve gjeologo-gjeofizike për marrëdhëniet e Orogjenit shqiptar me platformën Adriatike.

Fjalë Kyç: tërmeti, thyerje, model gjeotektonik.

Hyrje

Shqipëria është një vend ku aktiviteti shkaktuara nga tërmeti (çarje të tokës në sizmik nuk është diçka e rrallë. Ngjarje Jubë nga tërmeti i 26 Nëntorit-2019). Në sizmike janë dokumentuar të paktën që vitin 1979, një termet me intensitet 6.9 të nga viti 44 p.e.s. Vendi ynë ndodhet në një shkallës Rihter goditi Kepin e Rodonit, ra- rajon mjaft aktiv për sa i përket lëvizjeve jonet e Lezhës dhe të Shkodrës. Gjithë këto tektonike, dhe këto sjellin si pasojë lëvizje fakte dëshmojnë për atë që vija Durrës- të herëpashershme sizmike, ndonjëherë Lezhë është një vijë sizmogjene mjaft ak- katastrofike, siç ishte edhe rasti i tërmetit tive, aktiviteti i së cilës vjen nga kohët më të 26 Nëntorit 2019, i cili shkaktoi viktima, të hershme deri në ditët tona. të plagosur dhe dëme të rënda materiale Tërmeti me epiqendër në Urosevac (Mali i që përllogariten në 1 miliard Euro. zi) (15 Prill 1979, Mw = 6.9), i cili shkaktoi si Një gjendje të tillë të sizmicitetit e favori- humbje jetësh edhe dëmtime të mëdha në zon pozicioni gjeotektonik që vendi ynë Shkodër dhe Lezhë, u ndje fuqishëm edhe ka. Vendi ynë ndodhet në bregun e Adria- në Kepin e Rodonit. Tërmeti i fundit i datës tikut, krahu perëndimor i Ballkanit (përfshi 26 nëntor 2019 kishte M=6.4 Rihter, i vlerë- këtu pozicionin pllakave dhe zonat e siz- suar me Io=8 në epiqendër e cila ndodhej mogjene). ne kordinatat 40.5°, 19.5°. Tërmeti ishte paraprirë nga një tjetër goditje e datës 21 Ngjarje sizmike ne Durrës dokumentohen, shtator 2019 me magnitudë M=4.5 Rihter që nga viti 177 para erës se re, të tjerë dhe Io=7, me epiqendër pranë fshatit Ha- termete të fuqishëm janë ndjerë në vitin mallaj. 57, tërmete të forta ka përjetuar në vitet 334-345, në vitin 506, në vitin 1273- Dur Konteksti gjeologjik dhe roli i rësi u prek nga një tërmet katastrofik. Në thyerjeve tektonike vitin 1926 një termet i fuqishëm me M=5.8 Lëvizjet tektonike që lidhen me energjinë Rihter goditi qytetin e Durrësit, i cili krahas e brendshme të tokës, në përgjithësi për- shkatërrimit u shoqërua me shatërvanë uji bëjnë një proçes në dukje të pakapshëm të nxehtë sulfurore dhe pseudovullkane apo të padukshëm (lëvizje milimetrike) që balte, rëre dhe uji si rezultat i lëngëzimit nuk ndjehen nga njerëzit, ndërsa tërmetet të formacioneve të shkrifëta ranore dhe përbëjnë rastin më të dukshëm të shpre- depërtimit të tyre nëpërmjet çarjeve të

Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, Tirana, Albania 55 e-mail: [email protected]; [email protected]; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D. hjes së lëvizjeve tektonike ndërmjet bllo- teoria globale e pllakave e formuluar në qeve të mëdha të kores së tokës (lëvizje të vitet 1960 (ekzistenca e 7 pllakave litos- menjëhershme destruktive - shkatërruese ferike të mëdha dhe 64 mikropllakave - apo me përmasa milimetrike-centimetrike deri pllakave me të vogla, në gjithë globin). Po metrike). Në këtë kuptim tërmetet do ti çfarë janë pllakat në vetvete? Pllakat janë konsideronim si një marrëdhënie e pano- plisa shkëmborë me dimensione shumë të terizuar midis njeriut dhe natyrës. Lëviz- mëdha që bashkëveprojnë me njeri tjetrin jet tektonike (tërmetet) janë zona ku toka nëpërmjet tre kufijve madhore: a. kufi di- shfryn ose shkarkon energjinë e akumu- vergjente: spredingu-hapje, ku formohet luar në thellësi, duke ruajtur kështu ekui- kore e re oqeanike (fig.1b), b. kufi kon- librin dhe ekzistencën e saj. Edhe vullka- vergjente: përplasje-kolizioni ndërmjet dy net si shprehje e brendësisë së tokës dhe pllakave kontinentale, ku formohen malet; veprimtarisë tektonike të saj shkaktojnë kufi konvergjent subduksioni, ku njëra tërmete. Përgjigjen më të mirë për ekzis- pllakë zhytet poshtë në brendësi të tokës tencën e tërmeteve në koren e tokës e jep dhe gëlltitet prej saj (fig.1a, fig.2).

Figura 1. Skema e lëvizjeve të pllakave tektonike

Përgjithësisht aq kore e re sa krijohet në hapje, po aq kore e vjetër gëlltitet në subduksion dhe diametri i tokës qëndron konstant. Kemi edhe kufi transformues (fig. 1c), ku as nuk krijohet kore e re dhe as nuk subduktohet kore e vjetër, por blloqet rrëshqasin apo zhvendosen kundrejt njeri tjetrit, shkëputjet strike-slip (fig.1c). Kufijtë e mësipërm shërbejnë edhe si breza madhore sizmike me të cilët lidhen tërmetet në mbarë boten. Tabloja që shpjeguam me sipër ka të bëjë me dimensionin global, por në dimension më të vogël apo lokal roli i tektonikës shprehet deri në dimensionin e një trupi xeheror, ku minerali takohet i Modeli i zonës së subduksionit copëtuar në disa blloqe tektonike. Buzët Figura 2. e pllakave në kufijtë konvergjente të sub- Amerikën e Veriut (Wyss dhe Brune, 1967). duksionit (fig. 2) janë të afta të prodhojnë Mbihipja përgjatë sipërfaqes së subduk- tërmete me përhapje shumë të madhe. sionit solli deformim që ndikoi në një zonë Në 1964, tërmeti në Alaska me magnitudë mbi 350 km të gjerë dhe rreth 800 km të M=8.3, përgjatë zonës së subduksionit, gjatë. ishte tërmeti me përhapje më të madhe në

56 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Shumica e tërmeteve ndodhin gjatë një Përse ndodhin tërmetet? kush janë thyerje apo frakture në pjesën e jashtme faktorët që çojnë në këto lëkundje të korës së tokës, ku seksione të shkëmbin- natyrore, cili është roli i lëvizjeve tek- jve herë pas here në mënyrë të përsëritur tonike? rrëshqasin karshi njëri tjetrit. Shumica e Shkëmbinjtë në thellësi të Tokës, si rezul- thyerjeve shtrihen nën sipërfaqen e tokës, tat i grumbullimit për një kohë të gjatë të por disa të ngjashme me thyerjen e San sforcimeve, pësojnë deformime, por kur Andreas në Kaliforni, U.S.A., shfaqen në këto deformime e tejkalojnë fortësinë e mënyrë të dukshme edhe në sipërfaqe. shkëmbinjve ata thyhen dhe zhvendosen Tërmetet janë të lidhura me ndërtimin duke zënë një pozicion të ri. Gjatë proçesit tektonik, ato janë përqendruar sipas lin- të thyerjes së shkëmbinjve gjenerohen jave tektonike aktive. Thyerjet e thella vibrime, që quhen valë sizmike, të cilat gjenerojnë tërmete sepse përbëjnë zona përhapen në të gjithë rruzullin tokësor. të dobësuara, që mundësojnë shkarkimin Tërmetet pra ndodhin kur dy blloqe nga e energjisë sizmike nga thellësitë e mëdha. korja e tokës shkëputen e rrëshqasin nga Përgjigjen më të mirë për shkallën e tërme- njeri tjetri. Vendi ku ndodh kjo, quhet thy- teve ne Shqipëri e jep skema e zonimit ne- erje tektonike. Meqenëse blloqet e tokës otektonik te Shqipërisë (fig. 3). nuk rrëshqasin me aq lehtësi, atëherë nga zhvendosja e tyre çlirohet një sasi e konsiderueshme energjie. E thënë ndryshe, një termet ndodh kur shkëmbinjtë në thellësi të saj papritur thyhen dhe zhvendosen, duke çliruar energji në formë lëkundjesh që quhen valë sizmike. Pika në brendësi të tokës ku ndodhë ky fenomen është quajtur fokus (vatër). Projeksioni vertikal i vatrës se tërmetit në sipërfaqe është quajtur epiqendër (fig. 6). Kuptimi i drejtë i fizikës së thyerjeve- tek tonike dhe intervalet e përsëritjes së tërmeteve paraqesin një sfidë të madhe për gjeologët dhe sizmologët. Intervalet e përsëritjes ndërmjet tërmeteve kryesore sipas (Sieh and Jahns, 1984) deri në vitin 1100 kanë patur interval përsëritje afërsisht çdo 100 vjet, ndërsa pas vitit 1100 ky interval përsëritje ka qenë afër- sisht 160-200 vjet, por ka edhe tërmete që përsëriten çdo 40-50 vjet.

Figura 3. Skema e zonimit neotektonik te Shq- ipërisë (sipas Aliaj Sh. etj, 2018)

57 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Modeli gjeotektonik dhe teksti shpjegues Në plan rajonal gjeotektonik, tërmeti i 26 Nëntorit, lidhet së pari me subduksionin e pllakës Afrikane nën pllakën e Euroaz- isë (fig. 4) dhe së dyti me konvergjencën e Apenineve të cilat lëvizin drejt lindjes dhe harkut Dinaro-Albano-Helenid i cili lëviz drejt perëndimit, duke e detyruar mikro- pllakën Adria si pjesë e pllakës Afrikane të zhytet poshtë (fig. 5). Për këtë problem janë shfrytëzuar të gjitha të dhënat gjeologo-tektonike te rajonit duke përfshirë edhe të dhënat e shpimeve, si Rodoni-1 dhe Adriatiku-2.

Figura 4. Subduksioni i pllakës Afrikane nën pllakën e Euroazisë. (sipas Shoqatës së Gjeologëve të Amerikës, USGS).

Figura 5. Modeli skematik tektonik i kovergjencës së Orogjenit Shqiptar dhe Italian mbi mikropllakën “Adria”, si pjesë e pllakës Afrikane

Në plan lokal, tërmeti i 26 Nëntorit 2019 thyerjen Durrës-Bishti i Pallës, b. thyerjen është rezultat i bashkëveprimit destruktiv Ishëm-Prezës, ndërmjet të cilave ndodhet ndërmjet dy njësive apo blloqeve tektoni- blloku tektonik C, i cili sipas burimeve ital- ke: a. Orogjenit Shqiptar (blloku A) me dre- iane (referuar NASA), nga tërmeti i 26 Nën- jtim lëvizje perëndimore, b. mikropllakës torit është ngritur 10 cm lart (fig. 6; 7). Ky Adriatike (Adria) me vergjencë dhe zhytje bllok me gjatësi rreth 60 km, gjerësi rreth lindore. Këto dy njësi apo blloqe tektonike 20 km dhe trashësi rreth 10 km, kufizohet me kah të kundërt lëvizje, vendosen mbi nga të gjitha anët me kufi tektonik, në veri evaporitet dhe ushtrojnë presion litostatik me thyerjen tërthore të Lezhës, në jug me reciprok (fig. 6). thyerjen tërthore të Darçit (Karpen), në Nga ky bashkëveprim destruktiv i bllo- perëndim me thyerjen gjatësore Durrës- qeve A dhe B, evaporitet janë shtrydhur Bishti i Pallës, në lindje me thyerjen gjatë- lart duke formuar dy thyerje të mëdha: a. sore të Ishëm-Prezës, në thellësi vendoset mbi evaporitet (fig. 6, 7).

58 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Mbi këtë bllok apo bllokun C, janë të ven- qenë më e fortë dhe me pasoja katastro- dosura Durrësi me zonat përreth dhe Thu- fike në jetë njerëzish dhe dëme të mëdha mana më në lindje, prandaj edhe goditja ka materiale (fig. 7).

Figura 6. Modeli gjeotektonik hipotetik i tërmetit të 26 nëntorit 2019 sipas prerjes A-A (Bishti i Pallës - Ishëm - Thumanë - Maja e Shëngjergjit)

Lëvizja e bllokut C (10 cm lart- referuar ndjerë e fuqishme, por kemi patur vetëm NASA), ka dhënë efekte goditëse edhe në dëme materiale. Blloku tektonik E i ven- blloqet D dhe E në kufi apo fqinje me të. dosur në perëndim të bllokut tektonik C i Edhe blloku D që i përket totalisht zonës përket detit Adriatik (fig.6, 7). Kruja, ka kufi tektonik në të gjitha anët, Si rezultat i zhytjes së bllokut B drejtë si në veri, në jug, në lindje dhe perëndim thellësisë, formohet dislokacioni apo zh- (fig. 7), ndërsa për sa i takon thellësisë ai vendosja kryesore në thellësi 35-37 km, vendoset tektonikisht mbi zonën Jonike me të cilën lidhet edhe vatra e tërmetit e apo bllokun A (fig. 6). Mbi bllokun tektonik cila ka dhënë goditjen kryesore me 26 Nën- D (fig. 7) janë të vendosura Tirana, Fushë tor 2019 (fig. 6). Kruja, Kruja, Laçi e Lezha, ku goditja është

59 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Figura 7. Harta e thyerjeve tektonike në rajonin Durrës-Tiranë-Lezhë(sipas Hartës Neotektonike të Shqipërisë në shkallë 1:200 000, viti 2018, me disa plotësime)

60 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Megjithëse, Thumana dhe Bubçi i përkasin (10 e më tepër km), ngrohen në thellësi bllokut D, por duke qenë shumë afër thy- e kontaktojnë me evaporitet, marrin prej erjes tektonike të Ishëm-Prezës (shih fig. tyre S, Bo, dhe elemente të tjerë dhe da- 7), janë përfshirë nga një valë e fortë go- lin në sipërfaqe. Sipas këtij shembulli do ditjesh sizmike duke shkaktuar viktima në të thotë që reshjet intensive e të zgjatura njerëz (Thumana 24) dhe dëme të mëdha në kohë pas tërmeteve mund të depër- materiale në Thumanë e sidomos në Bubç. tojnë në thellësi të strukturave tektonike Tërmetet zakonisht shoqërohen me pasgo- akoma të pa stabilizuara dhe të ndikojnë ditje të gjata në kohë me rënie magnitude në periudhën e pas goditjeve të tërmetit. deri në shuarje, dhe si rregull përsëriten në Megjithatë, ky konstatim duhet marrë me një cikël kohor 160-200 vjet, por edhe çdo shumë rezervë. 40-50 vjet. Lidhur me çarjen tektonike të krijuar nga E veçanta e tërmetit të 21 shtatorit 2019 tërmeti i 26 Nëntorit 2019 në Jubë (fig.8), është se ai nuk pati pasgoditje për një kohë nëpërmjet së cilës kanë dalë në sipërfaqe të gjatë, kjo bëri që energjia të mos shkar- rërë, llum i përzier me ujë, në trajtë fon- kohet plotësisht, por të qëndrojë brenda tane dhe gaz që ka marrë flakë, mendojmë strukturës tektonike për të dhënë goditjen që ky fenomen është rezultat i dridhjes apo katastrofike të 26 Nëntorit, vetëm 2 muaj goditjes sizmike të tërmetit, i cili ka bërë e 5 ditë më vonë. Kjo e bën tërmetin e bashkë në një proces të vetëm, fillimisht 21 shtatorit jo të zakonshëm, që takohen çarjet dhe më pas ujin dhe gazin e shtresës shumë rrallë dhe përbëjnë vetëm 6% të të injektuar në këto çarje, gjë që është e rasteve të tërmeteve në rang botëror. shpjegueshme bazuar në ndërtimin gjeologo-tektonik të zonës ku janë shfaqur këto Të tre tërmetet (A,B,C) apo epiqendrat çarje. e tyre (4 korriku 2018, 21 shtatori 2019, 26 Nëntori 2019), lidhen me të njëjtin Ka të dhëna që gjatë epokës së gurit (1- fenomen gjeologjik apo destruksionin tek- 1.5 milion vjet më parë), në rajonin në jug tonik ndërmjet ballit të orogjenit Shqiptar të Bishtit të Pallës (Durrës), treva përreth me platformën Adria (fig. 6, 7) dhe i për- është përfshirë nga një goditje e fuqishme kasin të njëjtit rajon apo Gjirit të Lalzit: tërmeti, e cila ka qenë katastrofike për 26 Nëntori në det (VL të Bisht Pallës), 21 njerëzit e asaj kohe. Një tsunam i shoqëru- shtatori në afërsi të Jubës dhe 4 korriku në ar dhe me ulje të relievit ka përfshirë ra- afërsi të Hamallajt (fig. 7). jonin duke formuar shtresën kulturore humane poshtë dhe atë argjilore sipër (fig. Tre vatrat e tërmeteve të mësipërme for- 9). Në këtë mënyrë deti ka zgjeruar kufijtë mojnë një trekëndësh me largësi rreth 7 duke u shoqëruar me një sedimentim të km nga njeri tjetri (fig.7). Edhe pasgoditjet (disa prej tyre të forta), i përkasin të njëjtit fenomen gjeologjik apo të njëjtës struk- turë tektonike, vendosen gjatë planit të shtrirjes së saj, dhe në një periudhë rreth 1-vjeçare realizojnë akomodimin përfun- dimtar të dislokimit apo fenomenit gjeologjik që shkakton tërmetin. Sipas burimeve italiane është thënë se edhe reshjet e shiut ndikojnë sidomos në pasgoditjet e tërmetit. Ne dimë se ujërat termale shumë të përhapura në Shqipëri ushqehen nga reshjet, do të thotë që Figura 8. Çarje toke në Jubë të krijuara gjatë reshjet depërtojnë në thellësi të mëdha tërmetit të 26 Nëntorit 2019

61 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D. shpejtë, efekt i goditjes së menjëhershme, duke na lënë sot një informacion të freskët të ngurosur që nga koha e epokës së gurit (fig. 9).

Figura 9. Depozitime kua- ternare (shtresa humane) në jug të Bishtit të Pallës (Naço P. 2005)

62 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Përfundime Rekomandime • Pjesa më e madhe e tërmeteve në ter- • Rekomandimi më i rëndësishëm, ka të ritorin shqiptar është përqendruar sipas bëjë me faktin që kur fillojnë lëkundjet vijës Vlorë-Elbasan-Dibër e më në jug të e tërmetit, kategorikisht nuk duhet lëvi- saj, kufi i cili përkon me thyerjen trans- zur nga vendi, nëse je në ecje duhet të formuese Vlorë-Elbasan-Dibër. ndalosh në vend, kur lëkundjet të kenë mbaruar duhet lëvizur dhe marrë masat • Një përqendrim tjetër tërmetesh është për sigurinë e mëtejshme. ai i vijës Durrës-Kepi i Rodonit-Lezhë, vijë e cila përkon me ballin e mbihipjes • Tërmeti i 26 Nëntorit ishte katastro- tektonike të orogjenit shqiptar mbi fik më shumë nga kohëzgjatja (25-30 njësinë platformike të Adrias (mikroplla- sekonda sipas IGJEUM por mbi 50 ka e Adriatikut e cila si pjesë e pllakës sekonda nga burime të tjera), sesa nga Afrikane zhytet poshtë orogjenit apo fuqia apo magnituda (6.4 të shkalles strukturave të rrudhosura të brezit Din- Rihter). Tërmeti më i fortë në Shqipëri aro-Albano-Helenid dhe atij Apenin (fig. është ai i 15 prillit 1979, në Shkodër, 4, 5, 6 dhe 7). me magnitudë 6.9-7.2 njësi të shkallës Rihter, ku katet e para të ndërtesave në Konkretisht tërmetet e fundit në Shqipëri fshatin Obot për shkak të lëngëzimit të (2018-2019), goditjet kryesore dhe pas rërës u zhyten të gjitha në tokë. Tërmeti goditjet, janë përqendruar në rajonin e i 26 Nëntorit ishte një mësim i mirë, për Durrësit, Thumanës, Fushë-Krujës, Krujës, të kuptuar sesi ne ndërtojmë, sa janë të Laçit, në Kepin e Rodonit dhe në qytetin afta ndërtimet tona për të përballuar e Lezhës dhe i përkasin bllokut tektonik rrezikun sizmik, duke vlerësuar faktorët C (fig. 6, 7), i cili sipas burimeve italiane gjeologo-inxhinierik dhe sizmik të tru- (referuar NASA) nga tërmeti i 26 Nëntorit allit ku ndërtohet. është ngritur 10 cm. • Nëse në Shqipëri deri tani është projek- Faktorë të rëndësishëm dhe të mjaf- tuar dhe ndërtuar për 8-9 ballë (balli = tueshëm për shkallen e sizmicitetit apo Rihter x 1.3), është e nevojshme të stu- tërmeteve në truallin shqiptar janë: diohet dhe të përcaktohet më saktë ra- • Ekzistenca e thyerjeve tektonike tërtho- jonizimi sizmik i Shqipërisë. re (tërthorja Shkodër-Pejë, tërthorja • Në kohën e sotme sfida më e madhe Vlorë-Elbasan-Dibër, tërthorja Borsh- është rreth mundësisë së parashi- Kardhiq, thyerja Leskovik-Korçë, etj), që kimit të tërmeteve nëpërmjet ciklit të presin truallin shqiptar nga veriu në jug. përsëritjes së tyre, por edhe nëpërm- • Ekzistenca e thyerjeve tektonike gjatë- jet matjes së zhvendosjeve tektonike sore: a. sipas ballit të orogjenit shqip- në strukturat gjeologjike për shkak të tar (zonës Jonike) mbi platformën Adria tërmeteve dhe analizimit të tyre. Thuhet (Apuliane-Sazani), që shkon afërsisht që tërmetet nuk mund të parashikohen, përgjatë shtrirjes së vijës bregdetare ky është një postulat. Megjithatë, ne shqiptare, b. mbihypjet tektonike fron- si gjeologë besojmë se me një bashkë- tale gjatësore të konsoliduara me drej- punim të frytshëm të gjeologut (tek- tim lëvizje perëndimor përgjatë orogje- tonist) me sizmikun dhe përpunimin e nit shqiptar; ballet e mbihipjeve së përgjithësimin e kujdesshëm të të dhë- zonës Kruja, Krasta, Mirdita e Korabi (sti- nave tektonike dhe sizmike (matjeve li tektonik mbihypës i zonave nga lindja sizmike), ne mund të kuptojmë se çfarë në perëndim) dhe efektet e rendeve më po përgatitet të ndodhë në strukturat të ulta tektonike që jep ky fenomen. tektonike respektive dhe të prognozo- jmë afërsisht mundësinë e reagimit të

63 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

strukturës tektonike. Ka burime se në jtë fontanash të cilat mund të varrosin Kinë në një rast të vetëm është arritur banesat përreth, siç ka ndodhur në Or- të parashikohet koha e tërmetit, në këtë egon të Sh.B.A. (Obermejer, 1996 et. rast janë evakuuar një milion banorë. al). Rërat detare në depozitimet e reja • Sidomos për Durrësin e veçanërisht Holocenike jo vetëm janë të palitifi- për Golemin, duke marrë në konsider- kuara, por zhyten qetësisht nën ujërat ate atë çfarë ndodhi në objektin “Mira e detit Adriatik duke komunikuar me Mare” (Durrës), i cili u zhyt në rërë nga to. Ato në çdo moment, në qoftë se u tërmeti i 26 Nëntorit, do të theksonim prishet ekuilibri që kanë vendosur, për rrezikun gjeologjik që vjen për shkak të shkak të presioneve të ndryshme, janë fenomenit të lëngëzimit të rërës dhe të prirura të lëngëzohen dhe të injekto- zhytjen e pallateve në rërën e lëngëzuar hen në trajtë intruzionesh nëpër çarje sidomos për rajonin nga Ura e Dajlanit të ndryshme, apo edhe të shpërthejnë deri në Qerret, ku ngarkesa izostatike në trajte fontanash siç ndodhi edhe në apo pesha e pallateve shumëkatëshe çarjen tektonike të Jubës të krijuar nga të vendosur ngjeshur e ngjitur me njëra tërmeti i 26 Nëntorit 2019. tjetrën, ushtrojnë presion mbi shtresat • Së fundi: Përgjegjësi, ndershmëri, e rërës në bazament duke bërë që ajo përkushtim, zbatim ligjesh e rregullash të lëngëzohet e të injektohet në çar- teknike kudo e nga kushdo, të dënohen jet e ndryshme të krijuara për shkak ashpër ato që shkelin rregullat dhe lig- të tërmetit në trajtën e të ashtuqua- jet, të shpëtohen të pafajshmit. jturave “intruzione të rërës”. Rëra në këto raste mund të shpërthejë në tra-

Literatura Aliaj Sh., Melo V., Hyseni A., etj., 2018. Harta Neotektonike e Shqipërisë në shkallë 1: 200.000. Hysenaj R., 2010. Evolucioni gjeotektonik dhe gjeomorfik i hapësirës bregdetare Patok- Shëngjin (Tezë Doktorature). Naço P., Kodra A., etj, 2004. Të dhëna të reja mbi gjetjen e depozitimeve të kuaternarit detar në rajonin Bishti i Pallës - Porto Romano – Karpen. Hysenaj R., Prifti V., Dore P., Deda D., etj, 2018.Projekti studimor 3-vjeçar për gjeologjinë e detit Adriatik, në kuadër të Gjeologjisë Detare 2018-2020 dhe raportet vjetore respektive. S. F. Obermeier, 1996. Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis - An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other fea-tures and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the location and strength of Holocene paleo-earthquakes Wyss, M., and Brune, J. N., 1967. The Alaska earthquake of 28 March 1964; a complex multiple rapture; Bulletin of Seismological Society of America, v.57, p.1017-1023. Sieh, K.E., and Jahns, R. H., 1984. Holocene activity of the San Andreas fault at Wallace Creek, California: Geological Society of America Bulletin, v.95, p.883-896.

64 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

HYPOTHETICAL GEOTECTONIC MODEL OF THE NOVEMBER 26, 2019 EARTHQUAKE Viktor Doda, Rakip Hysenaj, Donald Deda

Abstract Estimating the public interest for the earthquake of November 26, 2019, in this article we present a rough geotectonic, hypothetical model, presenting the epicenter of the main shock of the November 26th earthquake, a devastating earthquake with catastrophic consequences (51 victims and major material damage). The presented model is a result of the generalization of geological-geophysical works for the relations of the Albanian Orogen with the Adriatic platform.

Keywords: earthquake, fault, geotectonic model.

Introduction

Albania is a country where seismic activ- of November 26, 2019). In 1979, an earth- ity is not uncommon. Seismic events have quake of magnitude 6.9 Richter scale, been documented at least since 44 b.c. struck Cape of Rodon along with the re- Our country is located in a very active regions of Lezha and Shkodra. All these facts gion in terms of tectonic movements, and testify that the Durres-Lezhe line is a very these results in occasional seismic move- active seismic line, which activity comes ments, sometimes catastrophic, as was from the earliest times to the present day. the case of the earthquake of November The earthquake with epicenter in Urosevac 26, 2019, which caused casualties, injuries (Montenegro, in April 15, 1979, Mw = 6.9), and severe material damage, estimated at which caused great loss of lives in Shkodra 1 billion Euros. and Lezha, was strongly felt in the Cape of Such a state of seismicity is favoured by Rodon. The last earthquake of November the geo-tectonic position that our coun- 26, 2019 had M = 6.4 Richter, rated with try has. It is located on the Adriatic coast, Io = 8 at the epicenter which was located the western flank of the Balkans (includ- at the coordinates 40.5o, 19.5o. The earth- ing plate’s position and seismically areas). quake was preceded by another shock Seismic events have been documented in on September 21, 2019 with magnitude Durres, since 177 BC, other strong earth- M=4.5 Richter and Io=7 and epicenter near quakes were felt in 57, other strong earth- the village of Hamallaj. quakes were experienced in 334-345, in Geological context and role of 506, also in 1273 Durres was affected by a tectonic faults catastrophic earthquake. In 1926 a strong Tectonic movements associated with the earthquake with M= 5.8 Richter struck the earth’s internal energy generally consti- city of Durres, which in addition to -de tute a seemingly elusive or invisible pro- struction was accompanied by hot sulphur cess (millimetric movements) not felt by fountains and pseudo volcanic clay, sand humans, while earthquakes constitute and water as a result of liquefaction of fri- the most visible case of the expression of able sand formations and their penetration tectonic movements between large blocks through cracks caused by the earthquake of land crust (instantaneous destructive (the landslide in Juba from the earthquake

Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, Tirana, Albania 65 e-mail: [email protected]; [email protected]; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D. movements in millimeter, centimeter 1960s (the existence of 7 large lithospheric to metric dimensions). In this sense, we plates and 64 microplates-or smaller plates would consider earthquakes as an un- across the globe). But what are the plates notarized agreement between man and themselves? Plates are very large rock nature. Tectonic movements that causes slabs interacting with each other across earthquakes are areas where the earth three major boundaries: a. divergent discharges its internal energy which is ac- boundary: spreading-opening, where new cumulated in depth, thus maintaining its oceanic crust is formed (fig. 1b), b. con- equilibrium and existence. Even volcanoes vergent boundary: collision between two cause earthquakes as an expression of the continental plates, where mountains are earth interior and its tectonic activity. formed; convergent subduction boundary, The best answer to the existence of earth- where a plate slides down into the interior quakes in the earth’s crust is given by of the earth and is swallowed by it (fig. 1a, the global plate theory formulated in the fig. 2).

Figure 1. Scheme of tectonic plate movements

Generally, as young crust is created in the opening, as much as the old crust is swallowed in subduction and the diameter of the soil remains constant. There is also a transform boundary (fig.1c), where neither is created new crust nor is the old crust subducted, but the blocks slide or move against each other, strike-slip faults (fig. 1c). The above boundaries also serve as major seismic belts to which earth quakes are associated worldwide. The pic- ture described above is of global dimension, but in the smaller or local dimension the role of the tectonics is expressed up to Figure 2. Subduction zone model the dimension of an ore body, where the mineral is meet shattered in several -tec ica (Wyss and Brune, 1967). The overthrust tonic blocks. Plate margins at convergent along the subduction surface resulted in subduction boundaries (fig. 2) are capable, deformation that affected an area over of producing earthquakes of extremely 350 km wide and about 800 km long. Most high magnitude. earthquakes occur during a break or fault In 1964, the Alaska earthquake of magni- on the outside of the earth’s crust where tude M = 8.3, along the subduction zone, sections of rock repeatedly slide against was the largest earthquake in North Amer- each other.

66 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Most of the faults lie beneath the surface are created, called seismic waves, which spread throughout the earth. of the earth, but some similar to the San Andreas faults in California, U.S.A., are Therefore, the Earthquakes occur when prominently on the surface. Earthquakes two blocks from the earth’s crust slide are related to tectonic construction and away from each other. The place where are concentrated along active tectonic this happens is called tectonic fracture lines. Deep fractures generate earthquakes (fault). Since the earth blocks do not slide because they constitute weakened areas, so easily, a considerable amount of energy which allow seismic energy to discharge is released from their displacement. In oth- from great depths. The best answer for er words, an earthquake occurs when the the magnitude of earthquakes in Albania rocks in its depth suddenly break and shift, is given by the Neotectonic Zoning Scheme releasing energy in the form of oscillations of Albania (fig. 3). which are called seismic waves. The area inside the earth where this phenomenon occurs is called focus area. The vertical projection of the earthquake on surface is called the epicenter (fig. 6). Understanding the physics of tectonic fractures and earthquake recurrence intervals presents a major challenge for geologists and seismologists. The recurrence intervals between major earthquakes (according to Sieh and Jahns, 1984) until 1100 had a recurrence interval of approximately every 100 years, whereas after 1100 this recurrence interval has been approximately 160-200 years, but there are also earthquakes recurring every 40-50 years.

Figure 3. Neotectonic Zoning Scheme of Albania (Aliaj Sh. et.al, 2018)

Why do earthquakes occur? What are the factors that lead to these natural shakes, what is the role of tectonic movements? The deep rocks of the Earth, as a result of long accumulation of strain (tensions), undergo deformation, but when these de- formations exceed the rock hardness they break and move to a new position. During Figure 4. Subduction of African plate under the process of rock breaking, vibrations Eurasian plate (USGS).

67 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Figure 5. Schematic tectonic model of the Albanian and Italian Orogen convergence on the Adria microplate as part of the African plate

Geotectonic model and explanatory From this destructive interaction of blocks, text A and B, evaporites are squeezed upward In the regional geotectonic plan, the earth- forming two major faults: a. Durres-Bishti i quake of November 26-th relates first to Palles fault, b. Ishem-Preza fault, between the subduction of the African plate under which is the tectonic block C, which ac- the Eurasian plate (fig. 4) and secondly to cording to Italian sources (according to the convergence of the Apennines moving NASA), has raised 10 cm because of the eastward and the Dinarid-Albanid-Helenid earthquake of November 26-th (fig. 6, belt moving upwards west, forcing the 7). This block, about 60 km long, 20 km Adria microplate as part of the African wide and about 10 km thick, is bordered plate to sink down (fig. 5). on all sides by tectonic boundary: To the For this topic, have been used all geolog- north with the Lezha transverse fault, to ical-tectonic data of the region, including the south with the Darç transverse fault drilling data, such as Rodoni-1 and Adri- (Karpen), to the west with the Durres-Bisht atic-2. Palla longitudinal fault and east with the longitudinal fault of Ishem-Preza, deeply Locally, the earthquake of November 26, settles on evaporites (fig. 6, 7). 2019 is the result of destructive interaction between two tectonic units or blocks: a. Above this block or block C, is located Albanian orogen (block A) with westward Durres with the surrounding areas and movement, b. Adriatic microplate (Adria) Thumana to the east, so the impact has with eastern vergence and dip. These two been stronger and with catastrophic con- units or tectonic blocks with opposite di- sequences on human lives and material rections of motion are placed above evap- damage (fig. 7). orites and exert lithostatic pressure on them (fig. 6).

68 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Figure 6. Hypothetical geotectonic model of the November 26, 2019 earthquake accord-ing to section A-A (Bishti i Palles - Ishem - Thumane - Maja e Shengjergji)

The movement of block C (10 cm raised up Lezha, where the impact felt strong, but according to NASA) has also striking effects had only material damage. The tectonic on blocks D and E at or near its borders. block E located west of tectonic block C be- Even block D, which belongs entirely to the longs to the Adriatic Sea (fig. 6, 7). Kruja zone, has tectonic boundaries on all As the result of the dip of block B toward sides, such as north, south, east and west deep, is formed a major dislocation or dis- (fig. 7), while in terms of depth it is tectoni- placement at 35-37 km depth, to which the cally placed over the Ionian zone or block A earthquake focus is associated and gave (Fig. 6). Above tectonic block D (fig. 7) are the main strike on 26 November 2019 (fig. located Tirana, Fushe Kruja, Kruja, Laçi and 6).

69 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Figure 7. Map of tectonic faults in Durres-Tirana-Lezha region (according to the Neotectonic Map of Albania at scale of 1: 200 000, year 2018, with some additions)

70 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Although, Thumana and Bubç belong to to great depths (10 and more km), heats block D, but being very close to the Ishem- it to depth in contacts with evaporate, re- Preza tectonic fault (fig. 7), they have been ceiving S, Bo, and other elements coming engulfed by a strong wave of seismic shock to the surface. According to this example, causing casualties in humans (Thumana it means that the intense and prolonged 24) and major damage materials in Thu- rainfall after the earthquakes can pen- mana and especially in Bubç. etrate deeper into the unstable tectonic Earthquakes are usually associated with structures and affect the aftershocks- pe long periods of time with decreasing mag- riod of the earthquake. However, this find- nitude until extinction and are usually- re ing must be taken with great caution. peated over a period of 160-200 years, but Regarding the tectonic fracture created by also every 40-50 years. the earthquake of November 26, 2019 in The peculiarity of the earth quake of Sep- Juba (fig. 8), through which has been blown tember 21, 2019 is that it did not have a up sand, sludge mixed with water, fountain long-term after-shock earthquake; that and gas, we think this phenomenon is the caused the energy not to completely dis- result of an earthquake or seismic shock, charge, but to stay within the tectonic which coalesced in a single process, initial- structure and to give the catastrophic ly cracks and then the water and layer gas shock of November 26, just 2 months and injected into these cracks, which is explain- 5 days later. This makes unusual the of able based on the geologic-tectonic con- September 21-th earthquake, a rare oc- struction of the area where these cracks currence and constitute only 6% of earth- have appeared. quakes worldwide. There is evidence that during the Stone The three earthquakes (A, B, C) or their Age (1-1.5 million years ago), in the area epicenters (July 4, 2018; September 21, south of Bisht Palla (Durres), the surround- 2019; November 26, 2019), are related to ing area was affected by a powerful earth- the same geological phenomenon or tec- quake, which was catastrophic for people tonic destruction between the front of the in the area at that time. A tsunami asso- Albanian Orogen with the Adria platform ciated with the lowering of the relief has (fig. 5; 6) and belong to the same region or swept the region forming the humane cul- Lalzi Bay: 26 November at sea (NE of Bisht tural layer below and the clay layer above Palla), 21 September near Juba and 4 July (fig. 9). In this way the sea has expanded near Hamallaj (fig. 7). its borders by being associated with rapid sedimentation, the effect of an instanta- The three focus earthquakes mentioned neous shock, leaving us today with fresh, above form a triangle approximately 7 km apart (fig. 7). Even aftershocks (some of them strong), which belongs to the same geological phenomenon or the same tectonic structure, are deployed on the layer- ing plane, and over a period of about one year realize the final accommodation of the dislocation or geological phenomenon causing the earthquake. According to Italian sources, even the rainfalls affect especially earthquake after- shock. We know that the very widespread thermal waters in Albania are fed by rain- Figure 8. Cracks in Juba created during the fall, meaning that the rainfall penetrates earthquake of No-vember 26, 2019

71 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D. hardened information from the time of the Stone Age (fig. 9).

Figure 9. Quaternary depos-its (human strata) south of Bisht Palle (Naço P. 2005)

72 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

Conclusions Recommendations • Most of the earthquakes for the Alba- • The most important recommendation is nian territory are concentrated along that when earthquake shocks start, you the Vlora-Elbasan-Diber line and further should not move categorically, if you are south, the boundary which coincides walking you should stop at the place and with the Vlora-Elbasan-Diber transfor- when the earthquakes are over, move mational fault. on and take further security measures. • Another concentration of earthquakes is • The November 26th earthquake was that of the Durres-Kepi i Rodonit-Lezhe more catastrophic in duration (25-30 line, which coincides with the front of seconds according to IGEWE but over the tectonic overthrust of the Albanian 50 seconds from other sources) than in orogen above the Adriatic platform (the power or magnitude (6.4 on the Rich- Adriatic microplate which is part of the ter scale). The strongest earthquake African plate plunge below the orogen in Albania is that of April 15, 1979, in or folded structures of the Dinarid-Alba- Shkodra, with a magnitude of 6.9-7.2 nid-Helenid belt) (fig. 4, 5, 6 dhe 7). on Richter scale, where the first floors Specifically, the recent earthquakes in Al- of buildings in the village of Obot due bania (2018-2019), the major and post- to the liquefaction of sand were all sub- shock earthquakes, are concentrated in merged in the ground. The November the Durres, Thumana, Fushe-Kruja, Kruja, 26th earthquake was a good lesson to Laçi regions, in the Cape of Rodoni and in understand how we build, how capable the city of Lezha and belong to the tectonic our constructions are to withstand seis- block C (fig. 6, 7), which according to Ital- mic risk, by assessing the geological-en- ian sources (NASA referenced) from the gineering and seismic factors of the land November 26 earthquake has risen 10 cm where it is built. (remains to be verified). • If in Albania so far it has been designed Important and sufficient factors for the and built for earthquakes of 8-9 intensi- scale of seismicity or earthquakes in the ty (Intensity = Richter x 1.3), now on it is Albanian soil are: necessary to study and determine more precisely the seismic zoning of Albania. • Existence of transverse tectonic faults (Shkodra - Peja transverse, Vlora - Elba- • The greatest challenge nowadays is the san - Dibra transverse, Borsh - Kardhiq possibility of predicting earthquakes transverse, Leskovik - Korça fault, etc.), through their repetition cycle, but also which cut the Albanian land from north by measuring tectonic displacements to south. in geological structures due to earthquakes and their analysis. It is said that • Existence of longitudinal tectonic faults: earthquakes cannot be predicted, this is a. according to the front of the Alba- a postulate. However, we as geologists nian orogen (Ionian zone) above the believe that with a fruitful collaboration Adria platform (Apulian-Sazani zones), of the geologist (specialised in tectonics) which continues roughly along the Al- with the seismic and careful processing banian coastline b. longitudinal frontal and generalization of tectonic and seis- tectonic overthrust with westward ver- mic data (seismic measurements), we gence along the Albanian orogen, the can understand what is preparing to overthrust front of the Kruja, Krasta, happen in the respective tectonic struc- Mirdita and Korabi zone (overthrust tec- tures and to roughly predict the likely tonic style of zones from east to west) tectonic structure reaction. There are and the effects of lower tectonic order sources that in China, only in one case, which this phenomena gives.

73 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Doda V., Hysenaj R., Deda D.

the time of the earthquake has been in the form of fountains that could bury predicted, in this case one million in- surrounding flats, as has happened in habitants have been evacuated. Oregon, USA. (Obermejer, 1996 et al.). • Especially for Durres and for Golem, The marine sands in the new deposits considering what happened at the of Holocene are not only unlithified but “Mira Mare” facility (Durres) that was are submerged beneath the Adriatic Sea submerged in the sand by the Novem- communicating with them. At any given ber 26-th earthquake, we would em- moment, if their balance is strained, phasize the geological danger posed due to different pressures, they tend by the phenomenon of sand liquefac- to liquefy and be injected intrusively tion and immersion of palaces in lique- through different cracks, or even- ex fied sand especially for the region from plode into fountain shapes as happened Dajlan Bridge to Qerret, where the in tectonic crack of Juba created by the isostatic load or weight of multi-floor earthquake of November 26, 2019. buildings, placed compactly adjacent to • Finally: Responsibility, honesty, dedica- each other, exert pressure on the sand tion, enforcement of technical laws and layers in the basement making it to be regulations everywhere and by anyone, liquefied and injected into the various severely punishing those who violate cracks created by the earthquake in the rules and laws, to save the innocent. the form of so-called “sand intrusions”. The sand in these cases could explode

Reference Aliaj Sh., Melo V., Hyseni A., etj., 2018. Harta Neotektonike e Shqipërisë në shkallë 1: 200.000. Hysenaj R., 2010. Evolucioni gjeotektonik dhe gjeomorfik i hapësirës bregdetare Patok- Shëngjin (Tezë Doktorature). Naço P., Kodra A., etj, 2004. Të dhëna të reja mbi gjetjen e depozitimeve të kuaternarit detar në rajonin Bishti i Pallës - Porto Romano – Karpen. Hysenaj R., Prifti V., Dore P., Deda D., etj, 2018.Projekti studimor 3-vjeçar për gjeologjinë e detit Adriatik, në kuadër të Gjeologjisë Detare 2018-2020 dhe raportet vjetore respektive. S. F. Obermeier, 1996. Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis - An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other fea-tures and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer the location and strength of Holocene paleo-earthquakes Wyss, M., and Brune, J. N., 1967. The Alaska earthquake of 28 March 1964; a complex multiple rapture; Bulletin of Seismological Society of America, v.57, p.1017-1023. Sieh, K.E., and Jahns, R. H., 1984. Holocene activity of the San Andreas fault at Wallace Creek, California: Geological Society of America Bulletin, v.95, p.883-896.

74 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

PËRDORIMI I METODAVE SIZMIKE AKTIVE DHE PASIVE PËR STUDIMIN E RRËSHQITJEVE NË FSHATIN BAGOJ Erald SILO1, Mentor LAMAJ1

Abstrakt Më datën 21 Mars të vitit 2009 në fshatin Bagoj të njësisë administrative Synej të rrethit të Kavajës, ndodhi një rrëshqitje dherash, e cila shkatërroi plotësisht 9 banesa. Për të studiuar se çfarë kishte ndodhur në të vërtetë, krahas punimeve dhe vrojtimeve të tjera gjeologjike dhe gjeofizike, u kryen edhe dy profile sizmike me metodën e valëve të refraktuara dhe sipërfaqësore si dhe u shfrytëzuan të gjithë profilet sizmike të kryer më parë në atë zonë me metodën e valëve sizmike të reflektuara për kërkimin e hidrokarbureve. Nëpërmjet interpretimit të integruar të rezultateve, të metodave të sizmikës aktive dhe pasive me të dhënat gjeologjike, u arrit në konkluzionin se burimi kryesor i aktivizimit të rrëshqitjes në fshatin Bagoj (njësia administrative Synej, Kavajë) janë ngjarjet e tërmeteve të ndodhura në atë periudhë, të cilat kanë aktivizuar tektonikën e zonës në studim duke i shkaktuar asaj më shumë elementë ulës të shoqëruar me çarje vertikale se sa elementë që i përkasin një rrëshqitje klasike. Rrëshqitja e kombinuar me çarje vertikale, sipas profileve sizmikë të kryera në zonën e rrëshqitjes, evidentohet deri në thellësinë 36m.

Fjalë Kyç: tektonikë, ngjarje tërmetore, rrëshqitje, profil sizmik, vala e refraktuar, vala sipërfaqësore.

Të dhëna të përgjithshme gjeologjike dhe sizmo-tektonike

Rajoni i studimit bën pjesë në basenin mol- Trashësia e depozitimeve të formacioni lasik të Ultësirës Pranë Adriatike që është “Helmësi” është rreth 200m. Formacioni formuar nga Mioceni i mesëm (Seraval- “Rrogozhina” përfaqësohet nga ndërthurje iani) (N 4) dhe ndërtohet nga depozitimet ranorësh me, konglomeratë dhe alevrolite. 1 Depozitimet e këtij formacioni ndahen në e Pliocenit (N2) të cilët vendosen transgresivisht mbi ato të Tortonianit (N 5) dhe dy pako, përkatësisht: ranorë - alevrolite 1 - argjila (N 2r-a) dhe ranorë - konglomerate Mesinianit (N ). Evidentimi i tyre është 2 6 (N 2r-b). Formacioni “Rrogozhina” ka trashë- bërë nëpërmjet punimeve sizmike të kr- 2 yera në rajon dhe shpimeve të thella për si deri 100m. kërkim-zbulimin e hidrokarbureve. Në bazë Në sipërfaqe shfaqen depozitimet e Kua- të përbërjes litologjike, depozitimet e Plio- ternarit (Q), të cilat kanë përhapje të madhe. Në përgjithësi takohen të gjithë tipet cenit (N2) ndahen në dy formacione: For- 1h kontinentale duke filluar që nga ato alu- macioni “Helmësi” (N2 ) dhe Formacioni 2r viale e proluviale e deri tek ato deluviale, “Rrogozhina” (N2 ). Formacioni “Helmësi” përfaqësohet nga kënetore e lagunore. Meqënëse rajoni në argjila, në bazën e të cilave vendoset një studim ndërtohet gjeologjikisht nga depozitimet e Pliocenit (N ) dhe ato të Kuater- pako ranoro-konglomeratike. Mbi këtë 2 pako vazhdojnë përsëri shtresat argjilore. narit (Q), përbërja copëzore e tyre që nga Pakoja ranor-konglomeratike i përket bazës ato argjilore e deri në ranoro-konglomera- së transgresionit dhe ka trashësi 10÷30m. tike bën që ato të klasifikohen në grupe të

Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, Tirana, Albania 75 e-mail: [email protected]; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M. ndryshme përsa i përket përshkueshmërisë formacionit “Helmësi” konsiderohet si jo dhe ujëmbajtjes. ujëmbajtës për faktin se ai ndërtohet nga Duke u mbështetur në këto kritere renditet argjila dhe alevrolite nëpër të cilat nuk ndarja e mëposhtme: a) Kompleksi ujëm- qarkullojnë ujëra nëntokësore. Në shpa- bajtës i dherave të Kuaternarit (Q), b) Kom- tin ku ka ndodhur rrëshqitja, këto argjila pleksi ujëmbajtës i formacionit “Helmësi” nuk janë prezente. Kompleksi i formacionit dhe c) Kompleksi ujëmbajtës i formacionit “Rrogozhina” është më ujëmbajtësi në “Rrogozhina”. Karakteristikat gjeologjike rajon, i cili duke patur përbërje copëzore, të depozitimeve të Kuaternarit (Q), bëjnë kokërrtrashë e poroze, lejon qarkullimin e që ky kompleks të mbajë sasi të madhe ujërave të shumtë nëntokësore, që kanë ujërash në kohë reshjesh dhe mungesë rëndësi të madhe për komunitetin. Në fig- totale të ujërave në kohë të thatë. Ky urën nr. 1, tregohet rajoni i marrë në stu- kompleks shërben edhe si rrugë kalimi dim dhe pozicioni i kryerjes së profileve i ujërave sipërfaqësore të cilët depërto- sizmikë I-I, II-II, (Ryan W.B.F., etj., 2009; jnë në thellësi në shtresat ujëmbajtëse të Lamaj M., etj., 2011; Lamaj M., Silo E., etj. 2018). shkëmbinjve të Pliocenit (N2). Kompleksi i

Figura 1. Profilet sizmikë (I-I), (II-II) në zonën në studim

Figura 2. Harta tektonike dhe zona e rrëshqitjes (Paraqitje skematike, sipas Lamaj M, etj., 2011)

76 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figura 3. Çarje të tokës ku ka ndodhur rrëshqitja në zonën në studim

Figura 4. Pozicioni i kryerjes së profilit sizmik (I-I) sipas valëve të refraktuara dhe sipërfa- qësore (Figura1)

Figura 5. Profili sizmik (II-II) regjistruar, përpunuar dhe interpretuar sipas valëve të reflektuara pranë zonës në studim (Figura1), (Dorre P., Silo V., Prifti I., v.2001)

77 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Nga pikëpamja tektonike dhe sizmo-tek- lizohen 51 ngjarje tërmetore, karakteristi- tonike, rajoni në studim bën pjesë në lin- kat e të cilëve janë renditur në tabelën 1. jën antiklinale të strukturave gjeologjike Shohim që ngjarjet tërmetore me magni- Kraps-Ardenicë-Divjakë-Kryevidh-Durrës, tuda të moderuara M≥4 kanë thellësi hipo- që shtrihet përgjatë pjesës qendrore të qendrore rreth 20 km, (EMSC). UPA-së (fig. 1). Për evidentimin e ndërtimit Duke përdorur programin “ZMAP”, u re- gjeologjik dhe tektonik të UPA-së janë për- alizua analiza kohore e ngjarjeve tërme- dorur kryesisht punimet sizmike të kryera tore për zonën ku ka ndodhur rrëshqitja, për kërkimin e hidrokarbureve, nëpërmjet (Wiemer S., 2001). Rezultati i përftuar je- të cilave janë evidentuar shumë shkëputje pet grafikisht në figurën 7. Dallohet qartë tektonike me amplitudë shumë të madhe se tërmetet me magnitudë më të lartë, deri në ato me amplitudë të vogël disa dh- përkatësisht në dt.6/03/2009 (M=4.2); jetra metra (fig. 5). dt.7/03/2009 (M=4.1) dhe dt.18/03/2009 Metodologjia E Studimit (M=4.3), janë ngjarjet që kulmuan aktiv- itetin sizmik në rritje, para se të ndodhte Rajoni i marrë në studim karakterizohet rrëshqitja e dt.21/03/2009 në fshatin nga një aktivitet i lartë sizmik, shpërndarja Bagoj të njësisë administrative Synej, Ka- në hapësirë e të cilit bazuar në të dhënat e vajë. Shpërndarja kohore tregohet qartë regjistrimit të ngjarjeve tërmetore të peri- në histogramën e figurës 8. Ajo që vihet re udhës kohore Shkurt-Gusht 2009, tregon është se fenomeni gjeodinamik ka ndodhur për një aktivizim kryesisht në zonën- Dur 3 ditë pas tërmetit me magnitudë (M=4.3) rës-Kryevidh, (fig. 6). Vatrat e tërmeteve të dt.18/03/2009. janë përqendruar pranë fshatit Bagoj, të njësisë administrative Synej. Në total loka-

Figura 6. Shpërndarja në hapësirë e aktivitetit sizmik gjatë periudhës Shkurt- Gusht 2009

78 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Aktiviteti sizmik, ashtu siç duket qartë dim është tregues i qartë i marrëdhënieve edhe nga shpërndarja e vlerave të magni- tektonike, aktivizimi i të cilës mendojmë se tudës, kulmon me vlerën maksimale me është faktori kryesor aktiv që ka shkaktuar magnitudë Mmaks = 4.3 që përkon me ko- rrëshqitjen në fshatin Bagoj (fig. 2, 5, 6). hën që ka ndodhur fenomeni gjeodinamik. Nuk përjashtohen edhe faktorë të tjerë Pra aktiviteti gjeodinamik rezulton të jetë shtesë si ai gravitativ, të cilët për shkak shprehje e qartë e marrëdhënieve të aktiv- të tektonikës i japin zonës më shumë el- itetit sizmik tërmetor dhe sistemit të thyer- ementë ulës të shoqëruar me çarje ver- jeve tektonike në zonën e rrëshqitjes (fig. tikale se sa elementë që i përkasin një 5). Shpërndarja në hapësirë e këtyre ng- rrëshqitjeje klasike. Pra si burim kryesor në jarjeve tërmetore përputhet me thyerjen aktivizimin e rrëshqitjes kanë shërbyer ng- tektonike Divjakë-Kryevidh-Durrës (fig. 6). jarjet tërmetore nga aktivizimi i thyerjeve Nga sa më sipër, seria e ngjarjeve tërme- tektonike të zonës në studim. tore sizmike të ndodhura në rajonin në stu-

Tabela 1

Data Koha Gjat.Gjeo. Gjer.Gjeo. Thellesia Magnituda Nr. dd/mm/yyyy hh:mm:ss (V-J) (L-P) (km) (ML) 1 20/02/2009 09:41:32 41.47 19.55 2.0 2.9 2 28/02/2009 17:36:29 41.44 19.43 2.0 3.5 3 28/02/2009 20:49:43 41.41 19.47 2.0 1.9 4 28/02/2009 20:56:42 41.34 19.59 19.8 1.9 5 04/03/2009 17:39:13 41.09 19.57 0.0 2.7 6 06/03/2009 15:45:15 41.14 19.55 2.0 3.2 7 06/03/2009 18:12:36 41.20 19.50 6.0 2.5 8 06/03/2009 22:59:25 41.06 19.48 2.0 3.1 9 06/03/2009 23:06:44 41.16 19.49 15.0 4.2 10 07/03/2009 00:11:01 41.07 19.50 2.0 2.9 11 07/03/2009 18:51:21 41.18 19.48 20.0 4.1 12 08/03/2009 04:56:40 41.20 19.51 10.0 3.2 13 08/03/2009 22:43:17 41.07 19.49 20.5 3.4 14 08/03/2009 23:07:45 41.06 19.49 7.5 2.8 15 10/03/2009 07:29:45 41.19 19.66 5.0 2.4 16 18/03/2009 16:20:36 41.15 19.43 20.0 4.3 17 02/04/2009 05:45:24 41.18 19.55 20.0 2.9 18 06/04/2009 00:31:28 41.44 19.12 5.0 2.6 19 07/04/2009 13:49:52 41.46 19.47 10.0 3.2 20 07/04/2009 16:00:31 41.44 19.56 2.0 2.4 21 07/04/2009 16:43:49 41.37 19.56 2.0 3.1 22 08/04/2009 09:44:32 41.12 19.72 10.0 2.2 23 09/04/2009 16:59:30 41.12 19.53 2.0 2.7 24 10/04/2009 04:05:28 41.10 19.50 2.0 2.4 25 18/05/2009 01:25:10 41.40 19.49 2.0 2.1 26 20/05/2009 03:14:09 41.43 19.53 20.0 2.1 27 04/06/2009 04:06:35 41.46 19.50 2.0 2.3 28 14/06/2009 05:12:51 41.39 19.58 10.0 3.2 29 20/06/2009 02:16:48 41.44 19.62 21.3 2.7

79 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

30 20/06/2009 02:31:45 41.36 19.46 5.0 2.6 31 05/07/2009 12:40:20 41.44 19.53 5.0 3.2 32 15/07/2009 21:17:00 41.33 19.49 2.0 2.1 33 05/08/2009 06:32:32 41.14 19.45 10.0 3.8 34 05/08/2009 08:39:08 41.10 19.52 2.0 3.1 35 06/08/2009 01:09:16 41.13 19.54 2.0 2.4 36 06/08/2009 07:42:13 41.07 19.51 2.0 2.7 37 08/08/2009 18:50:16 41.15 19.51 20.0 2.8 38 08/08/2009 20:50:05 41.06 19.51 2.0 2.6 39 08/08/2009 20:50:25 41.12 19.50 2.0 2.5 40 08/08/2009 21:51:51 41.11 19.54 0.0 2.8 41 09/08/2009 00:20:19 41.20 19.58 19.8 2.2 42 13/08/2009 14:06:43 41.09 19.50 2.0 3.0 43 13/08/2009 15:49:38 41.15 19.49 5.0 3.6 44 13/08/2009 18:04:45 41.11 19.47 2.0 3.0 45 14/08/2009 03:30:39 41.17 19.51 15.0 3.0 46 17/08/2009 16:21:25 41.09 19.51 2.0 2.8 47 17/08/2009 18:12:53 41.12 19.53 2.0 3.0 48 20/08/2009 19:01:23 41.10 19.53 2.0 3.2 48 26/08/2009 15:49:38 41.09 19.53 2.0 1.9 50 26/08/2009 23:49:10 41.11 19.49 8.0 2.8 51 28/08/2009 13:32:29 41.06 19.52 2.0 2.3

Figura 7. Analiza kohore e tërmeteve Figura 8. Shpërndarja kohore e tërmeteve

Për të sqaruar fenomenin gjeodinamik vertikale dhe horizontale. të ndodhur pas ngjarjeve tërmetore në Përpunimi shifror u krye duke përdorur pa- njësinë administrative Synej, u kryen dy ketat e programeve “SeisImager/2D” dhe profile sizmikë me metodën e valëve të re- “SeisImager/SW”. Rezultatet e përpunimit fraktuara dhe sipërfaqësore. Aparatura e shifror të valëve sizmike të refraktuara dhe përdorur për të kryer regjistrimin e valëve sipërfaqësore, tregohen në (fig. 9, 10) (Silo sizmike është e tipit ″Geode 24 kanale″. V., 2005; Silo V., etj., 2012; Silo E. 2014; Silo Regjistrimet sizmike janë kryer duke për- E. etj., 2016; Silo V., etj., 2017). dorur sizmografë që pranojnë lëkundje

80 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Interpretimi i të dhënave Këto rezultate tregojnë se rrëshqitja që ka Modeli shpejtësior-2D përpunuar si- ndodhur në njësinë administrative Synej, pas valëve gjatësore VP = f(h) tregohet Kavajë, nuk përfaqëson thjesht një rrëshq- në figurën nr. 9. Në figurën 10 tregohet itje klasike, por është një ulje e kombinuar modeli shpejtësior-2D përpunuar sipas me çarje vertikale e shoqëruar me rrëshq- valëve sipërfaqësore Vs = f(h). Nga rezul- itje që sipas profilit sizmik (I-I), hapja 2, të tatet e mara nga përpunimi shifror sipas kryer në zonën e marrë në studim eviden- valëve të refraktuara dhe sipërfaqësore tohet në piketat (20÷95) deri në thellësinë të regjistruar në profilin sizmik (I-I), jepet 36m (fig. 10). shumë qartë konfigurimi i shtresave me Ky interpretim mbështetet shumë qartë thellësinë. Ndërsa fenomeni i rrëshqitjes nga të gjithë profilet sizmikë të regjistruar evidentohet në piketat (20÷95) të profilit me valët e reflektuara për kërkimin e hi- sizmik (I-I), hapja 2, regjistruar dhe për- drokarbureve të kryer në zonën e marë në punuar sipas valëve sizmike sipërfaqësore studim. Në figurën nr. 5 tregohet një nga (Figura 10). Gjithashtu vihet re fenomeni i profilet sizmikë i regjistruar dhe përpunuar johomogjenitetit të shtresave në drejtimin sipas valëve të reflektuara, (Dorre P., Silo horizontal deri në thellësinë 10÷12m në V., Prifti I. 2001). gjithë gjatësinë e profileve sizmikë.

Figura 9. Paraqitja tomografike dhe interpretimi i rezultateve të përpunimit të valëve sizmike të refraktuara të profilit (I-I) të kryer në zonën e rrëshqitjes (Synej, Kavajë)

81 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figura 10. Paraqitja tomografike dhe interpretimi i rezultateve të përpunimit të valëve sizmike sipërfaqësore të profilit (I-I), hapjet 1, 2, të kryer në zonën e rrëshqitjes (Synej, Kavajë)

Diskutimi i rezultateve sizmike është çliruar përgjatë zonës me Duke analizuar serinë e ngjarjeve tërme- thyerje tektonike. Shpërndarja e epiqen- tore shohim se ajo përbëhet nga ngjarje drave bën të mundur të interpretohet që kanë magnituda 2.0÷3.5 dhe disa me më qartë pozicioni i shkëputjes tektonike magnitudë M>4.0. Ndër karakteristikat në zonën në studim (fig. 14). Sa më sipër, kryesore të tyre dallojmë përqendrimin e lokalizimi i rrëshqitjes pranë zonës së va- pjesës më të madhe të vatrave pranë zonës trave me thellësi h<20 km dhe M > 4.0, si së rrëshqitjes. Sipas të dhënave të tabelës dhe stili i rrëshqitjes ku predominon më 1 vihet re se përqendrimi i hipoqendrave tepër ulja e shoqëruar me çarje vertikale të ngjarjeve tërmetore me magnituda rela- e mbështetur nga të dhënat e profileve tivisht të vogla rezulton në thellësitë rreth sizmikë, mendojmë se flet për një ndikim 5 km, dhe për ngjarjet tërmetore me mag- të konsiderueshëm të ngjarjeve tërme- nitudë të moderuar M>4.0 në thellësinë tore në lindjen e rrëshqitjes në fshatin rreth 20 km (fig. 11, 12). Bazuar në hartën Bagoj në dt.21/03/2009, ndodhur tre ditë e shpërndarjes së epiqendrave të ngjarjeve pas tërmetit me magnitudë (M=4.3) të tërmetore dhe në vlerat e magnitudave të dt.18/03/2009. tyre, vërehet qartë se energjia maksimale

Figura 11. Shpërndarja e magnitudave M >4.0, përgjegjëse për aktivizimin e rrëshqitjes

82 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figura 12. Histograma e shpërndarjes së Figura 13. Histograma e shpërndarjes së ngjarjeve tërmetore në vartësi me thellësi- magnitudave në vartësi të numrit të ngjar- në jeve tërmetore

Figura 14. Pozicioni në hapësirë i vatrave të ngjarjeve tërmetore që pro- vokuan rrëshqitjen në lidhje me gjurmën në sipërfaqe të shkëputjes kryesore tektonike të zonës në studim

83 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Përfundime elementë që i përkasin një rrëshqitjeje kla- Si burim kryesor në aktivizimin e rrëshq- sike. itjes në fshatin Bagoj, njësia administra- Rrëshqitja e kombinuar me ulje dhe e tive Synej, Kavajë, kanë shërbyer ngjarjet shoqëruar me çarje vertikale sipas pro- tërmetore. Janë pikërisht këto ngjarje fileve të regjistruar me valë sizmike të tërmetore të cilat kanë aktivizuar tektoni- refraktuara dhe sipërfaqësore dhe për- kën e zonës në studim duke shkaktuar punuar me anë të paketave të programeve rrëshqitjen e dherave. Nuk përjashtohen “SeisImager/2D” dhe “SeisImager/SW”, edhe faktorë të tjerë shtesë si ai gravitativ, evidentohet qartë deri në thellësinë 36 m, të cilët i japin zonës më shumë elementë (fig. 9, 10). ulës të shoqëruar me çarje vertikale se sa

Literatura Lamaj, M., Silo E., etc. 2018. “Vlerësimi e monitorimi i fenomeneve gjeodinamike të digave të rezervuarëve ujëmbajtës, nëpërmjet metodave gjeologo–gjeofizike” Arkivi SHGJSH, Tiranë. Silo V., Bushati S. 2017. “Bazat teorike dhe zbatime të metodave sizmike dhe gravimetrike”, (bib. Akademia e Shkencave Tiranë, ISBN 978-9928-237-24-8). Silo E., Silo V. 2016. “Seismic surface waves and their application in civil engineering”, library of Faculty Geology and Mining Tirana, Albania, ISBN: 978-9928-4303-2-8, pages 224. Silo E. 2014. “Application of seismic methods of refracted and reflected waves in civil engineering”, (Disertacion-2014), bib. F.GJ.M. Tiranë. Silo V., Bushati S., Silo E. 2012.“Applied geophysics in the Earth sciences”, library of Fac- ulty Geology and Mining Tirana, Albania, ISBN: 978-9928-4096-5-2, pages 560. Lamaj, M., etj., 2011. “Kushtet gjeologo‐inxhinierike te shpatit ku ka ndodhur rreshqitja gjeçaj neSynej, Kavajë”. Arkiv i SHGJSH. Prezantuar ne “60 vjetorin e SHGJSH” Tiranë. Ryan, W.B.F., etj., 2009. “Global Multi-Resolution Topography synthesis, Geochem. Geo- phys. Geosyst., 10, Q03014, doi: 10.1029/2008GC002332. (http://www.geomapapp.org) Silo V. 2005. “Digital processing of seismic data”, (v.2), Library of Faculty Geology and Mining Tirana, Albania, ISBN: 99943-877-9-0, pages 163. Dorre P., Silo V., Prifti I. 2001. “Studimi gjeologo-gjeofizik per vleresimin e potenci- alit ujembajtes per objektet e pliocenit ne zonen e kerkimit te hidrokarbureve”, Arkivi SHGJSH, Tiranë. Wiemer, S., 2001. “A Software Package to Analyze Seismicity: ZMAP” Seismological Re- search Letters, Vol. 72, 373-382. EMSC, “European Mediterranean Seismological Centre”.

84 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

THE USE OF ACTIVE AND PASSIVE SEISMIC METHODS FOR THE STUDY OF LANDSLIDES IN BAGOJ VILLAGE Erald SILO1, Mentor LAMAJ1

Abstract On March 21, 2009 in the village of Bagoj in the Synej administrative unit, Kavaja district, occurred a landslide, which completely destroyed 9 houses. In order to study what really happened, in addition to other geological and geophysical works and observations, two seismic profiles with the refracted and surface waves method were performed. In addition, all seismic profiles with the reflected seismic waves, previously performed in that area for the search of hydrocarbons were used. Through the integrated interpretation of the results of active and passive seismic methods with geological data, it was concluded that the main source of landslide activation in the village of Bagoj (Synej administrative unit, Kavaja) are the earthquake events that occurred in that period, which have activated the tectonics of the study area causing it to have more landing elements accompanied by vertical cracks than elements belonging to a classical slide. The landslide combined with vertical cracks, according to seismic profiles performed in the landslide area, is evidenced up to a depth of 36m.

Keywords: tectonic fault, earthquake event, landslide, seismic profile, refracted wave, surface wave.

General geological and seismo-tectonic data The study area is part of the Molasses ba- of the deposits of the “ Helmesi “ suite is sin of the Peri-Adriatic Depression formed about 200m. The “Rrogozhina” suite is rep- during the Middle Miocene (Serravallian) resented by a combination of sandstones, 4 (N1 ) and is built from Pliocene (N2) depos- conglomerates and siltstones. The deposits its, which are transgressively located above of this formation are divided into two pack- 5 those of the Tortonian (N1 ) and Messinian ages, respectively:sandstone-siltstone-clay 6 2r-a 2r-b (N1 ). Their identification has been done (N2 ) and sandy-conglomerates (N2 ). through seismic studies carried out in the “Rrogozhina” suite has a thickness of up to region and deep drilling for hydrocarbon 100m. exploration. Based on the lithological com- Quaternary (Q) deposits appear on the sur- position, Pliocene (N2) deposits are divided face, which have a large spread. In general, 1h into two suites: “Helmesi” suite (N2 ) and there are all the continental types, from al- 2r “Rrogozhina” suite (N2 ). luvial and proluvial to deluvial, marshy and “Helmesi” suite is represented by clays, at lagoon. Since the study area is geologically the base of which is placed a sandstone- composed of Pliocene (N2) and Quaternary conglomerate package. On top of this (Q) deposits, their fragmentary composi- package continues again the clay layers. tion from clayey to sandy conglomerates, The sandstone-conglomerate package classifies them into different groups in belongs to the base of transgression and terms of permeability and water content. has a thickness of 10 ÷ 30m. The thickness

Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, Tirana, Albania 85 e-mail: [email protected]; [email protected] Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Based on these criteria, the following di- that it is built of clays and silt, through vision can be listed: a) Quaternary soil which groundwater does not circulate. On aquifer complex (Q), b) Aquifer complex the slope where the landslide occurred, of “Helmesi” suite and c) Aquifer complex these clays are not present. The complex of “Rogozhina” suite. The geological char- of “Rogozhina” suite is the most water- acteristics of the Quaternary (Q) deposits retaining in the region, which having frag- make this complex hold large amounts of mentary composition, coarse-grained and water in rainy days and have total lack of porous, allows the circulation of abundant water in dry weather. This complex also groundwater, which is of great importance serves as a passageway for surface waters to the community. Figure 1 shows the re- which penetrate deep into the water region under study and the position of the taining layers of Pliocene (N2) rocks. The performed seismic profiles I-I, II-II, (Ryan complex of the “Helmesi” suite is consid- W.B.F., et al., 2009; Lamaj M., et al., 2011; ered non-water-rataining, due to the fact Lamaj M., Silo E., et al. 2018).

Figure 1. Seismic profiles (I-I), (II-II)

Figure 2. Tectonic map and the landslide zone in the study area (Schematic representation, according to Lamaj M, et al., 2011)

86 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figure 3. Soil cracks where the landslide has happened, in the study area

Figure 4. Position of the seismic profile (I-I) according to refracted and surface waves (Figure 1)

Figure 5. Seismic profile (II-II) recorded, processed and interpreted according to reflected waves. Near the study area (fig. 1), (Dorre P., Silo V., Prifti I., v.2001)

87 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

From the tectonic and seismo-tectonic tal of 51 seismic events are evidenced, the point of view, the study region is part of the characteristics of which are listed in Table anticline line of the geological structures 1. We see that seismic events with mod- Kraps-Ardenica-Divjake-Kryevidh-Durres, erate magnitudes M≥4 have a hypocentric which extend along the central part of the depth of about 20 km, (EMSC). Peri-Adriatic Depression, (fig. 1). For the Using the “ZMAP” software, a time analy- identification of the geological and tecton- sis of earthquake events was performed ic construction of the Peri-Adriatic Depres- for the area where the landslide oc- sion, mainly seismic studies performed curred (Wiemer S., 2001). The obtained for the search of hydrocarbons have been result is given graphically in figure no.7. used, through which many tectonic faults It is clearly seen that the earthquakes with very large amplitude, up to those with with higher magnitude, respectively on small amplitude of several tens of meters 06/03/2009 (M= 4.2); 7/03/2009 (M =4.1) have been identified (fig. 5). and 18/03/2009 (M= 4.3), are the events The studying methodology that culminated the increasing seismic activity, before the landslide of 21/03/2009 The region under study is characterized by in the village Bagoj of the Synej adminis- a high seismic activity, the distribution of trative unit, Kavaja, occurred. The time dis- which based on the data of the recording tribution is clearly shown in the histogram of earthquake events of the period Febru- of figure no. 8. What is noticed is that the ary-August 2009, indicates an activation geodynamic phenomenon occurred 3 days mainly in the area of Durres-Kryevidh, (fig. after the earthquake with magnitude (M = 6). The epicenter was reported near the 4.3) dated 18/03/2009. village of Bagoj, in the Synej district. A to-

Figure 6. Time distribution of seismic activity during the period February- August 2009

88 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Seismic activity, as is clear from the dis- study region is a clear indicator of tectonic tribution of magnitude values, culminates relationships, the activation of which we with the maximum value of magnitude think is the main active factor that caused Mmax = 4.3 which coincides with the time the landslide in the village of Bagoj (fig. 2, when the geodynamic phenomenon oc- 5, 6). curred. So, geodynamic activity turns out Other additional factors such as the gravita- to be a clear expression of the relation- tive one are not excluded, which due to the ships of seismic activity and the system of tectonics, give the area more landing ele- tectonic faults in the landslide zone (fig. ments accompanied by vertical cracks than 5). The spatial distribution of these earth- elements belonging to a classical landslide. quakes coincides with the Divjake-Kryevi- So, the main source in the landslide acti- dh-Durres tectonic fault (fig. 6). vation have served the earthquake events As from the above, the series of seismic from the activation of tectonic faults of the earthquake events that occurred in the study area.

Table 1.

Date Time Long. Lat. Depth Magnitude No. dd/mm/yyyy hh:mm:ss (V-J) (L-P) (km) (ML) 1 20/02/2009 09:41:32 41.47 19.55 2.0 2.9 2 28/02/2009 17:36:29 41.44 19.43 2.0 3.5 3 28/02/2009 20:49:43 41.41 19.47 2.0 1.9 4 28/02/2009 20:56:42 41.34 19.59 19.8 1.9 5 04/03/2009 17:39:13 41.09 19.57 0.0 2.7 6 06/03/2009 15:45:15 41.14 19.55 2.0 3.2 7 06/03/2009 18:12:36 41.20 19.50 6.0 2.5 8 06/03/2009 22:59:25 41.06 19.48 2.0 3.1 9 06/03/2009 23:06:44 41.16 19.49 15.0 4.2 10 07/03/2009 00:11:01 41.07 19.50 2.0 2.9 11 07/03/2009 18:51:21 41.18 19.48 20.0 4.1 12 08/03/2009 04:56:40 41.20 19.51 10.0 3.2 13 08/03/2009 22:43:17 41.07 19.49 20.5 3.4 14 08/03/2009 23:07:45 41.06 19.49 7.5 2.8 15 10/03/2009 07:29:45 41.19 19.66 5.0 2.4 16 18/03/2009 16:20:36 41.15 19.43 20.0 4.3 17 02/04/2009 05:45:24 41.18 19.55 20.0 2.9 18 06/04/2009 00:31:28 41.44 19.12 5.0 2.6 19 07/04/2009 13:49:52 41.46 19.47 10.0 3.2 20 07/04/2009 16:00:31 41.44 19.56 2.0 2.4 21 07/04/2009 16:43:49 41.37 19.56 2.0 3.1 22 08/04/2009 09:44:32 41.12 19.72 10.0 2.2 23 09/04/2009 16:59:30 41.12 19.53 2.0 2.7 24 10/04/2009 04:05:28 41.10 19.50 2.0 2.4 25 18/05/2009 01:25:10 41.40 19.49 2.0 2.1 26 20/05/2009 03:14:09 41.43 19.53 20.0 2.1 27 04/06/2009 04:06:35 41.46 19.50 2.0 2.3 28 14/06/2009 05:12:51 41.39 19.58 10.0 3.2 29 20/06/2009 02:16:48 41.44 19.62 21.3 2.7

89 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figure 7. Time analysis of earthquakes Figure 8. Spatial distribution of earthquakes

To clarify the geodynamic phenomenon and horizontal oscillations. that occurred after the earthquake events Digital processing was performed using in the Synej administrative unit, two seis- the software packages “SeisImager/2D” mic profiles were performed with the and “SeisImager/SW”. The results of digital method of refracted and surface waves. processing of refracted and surface seismic The electronic equipment used to perform waves are shown in (Figures 9, 10). seismic wave recording is ″Geode 24 chan- (Silo V. 2005; Silo V., et al., 2012; Silo E. nel″. Seismic recordings were performed 2014; Silo E. et al., 2016; Silo V., et al., using seismographs that accept vertical 2017).

90 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Data interpretation observed. The 2D velocity model processed accord- These results show that the landslide that ing to the longitudinal waves VP = f(h) is occurred in the Synej administrative unit, shown in figure no. 9. Figure no. 10 shows Kavaja, does not represent simply a classic the 2D velocity model processed according landslide, but is a landing combined with to the surface waves Vs = f(h). From the re- vertical cracks and accompanied with land- sults obtained from the digital processing slide, that according to seismic profile (I-I), of the refracted and surface waves record- spread 2, performed in the study area, is ed in the seismic profile (I-I), the configura- evidenced in pickets (20 ÷ 95) to a depth of tion of the layers with the depth is given 36m (fig. 10). very clearly. While the landslide phenome- This interpretation is very clearly sup- non is evidenced in the pickets (20 ÷ 95) of ported by all the seismic profiles recorded the seismic profile (I-I), spread 2, recorded with the reflected waves for hydrocarbon and processed according to surface seis- exploration, carried out in the study area. mic waves (fig. 10). The phenomenon of Figure 5 shows one of the seismic profiles inhomogeneity of layers in the horizontal recorded and processed according to the direction up to a depth of 10 ÷ 12m along reflected waves, (Dorre P., Silo V., Prifti I. the entire length of seismic profiles is also 2001).

Figure 9. Tomographic representation and interpretation of the results of the processing of refracted seismic waves of profile (I-I) performed on the landslide area (Synej, Kavaje)

91 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figure 10. Tomographic representation and interpretation of the results of the processing of surface seismic waves of profile (I-I) performed on the landslide area (Synej, Kavaje)

Discussion of results mum seismic energy is released along the Analyzing the series of earthquake events, area with tectonic faults. The distribution we see that it consists of events that have of epicenters makes it possible to interpret magnitudes 2.0 ÷ 3.5 and some with mag- more clearly the position of the tectonic nitude M> 4.0. Among their main char- detachment in the study area (fig. 14). As acteristics we distinguish the concentra- above, the localization of the slide near the tion of most hypocentres near the sliding hypocentres area with depth h <20 km and area. According to the data in Table 1, it M> 4.0, as well as the sliding style where is observed that the concentration of - hy predominates the landing accompanied by pocenters of earthquake events with rela- vertical cracks, supported by seismic pro- tively small magnitudes results in depths file data, we think speaks for a significant of about 5 km, and for earthquake events impact of earthquake events on the birth of moderate magnitude M> 4.0 at a depth of the landslide in the village of Bagoj on of about 20 km (fig. 11, 12). Based on the 21/03/2009, which occurred three days map of the distribution of the epicenters after the earthquake with magnitude (M = of earthquake events and their magnitude 4.3) on 18/03/2009. values, it is clearly observed that the maxi-

Figure 11. M >4.0 magnitude distribution, responsible for the activation of the landslide

92 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Figure 12. Distribution histogram of earth- Figure 13. Magnitude distribution histo- quake events depending on depth gram depending on the number of earthquake events

Figure 14. Spatial position of earthquake events hypocentres which pro- voked the land-slide regarding the trace on the surface of the main tectonic fault of the study area

93 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Silo E., Lamaj M.

Conclusions vertical cracks than elements belonging to Earthquake events served as the main a classic landslide. source in activating the landslide in the The landslide combined with landing and village of Bagoj, Synej administrative unit, accompanied by vertical cracks accord- Kavaja. It is precisely these earthquake ing to the profiles recorded by refracted events which have activated the tecton- and surface seismic waves and processed ics of the study area causing the landslide. by “SeisImager/2D” and “SeisImager/SW” Other additional factors such as gravita- software packages, is clearly evidenced to tive are not excluded, which give the area a depth of 36 m (fig. 9, 10). more landing elements accompanied by

94 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

“REVOLUCIONI” KONODONTIK NE STRATIGRAFI Selam Meço

Abstrakt Në këtë botim relativisht të shkurtër trajtohet kontributi i konodontëve në stratigrafinë e Shqipërisë e sidomos për zonat e brendshme të Albanideve (Korabi, Mirdita, Gashi) por edhe për ato të jashtme (Vermoshi, Alpet e Shqipërisë, Cukali dhe Krasta) në diapazonin Ordovikian i Sipërm – Triasik i Sipërm. Me futjen në përdorim të këtyre fosileve (konodon- tëve) stratigrafia e zonave të lartpërmendura u korrigjua rrënjësisht dhe për pasojë edhe gjeologjia e tyre në tërësi ndryshoi mjaft. Kontributi i fosileve në fjalë u ndie së tepërmi edhe në hartografimin gjeologjik duke filluar që nga hartat kapitale me shkallë të vogël (1:200.000) e deri tek ato të detajuara (1: 50.000 apo edhe 1: 25.000).

Fjalë Kyç: konodontë, stratigrafia, zonat gjeologjike të Albanideve.

Qëllimi

Qëllimi i këtij shkrimi (artikulli) është i ganizma (dhëmbë) u zbuluan për herë të thjeshtë dhe i qartë: Kam dëshirë që së parë nga PANDER (1856). Autori i konstatoi pari t’ju vë në dukje të gjithë gjeologëve të ato duke punuar në rreshpet e Silurian- sotëm dhe atyre të ardhshëm se çfarë është Devonianit (duke i vrojtuar vetëm me një bërë në stratigrafinë dhe gjeologjinë e Shq- xham zmadhues-lupë) në afërsi të Rigës ipërisë me futjen në përdorim të analizës dhe Shën Petërburgut të sotëm ku më konodontike në diapazonin moshor Ordovi- vonë u bë anëtar i akademisë së shkencave kian – Triasik (mbas Triasikut, d.m.th. Jur- të qendrës shkencore në fjalë. Zbuluesi i asik e më vonë) nuk ka më konodontë, që tyre duke parë morfologjinë më primitive do të thotë se gjallesat konodontmbartëse të këtyre organizmave ju dha emrin con- nuk kanë jetuar më, janë zhdukur nga gje- odonts (konodontë ose dhëmbë në formë nealogjia e botës shtazore. Siç do të shiko- koni). het më poshtë ndryshimet janë të mëdha, Qysh nga koha e zbulimit të tyre e deri mund të quhen një “revolucion” i vërtetë. sot evolucioni i tyre ka qenë i jashtëza- Nuk mund të ketë gjeologji të saktë, përfshi konshëm. Përkatësia sistematike e këtyre hartografimin gjeologjik apo tektonikën pa fosileve nuk dihet me saktësi, por sido- stratigrafi të saktë dhe nuk mund të ketë qoftë tendencat e sotme më tepër janë stratigrafi të saktë pa paleontologji, gjërat për ti pranuar si dhëmbë ose elementë të janë shumë të lidhura me njëra tjetrën. lëkurës së vertebrorëve. Në këtë kontribut timin veç tekstit do të Ecuria e studimit të konodontëve sidomos ketë vetëm fotografi konodontësh, por jo nga vitet ‘80 të shekullit të kaluar e deri në figura e prerje të ndryshme, për arsye se fillim të shek. XXI ka qenë shumë e shpejtë ato janë dhënë në mënyrë të detajuar në dhe qëllimi kryesor ishte zgjidhja e proble- botime të mëparshme të autorit (shiko meve të stratigrafisë. Evolucioni i tyre në listën e bibliografisë). pikëpamje gjeologjike ka qenë i shpejtë dhe “Revolucioni” në fjalë në fushën e strati- për të nxjerrë në pah vlerën stratigrafike të grafisë është i hershëm qysh kur këto or- tyre ato janë krahasuar me amonitet, që pranohen si fosilet më tipike udhëheqëse e-mail: [email protected] 95 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. në diapazonin kohor nga Devoniani deri faunës, por edhe me anën e makrofosileve në fund të Kretakut, ndërsa konodontët (bivalvorë, gastropodë, ammonitë etj.). (ose gjallesat konodont-mbartëse) kanë Problem kanë qenë në radhë të parë for- jetuar në intervalin kohor Kembrian-Tria- macionet paleozoike e ato triasike në zona sik i Vonshëm. Autorë të shumtë që janë të tilla gjeologjike si ajo e Korabit, Gashit, marrë dhe merren me studimin e tyre Mirditës, Alpeve Shqiptare etj., ku foslilet venë në dukje se morfologjia e tyre është e lartpërmëndura kanë qenë të rralla, ose e shumëllojshme kurse vlera e formave kanë munguar fare. primitive (dhëmbët konike të zbuluar nga Objekti i studimit - Konodontët Pander) në stratigrafi është relativisht e vogël. Në fazën aktuale të studimit të tyre Më tej do të vëmë në dukje se ku pikër- është përpunuar një sistematikë mjaft e isht janë përdorur konodontët në Shqipëri ndërlikuar në kuadrin e pranimit të apa- sipas moshave dhe zonave përkatëse gje- rateve konodontike, por me shumë vlera ologjike. në stratigrafi. Midis të tjerave, prej shumë Në këtë kuadër e quajmë të arsyeshme që vitesh funksionon një shoqatë shkencore përdorimin e këtyre fosileve ta fillojmë nga e fuqishme e studimit të konodontëve me Zona e Korabit, si zona më problematike emrin “Pander Society”, (emër i marrë nga për deshifrimin e stratigrafisë për diapazo- zbuluesi i konodontëve) anëtar i të cilës nin Ordovikian-Triasik. është edhe autori i këtij studimi. Për zonën e Korabit Ku qëndrojnë meritat e konodontëve Çfarë ndryshimesh dhe korrigjimesh janë (këtyre fosileve “agresive”) dhe kur u bërë në stratigrafinë e zonës në fjalë (në fut studimi i tyre në shqipëri dhe pse? diapazonin Ordovikian i Sipërm-Triasik Arsyet sepse u desh fillimi i studimit të kon- i Sipërm) me futjen në përdorim të kon- odontëve në vendin tonë, autori i ka shpre- odontëve? hur në një botim të mëparshëm (Meço, Si zakonisht do të përdoret parimi strati- 2011), prandaj mendoj se nuk është nevoja grafik duke ecur nga poshtë-lart sipas pre- për një paraqitje më të detajuar të çështjes rjeve dhe zhveshjeve të ndryshme në fjalë. Më konkretisht meritat e këtyre fosileve do të jepen sipas prerjeve dhe zo- Fillimisht trajtohen ndryshimet e bëra në nave gjeologjike. N/Zonën e Kollovozit: Dihet që përhapja stratigrafike në shkallë a. Në të ashtuquajturën prerja e Përroit te globale e konodontëve është vërtetuar Mullirit (afër Shishtavecit) (fig. 1) u vërtet- se (sikurse u theksua më sipër) i përket ua për herë të parë prania e katitAshgilian diapazonit kohor Kembrian, (më tepër (maja e Ordovikianit) mbasi u gjetën dhe u nga seksioni i sipërm i tij) e deri në Triasik përcaktuan shkencërisht format: të Sipërm. Në Shqipëri në përgjithësi në - Tetraprioniodus sp., Drepanodus sp., fushën e stratigrafisë është punuar sipas Cornuodus sp. cf. bergstroemi; Hemaro- moshave gjeologjike me ndihmën e mikro- dus sp.cf.europaeusetj (Meço, S., 2010).

96 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Figura 1. (1) Drepanodus sp., (2) Hemarodus sp., cf. H.europaeus, (3) Drepanoistodus sp.

Në literaturën e mëparshme gjeologjike në të cilët konstatohen midis të tjerave shqiptare (Kodra A., 1986) e gjithë pre- edhe bivalvorë pelagjikë. Por ajo që është rja nga kontakti Korab/Mirditë në mbyl- e rëndësishme është prania në këta gëlqer- ljen lindore të Grykës së Vanave e deri në orë e konodontëve të serisë Triassospath-

Shishtavec është dhënë në përgjithësi me odus, që dëshmon moshën spathiane (T1) moshë paleozoike, kjo natyrisht edhe për (Meço S., 1988). Në tërë këtë ecuri prerjeje arsye të mungesës së fosileve ose e shumta ku mund të futet gjithashtu Orçikla, Kepi është pranuar se mosha e këtyre forma- i Ferizit etj. (prerja në fjalë në literaturën cioneve mund të shkonte deri në Triasik të e mëparshme është pranuar si devoniane) Poshtëm. Argumentimi i lartpërmendur as ekzistojne sektorë të tërë të moshës së që ishte menduar më parë. Triasikut të Poshtëm vërtetuar nga prania b. Në rrugën automobilistike nga fundi i e formës të mësipërme (Fig.2), por edhe e Grykës së Vanave e deri në afërsi të masivit shumë formave të tjera bashkëshoqëruese. të Nimçës zhvishet e ashtuquajtura seria Nga emrat e sapo përmendur, prerja më e rreshpore-kuarcitike me linza gëlqerorësh plotë është ajo e Kepit të Ferizit.

Figura 2. (1) Neospathodus waageni, (2) Triasospathodus homeri

97 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Duke u nisur nga sa më sipër rezulton se c. Një ndër strukturat e rëndësishme të N/ prerja e Zonës së Korabit (pjesa që i përket Zonës së Kollovozit është Mali i Sorokolit. N/Zonës së Kollovozit) nga fundi i Vanave Në pjesën e sipërme të prerjes paleozoike e deri në Shishtavec ka pësuar ndyshime të të të cilit është ndeshur Kockelella varia- konsiderueshme nga pikëpamja moshore. bilis, (Fig.3) e cila dëshmon majën e Silu- Kjo nuk do të thotë aspak se në prerjen në rianit (Pridolian). Është i vetmi dokument fjalë nuk ka ose nuk ekzistojnë mosha të paleontologjik i prerjes paleozoike të kësaj tilla si Kembriani, apo Ordovikiani i plotë strukture (gjithçka ndodhet poshtë Prido- (veç Ashgilianit), apo edhe Siluriani, por lianit për arsye të mungesës së fosileve për mungesë të dhënash paleontologjike është pranuar thjesht si Ordovikian-Siluri- aktualisht një gjë e tillë nuk mund as të an i pa ndarë). mohohet e as të pohohet.

Figura 3. (1,2) Kockelella variabilis

Sipër niveleve të Pridolianit (majës së Silu- Studimet e mëparshme për arsye të mung- rianit të sapo përmendur) në mënyrë trans- esës së të dhënave paleontologjike e kanë gresive vendoset Spathiani (T1) i vërtetuar trajtuar si të moshës Permiane duke i dhë- nga prania e serisë Triassospathodus. në madje edhe një interpretim të gabuar Në këtë mënyrë në strukturën në fjalë krahasuar me serinë Luma ose Verrukano. është bërë një sqarim jo i vogël për të dy Studimet tona (Meço, 2010) vërtetuan një 1 rastet e lartpërmendur të cilët më parë moshë krejt tjetër - atë të Frasnianit (D3 ). kanë qene të panjohur. Grupi kryesor i konodontëve që vërtetoi d. Ndërprerja më nevralgjike që ka moshën në fjalë është ai i Palmatolepis demonstruar ndryshim të madh moshor (jamiea, ederi, rhenana massuta, gigas me anën konodontëve është e ashtuqua- gigas, hassi), Polygnathus, Ancyrodella jtura dritarja tektonike e BORJES në afërsi nodosa dhe i formave të tjera shoqëruese të Shishtavecit. (fig.4).

Figura 4. (1) Polygnathus costatus partitus, (2) P. serotinus, (3) P. Quadrate 4) Palmatolepis rhenana nassuta, (5) P.subrecta, (6) Ancyrodella nodosa

98 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Gjithçka u përmend më sipër për N/Zo- ologët ruse) ose kryesisht e tëra paleozoike nën e Kollovozit përbën pikat ose prerjet (V.Melo, 1964a, 1964b)). më nevralgjike të saj që kanë pësuar ndry- Cilat janë prerjet më të spikatura që ju shime të rëndësishme moshore me anën e nënshtruan deshifrimit të ri me anën e ko- konodontëve. nodontëve? Por krahas tyre në këtë N/Zonë ka edhe Fillimisht prerja karbonatike e Bjeshkës mjaft zhveshje e prerje te tjera me shtrirje së Shehut – Bjeshka e Zonjave (pjesër- më të kufizuar që gjithashtu kanë pësuar isht), e gjithë ecuria e këtyre prerjeve të ndryshime. Ato janë pasqyruar në botime paraqitura më parë në mënyrë të detajuar të tjera të mëparshme të autorit. (Meço, S., 2010) në punimet e autorëve N/Zona e Malësisë së Korabit të mëparshëm (Melo,1964) janë dhënë të moshës Devoniane në tërësi si për gjithë N/Zona në fjalë është ajo që ka tërhequr Malin e Korabit. vëmendjen e shumë autorëve në fushën e stratigrafisë dhe tektonikës të lidhura a. Fauna e konodontëve e gjetur in-situ në ngushtë njëra me tjetrën. Duke qenë se në nivelet e Bjeshkës së Shehut, (Triasospath- këtë territor, më parë pothuajse nuk janë odus…, Neogondolella.., Epigondolella…) gjetur fare fosile (me përjashtim të disa dhe më sipër në prerjen e Avdanicës (Par- fragmenteve trilobitesh gjetur nga V. Melo agondolella. polygnatiformis) (Meço s., gjatë viteve ’60) edhe gjeologjia në tërësi 2005, 2010) (fig. 5) vërtetuan se mosha e ka qenë e paqartë. Në këtë mënyrë futja tyre është nga Spathian, Anizian - Ladinian e metodës së konodontëve bëri një revo- e deri në Karnian dhe nuk ka të bëjë fare lucion të vërtetë jo vetëm në deshifrimin me Devonianin, me përjashtim të disa bllo- stratigrafik të prerjes, por edhe të ndërtim- qeve olistolitike të ardhur nga struktura it gjeologjik në tërësi. e Malit të Korabit. Në këtë mënyrë ndryshimi nga Devoniani në Triasik i prerjeve Në përgjithësi qysh nga koha e gjeologëve në fjalë është një nga ndryshimet kryesore rusë (para viteve ’60) e më vonë me puni- stratigrafike në profilin e N/Zonës sëKo- met e Prof. V.Melo prerja e Malit të Korabit rabit. është dhënë ose e tëra si triasike (nga gje-

Figura .5 (1) Icriodus corniger aff.ancestralis, (2,3) Paragondolella polygnathiformis

99 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. b. Në vazhdim të prerjeve të mësipërme, Format konodontike që vërtetojnë moshën tashmë në strukturën e mirëfilltë të Malit në fjalë dhe të ndeshura në këtë formacion të Korabit është prerja e Rebive. janë: Prerja në fjalë përfaqëson një formacion - Paragondolella auriformis, P. foliata, karbonatik të fuqishëm që arrin trashësinë Budutovignathus mungoensis, etj., të deri afër 700 m. Gëlqerorët në përgjithësi cilat më tepër përqendrohen në Ladinian karakterizohen si shtresë mesëm, më rrallë të Sipërm – Karnian të Poshtëm. shtresëhollë e akoma më rrallë si masivë. Theksojmë se prerja e Rebive ka mar- Ashtu si edhe territoret përreth kësaj pre- rëdhënie tektonike me ato që vendosen rjeje (Bjeshka e Shehut, stanet e Preshit, poshtë saj (me Stanet e Preshit etj…) Avdanica e ndonjë tjetër) nga punimet e nëpërmjet përroit të Elbthit (Meço S., mëparshme (para futjes së metodës së ko- 2010), por marrëdhënie të tilla ka edhe me nodontëve) është trajtuar me moshë devo- vetë strukturën e Malit të Korabit. niane. Në këtë mënyrë edhe prerja e Rebive nuk Natyrisht kjo moshë nuk është e vërtetë i përket fare Devonianit por më saktësisht dhe konodontët vërtetuan se i gjithë ky Ladinianit të Sipërm – Karnianit të Poshtëm 2 1 formacion ka moshë triasike dhe kryesisht (T2 – T3 ). i përket Ladinian-Karnianit duke qenë Pra edhe këtu jemi në kuadrin e revolu- kështu shumë larg Devonianit të dhënë më cionit konodontik në stratigrafi (fig.6). parë.

Figura 6. Paragondolella auriformis c. Prerja që vjen më sipër (mbi atë të Re- viteve 2004-2005 vërtetoi të kundërtën. bive) dhe që përbën gjithashtu një “bom- Marrëdhëniet e Rrafshit të Korabit me N/ bë” në transformimin e moshës është ajo e Zonën e Kollovozit dhe atë të Malit të Ko- Rrafshit të Korabit. rabit pa dyshim janë tektonike (Meço, S., Në punimet e mëparshme (para kon- 2005), por vetë prerja e rrafshit në fjalë odontëve) duke menduar për një vazhdi- që shpesh herë paraqitet në trajtë pakosh, mësi të moshave paleozoike, prerja në fjalë ka ofruar konodontë me ruajtje shumë të është menduar si Karbonifere??, (sipër mirë me moshë tipike Noriane. Cilët janë asaj “Devoniane”?) të Rebive pa asnjë do- këta konodontë? Ata janë të shumtë, por kument paleontologjik. dy forma janë më tipiket (fig. 7) Epigon- dolella postera dhe Norigondolella stein- Studimi ynë i konodontëve e sidomos ai i bergensis etj.

Figura 7. (1,2) Norigondolella steinbergensis

100 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Duhet theksuar se kontakti midis forma- 160m, por fauna është e varfër dhe vetëm cioneve të rrafshit dhe rreshpeve të N/ në nivelin 119m, në shtresa gëlqerorësh Zonës së Kollovozit (në rastin konkret të janë ndeshur Polygnathus serotinus dhe strukturës së Malit të Sorokolit) është tek- Icriodus fusiformis që dëshmojnë katin tonik dhe formacionet që dalin në bazën Emsian (D1). Gjatë prerjes në fjalë herë pas e prishjes janë më tepër stralle dhe nuk here vërehen kontakte tektonike dhe në ofrojnë konodontë. nivelet mbi 200m, në një formacion kar- Kështu mbyllet një tjetër “bombë” në bonatik është ndeshur Polygnathus costa- transformimin moshor të stratigrafisë së tus e ndonjë formë tjetër gjithashtu me Shqipërisë me anën e konodontëve. moshë Emsiane. Përsëritja e Emsianit në një trashësi relativisht të konsiderueshme d. Shpati i mirëfilltë i Malit të Korabit (rreth 240m) është edhe si pasojë e tekton- Studimi i prerjes në fjalë ka kushtuar ikës (shih Meço S., 1991, 2010). Kati Emsian shumë djersë e punë dhe përfaqëson vazhdon akoma më lart në prerje deri në ndoshta “bombën” më të fuqishme të trashësinë 270m, ku vërehet përsëri kon- konodontëve Në këtë shpat është punuar takt tektonik dhe sipër tij (brenda gëlqer- 1 edhe me kolege shqiptarë (Kodra, Xhomo, orëve) shfaqet tashmë kati Frasnian (D3 ). Pashko) por edhe me të huaj - gjermanë si Prania e Frasnianit vërtetohet nga gjetja e Koenigshoff, Schindler e ndonjë tjetër (të Palmatolepis rhenana nassuta?, P.hassi – Institutit Senckenberg të Frankfurtit). Puna P.ederi e ndonjë tjetër. kryesore e voluminoze është kryer nga au- Sipër këtyre gëlqerorëve me konodontët tori i këtij punimi. e mësipërm vërehet përsëri tektonikë dhe Së pari theksojmë se prerja e Shpatit të sipër saj përsëritet kati Emsian (brenda një Korabit stratigrafikisht ka një trashësi reale facie kryesisht rreshpore) ku janë gjetur rreth 400m. Faciet dominante të prerjes format klasike të Emsianit: Polygnathus janë rreshpet argjilore, filitike, kloritike dhe serotinus, P.quadratuse etj. Pra siç shihet gëlqerorët, që në mjaft raste ndërthuren sipër Frasnianit (D3) vendoset Emsiani (D1), me rreshpe të zeza gjithashtu karbonatike. d.m.th. një situatë e përmbysur. Akoma më Gjatë shumë studimeve të mëparshme lart vijnë katet Pragian e Lohkovian (ky i (Melo. V 1964, etj.) e gjithë prerja përfshi fundit duhej normalisht duhet të ndodhej edhe gjithë Malin e Korabit është pranuar në fillim të (D1) dhe jo në krye). si paleozoike e sidomos Silurian-Devoni- Konodontët që kanë vërtetuar prerjen e ane. Studimet dhe analizat e konodontëve, përmbysur janë ata të Pragianit (Icriodus pa përjashtuar Silurian - Devonianin dhanë steinachensis etj.) dhe të Lohkovianit (An- shumë hollësi e ndryshime që do të paraq- cyrodelloides transitans, A. assymetricus, iten këtu më poshtë: Palmatolepis hassi etj.) (Fig.8). Disa nga Pjesa më e poshtme e prerjes ku domi- kondodontët e prerje së Malit të Korabit non facia rreshpore ka një trashësi rreth paraqiten në figurën e mëposhtme:

Figura 8. (1,2) Ancyrodelloides transitans, (3) Palmatolepis hassi

101 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Duke menduar se situata e përmbysur rabit ka marrëdhënie tipike tektonike e prerjes është kuptuar, konstatohet se me prerjen e mëposhtme të shpatit të stratigrafia e prerjes së shpatit të Korabit Korabit. ka pësuar një ndryshim rrënjësor në • Së dyti dhe më e rëndësishme është se krahasim me mendimet dhe botimet e gëlqerorët e Kreshtës janë të përmbysur mëparshme ku është folur e shkruar për duke paraqitur një strukturë të mirëfilltë një Silurian - Devonian në tërësi. luspore (shih fig.9 te Meço S.,2010), Në mënyrë të detajuar kjo prerje si edhe • Së treti si është vërtetuar situata e shumë të tjera të Zonës së Korabit janë përmbysur? Ajo që ka vërtetuar një gjë pasqyruar në botimin e autorit në vitin të tillë është fauna e konodontëve dhe 2010 realizuar në Shtypshkronjën e Sutt- pikërisht: në bazën e këtyre gëlqerorëve gartit (shih Meço S., 2010). është gjetur Klapperina disparilis që e. Kreshta e gëlqerorëve të Malit të vërteton majën e Devonianit të mesëm Korabit (Zhivetianit), madje fillimin e Frasnianit (D ) dhe duke ecur hipsometrikisht lart Në përgjithësi gëlqerorët e Kreshtës se 3 gjatë prerjes kalohet në mosha më të Malit të Korabit në të gjitha vrojtimet e hershme (që normalisht duhej të ishte mëparshme nuk kanë paraqitur ndonjë e kundërta) gjë që është vërtetuar nga objekt të veçantë dhe janë marrë sëbashku prania e Emsianit (Polygnathus seroti- me gjithë strukturën në fjalë si paleozoike, nus), por edhe e Eifelianit (Tortuodus kryesisht devoniane. k.australis) (fig. 9). Futja e konodontëve dhe kampionimi i hol- Pra ndërtimi dhe dokumentimi stratigrafik lësishëm i këtyre gëlqerorëve çoi në ndry- e strukturor i Kreshtës së Korabit përbën shime të mëdha. një nga “bombat” më të forta që ka “pla- • Së pari duhet vënë në dukje se forma- sur” me analizën konodontike. cioni i gëlqerorëve të Kreshtës së Ko-

Figura 9. (1) Polygnathus linguiformis, (2) P.serotinus, (3) P.eiflius, (4) P. costatus patulus

Në këtë mënyrë në tërësi në gjithë struk- naireve. turën e Malit të Korabit konstatohet një Fusha në fjalë përfaqëson një strukturë ndërtim gjeologjik mjaft i ndërlikuar dhe të mirëfilltë grabenore e ndodhur midis nuk është ashtu siç është menduar më gëlqerorëve të Kreshtës së Korabit (në parë për një paleozoi në tërësi dhe kaq. perëndim) dhe formacioneve rreshporo- f. Pika ose xhveshja tjetër e N/Zonës së ranorike-karbonatike në lindje. Midis të Korabit është e ashtuquajtura Fusha e Pa- dy anëve të grabenit në kontaktin me ba-

102 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. zamentin e tij shfaqen disa burime ujërash c. costatus dhe Icriodus steinachensis, që të ftohta, gjë që vërtetojnë karakterin tek- vërtetojnë moshën e Ejfelianit. Pra baza e tonik të këtij grabeni. prerjes se grabenit (që del shumë pak në 1 Studimi dhe analiza konodontike është sipërfaqe) ka moshë eifeliane (D2 ) (fig. përqendruar në krahun lindor të grabenit, 10) dhe prerja e plotë e mësipërme është e i cili në pjesën më të sipërme të tij kontak- rregullt. Ajo fillon me Lohkovianin, Pragian ton me gëlqerorë të Triasikut e që tashmë – Emsian i Poshtëm – Emsian, më lart kalo- janë në kufirin me Maqedoninë e Veriut. het në Ejfelian dhe në fundin e prerjes me kontakt tektonik kalohet në Triasik (shih Në nivelin më të poshtëm të prerjes zhvish- Meço,S., 2010). Vëmë në dukje se afërsisht en rreshpe të tipit të Fm. Muhurit (rreshpe në nivelin 200m nga baza e prerjes ndeshet grafitike etj.) dhe ku tamam në nivelin më një nivel hekuri kryesisht i tipit oksid. të sipërm të këtyre shisteve kontakti me prerjen e mësipërme është tektonik. Por Konodontë të ecurisë lohkovine deri eif- para se të kalohet në prerjen e mirëfilltë eliane e që janë gjetur në këtë prerje janë: të shpatit lindor të grabenit në një sh- - Polygnathus linguiformis, P. costatus tresëz gëlqerori janë gjetur Polygnathus patulus, P. serotinus, P.quadratus etj.

Figura 10. (1, 3, 4) Polygnathus serotinus, (2) P. costatus partitus

Si përfundim mund të thuhet se edhe formave konodontike, mosha nuk mund të për prerjen në fjalë është realizuar një jepet më tepër e detajuar se sa më sipër. ndryshim shumë domethënës i pa njohur Në studimet e mëparshme idetë mbi më pare e që ka sjellë një informacion të moshën e kësaj mbulese kanë qenë kon- rëndësishëm për gjithë Zonën e Korabit Të fuze, dhe ndoshta i vetmi që e ka quajtur dhënat e kësaj prerjeje mund të paralel- triasike ka qenë A. Spiro, ndonëse kraha- izohen gjithashtu me një “bombë” strati- simi me Kçirën nuk është i përshtatshëm. grafike. N/Zona e tretë e zonës së korabit është g. Një element tepër i veçantë që duhet ti ajo e Muhur – Çajës përkasë kësaj N/Zone (?) është Mbulesa e Gramës. Në përroin e fshatit Tomin (shumë N/Zona në fjalë është ajo më perëndimore afër Peshkopisë) zhvishet një seri vullkan- e zonës së Korabit dhe në perëndim ajo iko-sedimentare, brenda pjesës së sipërme kontakton tektonikisht me Zonën e Krastë të të cilës ndeshen edhe nivele gëlqer- - Cukalit dhe atë të Mirditës, kurse në lind- orësh. Pikërisht brenda këtyre gëlqerorëve je po tektonikisht kontakton me N/Zonat e u gjetën konodontë të serisë Epigondolella Kollovozit dhe të Malësisë së Korabit.

-Paragondolella të moshës (T2 - T3). Për ar- Gjatë revizionimit të stratigrafisë së zonës sye të ruajtjes jo shumë të mirë të këtyre

103 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. së Korabit në përgjithësi nuk mund të nge- Konodontët janë gjetur në prerje të tilla lej jashtë vëmendjes edhe kjo n/zone. si Buzëmadhe, Nimçe e ndonjë tjetër dhe a. Duhet theksuar se ajo karakterizohet moshat e përcaktuara prej tyre janë nga nga përhapja e konsiderueshme e rresh- Lohkoviani (Buzëmadhe) e deri në Emsian peve të natyrave të ndryshme që njihen (Nimçe). me emërtimin “Formacioni i Rreshpeve të Forma të Lohkovianit janë: Muhurit”. Në këto rreshpe në disa prerje si - Ozarcodina mascara, icriodus cf. wos- Hurdhe-Muhur, Bufli, Bulaç etj, të moshës chmidti, Ozarkodina remscheidensis rem- Silurian-Devonian i Poshtëm janë gjetur scheidensis, Pandorinella steinhornensis shumë graptolite të studiuar me shumë ku- miae e ndonjë tjetër, kurse si formë e Em- jdes nga kolegu P. Pashko (2019). Nga këto sianit është Polygnathus serotinus. graptolite janë përcaktuar moshat Lando- verian, Uenlokian e Ludlovian (fig.11).

Figura 11. (1,2,3) Ozarkodina remscheidensis, (4) Pandorinellina steinhornensis

Në këtë mënyrë edhe në këto prerje të ka Paleozoi në tërësi por vetëm Devonian studiuara nga Xhomo A. etj. (1987), janë të Poshtëm. bërë ndryshime e plotësime të konsid- Kati i poshtëm-Lohkoviani është argumen- erueshme (këtu qëndron kontributi i kon- tuar nga gjetja e serisë Ozarkodina rems- odontëve) sidomos në Buzëmadhe, Nimçe cheidensis dhe O. confluens, kurse i dyti- etj. Pragiani është dokumentuar nga gjetja e b. Ndër prerjet e tjera të kësaj n/zone Icriodus steinachensis, Ancyrodelloides (njësie) është ajo e Kalisit. sp., Ozarkodina sp. e ndonjë element tjetër. Si edhe shumë prerje të tjera të kësaj N/ Sipër Pragianit në mënyrë transgresive Zone edhe Kalisi i është nënshtruar anal- vendoset seria e njohur Luma ose e quaj- izës konodontike. Facialisht, prerja në fjalë tur ndryshe në hapësirën mesdhetare Ver- përfaqësohet nga formacioni mergeloro- rukano. ro-shistoz, i cili si kudo edhe këtu është c. Një ndër prerjet interesante dhe mjaft pranuar i moshës paleozoike në tërësi. heterogjene të kësaj N/Zone është ajo e Me anën e konodontëve është arritur të Miravecit e zhveshur në afërsi të fshatit me diferencohen dy katet e Devonianit të të njëjtin emër. poshtëm: Lohkoviani dhe Pragiani. Pra nuk Prerja dominohet nga prania e katitEmsian

104 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. dhe vetëm pak metra zhvishet Pragiani. Në nivelin e 104m kontakti është tektonik Herë pas here konstatohen edhe pjesë të me pjesën që vjen më lart ku edhe është mbuluara, por megjithatë mund të flitet gjetur Pelekysgnathus serratus që vër- për një prerje të vijueshme. teton Pragianin. Ndër të veçantat e kësaj Seria e konodontëve që datojnë Emsianin prerje është se pikërisht këtu, në nivelin e është e pasur dhe përbëhet si vijon: 100 metave sipër kontaktit tektonik zhvishet një nivel gëlqerorësh mergelorë, me - Polygnathus costatus partitus, P. seroti- përmbajtje krinoidesh, nivel i cili është gati nus, P. quadratus, P. l. Linguiformis, P. nor- udhëzues (markues) në shumë prerje të të thoperbonus, Pandorinellina steinhornen- gjithë zonës së Korabit. sis miae, Ozarkodina excavate (fig.12).

Figura 12. (1) Polygnathus serotinus, (2) Polygnathus nothoperbonus, (3) Icriodus steinahensis, (4) Icriodus., sp., (5) Pelekysgnathus serratus

Gëlqerorët krinoidikë të këtij niveli me mobilistike drejt Buflit në një pako gëlqer- kontributin e kolegut Dr. Vangjel Qirici dhe orësh pllakorë më tepër me ngjyrë gri me në bashkëpunim me profesorë çekë u për- trashësi rreth 35 m, sipër serisë Verrukano caktua Scyphocrinites elegans, një formë vendosen rreshpe argjiloro-mergelore, dhe tipike kjo për kufirin Silurian/Devonian. gëlqerorë pllakëhollë të ndërthurur pjesër- Lidhur me këtë theksojmë se në 50 metrat isht edhe me stralle, facie kjo tipike për e sipërm prerja është e përmbysur me çka kërkimin dhe gjetjen e konodontëve. vërtetohet edhe gjetja e nivelit krinoidik Në pjesën e gëlqerorëve të ndërthurur dhe shfaqja e Pragianit. me stralle në disa prova u gjet konodonti Në këtë mënyrë edhe kjo prerje si shumë zonal Paragondolella polygnathiformis i të tjera të Zonës së Korabit apo të nënzo- moshës Karniane (T3). Në përgjithësi tre- nave përkatëse, me anën e konodontëve va e Muhurit me një përhapje të konsid- është deshifruar e diferencuar imtësisht. erueshme të Formacionit të rreshpeve të Në studimet e mëparshme prerja në fjalë Muhurit, është konsideruar si e moshës është paraqitur në përgjithësi si Silurian- paleozoike e kryesisht Siluriane (edhe në Devoniane. sajë të studimit të graptoliteve nga P. Pash- d. Një element i veçantë i panjohur më ko). Konstatimi i Karnianit në territorin e parë në këtë n/zonë është prania e Tria- përshkruar më sipër është jo vetëm një sikut të Sipërm (Karnian) në hapësirën dokument i veçantë stratigrafik, por shtron Muhur - Bufel - Selishtë (Fig.13). pikëpyetje edhe për paleogjeografinë e N/ Zonës së Muhur-Çajës. Në prerjen e realizuar gjatë rrugës auto-

105 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Figura 13. (1) Triassospathodus spathi, (2) Chiosella timorensis, (3) Paragondolella polygnathiformis

Zona tjetër tektonike, ku konodontët kanë terin e kontaktit midis plagjiograniteve dhe dhënë kontribut me shumë vlerë është formacioneve sedimentare përreth, krye- Zona e Gashit. sisht gëlqerorë, por edhe facie rreshpore. Nga fundi i viteve ’80 autori i këtij botimi Nga vrojtimet fushore u arrit në përfundi- sëbashku me kolegët e Ndërmarrjes Gje- min se kontakti në fjalë ishte i karakterit të ologjike të B.Currit (me prof. Jakup Hox- nxehtë. Kjo do të thoshte se plagjiogran- hën) u angazhua në sqarimin e problemeve itet ishin më të vonshëm se sa sedimenta- të stratigrafisë të kësaj zone dhe sigurisht rët e atyshëm. edhe të gjeologjisë në përgjithësi. Në këtë situatë u morën kampione për kon- Më kryesorja për të sqaruar ishte marrëd- odontë në prerjen e quajtur Kershi i Kocaje hënia e Masivit Plagjiogranitik të Trokuzit (fig. 14), ku zhvishet një pako gëlqerorësh me formacionet rrethuese sedimentare. pllakorëhollë. Për fatin e mirë nga këta Lidhur me moshën e plagjiograniteve ka gëlqerorë u përftua forma Pterospatho- pasur mendime të ndryshme duke i spostu- dus amorphognathoides (fig. 14), e cila ar nga Paleozoi e deri në Kretak. Kontributi vërteton pa mëdyshje moshën nga fundi i I stratigrafisë (nëpërmjet konodontëve) do Silurianit të poshtëm – fillimi i Silurianit të të dilte në pah duke sqaruar së pari karak- sipërm.

Figura 14. (1,2,3) Plectospathodus amorphognathoides

106 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Duke vazhduar punën në këtë zonë u edhe të ngjyrës rozë dhe të krahasimit morën prova për konodontë dhe në zh- me zhveshje të tilla si ajo e Kçirës, i kanë veshje të tjera e sidomos në Dobërdol dhe quajtur me moshë të Han - Bulogut, d.mth në Qafën e Ali Çelës. Faciet karbonatike të kryesisht Triasik i Poshtëm (ose sikurse e këtyre zhveshjeve vendosen sipër plagjio- kanë quajtur gabimisht Verfenian) - Triasik graniteve dhe në këta karbonate, ndonëse i Mesëm (deri në Anizian). me ruajtje jo shumë të mirë, është gjetur Fauna e konodontëve që rezultoi me bollëk një Triassospathodus i moshës Permiane. (fig.15) nga provat e kësaj prerjeje, vërtetoi Pra sipas situacionit gjeologjik të paraqi- një ndryshim shumë të madh duke dhënë tur dhe marrëdhënieve plagjiogranite/ me shumë saktësi moshën Noriane, madje sedimentarë, del se mosha e plagjiogran- deri në Retian. Ndryshimi kaq i theksuar i iteve në një situatë të përafërt ndodhet në moshës në këtë prerje (nga Han-Bulog në diapazonin Devonian (ose fundi i Silurianit) Norian-Retian) ka qenë një dukuri shumë -Permian. e veçantë. Sipër facieve karbonatike të Ali Çelës ven- Format konodontike janë të shumta dhe doset transgresivisht seria e famshëme me ruajtje shumë të mirë. Mund të për- Luma (ose Verrukano) e cila nuk lë më menden disa nga specie nga poshtë – lart shteg për interpretime të tjera. (stratigrafikisht): Konkluzione “bombastike” ka dhënë fauna - Epigondolella spatulata, E, postera, e konodontëve në Zonën e Vermoshit. Norigondolella steinbergensis, N. halstat- a. Rezultatet më interesante i ka ofruar tensis e pastaj më lart N. steinbergensis, prerja e Seferçes, e ndodhur afër kufirit me N.navicula, Epigondolella abneptis, E. Malin e Zi. Të gjitha punimet e mëparshme quadrrata, E. triangularis e shumë të tjera (Gjata Th., etj,1987) gëlqerorët e kësaj (fig. 15) prerjeje me trashësi mbi 120m për arsye

Figura 15. (1) Epigondolella spatulata, (2,3) E.postera, (4) Norigondolella navicula, (5) N.steinbergensis

107 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

E veçanta plus në këtë prerje është gjetja e në këtë prerje janë gëlqerorët pllakorë, Oncodella paucidentata në pjesën më të strallet e tij të mikrorrudhosur fuqimisht. sipërme të saj dhe dokumentimi për herë Nga ana stratigrafike janë evidentuar La- të parë i katit Retian. diniani i Sipërm me anën e Budurovig- Në prerjen në fjalë nuk mungojnë as nathus mungoensis, dhe mandej më lart fenomenet e tektonikës që vërehet në Karniani me anën e Paragondolella polyg- trashësinë rreth 100 m të saj. nathiformis, P. auriformis, Metapolyg- Në mënyrë të hollësishme kjo prerje është nathus nodosus etj., kurse më lart akoma përshkruar nga autori në një botim të her- në Norian janë evidentuar Epigondolella shëm të tij (Meço S., 2005). triangularis, E. abneptis, E. spatulata, Misikella hernsteini etj. (fig. 16). Prerja e Seferçes konsiderohet si një nga bumet më të fuqishëm i konstatuar me Në këtë mënyrë prerja e Mojanit (fig. 16) anën e konodontëve. deri në fillim të viteve ‘2000 krejtësisht memece, dhe e panjohur ka vërtetuar pra- b. Një prerje tjetër jo shumë larg nga Se- ninë koseguente të një Triasiku të Sipërm ferçe (po në Zonën e Vermoshit) dhe e pa pelagjik, fenomen ky jo vetëm me rëndësi trajtuar fare më parë, është prerja e Moja- të konsiderueshme stratigrafike, por edhe nit e karakterizuar veç të tjerave edhe nga me vlera për interpretime paleogjeo- rrudha të shumta. Faciet më të zhveshura grafike.

Figura 16. (1,2) Paragondolella inclinata, (3,4) P. tadpole

Duke shkuar drejt perëndimit të Al- kohësh që nga Nopça dhe Arthaberi (1929, banideve, do të flitet për ndryshimet që 1908, 1911 etj.) me anën e amoniteve. kanë ndodhur nga përdorimi i konodontëve Futja e konodontëve në përdorim filloi në Zonen e Mirditës. nga mesi i viteve ’90 të shekullit të kaluar Në Zonën e Mirditës kontributi i kon- nga autori i këtij punimi në bashkëpunim odontëve ka qenë i rëndësishëm për de- me Departamentin e Shkencave të Tokës pozitimet triasike pelagjike të cilat kanë një të Universitetit të Milanos. Lidhur me kon- përhapje të konsiderueshme. tributin e përbashkët konodontë - ammonite tashmë është botuar më parë (Mut- a. Prerja klasike shumë e njohur është ajo e toni etj. 1996, 1997) Sidoqoftë këtu më Han-Bulogut të Kçirës (fig. 17). poshtë paraqiten katër figura konodontësh Prerja në fjalë është e njohur prej shumë nga kjo prerje. (Mutoni etj. 2005).

108 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Figura 17. (1,2,3) Paragondolella hanbulogi, (4) Neogondolella shoshonensis

Por kontributi i konodontëve në këtë zonë E veçanta e këtushme është se në Kçirë nuk nuk ka qenë vetëm për facien e Han-Bu- është vetëm prerja klasike e Han-Bulogut, 1 logut (T1- T2 ). Prerjet ku janë futur kon- por aty shfaqen edhe formacione të T3, odontët në përdorim janë disa. krejt ndryshe nga të parat. Kjo do të thotë b. E para prej tyre mund të përmendet ajo se kjo situate tektonike është e ndërlikuar e Përroit të Kçirës, e ndodhur afër prerjes dhe ka nevojë për interpretime klasike të Han-Bulogut, por me marrëd- c. Një tjetër prerje me shumë vlera stri- hënie tektonike. Faciet e prerjes në fjalë grafike e gjeologjike është ajo e Mirakës janë karbonatike (gëlqerorë pllakorëhollë e në afërsi të Librazhdit. Në literaturën shtresëmesëm), por edhe silicorë. Trashë- e mëparshme kjo prerje është konsid- sia e kësaj prerjeje shkon deri 60m. Kon- eruar Triasike në përgjithësi. Futja e kon- odontët që vërtetojnë moshën karnian- odontëve në përdorim solli hollësi të kon- noriane janë: Paragondolella polygnathi- siderueshme. formis, P. tadpole, P. foliate foliate, Meta- - së pari prerja nuk është Triasike në polygnathus slovakensis, Epigondolella përgjithësi, dhe pjesa më e poshtme e saj postera etj. (fig.18). është e Triasikut të Mesëm dhe përfaqëso- het nga rreshpe kloritike e pjesërisht Kar- bonate. -së dyti ajo që është më e rëndësishme është deshifrimi i dy kateve të Triasikut të Sipërm: Karnianit dhe Norianit. Faciet prerzantuese janë karbonatet shpesh të ndërthurura edhe me stralle dhe në pjesën e sipërme janë intensivisht të rrudhosur. Format (specie) konodontike që mund të përmenden janë: • për Karnianin: Paragondolella polygnathiformis, P.auriformis, Metaplogna- thus nodosus e ndonjë tjetër (fig. 19). • kurse për Norianin mund të përmenden: Figura18. Ochardella cf. multidentata Epigondolella triangularis, E. abneptis, E. spatulata, Misikella hernsteini e ndonjë tjetër.

109 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Figura 19. (1) Epigondolella abneptis, (2) E. spatulata d. Sikurse është theksuar edhe më lart autori është ajo e Linit, në afërsi të Pogra- në zonën e Mirditës ka shumë zhveshje e decit. Facialisht kjo prerje nga pamja është prerje ku konodontët kanë peshë të rëndë- e ngjashme me atë të Kçirës, por edhe me sishme, por në këtë kuadër ekziston edhe karakteristika të veçanta. Karbonatet që një rast tjetër i veçantë, ai i Grykës së zhvishen këtu ose janë shtresë – hollë e Vanave drejt zonës së Korabit (n/zona e mesëm ose (sidomos në pjesën e poshtme) Gjallicës). Triasiku i Gjallicës në përgjithësi janë të karakterit copëzor që ndryshe janë është shtresëtrashë e neritik dhe pranohet quajtur debris – flow. Pjesa më e madhe e si i (T3), por jo kudo është kështu. prerjes (> 40m) është e moshës së Anizi- Gjatë rrugës automobilistikedrejt Kukësit, anit të Poshtëm – të Mesëm (Egjejan, Bi- në buzën e lumit të Topojanit (ose Lumës?) tinian e deri në Pelsonian). zhvishet një pako disa metroshe gëlqer- Fauna e konodontëve që ka vërtetuar këto orësh shtresë mesëm e ndërthurur me mosha ka qënë e bollshme dhe me ruajtje efuzivë (jo fort e trashë) (Meço S., 2010). të mirë. Pikërisht në tavanin e këtyre gëlqerorëve Një ndër format më të shumta (e gjetur në e në kontakt me ata neritikë u gjet Budu- shumë prova) është Chiosella timorensis rovignathus diebeli, formë tipike e tavanit dhe bashkë me të janë ndeshur: të Ladinianit. Pra ajo që ka rëndësi është - Triassospathodus homeri, T.spathi, se Triasiku i strukturës së Gjallicës nuk Neogondolella regale, Paragondolella është vetëm i (T ). Veç kësaj në anën e 3 bulgarica, P. bifurcate, P. hanbulogi, Gla- majtë (sipas rrjedhjes së lumit) zhvishen dygondolella tethydis, Nicoraella kockeli e edhe faciet e Han-Bulogut me prezantimin shumë forma të tjera. e Triassospathodus homeri, formë tipike e bazës së Anizianit. Pra nga këto të dhëna Gjatë prerjes, mbas një intervali të mbulu- rezulton se struktura e Gjallicës nuk ndër- ar (rreth 3-4m) zhvishet një pako 10 metroshe gëlqerorësh nyjorë dhe stralle diagjen- tohet vetëm nga gëlqerorët neritikë të (T3), por pjesë të prerjes janë edhe gëlqerorët e etike. Kjo pako është e varfër në konodontë karakterit të Han-Bulogut e madje edhe të por sidoqoftë aty janë ndeshur: Ladinianit efuzivo-karbonatik. - Neogondolella constricta cornuta, Para- Këto të dhëna kanë vlerë edhe për një in- gondolella excels dhe afër majës së prerjes terpretim paleogjeografik të kësaj N/Zone. është ndeshur Triassospathodus newpas- sensis (fig.20). e. Një ndër prerjet e fuqishme të kësaj zone Fauna e sipërpërmendur shtrihet nga Aniz- dhe e studiuar shumë vite më parë nga

110 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. iani i Sipërm deri në Ladinian, por nuk për- munguar tërësisht, me përjashtim të jashtohet edhe fillimi i Karnianit(?). ndonjë fragmenti amoniti i gjetur nga Prof. Në të kaluarën të dhënat faunistike kanë V. Melo.

Figura 20. (1,2) Chiosella timorensis, 3,4- Nicoraella germanica

Në zonën e Mirditës janë studiuar edhe Magjypit, Maknorit, Lunikut, etj. Për të shumë prerje e zhveshje të tjera, ku kon- mos e ngarkuar më shumë materialin , nuk odontët gjithashtu kanë pasur peshë të po jepen speciet e konodontëve për se- rëndësishme. Të tilla janë prerjet e Qer- cilën prej tyre (fig.21). retit, Kishaxhi, Porav, Miliska, Prroi i

Figura 21. (1) Neogondolella bulgarica, (2) Mockina bidentata, (3) Epigondolella primitia, (4,5) Epigondolella, bidentata, (6) Misikella hernsteini

111 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Duke dalë nga zonat e brendshme dhe esa pothuajse e plotë e silicorëve duke shkuar drejt perëndimit të Al- Konodontët kanë vërtetuar moshën e banideve, në zonat e jashtme të tyre, së Norianit të poshtëm (?) – të mesëm dhe pari zona që është prekur më tepër është nga format karakteristike mund të përmen- ajo e Cukalit. den: a. Në këtë zonë prerja më tipike është ajo - Norigondolella navicula, N. steinbergen- e Fesekut. sis, N. hallstattensis, Epigondolella pos- E veçanta e saj është se depozitimet tria- tera, E. abneptis etj. (fig. 22). sike vendosen me diskordancë mbi gëlqer- Trashësia e prerjes është rreth 60m dhe në orët brekçiozë me fragmente fuzulinidësh mënyrë të hollësishme është përshkruar në të Permianit (?). punime të mëparshme të autorit (Meço S., Triasiku përfaqësohet nga gëlqerorë plla- 2005). Pak më në veri të Fesekut ndodhet korë- hollë - mesëm në të cilët veç të tjer- një prerje relativisht jo potente – ajo për- ave ndeshen edhe bivalvorë pelagjike, një roit të Pikut e përfaqësuar nga gëlqerorë tregues ky i kushteve detare pelagjike. Një më tepër në të kaftë, por me konodontë të tjetër veçori e kësaj prerjeje është mung- ruajtur shumë mirë. Mosha është Ladinia- no-Karniane.

Figura 22. (1) Norigondolella navicula, (2,3) Mockina postera b. Ndër prerjet e veçanta është ajo e e kësaj prerjeje është se me anën e kon- Omaraj me trashësi rreth 90 m, por nga odontëve është dhënë diapazoni moshor këto më shumë se 70 m janë shkëmbinj nga Aniziani, Ladinian(?) e më tej Karnian efuzivë. Në pjesën më të poshtme të tyre e akoma më tej Norian. Si forma që vërte- ndeshen linza gëlqerorësh, në të cilat është tojne Karnianin janë: gjetur Neogondolella bulgarica, Paragon- - Paragondolella polygnathiformis, P.au- dolella hanbulogu dhe P. bifurcata.t e riformjis, P.foliata foliate, kurse më lart moshës Aniziane. Pjesa më e sipërme e për Norianin janë gjetur: Metapolygna- prerjes përfaqësohet edhe nga gëlqerorë thusn primitius, Epigondolella spatulata, pllakorëhollë pelagjikë, por edhe nga nyje E.abneptis, E. multidentata, E.postera etj. e ndërshtresa silicorësh. Pra e veçanta (fig.23).

Figura 23. (1) Paragondolella foliate, (2) P.polygnathiformis-P.noah, (3) Epigondolella abneptis

112 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. c. Një prerje tjetër e kësaj zone që ka ofru- faqësuar nga: ar konodontë të rëndësishëm është ajo e -Budurovignathus diebeli, Gladigondolel- Ndërgurasit. la G. malayensis (të dyja Ladinian) dhe Prerja në fjalë është e moshës Ladiniane - më lart Norigondolella steinbergensis, N. Karniane(?) – Noriane e poshtme – mesme. navicula, Metapolygnathus slovakensis, Faciet kryesore janë kryesisht gëlqerore Epigondolella postera, E. abneptis etj., që pllakorë, por edhe brekçiozë dhe arrijnë vërtetojnë moshën nga Karniani e deri në trashësinë rreth 120m. Norian të Mesëm (fig.24). Fauna konodontike vërtetuese është e për- Në studimet e mëparshme këto të dhëna nuk ekzistonin fare.

Figura 24. (1) Metapolygnathus slovakensis, (2) Epigondolella bidentata d. Një prerje shumë e bukur e kësaj zone Norianin prezantohen Metapolygnathus është ajo e Zbuqit, me trashësi rreth pseudoechinatus, Norigondolella stein- 115m. Faciet dominuese janë rreshpet, tu- bergensis etj. fitet, radiolaritet, gëlqerorët pllakorëhollë, E gjithë prerja në fjalëmë përpara ka qenë fragmente të debri flow etj. e pa deshifruar stratigrafikisht, nominuar Fauna e dokumentuar e konodontëve fillon vetëm si Triasike dhe kaq. nga Anizian i Poshtëm (Triassospathodus Në këtë zonë sigurisht ekzistojnë edhe germanicus), Paragondolella bifurcate, P. prerje të tjera ku janë bërë deshifrime të hanbulogi, P. bulgarica, Nicoraella kock- rëndësishme me anën e konodontëve. Të eli, etj (Anizian i Sipërm) (fig.25), Paragon- tilla janë Ura e Shtrenjtë, Katundi Vjetër dolella polygnathiformis (Karnian) dhe për (në afërsi të Rubikut) etj.

Figura 25. (1) Paragondolella tadpole, (2,3) Epigondolella primitia

113 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Duke ecur drejt perëndimit të Albanideve sisht nga gëlqerorë pelagjikë shtresëhollë – kalohet në atë që quhet Zona Krasta. mesëm dhe pjesërisht nga silicorë. Në punime të mëparshme (Meço & Aliaj, Nga ana moshore janë diferencuar Karniani 2000) zona Krasta është ndarë si njësi tek- (me nënkatet e tij) dhe Noriani (gjithashtu tono - paleogjeografike më vete, veçmas me dy nënkate). Konodontët janë të shum- nga zona e Cukalit. Argumentimi për një të dhe me ruajtje shumë të mirë. ndarje të tillë është dhënë në punimin e Për Karnianin mund të përmënden: Para- sapo përmendur. gondolella polygnathiformis, P. tadpole a. Prerja kryesore e studiuar në këtë zonë P.tadpole - P.noah, P. noah etj. me anën e konodontëve është ajo e Gurit Për Norianin mund të jepen: P. noah - te Zi (Meço, S., 1999; Muttoni et al., 2005) P.carpathica, Metapolygnathus nodosus, Në punimin e dytë të sapo cituar ka patur Epigondolella primitia, E. abneptis, E. dy objektiva: manjetostratigrafia dhe bio- abneptis - spatulata, E. multidentata etj. stratigrafia. Studimi manjetostratigrafik (fig.26). është realizuar në bashkëpunim me De- Padyshim polariteti magnetik në këtë pre- partamentin e Shkencave të Tokës (Univer- rje është me shumë vlerë jo vetëm për siteti i Milanos). këtë prerje, por për Triasikun e vonshëm Prerja në fjalë facialisht përfaqësohet krye- në përgjithësi në rang global.

Figura 26. (1,2) Paragondolella polygnathiformis, (3) P.tadpole, (4) P.noah, (5) P.polygnathiformis, (6) Metapolygnathus nodosus,7-Epigondolella primitia, (8) E.abneptis

114 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. b. Prerje tjetër e kësaj zone është ajo e Kar- tuar nga ; mës. - Paragondolella tadpole, Facialisht prerja në fjalë dominohet nga kar- P.polygnathiformis, dhe P. auriformis (fig. bonate, nga gëlqerorë pllakorëhollë e deri 27). në masivë, kurse në bazën e saj prezanto- Më përpara prerja e Karmës ose nuk ishte het nga gëlqerorë shtresëhollë-mesëm me trajtuar fare, ose ishte menduar si thjesht përmbajtje bivalvorësh pelagjikë. Moshat triasike. e konstatuara janë Ladiniani i dokumen- Pjesa më e sipërme e prerjes përfaqësohet tuar nga prania e Paragondolella foliate nga radiolarite të Jurasikut, kurse Trashësia inclinata dhe mandej Karniani i dokumen- konodontike e prerjes arrin mbi 30m.

Figura 27. (1) Paragondolella tadpole, (2) Paragondolella folliata inclinata

Kontributi dhe pesha e konodontëve në a. Ndër prerjet e para që është studiuar stratigrafinë e Shqipërisë nuk është vetëm me imtësi ka qenë ajo e Ndërlysaj (një në prerjet e lartpërmendura, por edhe në fshat tepër piktoresk në bregun e djathtë shumë zhveshje e pika të tjera të këtyre zo- të lumit të Shalës e me njerëz të mrekul- nave, gjetja e të cilave ka ndihmuar shumë lueshëm). në sqarimin e situatave të ndryshme gje- Prerja e botuar edhe vite më parë (Mtton ologjike. et al. 1997) facialisht karakterizohet nga Zona e Alpeve Shqiptare prania e Han - Bulogut, mandej nga gëlqer- orë nyjorë të të ashtuquajturit fm.Gjuraj Kjo zonë ka tërhequr vëmendjen jo vetëm dhe më sipër përsëri nga gëlqerorët e Han- të autorit të këtij shkrimi, por edhe të një bulogut. Nga ana moshore me anën e ko- bashkëpunimi mbi 20 vjeçar me Departa- nodontëve (por jo vetëm) është vërtetua mentin e Shkencave të Tokës të Univer- prania e Anizianit (Palsonianit - Anizian i sitetit të Milanos e sidomos me Profesorin Mesëm) dhe në krye e Ilirianit (Anizian i e shquar të atij departamenti Maurizio Sipërm). Gaetani, por edhe me specialiste të tjerë të shquar si Alda Nicora, Giovanni Muttoni Konodontët kryesorë kanë qënë: etj. - Paragondolella bulgarica, P. bifurcate, Bazuar në karakteristikat faciale e jetësore P.budurovi, P.hanbulogi, P.praeszaboi, të gjallesave konodontmbartëse, sigurisht Triassospathodus germanicus, Nicoraella që vëmendja ka qenë e përqendruar në N/ kockeli, Neogondolella cornuta, Paragon- Zonën e Valbonës. Është punuar gjatë në dolella liebermanni e mjaft të tjera (fig. territorin e Thethit e të Lumit të Shalës, 28). por shumë më tepër në trevën e Dukagjinit Nga pikëpamja sistematike e konodontëve gjatë rrjedhjes së lumit Kir e përreth tij. por edhe ajo faciale, prerja e Ndërlysajve është gati identike me atë të Kçirës.

115 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Figura 28. (1) Paragondolella excelsa, (2) Neogondolella cormuta, (3) Neogondolella bifurcata b. Në afërsi të Qendrës turistike të Thet- chenstein, e përhapur sidomos në Alpet hit është kryer një prerje shumë e rëndë- Jugore të Italisë, në Dinaridet etj. Trashësia sishme. Ajo u realizua me spostime për ar- e kësaj facieje shkon deri në >80m dhe nga sye të relievit të aksidentuar dhe arrin deri ana moshore i përket Ladinianit e vërtetu- në trashësi 500m. Nga ana litostratigrafike ar nga prania e Nicoraella kockeli,, Para- këtu fillohet me Fm. Gjuraj (me trashësi gondolella bifurcate, P. hanbulogi, Pilam- rreth 40m) (shih Gaetani et al., 2015) dhe mina densa etj. më sipër vjen facia e njohur me emrin Bu-

Figura 29. (1) Neogondolella bifurcate, (2) Paragondolella liebermanni, (3) Nicoraella kockeli, (4) Budurovignathus diebeli

116 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Më lart në prerje vjen Fm. potent i Thehit Sipër Fm. në fjalë përhapet facia “Buchen- me trashësi mbi 300 m dhe me moshë të stein” e përfaqësuar nga gëlqerorë nyjore Ladinianit të Sipërm. Faciet në përgjithësi dhe silicore. Ky term (facia në fjalë) nuk ka janë karbonatiko shtresë hollë, shpesh qenë i njohur në literaturën stratigrafike edhe të tipit slumping. E gjithë - pre shqiptare, por emërtimin dhe përhapjen e rja pelagjike e Thethit në pjesën më të ka marrë nga Alpet Jugore të Italisë, Aus- sipërme (në tavan) të saj kalon tashmë në trisë, Dinaridet etj. Trashësia e kësaj facie facie neritike tip dolostone që pa dyshim në këtë prerje arrin deri në >70 m. Kufijtë i përkasin Triasikut të Sipërm. Nga format stratigrafkë të saj janë të paqartë, por sido- më tipiken përfaqësuese të konodontëve qoftë mendohet se më tepër i takon bazës që kanë vërtetuar Ladinianin më të Sipërm së Ladinianit. janë: Budurovignathus diebeli, B. mun- Sipër kësaj facieje vendoset një pako e hol- goensis etj. (fig. 29). lë dolostonesh, që mandej kontakton me c. Një ndër prerjet e rëndësishme të Zonës gëlqerorët masivë dolomitikë (dolostonë së Alpeve është ajo e Gjurajve (në afërsi të masivë) të Triasikut të Sipërm. fshatit Gjuraj). Konodontët janë dominant në Anizian Nga ana moshore shfaqen Olenekiani, An- dhe kryesisht përfaqësohen nga: Paragon- iziani dhe më pak Ladiniani. Formacioni dolella bifurcate, P. bulgarica, P. hanbu- më i poshtëm është Fm.Palan, i cili i për- logi, Nicoraella kockeli, Triassospathodus ket Olenekianit edhe Anizianit. Ky forma- germanicus etj. Por ne ketë prerje janë të cion prezantohet me dy gjymtyre: 1 dhe shumtë edhe përfaqësuesit e mikrofaunës 2. Në bazën e gjymtyrit 1 dalin kryesisht e sidomos Meandrospira pusilla, M. di- konglomerate, kurse më lart kalohet në narica etj. rreshpe, mergele silicorë e deri në gëlqer- Në pjesën e sipërme të facies Buchenstein orë nyjorë, që i takojnë më tepër gjymtyrit ka qenë me shumë rëndësi gjetja e Budu- 2. rovignathus diebeli, B.mostleri dhe Para- Fm. më i zhvilluar është I ashtuquajturi Fm. gondolella foliate inclinata (fig.30). Gjuraj me tre gjymtyrë dhe arrin trashësi- Në të gjitha botimet e mëparshme prerja në 125m. Në këtë Fm. dominojnë gëlqer- e Gjurajve paleontologjikisht ka qenë e pa orët nyjorë, por edhe kalkarenite e lloje të deshifruar dhe është folur thjesht për një tjera shkëmbinjsh. Triasik të Mesëm.

Figura 30. (1) Paragondolella hanbulogi, (2) Nicoraella kockeli, (3) Paragondolella bifurcata, (4,5) Budurovignathus mungoensis

117 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. d. Qershia mbi tortë në Zonën e Alpeve Pikërisht konodontët u gjetën në tre është Prerja e POGUT. prova të gëlqerorëve pllakorë hollë dhe Ky emërtim dhe vlerësim për prerjen në përfaqësohen nga: Mesogondolella oma- fjalë jepet për faktin sepse pikërisht këtu nensis, Jinogondolella sp.,J. altudaensis e dokumentohet për herë të parë Permiani ndonjë tjetër (përcaktime të Prof.Ch. Hen- dhe lidhja e tij me Triasikun (fig. 31). derson, Universiteti i Calgary i t, Kanada). Prerja në fjalë ka qenë objektivi i studi- Format në fjalë kanë vërtetuar për herë të meve tona për evidentimin e kësaj moshe parë praninë e kateve Roadian, Wordian dhe mundësisht edhe i marrëdhënieve me dhe Capitanian, të cilët që të tre i përkasin Triasin. I vetmi informacion mbi praninë e seksionit të Guadalupianit, pra Permianit Permianit në këtë zonë është ai i vitit 1981 të Mesëm. nga A. Pirdeni mbi praninë e Hemigordius Por krahas konodontëve nëpërmjet mik- renzi. rofacieve janë ndeshur edhe alge të gru- Trashësia reale e kësaj prerje i kalon 200m pit Tubiphytes dhe incertae sedis të tjera. dhe është ndjekur gjatë anës së majtë të Ndeshen gjithashtu edhe foraminiferë (jo lumit Kir, gjatë rrugës automobilistike që të grupit të fuzulinideve) si Climacamina, shkon për në Plan. Textularia, Hemigordius renzi etj. Fuzulin- idet në përgjithësi kanë qenë të rrallë, por Gjeologjikisht ajo në bazën e saj kontakton nukështë se kanë munguar fare (janë gje- tektonikisht me rreshpet e Zonës së Cuka- tur p.sh. Neoschwagerina sp., Verbeekina lit. sp., Afghanella tumida etj.). Por sigurisht Faciet që shfaqen dhe janë ndjekur hap ato që përcaktuan Permianin e këtushëm pas hapi janë rreshpet argjilore, mergelet, janë konodontët. Në këtë mënyrë në zo- gëlqerorë të ndërthurur me mergele dhe nën e Alpeve Shqiptare është dokumentu- argjila, kalkarenite, por edhe konglomer- ar prania e sistemit Permian (madje Perm- ate. Gëlqerorët pllakorë hollë që janë edhe ian i mesëm). Sistemi Permian me facie më interesantë për konodontët janë të detare është vërtetuar vetëm në këtë zonë rrallë. të Albanideve dhe nuk është i pranishëm Në përgjithësi në evolucionin e tyre (Kem- (të paktën deri sot nuk është vërtetuar) në brian – Triasik), gjatë Permianit gjallesat ko- asnjë zonë tjetër. nodontmbartëse kanë qenë në krizë (Meço Litostratigrafikisht prerja e Pogut -ndër S., 2011). Duke pasur parasysh këtë dukuri tohet kryesisht nga formacioni i Pogut globale, grupi ynë i punës ka qenë tepër i (Gaetani M., et al. 2015), kurse në pjesën kujdesshëm për evidentimin e gëlqerorëve e sipërme të prerjes formacioni është i pa pllakorë hollë ku mund të ndeshnim edhe përcaktueshëm. Permiani në tavanin e vet konodontët. Kjo për arsyen e vetme sepse në këtë prerje kontakton me një Triasik vetëm ky grup fosilesh mund të hidhte konglomeratik, i cili nuk përmban fosile. dritë mbi praninë ose jo të Permianit.

118 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Figura 31. (1, 2, 3) Mesogondolella omanensis, (4) Jinogondolella sp., (5, 6, 7, 8) Jinogondollella altudaensis

Në figurën e mëposhtme (fig.32) tregohet skema e zonave gjeologjike , ku është zbatuar analiza konodontike

Figura 32. Skema e Zonave (dhe N/Zonave) gjeologjike në pjesën veriore të Albanideve (sipas Meço S., 2010, e modifikuar). Germat (a, b, c) tregojnë prerjet e studiuara me anën e konodonteve sipas zonave apo N/Zonave përkatëse SPE - thyerja transver- sale Shkodër - Peje.

119 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Përfundime kropaleontologjike me të gjitha pajisjet 1. Përfundimi kryesor nga ky studim është e nevojshme në FGJM për ti shërbyer se konodontët janë një grup nga më të gjithë vendit. rëndësishmit për stratigrafinë për dia- 4. Duhet të ruhen me kujdes të gjitha pazonin moshor Ordovikian – Triasik. koleksionet e grumbulluara deri sot nga 2. Në të ardhmen duhet të përgatiten të autori i këtij studimi dhe të vihen në paktën dy specialistë të rinj; njëri për përdorim të specialistëve të ardhshëm. depozitimet Paleozoike dhe tjetri për 5. Të gjitha koleksionet e faunës së kon- ato Triasike. Përgatitja e tyre duhet të odontëve te mbledhura dhe përpunuar inkuadrohet në fushën e paleontologjisë gjatë më shumë se 30 vjet punë të au- dhe kjo mund të realizohet jashtë ven- torit, ndodhen në Kabinetin e Paleon- dit. Vendet më të përshtatshme për tologjisë në Fakultetin e Gjeologjisë dhe këtë qëllim janë Italia, Gjermania dhe të Minierave (FGJM). Austria, pa përjashtuar edhe vende të 6. Këto koleksione mendoj se janë një pa- tjera, që kanë një traditë te gjatë në këtë suri e çmuar për brezat e ardhshëm e fushë. sidomos të atyre që mund të vazhdojnë 3. Për realizimin e studimeve të tilla duhet studimin e këtyre fosileve. të funksionojë laboratori i analizës mi-

Literatura Arthaber G., von 1908. Ueber die Entdeckung von Untertrias in Albanien und ihre faunis- tische Bewrtung. Mitteilungen Wiener Geologische Gesellschaft, 1,245-289. Arthaber G. von 1909. Ueber neue Funde in den Untertrias von Albanien. Mitteilungen Wiener Geologische Geseeschaft, 2, 227-234. Arthaber G. von 1911. Die Trias von Albanien. Beitraege Paleont.Oesterreich u. Ungarn, 24, 169-277. Bignot G., Kodra A., Neumann M. and Pirdeni A. 1982. Le Permien supèrieur des Alpes Albanaises. Etuden prèliminaitre. C.R. Academie Sciences Paris, 295, 883-886. Gaetani M., Meço S., Rettori R., and Tulone A. 2014. The Permian and Triassic in the Albanian Alps. Preliminary note. Albertiana,41, 31-33. Gaetani M., Meço S., Rettori R., Chenderson Ch. M., and Tulone A. 2015. The Permian and Triassic in the Albanian Alps. Acta Geologica Polonica, 3, 271-295. Germani, 1997. New data on ammonoids and biostratigraphy of the classic Spathian Kçi- ra sections (Albania). Rivista Italiana di Paleontologia e stratigrafia, 103, 267-292. Gjata K., Theodhori P., Marku D., Pirdeni A., Kanani J., Dodona E., and Zeraj I. 1987. Stratigrafia dhe kushtet e formimit të depozitimeve triasike ne Albanidet lindore. Buletin I Shkencave Gjeogjike, 2., 79-90. Hauer F.v., 1888. Die Cephalopoden Bosnischen Muschelkalkes von Han Bulog bei Sara- jevi. Denkschriften der kaiserlichen Akademie der Wissenschaften, der mathematisch- naturwissenschaftlice Classe, 54, 1-50. Kodra A., 1986. Gjeologjia dhe perspektiva e mineraleve të dobishme ne rajonin Resk – Shishtavec. Disertacion, Fondi i ISPGJ – Tirane. Kozur H., and Wardlaw B.R., 2010. The Guadalupian conodont fauna of Rustaq and Wadi Wasit, Oman and a West Texaz connection. Micropaleontology, 56, 213-231. Meço S., 1968. Disa përfaqësues kryesore të faunes amonitike të Triasikut të mesëm në Shqipëri. Permbl. Studimesh, 8, 69-111.

120 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Meço S., 1989. Mbi përhapjen hapësinore dhe stratigrafike të biozonës Polygnathus serotinus Telford në zonën e Korabit. Bul.Shkencave Gjeologjike, 3,15-19. Meço S., 1991. Mbi karakterin mbulesor të strukturës së Malit të Korabit. Buletini i Shken- cave Gjeologjike,1, 30-35. Meço S., 1987. Konodontët e kufirit Silurian – Devonian në disa prerje të zonës se Korabit. Buletin I Shkencave Gjeologjike, 4. Meço S., 1988. Mbi moshen e facieve triasike në zonën e Korabit të përcaktuara me anën e konodonteve. Buletini i Shkencave Gjeologjike, nr.2. Meço S., 1988. Konodontet dhe stratigrafia e depozitimeve paleozoike dhe triasike të Zonës së Korabit. Disertacion, 276 pp., 65 figura, 7 tabela. FGJM, Tiranë. Meço S., 1999. Conodont biostratigraphy of Triassic Pelagic strata. Albania. Rivista Itali- ana di Paleontologia e Stratigrafia, 105, 251-266. Meço S., 2005. Upper Triassic conodonts and lithofacies from Albania. Geologica et Pal- aeontologica,39, 35-53. Meço S., 2010. Litho – biostratigraphy and the conodonts of Palaeozoic/Triassic deposits in Albania. Palaeontograhica, Abt. A, Palaeozoology – Stratigraphy, 290, 4-6, 131 – 197. Meço S., 2011. Konodontet dhe vlera e tyre ne stratigrafine e Shqiperise. Buletini i Shken- cave Gjeologjike, 2, 47-58. Meço S., Aliaj Sh., and Turku I., 2000. Geology of Albania,246 pp.Geobrueder Borntrae- ger. Berlin. Stuttgart. Melo V., 1964. Mbi praninë e Silurian - Devonianit në zonën e Korabit, B.U.SH.T., Seria Shkencat e Natyres,nr.2. Melo V., 1964. Mbi praninë e Silurian - Devonianit në zonën e Korabit. B.U.SH.T., seria Shkencat e Natyrës, Nr.4. Muttoni G., Kent DV., Meço S., Nicora A., Gaetani M., Balini M., Germani D., and Rettori R., 1996. Magneto-biostratigraphy of Spathian to Anisian (lover to Middle Triassic) Kçira Section, Albania. Geophysical Journal International, 127,503-514. Muttoni G., Kent DV., MeçoS., Balini M., Nicora A.,Rettori R., Gaetani M. and Krystin L., 1998. Towards a better definition of the Middle Triassic magnetostratigraphy and biostratigraphy in the Tethys Realm. Earth and Planetary Sciences Letters, 164, 285-302. Muttoni G., Meço S., Gaetani M., 2005. Magnetostratigraphy and Biostratigraphyof the late Triassic Guri Zi section, Albania:Constraint on the age of the Carnian – Norian boundary. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigraphia, 111, 2, 233-245. Nopcsa F., 1929. Geologie und Geographie Nordalbaniens mit Anhang von H.M. Mzik Beitraege zur Kartographie Albaniens nach orientalischen Quellen. Geologica Hungarica, Series Geologica, 3,1-704 Pirdeni A., 1981. Hermigordius renzi (Rreichel) në depozitimet e Permianit të Sipërm të rajonit të Gjurajt në zonën e Alpeve Shqiptare. Permbledhje Studimesh, 4, 65-73. Shehu V., Gjata Th., Pirdeni A., 1983. Rreth gjeologjisë të sektorit Curraj i Epërm. Buletini i Shkencave Gjeologjike, 4., 11-25. Sudar M., Jovanovic D. and Kolar-Jurkovsek T., 2007. Late Permian conodonts from the Jadar Block (Vardar Zone, Western Serbia). Geologica Carpathica, 58, 145-152. Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, 2003, map 1:50 000, sheet 6, Thethi. Shërbimi Gjeolgjik Shqiptar, 2011, map 1:50 000, sheet 10, Lekbibaj. Theodhori P., 1988. Kushtet e sedimentimit dhe evolucioni paleogjeografik mesozoik ne Nënzonën e Cukalit, 183 pp., Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, Tirana (unpublished).

121 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

Xhomo A., Kodra A., Xhafa Z. and Shallo M., (Eds), 2008. Gjeologjia e Shqipërisë. Strati- grafia, Magmatizmi, Metamorfizmi, Tektonika, Neotektonika, Evolucioni Paleogjeografik dhe Gjeodinamik, 464 pp, Shërbimi Gjeologjik Shqiptar, Tiranë.

122 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S.

CONODONTIC “REVOLUTION” IN STRATIGRAPHY Selam Meço

The study of conodonts in Albania began The other subzone where the conodontic in the second half of the 1970s of the last analysis has been successful, is that of the century, by the author of this paper mainly Korabi Mountain. The application of con- for the needs of compiling the geological odonts in this area starts with the Bjeshka e map of Albania. The stratigraphic value of Sheut and then continues with the section conodonts is very large (they are also com- of Avdanica, with that of the Rebie with pared with Ammonites in terms of their the Rrafshi i Korabit with the Slope and value) and for this reason, we have called the limestone range of Korabi Mountain, their application a “revolution”. and finally with the Fusha e Panaireve near The geological zones where the need to the Albanian-North Macedonian border. study the conodonts was greatest were the Based on the fauna of the conodonts, the internal ones (Korabi, Mirdita, Gashi), but scaly tectonic character of this structure also external ones such as Vermoshi, Alba- has been confirmed. The age argument nian Alps, Cukali, as well as Krasta. The de- in some of these sections (Bjeshka e She- posits where the study of these fossils was hut, Avdanica, Rebie, Rrafshi I Korabit) is of required were those of Paleozoic and Trias- the Middle-Upper Triassic, at a time when sic, because, as it is known, the lifespan of in the previous geological literature, due conodont-bearing creatures was from the to lack of fossils, all these sections were Cambrian to the Triassic, (not later). presented as Paleozoic. Korabi Mountain itself in the complex, including the Fusha The author’s efforts have been more fo- e Panaireve is documented (always accord- cused on the Korabi Zone, where the lack ing to the conodontic analysis) mainly as of other fossils was almost complete. The Devonian from (D ) to (D ). Based on the first sub-zone (of the Korabi Zone) was that 1 3 numerous identifications of conodonts of Kollovozi. The presence of the Ashgilian in the above-mentioned structures, the stage (the uppermost Ordovician) was first dominant genera have been Polygnathus, documented by the conodonts and with Palmatolepis, and many others. this finding, it was argued that below this level there should be documented in the The conodonts found in all these sections future other ages of the Paleozoic. Within have been abundant and relatively well this sub-zone is also the structure of Soro- preserved. All conodontic material is pho- kol Mountain, where the presence of Pri- tographed and processed in Milan and Vi- dolian (uppermost Silurian) was confirmed enna. for the first time by means of conodonts The third subzone of the Korab Zone is that (Kockelella variabilis…). of Muhur - Çaje. In this sub-zone, the spici- One of the most important discoveries was est sections, where the conodontic analysis was applied, are that of Miravec, Kalis, the documentation of Frasnian (D3) in the so-called tectonic window of Borje (near Muhur-Bufli, and some others. The most Shishtavec) which, by mistake in the past, interesting was the section of Miravec, in due to lack of fossils, was given the age which the ages from the Upper Silurian of Permian. All three of these arguments to the Lower and even Middle Devonian in the mentioned zone were discovered came out. In addition, at the Muhur-Bufel for the first time by means of conodonts. section towards Selishta, the presence of These are certainly not the only ones, but I (T3) (Carnian) was confirmed for the first believe it is not necessary to mention them time, which gives an argument for paleo- all. geographical interpretation. In the Kalis section, it was proved that the section is e-mail: [email protected] 123 Bul. Shk. Gjeol. (Nr. 1/2020) Meço S. constructed from Lohkovian-Pragian (Low- sections of this area that have completely er Silurian) deposits and is transgressively changed the situation: the section of Sefer- superimposed by the well-known Luma çe and that of Mojan. First, that of Seferçe, series (Verrukano). In many of the above- simply due to external similarity, has been mentioned sections, of course, there are misinterpreted with the age of Han - Bulog also tectonical phenomena, ascertaining (T2). The Conodonts confirmed the Norian, cases of inverted formations, but through even Rhaetian (T3) age. The dominant ge- this analysis, these cases have also been nus has been Epigondolella, but also many clarified. others. The other section, that of Mojan The Inner geological zone that has under- (which had not previously provided any pa- gone conodontic analysis is that of Mirdi- leontological records) also resulted in (T3), ta. The sections of this area that have been but rather Carnian. studied and have given very interesting The further Outer zone of the Albanides results are numerous. Among them can be is that of the Albanian Alps In this zone, mentioned the famous section of Kçira and there was the Permian / Triassic range, for then Miliska, Miraka, Lini, Qerret, Kishax- which, especially for Permian, there were hi, and many others. The ages verified in no (or were sporadic) data. The study of the context of these sections are within this area has been done for a long time the Triassic system starting from Spathian (over 20 years) in close collaboration with (Lower Triassic) to Carnian or even Norian the Department of Earth Sciences of the (Upper Triassic). The amount and storage University of Milan. The most valuable was of conodonts obtained from these sections the documentation of the Middle Permian are abundant and, in many cases, very with many conodonts, especially of the se- pleasing. The dominant genera have been ries of the genus Jinogondolella. Paragondolella, Triassospathodus, Epig- Another zone studied by means of con- ondolella, Misikella, and many others. In odonts was that of Cukali (its Triassic de- the illustrations that accompany the mate- posits). Here too, the sections have been rial in Albanian, there are many photos of numerous (Fesek, Zbuq, Ndërguras, Ura e these sections. Shtrenjtë, etc.). The Triassic of these sec- The other Inner Zone is Gashi. In this zone, tions is typically pelagic and has provided the spiciest problem has been that of the rich conodontic fauna. relations between the Plagiogranitic Mas- It was further passed to the Krasta Zone, sif of Trokuzi and the sedimentary forma- the main sections of which were that of tions around it. Conodontic analysis of the Guri i Zi and that of Karma. The first (Guri surrounding rocks confirmed the last age Zi)) has been studied not only biostrati- of the Lower Silurian - the beginning of graphically, but also magnetostratigraphi- the Middle Silurian (Pterospathodus amor- cally. On the basis of abundant conodonts, phognathoides). Noting that the contact the section age turned out to be Carnian- between plagiogranites and sedimentary Norian with the dominant genus Epigon- rocks where conodonts were found, is of dolella, but also many others. a hot nature, to some extent the age of Finally, the section studied by means of plagiogranites was confirmed. The discov- conodonts (of the same zone) is that of ery of conodonts in this area has been a Karma. On the basis of conodonts, this sec- considerable success because previously tion also resulted in the Carnian age(Para - there were almost not found paleontologi- gondolella, Epigondolella, etc.). cal data. In this way, the author of this study has Walking towards the outer zones of the concluded that the stratigraphic value of Albanides, the first that is included in the the conodonts in the Ordovician-Triassic study and that has been almost dumb range is considerable and therefore their from the paleontological point of view is study should continue in the future. the Vermoshi zone. Two have been the

124