PARATHËNIE

Në ditët e sotme ka pak njerëz që merren me kërkime në fushën e interpretimit sizmik, por dhe ata të paktë nuk kanë lidhje të drejtpërdrejta me të dhënat sizmike. Sipas të gjitha gjasave, interpretimi sizmik do të mbetet përherë truall i përbashkët i gjeologut dhe gjeofizikanit, edhe pse kohë më parë këto dy departamente eksplorimi, të quajtur gjeologë dhe gjeofizikanë, më së shumti, qëndronin në dy kampe të ndryshme, gati të polarizuara,

Sigurisht, prerjet sizmike janë përmirësuar mjaft dhe duken shumë herë më të ngjashme me prerjet tërthore gjeologjike. Interpretimet sizmike, së bashku me shumë teknologji të tjera bashkëkohore, si informatika p.sh., kanë ecur përpara me zhvillimet teknologjike nga pjesa dërmuese e specialistëve gjeofizikantë, gjithmonë në raport me bashkësinë e një personeli më të gjërë gjeologjik. Nuk ekzistjonë më prerje sizmike me 70% zhurmë dhe që interferojnë mbi ngjarjet parësore.

Por, çfarë kërkohet nga interpretuesi, në këtë situatë të re, i cili tashmë nuk është më domosdoshmerisht gjeofizikant? Më parë, detyra kryesore e interpretuesit gjeofizik ka qenë nxjerrja e të dhënave kryesore nga sfondi i zhurmave. Kjo nuk kërkonte shumë njohuri gjeologjike. Ndërsa sot, interpretuesi ka njohuri bazë të metodës sizmike dhe kufizimeve të saj dhe interpretimet e tij i kanë rrënjët, në principet bazë të gjeologjisë.

Ashtu si dhe më parë, interpretuesi duhet të ketë fillimisht njohuri të detajuara të metodës sizmike, në mënyrë që, si potenciali i metodës ashtu edhe kufizimet e saj të vlerësohen. Së dyti, ai duhet të ketë njohuri të plota gjeologjike, në mënyrë që të vlerësohet potenciali i plotë i metodës sizmike.

Për të përmbushur këto kërkesa, ky tekst është konceptuar dhe ndarë në tri pjesë. Pjesa e parë trajton fushat e njohurive që kërkohet të ketë çdo interpretues, përpara se të fillojë një interpretim; ndërsa pjesa e dytë trajton më gjerësisht, praktikat dhe teknikat e vetë interpretimit dhe pjesa e tretë, zbatimet e tyre në kushtet konkrete të vendit tonë, kryesisht për depozitimet terrigjene.

Një fjalë e urtë, që qarkullon ende ndër gjeologë është që, gjeologu më i mirë është ai që ka parë më shumë shkëmbinj. Kjo, ndoshta është e vërtetë edhe për interpretuesin. Interpretuesi më i mirë është ai që ka parë dhe interpretuar më shumë prerje sizmike.

PJESA E PARË

STRATIGRAFIA SIZMIKE DHE NDRYSHIMET GLOBALE TË NIVELIT TE DETIT

HYRJE

Stratigrafia sizmike është një ndër disiplinat e gjeoshkencës, që po rritet më shpejt. Konceptet bazë të reflektimeve sizmike ndaj shtresave të ndërmjetme dhe sinteza e sizmogramave nga sekuencat stratigrafike janë shpjeguar më shumë se 20 vjet më parë, por përdorimi rutinë i këtyre koncepteve duhet të priste për teknologjinë bashkëkohore elektronike. Vitet e fundit, cilësia e të dhënave sizmike ka qenë e përshtatshme për të interpretuar me përafërsi kushtet e rezervuarit dhe faciet depozituese.

Kjo disiplinë ka hedhur hapat e saj, përgjatë dy rrugëve të ndryshme. Njëra synon të përmirësojë informacionin stratigrafik, nëpërmjet analizës cilësore të reflektimeve. Kështu, variacionet në amplitudat e reflektimeve, vazhdimësia dhe përputhja përdoren për të grupuar rajone, në dukje të ndryshme. Rruga tjetër përpiqet të dyfishojë një sizmogramë, përmes modelimit numerik. Një model i koefiçientit të refleksionit të trashësisë, shpejtësisë, dendësisë dhe përthithjes së shtresës ndërtohet ose prej të dhënave të thellësisë ose prej imagjinatës së eksploruesit.

Hendeku informatik, midis asaj që ne vëzhgojmë në prerjet sizmike dhe çfarë kërkon më shumë gjeologjia, duhet të mbushet nga interpretuesi. Njohuria që kërkohet për këtë duhet të jetë e dyfishtë. Gjithsesi, një faktor kushtëzues është se litofaciet dhe tipet e shkëmbinjve nuk mund të përcaktohen direkt nga gjeometria e modeleve të korrelimit të reflektimeve. Për të përmbushur objektivat gjeologjike të saporadhitura, rekomandohet proçedura interpretuese e mëposhtme e përbërë nga tri-hapa:

(1) Analiza e sekuencave sizmike.

(2) Analiza e facieve sizmike.

(3) Analiza e ndryshimeve relative të nivelit të detit.

Njohuritë më të mira në petrofizikë, si dhe eksperimentimi i vazhdueshëm me teknikat e përpunimit mbështesin zhvillimin e stratigrafisë sizmike. Zhvillimi teknologjik i përfitimit të të dhënave, përmirësimi kryesisht i sinjaleve të frekuencave të larta, si edhe regjistrimet rutinë të refleksioneve të valëve tërthore, premtojnë të sigurojnë interpretime edhe më të sakta stratigrafike.

Analiza e ndryshimeve relative të nivelit të detit, qëndron në ndërtimin e hartave korrelative kronostratigrafike dhe të hartave të cikleve të ndryshimeve relative të nivelit të detit, mbi baza rajonale dhe duke i krahasuar ato me të dhëna globale.

I. INTERPRETIMET PRAKTIKE SIZMIKE

I.1. Mjeti Interpretues

Në momentin që prerjet e përpunuara sizmike vijnë në tavolinën e interpretuesit, hapi i mëtejshëm është interpretimi. Kërkesat dhe pajisjet aktuale, që nevojiten për të kryer një interpretim sizmik, të quajtura njohuri, janë shumë të thjeshta; disa lapsa me ngjyra dhe e fundit, por jo më pak e rëndësishme, një gomë fshirëse! Megjithatë, për të kryer një interpretim, në një mënyrë sa më frytdhënëse, duhet të plotësohen kërkesat e mëposhtme:

Së pari, një hapësirë të përshtatshme dhe një burim të mirë e të njëtrajtshëm drite. Interpretimet sizmike, për një punë të zakonshme zyre, kërkojnë dyfishin e dritës normale. Kjo është thelbësore për të siguruar se, prerjet sizmike mund të shihen me sy të lirë, gjatë periudhave normale të punës pa ndikuar në dëmtimin e tyre. (Fig. – 1). Megjithatë duhet thënë se, edhe me ndriçimin më të mirë, disa prerje sizmike provokojnë jo vetëm dëmtim të syve, por edhe dëmtim të trurit.

Së dyti, një tavolinë me madhësi të mjaftueshme, për të mundësuar shpalosjen e prerjeve dhe shtrirjen për një gjatësi prej të paktën 130 cm. Kjo është e rëndësishme, sepse gjatë gjithë interpretimit të prerjeve sizmike, ato duhet të shikohen si nga lart, ashtu edhe në formë të pjerrët përgjatë gjatësisë së tyre. Vëzhgimi i prerjeve në mënyrë të pjerrët ka një ndikim shkurtues, në modelin e reflektimeve dhe zmadhon vazhdimësinë anësore të ngjarjeve. Shpesh, konfigurimet e reflektimeve të vështira për tu kuptuar, bëhen më të dukshme, kur prerjet e tyre vëzhgohen nga lart. (Fig. – 2)

Së treti, lapsat. Shënimet mbi prerjet sizmike duhet të jenë të qarta dhe të përpikta. Kjo kërkon, mbi të gjitha, lapsa të mprehtë dhe një dorë të lehtë dhe të qëndrueshme. Vizat në prerjet sizmike duhet të jenë gjithmonë të holla, në mënyrë që të mos dominojnë përdredhjet e reflektimeve, duke e lënë prerjen sizmike me një pamje të paprishur. Vizat e trasha dhe të rënda e bëjnë të pamundur revizionimin (interpretimet e njëpasnjëshme), pasi syri tërhiqet gjithmonë e më tepër, nga vizat me ngjyrë dhe modeli origjinal i reflektimeve zbehet në sfond. Kjo është një hile e vjetër e preferuar në zonat me të dhëna të varfra, duke vendosur shumë viza të trasha dhe të ngjyrosura në prerje. Ato mund të duken shumë bindëse derisa të krahasohen me shembullin e painterpretuar. (Fig. – 3)

Arsyeja tjetër për përdorimin e vizave të holla është saktësia. Një vizë e trashë e ngjyrosur dhe e pahijshme mund të përhapet deri në 40 ms në një prerje gjysmë shkalle (5 cm, në 1 sekondë) dhe paraqet pasaktësi të panevojshme në interpretim. Kjo pikë mund të jetë veçanërisht kritike, nëse vijat do të shifrohen nga një person tjetër, që s’është interpretues. Një praktikë e mirë është përdorimi i një lapsi të butë (p.sh. HB ose No. 2), për të shënuar fillimisht horizontet, vetëm duke shtuar ngjyrë në një mënyrë të njëtrajtshme. Mandej, dhe interpretimi përparon. Për vija më të holla se 0.5 mm, lapsat mekanike janë ideale. Lapsat e ngjyrosura janë të përdorshme gjerësisht; përdorni lapsa sa më të butë. (Fig. – 4)

Nëse ngjyruesit do të përdoren përgjatë interpretimit zgjidhni ngjyrues relativisht të butë dhe me bazë dylli, të cilët mund të fshihen lehtë. Kjo na sjell, më së fundi, tek një pjesë absolutisht e rëndësishme mjetesh, fshirësi. Ky duhet të jetë sa më i madh që të jetë i mundur, sepse gabimet ose ndryshimet në mendim janë të paevitueshme dhe fshirësi do të punojë shumë, gjatë një interpretimi. Një modifikim i fundit është furça me flokë kali e artistit, për të fshirë mbetjet nga fshirja; pastaj jeni gati për shumë orë të gëzuara të interpretimit sizmik.

I.2. Natyra e Reflektimeve

1.2.1. Të përgjithshme

Gjithçka fillon me një zhurmë ose shpërthim, në pusin e hapur në tokë ose poshtë sipërfaqes së ujit, i cili prodhon një front vale, shtypëse dhe përhapëse. Sapo fronti i valës lë kaosin e zonës së afërt të shpërthimit, përfaqëson një puls sizmik, me kohëzgjatje prej disa milisekondash. Ky puls sizmik quhet burim vale.

Karakteristikat e parashikueshme dhe akustike të një shkëmbi janë përshkruar si impedanca e tij akustike (Z), që rezulton nga produkti i densitetit (Þ ) me shpejtësinë (V)

Z= Þ V.

Shpejtësia është zakonisht më e rëndësishme se densiteti në kontrollin e impendancës akustike. Kështu, arrihet në përfundimin se, fuqia e reflektimit mund të lidhet drejtpërdrejt me kontrastin e impedancës akustike, përgjatë kufirit ndarës. Sa më i madh të jetë kontrasti, aq më i fuqishëm është reflektimi i kërkuar për të baraspeshuar diferencën ndërmjet energjisë së incidentit dhe transmetimit. Fuqia e një reflektimi të gjeneruar, në një kufi të caktuar, mund të matet me anë të koefiçentit të reflektimit të kufirit (RC), (Fig. – 5). Në një rast normal ai është:

Ku:

Z₁ = impedanca akustike në shtresën e sipërme

Z₂ = impedanca akustike në shtresën e poshtme

Gjithashtu, arrihet në përfundimin se, një reflektim nëse është i regjistruar nga një gjeofon ose hidrofon, do të ketë të njëjtin rezultat. Nëse Z₁ < Z₂ (p.sh. një shkëmb i butë mbulon një shkëmb të fortë) refleksioni do të jetë pozitiv. Nëse Z₂ < Z₁ atëherë reflektimi do të jetë negativ.

I.2.2. Reflektimet. Disa kufizime dhe probleme

Në një sekuencë tipike të shkëmbinjve sedimentarë, reflektimet sizmike do të lindin në çdo kufi litologjik rreth e rrotull, përmes të cilave ndryshon impendanca akustike. Këta kufij janë quajtur reflektime sizmike. Të gjitha ndryshimet e impendancave akustike kanë potencial për të gjeneruar reflektime. Megjithatë, vlerësimi i këtyre ndryshimeve, nëse janë mjaftueshmërisht të rëndësishme ose jo, në mënyrë që reflektimet e tyre të dallohen dhe të regjistrohen, do të varet nga ndjeshmëria e sistemit të gjenerimit dhe regjistrimit sizmik.

Shumë prej reflektimeve, që lindin nga ndryshimet e impendancës akustike, të pranishme në sekuencat sedimentare janë shumë të vogla për t’u regjistruar me metodat e sotme të disponueshme. Në kufirin, midis rërave të mbushura me gaz dhe atyre ujëmbajtëse, ekziston një ndryshim i mprehtë i impendancës akustike, i cili është një shembull i një ndryshimi jo litologjik të impendancës akustike. Ndryshimet e impendancës akustike, midis ranorëve ujëmbajtëse, ranorëve të mbushura me gaz dhe shisteve argjilorë janë mjaft të mëdha për të gjeneruar reflektime. Impendanca akustike është më e lartë në ranorët ujëmbajtëse dhe më e vogël në ata gazmbajtës. (Fig. – 6)

1.2.2.a. Mbivendosja

Ndërhyrja (interferenca) ndodh gjithmonë, kur reflektimet ndërthuren (mbivendosen) nga reflektorë të ndryshëm. Ndërhyrja kontrollohet nga gjatësia e pulsit sizmik, në milisekonda dhe në hapësirën e kufijve akustik-impedance në kohë, i cili është një funksion i shpejtësisë intervalore.

Ndërhyrja mund të jetë konstruktive ose shkatërruese (Fig - 6). Në mënyrë të qartë ekzistojnë shumë kombinime të mundshme të hapësirës së impendancës akustike, që gjenerojnë ndërhyrje. Vala e fazës-zero është e përqëndrueshme rreth çdo kufiri të impendancës akustike dhe kështu ka shtrirje për ndërhyje me valët, nga kufijtë fqinjë, si nga lart ashtu edhe nga poshtë. Megjithatë, vala e fazës më minimale shtrihet nga kufijtë poshtë dhe kështu mund të ndërhyjë vetëm tek valët në kufijtë e bazës.

1.2.2.b. Zgjidhshmëria vertikale

Meqënëse jemi ndeshur me problemin e interferencës mund të pyesim:

1. Sa e trashë duhet të jetë një shtresë ose një njësi para se të ketë ndërhyrje, midis reflektimeve nga kontrastet e impedancës akustike, në majën dhe bazën e njësisë?

2. Sa e hollë duhet të jetë një shtresë ose një njësi para se maja dhe baza e tij të mos jenë më të zgjidhshme?

Brenda mundësive, ne mund të dallojmë tavanin dhe bazën e një gëlqerori, për sa kohë trashësia e tij është më e madhe se gjysma e gjatësisë së valës. Nëse ai është më i hollë se gjysma e gjatësisë së valës fillojnë të ndërhyjnë dhe të mbivendosen reflektime të dy polariteteve të kundërta. (Fig. – 9). Marrëdhënia midis frekuencës, shpejtësisë dhe gjatësisë së valës është e drejtpërdrejtë:

Gjatësia e Valës = Shpejtësi / Frekuencë

1.2.2 c. Zgjidhshmëria horizontale

Meqenëse, shpesh është më e volitshme të përfytyrosh reflektimet sizmike si rreze të vetme që dalin nga një pikë, reflektimet aktuale formohen nga bashkëveprimi i një kufiri reflektues me një front valësh sizmike. Fronti i valëve fillon nga një zonë e konsiderueshme e sipërfaqes së reflektorit dhe jo nga një pikë e vetme. Në këtë mënyrë, rezultantja e reflektimit gjenerohet nga një zonë rrethore me diametër shumë të madh. Shtrirja e zonës, e cila gjeneron reflektimin, njihet me emrin Zona Fresnel. Kjo është pjesa e reflektorit, nga e cila shndërrohet në gjeofon ose hidrofon brenda një gjysmë cikli (p.sh një e katërta e gjatësisë së valës), pas fillimit të një reflektimi. (Fig. – 8)

Modeli tregon përgjigjet e parashikuara si më poshtë:

§ një difraksion është i lidhur me çdo mbyllje shtrese;

§ amplituda e çdo difraksioni zbret me shpejtësi nga maja e tij;

§ difraksionet tregojnë polaritet të kundërt në degët opozitare;

§ boshllëku ndërmjet njësive maskohet gjërësisht nga difraksionet;

§ një njësi, e cila përbëhet vetëm nga ½ zone Fresnel, gjeneron një përgjigje sizmike, që është e padallueshme nga një difraksion prej një burimi pike. (Fig. – 11)

1.2.2.d. Efekti i thellësisë

Si frekuenca ashtu edhe shpejtësia kanë ndryshim të plotë drejt me thellësinë, që shkakton një rënie graduale të zgjidhshmërisë. Nga kjo rrjedh, se, me rritjen e thellësisë, zgjidhja laterale dhe vertikale ulet dhe rrjedhojat e ndërhyrjes bëhen më të dallueshme me rritjen e gjatësisë së pulsit (si pasojë e frekuencës së vogël).

1.3. Përpunimi dhe Vetitë e Valës Sizmike

1.3.1. Korigjimet statike

Korrigjimet statike janë hapi përpunues më kritik për të dhënat e tokës. Ato janë veçanërisht të rëndësishme në zonat me terren të ashpër dhe ku shpejtësia afër sipërfaqes është shumë e ndryshueshme, si anësisht dhe horizontalisht, sepse ato ndikojnë në vazhdimësinë e reflektimit, aftësinë zgjidhëse, saktësinë e analizës së shpejtësisë dhe formë strukturore. (Fig. – 12, 13)

1.3.2. Difraksionet

Difraksionet janë një burim i zakonshëm zhurmash dhe mund të rrjedhin nga çdo ndërhyrje e papritur në thellësi. Meqënëse forma e tyre e përthyer, mund të ngatërrohet me një strukturë të vërtetë është e rëndësishme të identifikosh dhe të përjashtosh defraksionet. Burimet më të zakonshme të defraksioneve janë gabimet, por dhe vidhisjet kaotike, sipërfaqet e parregullta (si p.sh karsti, intruzionet etj.), gjithashtu, mund të gjenerojnë defraksione. Një kontakt i mprehtë, për shembull një shkëputje e një shtrese shkëmbi e lëshon energjinë në të gjitha drejtimet dhe regjistrohet në formën e një gjurme hiperbolike, me burimin e difraksionit në majën e tij. (Fig. – 14)

1.3.3. Refraksionet reflektuese

Refraksionet e reflektuara janë valë zanore, të cilat kanë udhëtuar anësisht për një farë distance në thellësi përpara se të arrijnë në gjeofonet. Reflektimet e refraksioneve të reflektuara janë shpesh të forta dhe të drejta, me një hije shoqëruese, që mund të interpretohen edhe në mënyrë të gabuar. Ato zhvillohen zakonisht në zona me strukturë komplekse dhe shkaktohen nga një inversion shpejtësie, në sekuencat sedimentare. (Fig. – 14)

1.3.4. Deformimet nga shpejtësitë

Ndryshime në karakteristikat e shkëmbinjve përfshijnë, për shembull, trashësi formacioni të ndryshueshme dhe ndryshim facieje, të cilat mund të gjenerojnë ndryshime të shpejtësisë në thellësi. Këto ndryshime mund të shkaktojnë, deformime të mëdha në prerjet e kohës, kur krahasohen me marrëdhëniet aktuale të thellësisë dhe trashësisë. (Fig. – 14)

1.3. 5. Hollim i dukshëm në drejtimin poshtë

Një shëmbull dhe një hollim tipik në drejtimin poshtë, mund të jetë një njësi shkëmbore, me trashësi dhe litologji konstante, që duket se hollohet në prerjet sizmike, kur zhytet në basen. Hollimi është iluzion dhe efekti është tërësisht, si pasojë e një rritjeje konstante në shpejtësinë intervalore me thellësinë. Megjithatë, shumë njësi shtresore zakonisht hollohen në drejtim të basenit dhe në këto raste, hollimi mund të jetë i ekzagjeruar nga rritja e shpejtësisë intervalore me thellësinë. Mundësia e kthimit në thellësi të prerjes sizmike do të zhdukte hollimin e dukshëm. (Fig. – 15)

1.3.6. Anomalitë e shpejtësisë të shkaktuara nga kripërat

Kripa e shkëmbinjve është pothuajse e paqëndrueshme, sepse pesha e saj specifike është më e vogël se shumica e shkëmbinjve të tjerë sedimentarë. Ka një tendencë, që të bëhet plastike dhe të rrjedhë kur arrin një pikë kritike. Nëse kontakti, midis kripës dhe sedimenteve të sipërme mund të shihet qartë dhe nëse struktura parakripore tregon një formë të ngjashme me tavanin e kripës, atëherë mund të jetë një tërheqje shpejtësie (pull up). (Fig. – 16)

1.3.7. Anomalitë e shpejtësisë të lidhura me kanale sedimentarë

Kanalet shpesh gjenerojnë një anomali shpejtësie (Fig. – 17). Nëse kanali gërryes pret një material të konsoliduar ekziston mundësia, që mbushja e kanalit të ketë një shpejtësi më të ulët se shkëmbi fqinjë. Një kanal i tillë do të shkaktonte ulje të shpejtësisë. (Fig. – 18)

1.3.8. Anomalitë e shpejtësisë të lidhura me ranorët e gaztë.

Nëse përfaqëson një shtresë të trashë, shpejtësia më e ulët në ranorët e mbushur me gaz do të gjenerojë një tërheqje shpejtësie. Efektet e gazit tregohen shumë qartë në figurë, (Fig - 17 ). Reflektimet poshtë gazit, jo vetëm janë shtyrë, por edhe pika e sheshtë në kontaktin, gaz/ujë është përkulur. Përkulja është tërësisht një çregullim shpejtësie, e shkaktuar nga trashja e zonës së mbushur me gaz.

1.4. Gjeologjia dhe Prerjet Sizmike

1.4.1. Të përgjithshme

Në vështrim të parë, lidhja midis gjeologjisë dhe prerjeve sizmike mund të duket e qartë dhe relativisht e pakomplikuar. Shumë prerje sizmike të sotme (dhe disa prej të vjetrave) kanë një ngjasim të madh me prerjet tërthore gjeologjike. Por, sa larg mund të shkojmë me një krahasim të tillë? A është e mundur të përkthejmë gjithçka që ka një prerje sizmik në gjeologji? Metoda sizmike sheh me një sy. Ajo mund të dallojë, vetëm kufijtë litologjikë, nëse impendanca akustike ndryshon përgjatë kufirit dhe ndryshimi duhet të jetë mbi kufirin e pragut të metodës sizmike.

Kështu, në më të shumtën e rasteve, metoda sizmike dallon vetëm një pjesë të caktuar të kufijve dhe kur këta kufij janë në hapësira të afërta, interferenca kushtëzon përgjigjen sizmike, duke e komplikuar dhe duke e bërë të pamundur perceptimin tonë rreth gjeologjisë. Fakti që, thellësia në planin dy-përmasor është një tjetër mangësi.

Boshllëku informativ, midis asaj që ne vëzhgojmë në prerjet sizmike dhe çfarë kërkon më shumë gjeologjia, duhet të mbushet nga interpretuesi. Njohuria që kërkohet për këtë duhet të jetë e dyfishtë. Së pari, interpretuesi duhet të jetë i aftë të identifikojë dhe të eliminojë të gjitha pasojat që lidhen me zhurmën. Së dyti, interpretuesi duhet të përdorë aftësi të konsiderueshme gjeologjike, përfshirë njohuri të sedimentologjisë, stratigrafisë, gjeologjisë strukturale etj., për të përshtatur imazhin sizmik në një realitet të mirëpritur gjeologjik. Njohuritë gjeologjike e aftësojnë interpretuesin për të përthithur modele dhe opinione gjeologjike, të cilat mund të përdoren në mënyrë parashikuese dhe si një udhërrëyes drejt itnerpretimit.

Megjithatë, në një shkallë lokale, gjeologjia është unike. Shumë procese të rrjedhura nga i njëjti shkak, gjenerojnë një produkt të ngjashëm përfundimtar. Për shembull, një deltë me përparim të shkallëzuar (prograduese) do të jetë unike në një shkallë lokale, por do të ketë shumë karakteristika të shkallës së lartë me delta të tjera prograduese. Dallimi i veçorive të tilla, në një prerje sizmike varet nga veçoritë e një reflektimi të vetëm dhe nga konfiguracioni i përgjithshëm i reflektimeve, duke formuar veçori dhe gjeometri të dallueshme. Pra, reflektimet janë të rëndësishme, jo vetëm për vetitë e tyre individuale, por dhe për gjeometrinë dhe marrëdheniet e tyre me reflektimet e tjera.

Duke kuptuar lidhjen, midis gjeologjisë dhe prerjeve sizmike kemi kështu një problem të dyfishtë. Së pari, ne duhet të përcaktojmë rëndësinë e reflektimit individual dhe së dyti, të përcaktojmë rëndësinë e marrëdhënieve të reflektimeve me njëra-tjetrën.

1.4.2. Amplituda e reflektimit

Amplituda është lartësia e kulmit të reflektimit sizmik dhe varet nga koeficienti i reflektimit, por kjo lidhje e drejtpërdrejtë mund të humbasë gjatë përpunimit. Shpesh, amplitudat në prerjet sizmike baraspeshohen gjatë procesit të përpunimit për të gjeneruar ato që mendohet se janë seksione, që mund të interpretohen më lehtë. (Fig. – 20)

1.4.3. Polariteti i reflektimeve

Polariteti i reflektimeve mund të përcaktohet shpesh nga marrëdhëniet mbilëpirëse, në prerjet e përpunuara me fazë minimale ose nga maksimumi i amplitudës nga prerjet me fazë zero. Polariteti, në kombinim me amplitudën mund të japë një orientim të mirë, drejt litologjive të mundshme, që shkaktojnë reflektim. (Fig. – 21)

1.4.4. Vazhdimësia e reflektimeve

Vazhdimësia e reflektimeve përshkruan vazhdueshmërinë anësore të një reflektimi. Një reflektim i pavazhdueshëm është ai, kur një pjesë e tij është e qartë, por pjesët e tjera të ndjekshme të tij janë të ndara nga boshllëqe. Boshllëqet mund të jenë të vogla sa dy ose tre kanal. Një reflektim i vazhdueshëm ruan karakterin për një distancë të vlerësueshme. (Fig. – 22) Probleme potenciale ngrihen gjithashtu nga ndërprerjet e reflektimeve prej zhurmave, si shumëfishimet, difraksionet. (Fig. – 14)

1.4.5. Hapësirat midis reflektimeve ose frekuenca

Hapësirat midis reflektimeve ose frekuenca përshkruan numrin e reflektimeve për njësi kohe. Kjo ndikohet, si nga efektet e interferencës, ashtu edhe nga frekuenca e sinjalit sizmik. Efektet formale mund të interpretohen në lidhje me shtresën (hapësirat e reflektorit) dhe të transmetojnë reflektime në prerjet sizmike.

1.4.6. Shpejtësia intervalore

Nëse reflektimet janë të ndara në më shumë se 100 mls larg, është e mundur të llogaritet shpejtësia intervalore, e kështu me rradhë mund të nxirret dhe litologjia. Metodat për të përcaktuar shpejtësinë intervalore nga të dhënat sizmike, përshkruhen në libra e studime të tjera. (V. Sillo, 2002)

1.4.7. Ndryshimet litologjike dhe reflektimet

Të gjitha reflektimet origjinale gjenerohen nga kufijtë e impedancës akustike të shkaktuara nga ndryshimet litologjike, me përjashtim të reflektorëve nga kontaktet e fluidit. Rëndësia e ndryshimeve litologjike është kështu një çelës, për të kuptuar marrëdhëniet midis gjeologjisë dhe prerjeve sizmike. Në një sekuencë shtresore ndryshimet litologjike ndodhin zakonisht në kufijtë e shtresës. Planet e shtresëzimit lindin nga një shumllojshmëri shkaqesh, si nga një ndryshim në kushtet depozituese, litifikimi, ndryshimi në furnizimet e sedimentit, ndryshimet sezonale etj. Nga ana tjetër, planet e shtresëzimit nënkuptojnë një mungesë në depozitim. (Fig. – 22)

II. STRATIGRAFIA SIZMIKE

2.1. Stratigrafia Sizmike dhe Ndryshimet Globale të Nivelit të Detit

Stratigrafia sizmike është kryesisht një teknikë gjeologjike, për interpretimin stratigrafik të të dhënave sizmike. Vetitë unike të reflektimeve sizmike lejojnë aplikimin e drejtpërdrejtë, të koncepteve gjeologjike të bazuara në stratigrafinë fizike. Reflektimet primare sizmike gjenerohen nga sipërfaqet fizike tek shkëmbinjtë, të cilët përbëhen kryesisht nga sipërfaqe shtresore dhe mospërputhje me kontraste shpejtësi–densitet. Si rrjedhojë, reflektimet primare sizmike ecin paralelisht me sipërfaqet e shtresave dhe të mospërputhjeve. Në atë vend ku, të gjithë shkëmbinjtë mbi një sipërfaqe shtresore ose uniforme janë më të rinj se ata nën shtresë, prerja sizmike e rezultuar është një dokumentim i modeleve kronostratigrafike (kohë-stratigrafike), depozituese dhe strukturore dhe jo një dokumentim i litostratigrafisë (stratigrafia e shkëmbinjëve), që transgreson kohën gjeologjike.

Duke qenë se, reflektimet sizmike ndjekin korrelacionet kronostratigrafike, jo vetëm është e mundur të interpretohen deformimet strukturore pasdepozituese, por gjithashtu është e mundur të bëhen tipet e mëposhtme të interpretimeve stratigrafike, të fituara nga gjeometria e modeleve të korrelimeve të reflektimeve sizmike:

(1) korrelimet e kohës gjeologjike në kohë;

(2) përcaktimet e njësive depozituese, gjenetike;

(3) trashësia dhe mjedisi depozitues i njësive gjenetike;

(4) paleobathimetria ;

(5) historia e varrosjes;

(6) relievi dhe topografia e mospërputhjes;

(7) paleogjeografia dhe historia gjeologjike, kur të dyja këto kombinohen me të

dhëna gjeologjike.

Gjithsesi, një faktor kufizues është se litofaciet dhe tipet e shkëmbinjve nuk mund të përcaktohen direkt nga gjeometria e modeleve të korrelimit të reflektimeve. Për të përmbushur objektivat gjeologjike të saporadhitura, rekomandohet proçedura interpretuese e mëposhtme (Fig. – 1), e përbërë nga tri-hapa:

(1) Analiza e sekuencave sizmike.

(2) Analiza e facieve sizmike.

(3) Analiza e ndryshimeve relative të nivelit të detit.

Analiza e sekuencave sizmike është e bazuar në identifikimin e njësive stratigrafike, të përbëra nga vazhdimësi relativisht të përputhshme shtresash, gjenetikisht të lidhura, të quajtura “Sekuenca Depozituese”. Kufijtë e sipërm dhe të poshtëm të sekuencave depozituese janë mospërputhjet ose përputhjet e tyre korrelative. Intervali kohor i përfaqësuar nga shtresa të një serie të dhënë mund të ndryshojë nga njëri vend në tjetrin, por zona e ndryshimeve është e kufizuar dhe kufiri kronostratigrafik jepet nga periudhat kohore të kufijve të sekuencës, ku ato kthehen në përputhje. Kufijtë e sekuencave depozituese dallohen me të dhënat sizmike, përmes identifikimit të reflektimeve të shkaktuara nga mbarimet anësore të shtresave të quajtura: mbilëpirje, poshtëlëpirje, lartëlëpirje, e shkurtim erozionues.

Sekuencat depozituese na sigurojnë një kontur ideal për analizën stratigrafike, duke qenë se ato përbëhen nga shtresa gjenetikisht të lidhura, të cilat kanë kuptim kronostratigrafik. Analiza e facieve sizmike është përshkrimi dhe interpretimi i gjeometrisë së refleksioneve, vazhdimësisë, amplitudës, frekuencës, shpejtësisë intervalore, si dhe e formës së jashtme dhe bashkëshoqërimeve të njësive sizmike të facieve brenda kontureve të sekuencave depozituese. Atje, ku faciet sizmike janë përshkruar dhe hartografuar, interpretimi i proceseve sedimentare dhe regjimeve mjedisore lejon interpretuesin të parashikojë litologjinë e facieve sizmike.

Analiza e ndryshimeve relative të nivelit të detit, konsiston në ndërtimin e hartave korrelative kronostratigrafike dhe të hartave të cikleve të ndryshimeve relative të nivelit të detit, mbi baza rajonale dhe duke i krahasuar ato me të dhëna globale. Ngjashmëritë, mes cikleve rajonale dhe atyre globale janë kuptimplotë në analizën sizmike stratigrafike, sepse ato fusin një dimension parashikueshmërie, që bën të mundur një parashikim më të saktë të moshës, kohës së mospërputhjeve, paleomjediseve dhe litofacieve. Ndryshimet mes kurbave rajonale dhe atyre globale tregojnë kohët e strukturimit lokal apo gabimeve në interpretim.

2.2. Sekuenca Depozituese si një Njësi Bazë për Analizën Stratigrafike

2.2.1. Kuptimi kronostratigrafik

Një sekuencë depozituese ka kuptim kronostratigrafik, sepse është depozituar gjatë një intervali të dhënë kohe gjeologjike e kufizuar nga moshat (periudhat kohore) e kufijve të sekuencës ku ka përputhje, megjithëse zona e ndryshimit të moshës së shtresave brenda sekuencës mund të ndryshojë nga vendi në vend, aty ku kufijtë janë me mospërputhje. Dy tipe të sipërfaqeve kronostratigrafike janë të lidhura me sekuencat:

(1) mospërputhjet dhe përputhjet e tyre korrelative, të cilat formojnë kufij sekuencash;

(2) sipërfaqet shtresore brenda sekuencave;

Këto siperfaqe janë ilustruar grafikisht në figurën - 2. Pushimi i përfaqësuar nga pjesa e mospërputhshme e një kufiri sekuence, zakonisht, është i ndryshueshëm. Ai mund të variojë nga rreth një milion vjet deri në disa qindra milionë vjet. Megjithatë, mospërputhja ka kuptim kronostratigrafik, sepse zakonisht shkëmbinjtë që ndodhen mbi një mospërputhje janë kudo më të rinj se ata që ndodhen nën një mopërputhje. Pjesa e përputhshme është praktikisht e njëkohshme, sepse pushimi është i pamatshëm; kohëzgjatja zakonisht është më pak se një milion vjet. Sipërfaqet fizike, të cilat ndajnë grupet e shtresave apo shtresat individuale dhe laminat brenda një sekuence janë thelbësisht të njëkohëshme. Disa prej tyre mund të formojnë momente të kohës gjeologjike, siç është studiuar nga Campbell.

Kufijtë e njësive litostratigrafike të tilla si, formacionet dhe njësitë e litofacieve mund të jenë paralel me sipërfaqet shtresore ose në rastin e diakronizmit, kufijtë litostratigrafike mund edhe të kryqëzojnë sipërfaqet shtresore. Meqë këto formacione dhe kufijtë e sekuencave janë diakronike, ato janë praktikisht të papërdorshme për analizën kronostratigrafike, megjithëse ato mund të kenë kuptim në analizën e facieve sizmike.

Një sekuencë depozituese ka kuptim kronostratigrafik, sepse të gjithë shkëmbinjtë e sekuencës kanë qenë depozituar përgjatë një intervali kohe gjeologjik të përcaktuar nga mosha e kufijve të sekuencës, në të cilat ato janë me përputhje. Një sekuencë depozituese mund të ketë më shumë kuptim në historinë gjeologjike, se sa një njësi e lidhur vetëm nga sipërfaqet e njëkohshme, të cilat janë zgjedhur në mënyrë arbitrare. Një sekuencë përfaqëson një njësi gjenetike, e cila është depozituar gjatë një ngjarjeje të vetme episodike, edhe pse njësitë e zgjedhura arbitrarisht, mund të japin dy ose më shumë pjesëza të pa përfunduara të njësive gjenetike depozituese dhe për rrjedhojë të japin një pamje jo të saktë të historisë depozituese. (Fig. – 2)

Një sekron (me prejardhje nga se-kuencë dhe chron-koha) përkufizohet si intervali total i kohës gjeologjike, përgjatë të cilit depozitohet një sekuencë. Ashtu siç tregohet në figurën - 2. një sekron përcaktohet si koha intervalore, mes kufijve të sipërm dhe të poshtëm të sekuencës, ku ato janë të përputhshme.

2.2.2. Madhësia e sekuencave depozituese

Nje sekuencë depozituese, në përgjithësi, është e trashë disa të dhjetat e metrit, megjithëse ajo mund të variojë nga disa mijëra metra deri në disa milimetra. Në përgjithësi, sekuencat e shkallës më të vogël mund të korrelohen vetëm në distanca shumë të vogla. Ka gjithashtu disa kufij praktikë të vendosur nga kufijtë e zgjidhshmërisë së mjeteve të korrelimit (prerje sizmike, korrelacione të diagramave të puseve ose zhveshje sipërfaqsore). (Fig. – 3)

Sekuencat depozituese mund të identifikohen në prerjet sizmike dhe prerjet sizmike mund të korrelohen vetëm në ciklin më të afërt të reflektimit. Në zgjidhshmërinë e sotme të të dhënave sizmike, një refleksion sizmik përfaqëson një njësi shtrese me trashësi minimale prej disa dhjetra metrash. Nëse shtresa të tilla janë të vazhdueshme, sekuencat mund të gjurmohen me anë të korrelimeve, të cikleve sizmike për dhjetra ose qindra kilometra në drejtim të rënies për në basen, madje edhe në drejtim shtrirjeje.

Sekuencat depozituese të përcaktuara me anë të korrelimevë të diagramave të karrotazheve të puseve të vendosura afër, mund të jenë më të vogla në shkallë sesa sekuencat mbi prerjet sizmike. (Fig. – 4)

Jo vetëm që mund të gjurmohen sekuencat sizmike me shkallë të madhe, por brenda tyre mund të gjurmohen edhe sekuencat me madhësi mesatare. Me mjete të mira elektrike ose radioaktive, njësitë stratigrafike mund të diferencohen deri në diagrama me trashësi një metër apo edhe më pak. Meqënëse, sipërfaqet e shtresëzuara gjenerojnë si reflektime sizmike ashtu edhe përgjigje për diagramat e puseve, të dyja këto mjete mund të përdoren për të bërë korrelime të sakta kronostratigrafike.

Megjithatë, korrelimet e repereve të diagramave të karrotazheve mund bëhen në një nivel më të saktë sinkronie gjeologjike, pasi në këtë rast mund të dallohen mospërputhje, që përfshijnë njësi më të vogla shtresash. Në përgjithësi, sekuencat më të vogla të lokalizuara nga korrelimet me anë të diagramave janë të një rendi madhësie më të ulët se sa shumë prej njësive standarte stratigrafike.

Dizavantazhi më i madh midis korrelimeve të diagramavë të puseve është mungesa e korrelacionit të vazhdueshëm midis puseve, megjithëse kontrolli me anë të puseve të vendosura pranë mund të jetë, po aq frytdhënës sa korrelimi sizmik. Korrelimi kronostratigrafik më i detajuar mund të arrihet, me anë të korrelimit shtresor, në kampione ose në dalje të mira të zhveshjeve sipërfaqësorë, ku mund të gjurmohen edhe shtresa të vetme apo shtresëza të imta (lamina). (Fig. – 5)

2.2.3. Kufijtë e Sekuencave Depozituese

Kufijtë e sekuencës duhet të përcaktohen dhe të gjurmohen, me qëllim që të përcaktohet dhe të korrelohet me saktësi një sekuencë depozituese. Zakonisht, kufijtë përcaktohen tek mospërputhjet dhe bazohen në marrëdhëniet diskordante të shtresave të tyre. Përcaktimi i moshës së shkëmbinjve mbi dhe nën mospërputhjen, mundëson caktimin e madhësisë së pushimit nën një zonë të caktuar.

2.2.4. Përputhjet dhe mospërputhjet

Mospërputhja është një sipërfaqe erozioni ose mosdepozitimi, që ndan një shtresë më të re nga shkëmbinjë më të vjetër dhe përfaqëson një pushim të rëndësishëm (të paktën një pjesë e korrelueshme e një njësie gjeokronologjike nuk përfaqësohet nga shtresa). (Fig. – 6)

Përputhja është një sipërfaqe, e cila ndan shtresa më të reja nga shkëmbinjë më të vjetër, gjatë së cilës nuk ka dëshmi fizike të erozionit ose mosdepozitimit, gjë që nuk pasqyrohet me ndonjë pushim të rëndësishëm. (Fig. – 7)

Sekuenca depozituese është një njësi stratigrafike, e përbërë prej një vazhdimësie shtresash të lidhura gjenetikisht, relativisht të përputhshme dhe të kufizuara lart e poshtë nga mospërputhje ose përputhje korrelative (Fig. - 2). Ajo varet, domosdoshmerisht, nga përcaktimet mbi tipin e shkëmbit, fosilet, proçeset depozituese ose kritere të tjera, që përgjithësisht janë subjektive dhe variojnë brenda një sekuence të dhënë.

Mospërputhjet, që kufizojnë sekuencën depozituese, janë diskordanca të dukshme të një prerje të dhënë stratigrafike, që flasin për një erozion apo mungesë depozitimi me mbyllje të qarta të shtresave, (Fig. – 8), por që diku më tej, mund të trasohen si parapërputhje (paraconformity), si shumë pak të dallueshme me anë të biostratigrafisë ose metodave të tjera. Sekuenca depozitiuese ka kuptim kronostratigrafik, sepse është depozituar gjatë një intervali të dhënë të kohës gjeologjike, kufizuar nga moshat e kufijve të sekuencës, ku ato janë të përputhshme, megjithëse diapazoni moshor i shtresave brenda sekuencës mund të ndryshojë nga vendi në vend, ku kufijtë janë të mospërputhshëm.

2.2.5. Kufijtë e sekuencës depozituese

Dy tipe të sipërfaqeve kronostratigrafike lidhen me sekuencë:

1. Mospërputhjet dhe përputhjet e tyre korreltive, duke formuar kufijtë e sekuencave.

2. Sipërfaqet e shtresëzimit brenda sekuencës.

2.2.6. Pushimet

Pushimi i përfaqësuar nga mospërputhjet, zakonisht luhatet nga një deri në qindra milion vjet. Megjithatë ka kuptim kronostratigrafik, sepse shkëmbinjtë mbi të janë kudo më të rinj se ata nën të. Pjesa e përputhshme e një kufiri sekuenceje është praktikisht e njëkohëshme, sepse pushimi s’është i matshëm. Intervali kohor është më pak se një milion vjet dhe sipërfaqet fizike, që ndajnë grupe shtresash të veçanta brenda një sekuence, janë kryesisht të njëkohëshme. Kufijtë e njësive mund të jenë paralel me sipërfaqet e shtresëzimit ose në rastin e kufijve litostratigrafike jo të njekohëshme, pra të kryqëzuara. Meqënëse, kufijtë e litofacies janë diakronike (si suita Rrogozhina, zona me Ammonia beccarii), në depozitmet molasike të UPA, ato praktikisht janë të papërdorshme në analizat sizmike biostratigrafike, megjithëse mund të kenë kuptim në analizën e facies sizmike. (Fig. – 9)

Pushimi është një interval i kohës gjeologjike, që nuk përfaqësohet nga shtresa, në një pozicion specifik. Në qoftë se, ai përfshin një interval të rëndësishëm të kohës gjeologjike, sipërfaqja stratigrafike në këtë rast, quhet mospërputhje (si kufiri Pliocen, Messinian, Tortonian, me ato më poshtë). Idealisht, pushimi matet me disa metoda radiometrike, ndërsa praktikisht matet cilësisht me anë të korrelimeve biostratigrafike, paleomanjetike të kthyeshme (si me periudha, epoka ose zona faunistike). Konceptimi i madhësisë së pushimit, analog me atë të sekuencës sizmike përfshin një interval kohe gjeologjike, mungesën e saj, si dhe nënkupton një pushim të po kësaj madhësie. (Fig. – 10)

Pushimi mund t’i vishet, si erozionit ashtu edhe mungesës së depozitimit të shtresave ose të dyjave. Sekuenca elektrike, që është më e vogël se ajo sizmike mund të përdoret për të gjurmuar pushime të një diapazoni me madhësi nga disa miliona vjet deri në qindra mijra vjet. (Fig. – 4)

2.2.7. Marrëdheniet e shtresave me kufijtë e sekuencave

Marrëdhëniet bashkërenduese mund të vërehen në kufijtë më të sipërm ose më të poshtëm të një sekuence depozituese. Ato njihen nga vendosja paralele me sipërfaqen, fillimisht horizontale ose të pjerrët. Mospërputhja është kriteri kryesor fizik, që përdoret për përcaktimin e kufijve të sekuencës. Ky është treguesi kryesor më i mirë, pasi mospërputhja rezulton nga erozioni ose mungesa e depozitimit. Tipi i mospërputhjes bazohet, në mënyrën e mbylljes së shtresave kundrejt kufijve mospërputhës, të një sekuence depozituese ose të kufijve strukturorë.

Lëpirja (Lapout): është mbyllja anësore e shtresave pranë kufirit të saj fillestar depozitues.

Shkurtimi (truncation): është mbyllja anësore e shtresave, si rezultat i gërryerjes në kufijtë e saj fillestar depozitues.

Bazë lëpirje (baselap): është lëpirja në kufijtë më të poshtëm të një sekuence dhe njihen dy tipe të rëndësishme. (Fig. – 7, 11)

Poshtëlëpirja (downlap) është bazëlëpirja, në të cilën një shtresë fillimisht e pjerrët mbyllet poshtë kundrejt një sipërfaqjeje fillimisht horizontale ose të pjerrët. (Fig. – 7, 12)

Mbilëpirja (onlap) është bazëlëpirja, në të cilën një shtresë fillimisht horizontale lëpihet kundrejt një sipërfaqe të pjerrët ose në të cilën, një sipërfaqe fillimisht e pjerrët lëpihet lart kundrejt një sipërfaqe të një pjerrësie fillimisht më të madhe. (Fig. – 7, 12)

Në zonat me komplikacione strukturale është vështirë të përcaktohet mbilëpirja e poshtëlpirja, por mund të vlerësohet marrëdhënia me bazë lëpirje të shtresave. Mbilëpirjet ose poshtëlëpirjet mund të indentifikohet lehtë, por lëvizjet e mëvonshme strukturore bëjnë të nevojshme rindërtimin e sipërfaqeve depozituese. (Fig. - 11) Mbilëpirja dhe poshtëlëpirja janë më tepër tregues të pushimeve nga mungesa e depozitimit, se sa nga procesi i erozionit (Fig. - 2). Lartëlëpirja është lëpirja në kufijtë më të sipërm të një sekuence depozituese. Shtresat fillimisht të pjerrëta, klinoforme, sigmoide mund të paraqesin këto marrëdhënie. (Fig. – 7, 12)

Lartlëpirja flet për një pushim nga mungesa e depozitimit. Megjithëse lartëlëpirjet shoqërohen me depozitime të cekta detare, si p.sh. të komplekseve deltaike, mund të ndodh gjithashtu të shoqërohen dhe me depozitime të thella detare. Lartëlëpirja është modeli, ku shtresat kalojnë nga lartëlëpirja në bazëlëpirje. Eshtë modeli, në të cilin çdo njësi më e re lë të ekspozuar një pjesë të njësisë më të vjetër, mbi të cilën ajo shtrihet dhe që interpretohen si shtresa që përhapen gradualisht, në drejtim të ujrave të thella. Kalimi nga lartëlëpirja në poshtëlëpirje nëpërmjet lartëlëpirjes, ka rëndësi për gjetjen e kurtheve të fshehur stratigrafikë. Nga sa më sipër parashtruam, rrjedh se mospërputhja është kriteri kryesor fizik i përdorshëm, në përcaktimin e kufijve të sekuencës. (Fig. – 13)

Shkurtimi erozional është mbyllja anësore e shtresave nga erozioni. Ajo ndodh në kufijtë e sipërm të një sekuence depozituese dhe mund të zaptojë një zonë të gjerë ose të kufizohet nga një kanal. Zakonisht, shtresat e pjerrëta nga lëvizjet strukturale i kanë kufijtë e tyre të sipërm, të shkurtuara nga erozioni sipërfaqësor ose nëndetar, kështu që rindërtimi i kufijve fillestar depozitues të mbilëpirjes ose lartëlëpirjes mund të jetë disi i vështirë. (Fig. – 23)

Ka raste që lartëlëpirja dallohet me vështirësi nga shkurtimi erozional, veçse në të dytën, shtresat synojnë të ruajnë paralelizmin, të cilat mbyllen brutalisht kundrejt kufijve të mësipërm. Shkurtime të tilla flasin për pushime erozionale. Shkurtimi struktural është mbyllja anësore e shtresave nga deformimi struktural, si rezultat i prishjeve, rrëshqitjes gravitative të diapireve etj. Dallohet jo lehtë nga shkurtimi erozional, megjithëse ai struktural mund të formojë marrëdhenie mospërputhëse të shtresave në kufirin e sekuencës.

2.3. Ndryshimet Relative të Nivelit të Detit nga Mbilëpirjet Bregore

2.3.1. Ciklet e ndryshimit relativ të nivelit të detit

Një ndryshim relativ i nivelit të detit përcaktohet, si një ngritje apo rënie e dukshme e nivelit të detit, në lidhje me sipërfaqen e tokës. Gjatë ndryshimit relativ mund të ngrihet ose të ulet si deti vetë, ashtu edhe toka ose të dyja në kombinim. Ky ndryshim mund të ndodhë, si në shkallë lokale, rajonale ose globale. Një cikël i ndryshimit relativ të nivelit të detit përcaktohet si një interval kohe, gjatë së cilës ndodh ngritja dhe rënia e nivelit të detit. Cikli i ngritjes dhe i rënies relative të nivelit të detit përfshin një ngritje graduale relative, një periudhë qetësie dhe një rënie relative të detit. (Fig. – 14/c)

Në horizontalitet, ngritja graduale përbëhet prej një sërë ngritjesh të shpejta të një shkalle më të vogël dhe qëndresave. Ngritje të tilla quhen paracikle, që zakonisht nuk kapen me të dhënat sizmike, por në njohjen e tyre ndihmojnë zhveshjet, diagramat elektrike. Përveç cikleve e paracikleve dallohen edhe superciklet, që të tëra së bashku reflektojnë rendet e ndryshme të madhësisë. (Fig. – 14/c)

2.3.2. Marëdhëniet e sekuencës depozituese me ciklet dhe paraciklet e ndryshimeve relative të nivelit të detit.

Në qoftë se, cikli përmban një ngritje relative dhe një qëndresë të nivelit të detit, atëherë, mund të ndodhë që të depozitohet vetëm një sekuencë. Rënia e menjëherëshme synon të japë një mospërputhje, që do të ndajë sekuencën e mbishtrirë të ciklit tjetër. Nëse cikli përmban dy ose më shumë paracikle, do të depozitohen të paktën dy sekuenca. Kufijtë do të jenë me poshtëlëpirje të sekuencës së mbishtrirë, por i mungojnë nënlëpirjet e asaj të nënshtrirë. Pas një ngritjeje të shpejtë të nivelit të detit zhvillohet një sipërfaqe, kufi sekuence, dhe mungesë depozitimi, para se të vendosen depozitimet prograduese të qëndresës së nivelit të detit.

Përgjithësisht, sa më e madhe të jetë rënia e nivelit të detit, aq më lehtë formohen kufijtë e sekuencave me anë të mbilëpirjes, poshtëlëpirjes dhe shkurtimeve. Nëse kemi një zhvillim strukture, erozioni i shtresave të pjerrëta, gjatë poshtëqëndrimit të nivelit të detit shkakton një mospërputhje këndore spektakolare.

2.3.3. Sekuencat detare dhe jo detare

Vlerësimi i parë për sekuencat është nëse ato janë depozituar në kushte detare apo jo detare. Sekuenca detare është një sekuencë depozituese, që përbëhet prej depozitimeve bregore ose dhe detare, të lidhura gjenetikisht. Facia bregore kontrollohet shumë nga pozicioni i nivelit të detit dhe pjesërisht nga facia e thellë.

Sekuenca jo detare është ajo, që përbëhet tërësisht prej depozitimeve jo detare të vendosura në pjesën e brendëshme të zonës bregore, ku mekanizmi depozitues kontrollohet indirekt ose aspak nga pozicioni i nivelit të detit.

2.3.4. Treguesit e ndryshimeve relative të nivelit të detit

Treguesit më të saktë statigrafikë të ndryshimeve relative të nivelit të detit janë mbarimet e depozitimeve të mbilëpirjes dhe lartlëpirjes, brenda facieve bregore të sekuencave detare. Me kontrollin e duhur paleobatimetrik mund të përdoren faciet detare. Megjithatë, kontrolli i ujërave të thella, përgjithësisht nuk është i përshtatshëm. Metoda të tjera mund të përdoren për të ndihmuar në matjen e ndryshimeve relative të nivelit të detit, por ekzistojnë disa kurthe, në trajtimin më vete të këtyre fenomeneve të tilla, si regresion i vijes bregore dhe thellim/cektëzimi i fundit të detit. (Fig. – 15)

2.3.5. Ngritja relative e nivelit të detit.

Ngritja relative e nivelit të detit është një ngritje e dukshme e nivelit të tij, në lidhje me sipërfaqen depozituese fillestare të nënshtrirë dhe tregohet nga mbilëpirja bregore, për shembull, depozitimet e suitës Marinza, Bubullima, etj. (Fig. – 9). Kjo ngritje krijohet nga këta faktorë:

1. Niveli i detit ngrihet gradualisht, ndërsa fundi i basenit zhytet, qëndron në vend ose ngrihet me ritme më të larta. (Fig. – 16)

2. Niveli i detit mbetet në vend, ndërkohë që fundi i basenit zhytet.

3. Niveli i detit bie, por fundi i basenit bie më shpejt.

Mbilëpirja bregore është një mbilëpirje progresive drejt tokës dhe depozitimeve bregore litorale, detare ose jo detare, që mund të përcaktohen në rrugë paleoekologjike ose sedimentologjike. Ngritja relative mund të matet me anë të mbilëpirjeve, kur efekti deformues strukturor nuk është shumë i madh. Mund të përdoren, si përbërësit vertikal (coastal aggradation), ashtu edhe ata horizontal. Kur ajo është shumë më e shpejtë se ritmi i depozitimit, do të kemi mbilëpirje detare (marine onlap) në vend të asaj bregore dhe nevojitet kontrolli paleobatimetrik. Gjatë ngritjeve relative mund të ndodhë transgresion apo regresion i vijës bregore dhe thellim apo cektësim i fundit të detit (Fig. - 17). Në depozitimet e Pliocenit Divjake-Ballaj, mendohet se gjatë ngritjes relative të nivelit të detit, ku depozitiohet sekuenca – A ndodh transgresioni deri në nivelin e zonës G. puncticulata dhe regresioni në nivelet më lart. Ka një keqkuptim në idenë që, transgresioni ose thellimi sinonimizohen me ngritjen relative, ndërsa regresioni apo cektësimi me rënie relative. Kjo nuk është e vërtetë. Secila prej tyre tregon një pjesë të ngritjes relative të nivelit të detit, jo të terrenit. Me një fjalë, një transgresion ose një thellim batimetrik, mund të mbyllet me rritje të furnizimit me sediment, duke krijuar kushte për regresion ose cektësi detare. (Fig. – 18)

Theksojmë se regresioni ose cektësimi ndodh jo vetëm në ngritjet, por edhe në qëndresat dhe rëniet relative të nivelit të detit.

2.3.6. Qëndresa relative e nivelit të detit

Qëndresa relative e nevilit të detit është pozicioni konstant i dukshëm i tij, në lidhje me sipërfaqen fillestare të nënshtrirë të depozitimit. Kjo tregohet nga lartlëpirja bregore (Fig.- 19), Nëse qëndresa relative ndodh pas një ngritjeje më të shpejtë se ritmi i depozitimit, atëherë, mund të kemi përsëri një mbilëpirje detare. Sipërfaqet jo të mëdha, që tregojnë lartlëpirje mund të lidhen me periudha depozitimi të shpejta të sedimenteve klastike, gjatë një ngritje relative si për shembull, në lobet deltaike.

2.3.7. Rënia relative e nivelit të detit

Rënia relative e nivelit të detit është rënia e dukshme e nivelit të tij, në lidhje me fundin e basenit dhe tregohet nga zhvendosja poshtë e mbilëpirjes bregore. Ajo mund të ndodhë:

1. Në qoftë së me rënien e nivelit të detit, sipërfaqja fillestare e depozitimit ose fundi i basenit ngrihet, mbetet në vend ose zhytet me ritme më të ulta. (Fig.- 20)

2. Nëse niveli i detit mbetet stacionar, sipërfaqja ngrihet.

3. Nëse niveli i detit ngrihet, fundi i basenit ngrihet më shpejt. Zhvendosja poshtë e mbilëpirjes bregore është zhvendosja drejt shpatit ose drejt detit, nga pozicioni më i lartë i mbilëpirjes bregore të një sekuence të dhënë detare në pozicionin më të ulët të mbilëpirjes bregore të një sekuence tjetër të mbishtrirë.

Rënia e nivelit të detit është më tepër një ngjarje e vetme e shpejtë se sa një vazhdimësi ngjarjesh. Për matjen e rënies relative, midis pozicionit më të lartë dhe më të ulët të mbilëpirjes ka disa vështirësi:

1. Shtresat e nënshtrira erodohen gjatë rënies dhe duhen përforcuar me restaurime.

2. Mbilëpirja detare ndeshet në shtresat më të vjetra.

3. Zhytja e diferencuar drejt basenit e ngritjes, gjë e cila duhet korrigjuar. Për këtë arsye, nevojiten percaktime të sakta paleobatimetrike. Në figurën - 21 tregohet modeli i idealizuar i gjendjes lartë të nivelit të detit (highstand), ku deti i cekët mbulon shelfin dhe materiali klastik (coprizor) synon të kurthëzohet në shelf, ndërkohë që më i imti, transportohet më tej.

Depozitimi bëhet në trajtë lobesh prograduese, që me një furnizim të bollshëm vazhdojnë të progradojnë më thellë në shelf. Figura - 22 ilustron rastin, kur kemi të bëjmë me një gjendje të ulët të nivelit të detit, ku shelfi ekspozohet dhe lumenjtë përshkojnë atë, duke derdhur sedimentet tej në shpat. Në rastin e kanioneve nëndetare lindin mbilëpirjet detare të ujrave të thella. Njëkohësisht formohen edhe mbilëpirjet bregore, por pranë burimit të ushqimit.

2.3.8. Ndërtimi i kurbave rajonale të ndryshimeve relative të nivelit të detit

Prerjet sizmike tregojnë se si të njihemi me ciklet e rritjes, qëndresës dhe rënies relative të nivelit të detit, duke përdorur mbilëpirjen, lartlëpirjen dhe kriteret e tjera stratigrafike. Këto prerje përshkruajnë mënyrën se si të diagramohen kurbat e këtyre cikleve, për një rajon të caktuar. Një rajon, në kuptimin e përdorur këtu, mund të jetë një zonë e tërë oqeanike, kufi kontinental, një det i brendshëm ose një vijë bregdetare. Kërkesa kryesore është që sekuenca e shtresave të ketë vazhdimësi fizike origjinale, në mënyrë që diagramat rajonale të jenë të bazuara në shtresa, të cilat kanë një lidhje të përcaktuar, si në kohë ashtu edhe në hapësirë.

Një kurbë e nivelit të detit mund të krahasohet me të dhëna të tjera rajonale, duke e diagramuar atë, në bazë të një karte të korrelimit kronostratigrafik, për një rajon të caktuar.

Diagrama globale mund të përdoret në një rajon të pa shpuar, për të parashikuar moshën dhe karakteristikat e përgjithshme depozituese të sekuencave. Ashtu siç kërkohen të dhënat, diagramat rajonale mund të përmirësohen, dhe krahasimet me kartën botërore mund të paraqesin anomali rajonale.

2.3.9. Procedura

Në figurën - 14 ilustrohen hapat e ndërtimit të kurbave të nivelit detit.

Ø Hapi i parë është të analizohet sekuenca detare, ku përfshihen përcaktimet e kufijve të sekuences hapësinore dhe pranisë të mbilëpirjeve bregore (Fig. - 14).

Ø Hapi i dytë është ndërtimi i hartës së korrelimit kronostratigrafik të sekuencave (Fig. - 14).

Ø Hapi i tretë është identifikimi i cikleve të ngritjes dhe rënies së nivelit të detit dhe qëndresës për të matur madhësinë e tyre dhe për t’i diagramuar ato në lidhje me kohën gjeologjike (Fig. - 14).

Përbërësit vertikal bregor janë matësit më të mirë të ngritjes relative dhe zhvendosja poshtë e mbilëpirjes bregore është matësi më i mirë i rënies relative. Lartlëpirja bregore tregon qëndresë relative. Kur mbilëpirja është detare, duhen përcaktime paleobatimetrike ose kur mungon, është mirë të kërkosh prerje më të plota, diku tjetër në rajon. Por, në shumë studime rajonale stratigrafike sizmike, problemet praktike, si shpërndarja dhe cilësia e të dhënave, erozioni ose zhvillimet strukturale të njësive stratigrafike e bëjnë të pa praktikueshem ose të pamundur, analizën e plotë të mbilëpirjeve bregore. Megjithatë, në zona të tilla mund të diagramohet një kurbë e pjesëshme dhe pjesa tjetër të nxirret nga hartografimi i cikleve.

2.4. Ciklet Globale të Ndryshimeve Relative të Nivelit të Detit

2.4.1. Ciklet globale

Një cikël global i ndryshimit relativ të nivelit të detit është një interval periudhe gjeologjike, gjatë së cilës një rritje dhe ulje relative e nivelit të detit ndodh në një shkallë botërore. Qëndresa të pandryshueshme të parregullta (paracikle) mund të ndodhin në çdo pjesë të ciklit, por ato synojnë të dominojnë, pasi ka ndodhur një pjesë e konsiderueshme rritjeje dhe përpara se të fillojë ulja.

Prirjet e rritjeve dhe uljeve të nivelit të detit shpalosin një asimetri në ciklet e shkallës së dytë dhe të tretë. Rritja relative, përgjithësisht është graduale dhe rënia relative është përgjithësisht e shpejtë. Në ciklet e shkallës së parë, rëniet e grumbulluara synojnë të jenë më shumë graduale dhe kurbat janë relativisht asimetrike. Megjithëse, mosha dhe kohëzgjatja e cikleve të shkallës së parë, të dytë dhe të tretë janë të sakta, në një farë mase amplitudat e ndryshimeve relative janë vetëm përafërsime.

2.4.2. Ndërtimi i diagramave të cikleve globale

Figura - 23 tregon një hartë botërore, që paraqet vendodhjet e përgjithshme të rrjeteve rajonale të të dhënave sizmike, te cilat përdoren në ndërtimin e diagrameve të cikleve globale. Prerjet sizmike të vendosura nga kontrolli i mirë dhe të dhëna të tjera gjeologjike japin strukturën rajonale stratigrafike, që nevojitet për të matur dhe për të përcaktuar nga pikëpamja kohore, ndryshimet relative të nivelit të detit. Këto studime të stratigrafisë sizmike janë kryer për të gjitha kontinentet, përveç Antarktikës dhe japin një model përfaqësues botëror.

Diagrama e cikleve globale është thjesht një model i përgjithshëm i cikleve rajonale korrelative nga zona të ndryshme të botës. Krijimi i diagramave rajonale të cikleve është e shpjeguar në pjesën e mësipërme. Një cikël global, mund të përafrohet me një njësi mesatare të tre ose më shumë cikleve korrelative rajonale, nga kontinente të ndryshme. Sa më shumë kontinente të përfaqësohen, aq më e madhe është saktësia e diagramës përfundimtare. (Fig. – 24)

Bazat kryesore për krahasim janë mosha e rënieve të mëdha relative të nivelit të detit. Për shembull, rënia e para Miocenit të vonshëm (10.8 Ma) shfaqet në një kuptim regjional, ku të dhënat janë të pranishme dhe pasqyrohet me anë të një mospërputhje të madhe në të gjithë keto rajone.

Saktësia e diagramave të cikleve globale varet në cilësinë dhe sasinë e hartave rajonale, që janë përdorur për ta ndërtuar atë. Në diagramat e këtij raporti, mosha, kohëzgjatja dhe amplituda relative e cikleve globale përfaqëson një nivel relativisht të lartë saktësie, por matja e amplitudave aktuale përbën ende një problem madhor.

2.4.3. Lartqëndrimet, poshtëqëndrimet globale dhe mospërputhjet e mëdha ndëregjionale

Një lartqëndrim global është një interval i kohës gjeologjike, gjatë të cilës pozicioni i nivelit të detit është mbi kufirin e buzës së shelfit, në shumicën e rajoneve në botë. (Fig. – 25). Përkundrazi një poshtëqëndrim global është një interval, gjatë të cilit niveli i detit është nën kufirin e buzës së shelfit në shumicën e rajoneve, (Fig. – 26). Një poshtëqëndrim i krahasueshëm ndodh kur niveli i detit është në pozicionin e tij më të ulët në shelf, midis periudhave të lartëqëndrimit.

Lartëqëndrimet globale të nivelit të detit, karakterizohen nga depozitime të cekta, të përhapura gjërësisht, detare deri në jo detare, në shelfe dhe basene me varfëri sedimentesh. Në qoftë se furnizimi me sedimente terrigjene është i pasur, lobet deltaike mund të përparojnë tej buzës së shelfit, në ujëra të thella.

Poshtëqëndrimet globale, karakterizohen nga erozioni dhe mosdepozitimi në shelf, si dhe depozitim të freskoreve të thella detare në basen. Pas një rënieje masive të nivelit të detit, në një poshtëqëndrim global, një mospërputhje ndërajonale zhvillohet zakonisht nga një erozion sipërfaqësor dhe mosdepozitim në shelf dhe kufijtë e basenit, si dhe nga periudha të mosdepozitimit ose të zhvendosjes së modeleve depozituese, në pjesët e ujërave të thella të basenit.

2.4.4. Shkaqet e cikleve globale

Sipas FariBridge (1961), një ndryshim thelbësor në nivelin e detit, në një shkallë botërore mund të prodhohet nga një ndryshim në volumin e ujit të detit, nga një ndryshim në formën e baseneve të oqeaneve, ose nga një kombinim i të dyjave. Një ndryshim në volumin e ujit të detit, mund të krijohet nga një ngrirje (akullzim) dhe shkrirje ose nga shtimi i ujërave të rinj prej burimeve magmatike, vullkanike ose nga një pranverë e nxehtë (Egyed 1960). Një ndryshim në formën e baseneve të oqeanit mund të prodhohet nga mekanizma gjeotektonike ose mbushjet sedimentare të baseneve. Ndër këta faktorë, vetëm mekanizmat gjeotektonike, duket se kanë një madhësi dhe kohëzgjatje të mjaftueshme, që ka të bëjë me ciklet e shkallës së parë dhe më shumë, siç mund të jenë dhe ato të shkallës së dytë. Akullnajimet dhe ç’akullnajimet zakonisht lidhen më shumë me ciklet e shkallës së tretë dhe më pak me ato të shkallës së dytë, sidomos ato të Neogenit të vonshëm.

Shkaqe të tjera të paidentifikuara, mund të prodhojnë ndryshime të shpejta, që evidentohen në ciklet e shkallës së dytë dhe të tretë ose mund të funksionojnë në kombinim me gjeo-tektonikën dhe/ose me akullzimin, për të vënë në dukje ose zvogëluar ndryshimet. Pitman diskutoi ndikimet e ndryshimeve të mprehta, në ritme të shpërndarjes në fundin e detit në modele mbilëpirje përgjatë shelfeve kontinentale. Shumë interpretues kanë vërejtur mospërputhje, të cilat ndodhin njëkohësisht në shumë zona të globit.

Duke i përmbledhur, mund të themi se shkaqet për ciklet e radhës së parë dhe disa të radhës së dytë mund të jenë të lidhura me mekanizmat gjeotektonikë. Disa nga ciklet e radhës së dytë dhe të tretë mund të shpjegohen me anë të akullnajimit. Rëniet e shpejta të nivelit të detit, të vërejtura në mënyrë të vazhdueshme në fund të cikleve të shkallës së tretë, mbeten të pashpjegueshme, kur nuk njihen gjurmë të akullnajimit.

2.4.5. Aplikimet

Vlerësimi i moshës gjeologjike të shtresës para një shpimi është një teknikë sizmike-stratigrafike, që aplikohet zakonisht në zona të kontrolluara rrallë ose pa puse, (Fig. – 3). Aty ku puset janë të pranishëm dhe janë përcaktuar zonimet biostratigrafike, ato mund të lidhen me sekuenca sizmike, për një përcaktim të saktë të moshës, nëpër zona me rrjet sizmik. Nëqoftëse nuk ekziston një kontroll i puseve, mosha gjeologjike mund të përcaktohet, duke ndërtuar një diagramë rajonale të ndryshimeve relative të nivelit të detit nga të dhënat sizmike dhe duke ia përshtatur ato diagramës botërore. Saktësia mund të përmirësohet me anë të informacionit, nga zhveshjet sipërfaqësore ose nëpërmjet puseve në distancë, të cilat ndihmojnë për të krijuar moshën e përgjithshme të shtresave, që njihen se janë në basen.

Duke përdorur ciklet globale, me kufijtë e tyre natyralë dhe të rëndësishëm, një sistem ndërkombëtar i gjeokronologjisë mund të zhvillohet në baza racionale. Nëse gjeologët bashkojnë përpjekjet e tyre për të përgatitur karta më të sakta të cikleve rajonale dhe t’i përdorin ato për të përmirësuar diagramën globale, mund të arrihet të bëhet një standart më i saktë dhe më i kuptueshëm për periudhën e Phanerozoit.

2.5. Kuptimi Kronostratigrafik i Reflektimeve Sizmike

Ç’farë përfaqësojnë reflektimet sizmike, në një prerje kohe dhe si lidhen ato me sipërfaqet fizike, me njësitë litostratigrafike, me korrelimet paleontologjike dhe ç’saktësi kanë korrelimet kronostratigrafike të reflektimeve sizmike?

2.5.1. Marrëdhëniet e sipërfaqeve fizike me reflektimet sizmike

Në natyrë ekzistojnë dy lloj sipërfaqesh fizike të krijuara gjatë kohëve gjeologjike, sipërfaqet shtresore dhe sipërfaqet mospërputhëse. Shtresat sedimentare krijohen gjatë sedimentimit dhe me kalimin e kohës pësojne ndryshime, si rezultat i fenomeneve të ndryshme gjeologjike. Siç dihet, shtresat vendosen në mjediset depozituese, në përputhje me ligjet e depozitimit, pothuajse horizontale ose me kënde shumë të vegjël e lidhur kjo me kushtet e bregut, të shelfit, të pjerrësisë shelfore, të detit të thellë etj.

Forca të ndryshme, që veprojnë në natyrë bëjnë që, shtresat të kenë pamje nga më të ndryshmet, horizontale, të pjerrëta, të këputura, të përkulura etj. Ato ndryshojnë edhe nga pikëpamja litologjike në shtrirje horizontale e vertikale dhe krijohen gjatë depozitimit në bazë të ligjit të shpërndarjes së materialit sedimentar, sipas rëndesës, d.m.th. materialet më të ashpra më afër bregut dhe duke u larguar nga burimi i ushqimit e me thellësinë e detit vendosen materiale më pak të ashpra, deri sa dora dorës vendosen alevrolitet, argjilat kokerimta e llumrat. Kjo shtresë i përket një kohe të caktuar gjeologjike dhe themi se është një kohore. Këto plane një kohore plotësojnë kushtin, që të regjistrohen me metodën sizmike të valëve të reflektuara. (Fig. – 27)

Përsa u përket mospërputhjeve (sipërfaqet e gërryera, apo ato që lidhen me pushimet), ato plotësojnë kushtet për t’u regjistruar sizmikisht dhe duke qenë se, në të shumtën e rasteve vënë në kontakt shkëmbinj me mosha dhe litologji të ndryshme, janë kufij të fortë reflektues. Sipërfaqet shtresore dhe ato mospërputhëse paraqesin rendësi kronostratigrafike, në kuptimin që ato ndajnë gjithnjë shkëmbinjte më të rinj të vendosur sipër tyre, me shkëmbinjtë më të vjetër të vendosur poshtë tyre. (Fig. – 3, 8)

Kjo cilësi e përbashkët e këtyre dy lloj sipërfaqeve fizike përbën kuptimin kronostratigrafik që kanë ato në studimet gjeologjike.

Në figurën – 15 janë paraqitur sipërfaqet shtresore, mospërputhese dhe njësitë litostratigrafike, në rastin e një transgresioni, regresioni dhe të një vije bregore të qëndrueshme dhe të idealizuar. Nga vetë kuptimi i formimit të tyre rrjedh se, sipërfaqet fizike ekzistojnë gjatë vendosjes së shtresave dhe mospërputhjeve dhe jo gjatë vijës së facies litologjike. Kjo e fundit është vendosur në mënyrë të tillë, që pret nivelet njëkohore, dhe në rastet në natyrë është shumë e çrregullt dhe sporadike, prandaj ato nuk regjistrohen sizmikisht, por po të kishin shtrirje të gjerë në një sipërfaqe të madhe dhe proceset e sedimentimit të jepnin një sipërfaqe të rregullt e të lëmuar, gjë që është shumë e vështirë të ndodhë.

Siç u theksua edhe më lart dhe siç duket edhe nga figura - 3, sipërfaqet shtresore paraqiten me përbërje të ndryshme litologjike, prandaj sizmikisht do të regjistrohen ato sipërfaqe ose pjesë të tyre, që kanë ndryshim të rezistencës akustike (produkti i densitetit me shpejtësinë), gjatë përhapjes së tyre. Në shumicën e prerjeve gjeologjike të shkëmbinjve sedimentare, ka ndryshim të mjaftueshëm me shpejtësi dhe densitet për të dhënë reflektime sizmike, qoftë edhe me amplitudë të vogël. Rregulluesi automatik i amplitudës, gjatë përpunimit të materialit parësor sizmik, i bën të dukshëm në prerjen e kohës këto reflektime, me amplitudë të vogël. Kështu del, se përpunimi i zakonshëm (konvencional) nuk jep mundësi, që të bëhet dallimi litologjik në shtrishmëri horizontale e vertikale, për shtresat depozituese. Përpunime të veçanta, që marrin parasysh ruajtjen e amplitudës së reflektimeve gjatë përpunimit japin mundësi për deshifrim litologjik, por në mënyrë të shumtë të përafërt dhe për kohë të vogla regjistrimi.

Mospërputhjet janë sipërfaqe fizike të gërryera ose me pushime depozitimi dhe vendosen zakonisht, me një kënd kundrejt sipërfaqeve shtresore të nënshtrira ose të mbivendosura. Mospërputhjet këndore sizmikisht shprehen në tri mënyra: mënyra e ndryshimit të dukshëm në shpejtësi – dendësi, e cila gjatë mospërputhjes nuk do të jepte reflektim të saj në prerjen e kohës. Në këtë rast, mospërputhja gjendet në prerjen sizmike nga shprehja mospërputhëse, ndërmjet reflektimeve të nënshtrira e të ndërprera dhe reflektimeve të mbishtrira. Në qoftë se ka një ndryshim të madh të shpejtësi – dendësisë, gjatë mospërputhjeve, ajo do të duket si një reflektim, herë i vazhduar herë jo i vazhduar. Reflektimi do të jetë i vazhduar, në qoftë se koeficienti i reflektimit, i krijuar prej shtresave mbi dhe nën mospërputhje është shumë më i madh se koeficientët e reflektimit të shtresave të tjera, që ndodhen nën to dhe mbi këto shtresa të afërta me mospërputhjen. Nëse shtresat e nënshtrira dhe të mbishtrira pjerrësohen sipas mospërputhjes dhe kanë koeficientë të mëdhenj reflektimi (përafërsisht sa ai i mospërputhjes), reflektimi i saj do të jetë në fazë ose në kundërfazë me reflektimet nga shtresat e gërryera poshtë saj dhe sipër saj, duke u dukur në këtë mënyrë si reflektim i vazhduar.

Mospërputhjet jo këndore, zakonisht paraqesin reflektime të forta, që vijnë nga një ndryshim karakteristik në shpejtësi ose densitet dhe nga mbledhja e reflektimeve prej shtresave paralele, poshtë dhe sipër tyre. Mospërputhjet jo këndore, zakonisht përcaktohen nga një rrjet profilesh, duke u lidhur me zonat, ku ato paraqesin mospërputhje këndore. Zakonisht nevojiten kriteret paleontologjike për të dokumentuar një mospërputhje në përgjithësi dhe jo këndore në veçanti.

Mbilëpirjet e poshtëlëpirjet janë të pranishme mbi sipërfaqen mospërputhëse dhe shtresat e shkurtuara nga gërryerjet janë të pranueshme nën to. Mospërputhja, shumë herë nuk është një kohore dhe mund të paraqesë reflektime që ndryshojnë në shtrishmëri ose nga mosdepozitimi ose nga gërryerja, por ajo gjithmonë ka kuptim kronostratigrafik, që shkëmbinjtë e vendosur mbi të janë më të rinj se ata të vendosur nën të. Shembull i plotë i kësaj është mospërputhja e Patos – Verbasit. Ajo vë në kontakt diku gëlqerorët e paleogenit me Tortonianin, diku vazhdon me flishin deri tek me të rejat. (Fig. – 3)

2.5.2. Kuptimi kronostratigrafik i reflektimeve sizmike dhe marrëdheniet e sipërfaqeve fizike me reflektimet sizmike

2.5.2.a. Të përgjithshme

Dy tipe të sipërfaqeve fizike janë të pranishme në kohën e depozitimit, sipërfaqet shtresore dhe mospërputhjet. Secili tip jep reflektimin sizmik, nëse ndodh një kontrast i mjaftueshëm shpejtësi – densitet.

Sipërfaqet shtresore – janë sipërfaqe shtresëzimi, që ndajnë shtresa sedimentare. Ato përfaqësojnë periudha të mos depozitimit ose ndryshim në sekuencën depozituese. Sipërfaqet e shtresëzimit, jo gjithmonë ndajnë shtresa të ndryshme, diku shtresat kufizuese janë të të njëjtit tip shkëmbi. Ndërsa sipërfaqet shtresore, që kanë kontrast shpejtësi - densitet ndikojnë në reflektimet sizmike.

Mospërputhjet – janë sipërfaqe të erozioneve ose të mosdepozitimeve, që ndajnë shtresat më të reja nga ato më të vjetra dhe përfaqësojnë një hap të rëndësishëm gjeologjik. Zakonisht, kanë mospërputhshmëri këndore. Pranë tyre ndeshen shkurtime erozionale, mbilëpirje, poshtëlëpirje. Vetëm nga kontrasti shpejtësi – densitet, reflektimi i mospërputhjeve mund të jetë i vazhdueshëm. Ai do të jetë i vazhdueshëm, kur koeficienti i reflektimit të shtresave mbi ose nën mospërputhje ëshë më i madh se koeficientët e reflektimit të sipërfaqeve shtresore të nënshtrira ose të mbishtrira.

Mospërputhjet jo këndore japin reflektime të forta, që vijnë nga ndryshimet karakteristike në shpejtësi ose densitet dhe ndërhyrje konstruktive të reflektimeve nga shtresat paralele të mbi ose nënshtrira.

2.5.2.b. Kuptimi kronostratigrafik i sipërfaqeve shtresore dhe mospërputhjeve

Si sipërfaqet shtresore dhe mospërputhjet kanë kuptim kronostratigrafik, sepse të parat (bedding and stratal surfaces) përfaqësojnë thyerje kronostratigrafike në një interval kohe gjeologjik, prandaj dhe janë kryesisht të njëkohëshme. Të dytat siç është thënë, ndajnë shkëmbinjtë më të vjetër nga ata më të rinjtë.

Ndërsa, njësitë litostratigrafike e presin kohën, transgresojnë edhe reflektimet sizmike, sepse ato përcaktohen më tepër nga përmbajtja litologjike se sa nga gjeometria e shtresave, për më tepër, që ato përbëhen nga të dhëna fragmentare të zhveshjeve apo të thellësive, ku nuk mund të ndiqen sipërfaqet shtresore, që gjenerojnë reflektime sizmike primare, p.sh. Suita Rrogozhina është njësi litostratigrafike, që transgreson kohën dhe pret reflektimet sizmike. (Fig. – 18). Eksperimentet kanë treguar se korrelimet kronostratigrafike nga të dhënat sizmike kanë saktesinë prej + - ½ e gjatësisë së valës së saj.

2.5.2.c. Lidhjet midis reflektimeve sizmike, sipërfaqeve shtresore dhe njësive litostratigrafike.

Supozimi bazë i stratigrafise sizmike është, që një reflektim i korrespondon një kufiri kohor stratigrafik. Ky i fundit është paraqitja e shtresës në një prerje gjeologjike për një kohë të përcaktuar gjeologjike. Duke përjashtuar reflektimet që lidhen me kontaktin e fluideve dhe interferencat e ndryshme, ky supozim qëndron dhe është i argumentuar me të dhënat e puseve. Ashtu siç trajtuam edhe në pikën e parë, nga pikëpamja gjeologjike nuk është e thënë, që një kufi kohor stratigrafik të jetë dhe kufi litologjik. Sipas sizmikës nuk është e thënë, që një kufi kohor stratigrafik të ketë kudo kontrast të rezistencës valore.

Në një rajon të caktuar, një kufi kohor stratigrafik mund të jetë një kufi litologjik p.sh, kalim nga argjila në ranorë, gjatë këtij kufiri dhe si rrjedhim është edhe një reflektor i mirë sizmik. Më tej, gjatë basenit në kushte më të qeta depozitimi, ranori mund të zëvendësohet me alevrolite e argjila, pra i njëjti kufi stratigrafik pushon së qëni litologjik dhe koeficienti i reflektimit mund të bjerë deri në zero. Konvencionalisht, ne kemi të drejtë të kalojmë një kufi të menduar reflektues, që paraqet një kufi kohor stratigrafik, në përputhje me ecurinë e përgjithshme të kufijve reflektues, që vërehen në prerjen e kohës më lart ose më poshte se ky kufi, që nuk duket aty.

Në figurën – 28 tregohet korrelimi i pesë puseve të vendosur në një monoklinal sipas lakoreve të karrotazhit elektrik, ku tregohen sipërfaqja mospërputhese P-P dhe shtresat që përbëjnë pakot 8,10,15. Gjithashtu, në figurë tregohet vija e facies ranorike, që lidh tavanin e pakos 8 në pusin 5 me tavanin e pakos 10 ose fundin e pakos 15 në pusin 1. Çdo kufi reflektues i ndërtuar nga prerja e kohës tregon shtresat, që përbëjnë pakot 8,10,15 dhe asnjë kufi reflektues i kthyer në thellësi nuk përputhet me tavanin e ranorëve bazale, që tregon vijën e facies. Nga të dhënat e puseve del se inventari më i sipërm, d.m.th. trashësia midis kufijve 15 dhe 10 është tërësisht argjilore e mesme midis kufijve 10 deri tek 8. Gjithashtu është tërësisht argjilore në pusin 5, por është shumë më tepër ranorike në drejtim të ngritjes, aq sa në pusin 1 është tërësisht ranorike.

Trashësia e mesme midis kufijve 10 deri tek 8, gjithashtu është tërësisht argjilore në pusin 5, por është shumë më tepër ranorike në drejtim të ngritjes, aq sa në pusin 1 është tërësisht ranorike. Trashësia më e poshtme, nga kufiri 8 deri te mospërputhja është kryesisht ranorike, gjatë gjithë prerjes. Kjo trashësi e fundit hollohet dukshëm, në drejtim të ngritjes, për shkak të mbilëpirjes tek mospërputhja e nënshtrirë P-P. Nga sa shqyrtuam më sipër duket që kufijtë 8,10,15 të përcaktuar në prerjen sizmike ndërpriten me vijën e facies dhe asnjë reflektim sizmik nuk është regjistruar sipas vijës së facies, mbasi nuk është kufi fizik, por një kufi fragmentar i përcaktuar arbitrarisht nga korrelimet litologjike dhe jo nga gjeometria shtresore. Po ashtu del e qartë, që njësia ranoike e përcaktuar midis kufirit 8 dhe mospërputhjes në pusin 5 është shumë më e vjetër se sa njësia ranorike e poshtme mbi mospërputhje në puset 2 dhe 1.

Në figurën - 29, tregohet prerja e kohës e migruar e profileve 102/85 + 238/83, që lidh strukturën e Semanit dhe atë të Ardenicës deri në bazën e Pliocenit. Në profil janë hedhur puset Se-1, Se-5 dhe Ard-19. Me anë të karrotazhit elektrik në puse është përcaktuar baza e konglomerateve dhe fundi i suitës regresive Rrogozhina “R”, si dhe baza e Pliocenit “P-P”. Siç duket nga profili, kufiri sizmik që lidhet me konglomeratet në pusin Sem-5 del më lart në kohë në pusin Ard-19. Nga ana tjetër, kufiri sizmik, që lidh bazën e konglomerateve në pusin Ard-19 shkon më thellë në pusin Sem-5. E njëjta gjë ndodh edhe në suitën regresive Rrogozhina. Po të lidhemi me anë të kufijve sizmike, Rrogzhina që lidhet në kohën 0.75 sek në pusin Ar-19 në rastin më të mirë do të vijë në kohën 1.3-1.4 sek. në pusin Sem-5. Po kështu mund të vazhdohet edhe për kufijë të tjerë deri tek mospërputhja P-P, e cila lidhet mirë si me puset dhe me materialin sizmik.

Nga sa më sipër vërtetohet se sizmika reflekton sipërfaqen mospërputhëse P-P dhe sipërfaqet shtresore të mbishtrira, pavarësisht se ato në shtrishmëri pësojnë ndryshime litologjike. Kjo do të thotë, që me anë të kufijve sizmike, konglomeratet ose materiali i trashë i suitës Rrogozhina në pusin Ard-19 lidhen me argjilat në pusin Seman-5. Bashkërendimi i të dhënave të puseve, me ato sizmike për konglomeratin e suitës Rrogozhina, që shprehin ndryshime litologjike, tregon se vijat e facies ndërpresin kufijtë sizmike. Asnjë kufi sizmik nuk shihet të kalojë sipas vijës së facies. Më poshtë do të flasim më gjerësisht për lidhjen e kufijve sizmike me të dhënat paleontologjike, por që tani mund të thuhet që, konglomerati dhe suita në pusin Ard-19 janë më të vjetër në kohë se konglomerati dhe suita Rrogozhina në pusin Sem-5.

2.5.3. Lidhja midis korelimeve paleontologjike dhe reflektimeve sizmike

Ndihmesë të madhe për të vërtetuar, që kufijtë sizmike shprehin kufij kronostratigafike, japin metodat paleontologjike. Me anë të këtyre metodave është vërtetuar përfundimisht, kufiri kronostratigrafik në prerjet gjeologjike dhe më pas është bërë lidhja edhe me materialin sizmik, që kalon mbi atë prerje gjeologjike.

Le të ilustrojmë profilin, që lidh Semanin me Ardenicen, siç janë të dhënat e puseve nga pikëpamja e metodave paleontologjike. Me anën e kampioneve të puseve me shllamë janë përcaktuar zonat faunistike të depozitimeve pliocenike në puset Se-1, Se-5 dhe Ard-19. Zonat janë: Sphaerodinellopsis, G. Margaritae, G. puncticulata dhe G. crasaformis. Të nxjerra nga puset dhe të kthyera në kohë me anë të kurbave përkatëse të shpejtësive të puseve del se tavani i zonës me Margaritae ne pusin Seman-1 dhe Seman-5 përcaktohet rreth kohëve 0.850 sek, po ashtu tek pusi Ard-19 koha është 850 sek. (Fig. – 29).

Po të ecim tani sipas kufijve, duke u nisur nga secili pus, del si përfundim se, tavani i zonës me Margaritae e pusit Ard-9, duhet të mos dalë ose të jetë me pjesën më të vjetër të pusit Seman-5, ndërsa tavani i po kësaj zone, në Seman-5, duhet të jetë e një kohëshme me konglomeratet e pusit Ard-19. Ashtu siç thamë edhe me lart, kur në strukturën e Ardenicës depozitoheshin konglomeratet, më tej gjatë basenit diku depozitoheshin ranorët, më tej alevrolitet e deri tek argjilat, ku përcaktohet G. Margaritae tek pusi Seman-5. Brenda rajonit të Semanit vihet re se, zonat faunistike lidhen mirë me kufijtë sizmike.

Ndihma e drejtpërdrejtë e paleontologjisë për të vërtetuar, që kufijtë sizmikë janë një kohor do të ishte përcaktimi i pjesëve më të reja e më të vjetra brenda zonës me Margaritae, për rastin e shembullit tonë. Detajimi i mëtejshëm i prerjes së Pliocenit, gërryerjet ose pushimet, që mund të kenë ndodhur gjatë pliocenit.

Mund të vemë artikullin korrelimet bistratigrafike ne rev nafta e gazi

2.5.4. Saktësia e korrelimeve kronostratigrafike

Saktësia e korrelimeve kronostratigrafike me anë të të dhënave sizmike varet nga cilësia e këtyre të dhënave dhe nga ndarshmëria. Problemin do ta ilustrojmë me një metodë të llogaritur për disa shtresa, me përbërje ranorike të ndërfutur në argjila masive. Figura - 30 tregon një prerje gjeologjike të mbivendosur në dy prerje sizmike sintetike pa zhurma, të përgatitura me sinjale të thjeshta sinusoidale me karakteristika frekuenciale 50 hz dhe 20 hz. Koha vajtje-ardhje e reflektimit nga shtresat ranore është rregulluar e tillë, që reflektimi të bjerë mbi këto shtresa. Kjo është bërë për të ilustruar më mirë lidhjen e reflektimeve me shtresat që i kanë shkaktuar ato.

Në pjesën e poshtme të figurës - 30, një sinjal me ndarshmëri të lartë, me karakteristikë frekuenciale 50 hz tregon vazhdimësi të mirë të ranoreve, si të shtresës së sipërme dhe atyre të poshtme. Gjithashtu tregon ndryshimet faciale anësore për dy shtresat e mesit, duke na dhënë zvogëlim amplitude në argjila, ku koeficienti i reflektimit ulet shumë, sepse janë brenda së njëjtës litologji. Pjesa e sipërme e figurës tregon të njëjtin model gjeologjik dhe një prerje sizmike sintetike të bërë këtë herë me një sinjal 20 hz me ndarshmëri të ulet.

Në këtë rast të dytë, vazhdimësia e ranoreve më të sipërm ruhet, sepse ky ranor është ndarë prej të tjerëve (me ndarje kuptohet distanca midis shtresave e krahasuar me gjatësinë e valës). Për tri ranorët e mëposhtëm vëmë re se ata bashkohen në një formë vale të përbërë, që përhapet kryq njësive depozituese dhe duket sikur cënon parimin e paralelizmit. Rasti i porsa shqyrtuar është i idealizuar, por shpreh kufizimet e metodës sizmike për ndarjen e shtresave të holla kronostratigrafike. Punimet sizmike, me zgjidhshmëri të lartë vazhdimisht ulin kufirin e shtresës më të hollë, që mund të ndahet nga një gjatësi vale e caktuar, megjithatë problemi i ndarjes së shtresave të holla në thellësi të mëdha përmban një sërë kufizimesh të metodës sizmike. Literatura tregon se korrelimet kronostratigrafike më të dhënat sizmike janë të sakta deri në ± ½ e gjatësisë së valës, në përputhje me ndryshimet e mundshme që ka.

2.5.5. Kurthet e korrelimeve kronostratigrafike

Jo të gjitha reflektimet vijnë nga sipërfaqet e shtresëzimit, por edhe nga modelet e zhurmave koherente, si difraksionet etj., që po të mos njihen të keq drejtojnë në interpretim, sepse s’janë reflektime primare ose të migruara nga pozicione të sakta të tyre. Në shumë raste vërehet se, reflektimet e veçanta transgresohen zakonisht nga ndryshimet e karakterit të reflektimeve, veçanërisht të amplitudave ose humbasin në zona transparente, ku tufëzat e amplitudave të larta e zonat e tejdukshme janë përdorur si repera në prerjet, por të dhënat faunistike tregojnë se këto zona presin kohën: duhet te vazhdojë

2.6. Interpretimi Stratigrafik i Modeleve të Reflektimeve Sizmike në Sekuencat Depozituese

Një sekuence sizmike është një sekuencë depozituese e identifikuar në prerje sizmike. Sekuenca sizmike ka të gjitha vetitë e sekuencës depozituese vetëm se, këto mund të njihen e interpretohen nga të dhënat e reflektimeve sizmike.

2.6.1. Sekuencat sizmike të përcaktuara nga mbylljet e reflektimeve

Mbylljet e reflektimeve janë kriteret kryesore per njohjen e kufijve të sekuencës sizmike. Tipet e mbylljes së reflektimeve bazohen në tipet e mbylljes së shtresave të përcaktuara, në pjesën e dytë të listuara si më sipër, si edhe në figurën – 31, e më poshtë në tabelën – 1. D.m.th., shkurtimi nga gërryerja, lartëlëpirja, mbilëpirja, poshtëlëpirja dhe paralelizmi i kufijve reflektues shprehin modelet e shtresave gjeologjike, prej të cilave kanë lindur.

Në prerjen sizmike kemi vazhdimësi reflektimesh, që interpretohen dhe njehsohen me shtresat e depozitimeve gjenetikisht të lidhura. Vazhdimësia e reflektimeve kufizohet në tavan dhe dysheme nga kufij sizmikë të ndërprere, që gjenden me anën e mbarimeve të reflektimeve dhe që përfaqësojnë gjeologjikisht mospërputhjet dhe vazhdimin e këtyre të fundit me përputhje korrelative. (Fig. – 31)

Shkurtimi gërryes dhe lartëlëpirja shprehin modelin, kur kufijtë sizmikë me kënd më të madh përfundojnë me përplasje tek një kufi i sipërm sizmik, që përcaktohet si tavan i sekuencës sizmike ose kur kufij sizmikë horizontale përfundojnë me përplasje tek kufiri sizmik i sipërm i sekuencës, që bie me kënd më të madh. (Fig. – 31)

Mbilëpirje do të kemi kur në kufirin sizmik, të përcaktuar si bazë e sekuencës, me kënd fillimisht më të madh, përfundojnë me përplasje. Kufijtë sizmikë horizontal ose kufijtë sizmikë fillimisht të pjerrët ngjiten me radhë, me përplasje mbi një kufi sizmik, me një pjerësim fillimisht më të madh. (Fig. – 32). Poshtëlëpirje do të kemi atëhere kur, në kufirin sizmik të përcaktuar si bazë e sekuencës, të pjerrët ose horizontale përplasen me radhë mbi kufij sizmik fillimisht të pjerrët. Në rastet kur, nuk mund ta dallojmë mbilëpirjen nga poshtëlëpirja, për shkaqe të ndryshme, përdorim emërtimin bazëlëpirje.

Paralelizëm me bazë do të kemi atëhere kur kufijtë sizmikë, mbi kufirin sizmik të përcaktuar si bazë e sekuencës janë paralele, d.m.th. nuk përfundojnë me përplasje tek ky kufi i poshtëm. Po kështu përcaktohet edhe paralelizmi me tavanin e sekuencës për kufijtë sizmikë, që ndodhen nën të dhe nuk përfundojnë me përplasje tek ky kufi i sipërm i sekuencës. Nëse dy prerje sizmike të ndërprera me kënd të drejtë tregojnë mbilëpirje të dukshme, atëhere modeli sizmik në bazën e sekuencës quhet mbilëpirje e vërtetë. Mbilëpirja e vërtetë është kriteri më i qartë për të dalluar bazën e sekuencës.

Larglëpirja është modeli ku, kufijtë sizmikë kalojnë nga lartëlëpirja në mbilëpirje ose poshtëlëpirje. Ky model sizmik reflekton modelin e shtresave që përhapen gradualisht për në basenin e ujrave të thella. Në figurën – 33 tregohen të gjitha modelet në kufij të sekuencës që përmendëm më lart, në një sekuencë të idealizuar sizmike.

Të gjitha këto modele duken qartë në profile të ndryshme sizmike në U.P.A., ku cilësia e materialit është e mirë dhe mund të bëhen interpretime të tilla. Në figurën – 29 jepet profili 100/85 në rajonin Seman. Prerjen sizmike e kemi ndarë në tri sekuenca A,B,C, ku A dhe B janë në Pliocen dhe C përfshin formacionin Miocenik. Në prerje duket shumë qartë kufiri mospërputhës P-P dhe poshtë tij modeli me shkurtim gërryes, që shpreh shpëlarjen e formacioneve të Miocenit të sipërm. Ky është model i përcaktuar në kufirin e sipërm të sekuencës C, por P-P shërben edhe si kufi i poshtëm i sekuencës B. Modeli i vendosjes së sekuencës B tek kufiri P-P përcaktohet si bazëlëpirje ose poshtëlëpirje. Duke pasur parasysh të dhënat në shtrishmëri nga lindja në perëndim, ky model mund të klasifikohet si poshtëlëpirje. Sekuenca B ka si kufi të sipërm S-S. Modelet tek ky kufi nuk janë të qarta si në rastin e parë, por poshtë tij mund të përcaktohet modeli me lartëlëpirje. Pra, me anë të kritereve që përcaktuam mund të ndajmë prerjen e migruar të kohës në sekuenca sizmike, të cilat janë të lidhura me sekuencat përkatese depozituese. Më tej, ndërtojmë në plan skemat e kohës dhe të thellësisë të kufijve të sekuencave. Kështu është e ndërtuar për të gjithë U.P.A., skema e kufirit mospërputhës P-P.

2.6.2. Faciet sizmike të përcaktuara nga konfiguracioni i reflektimeve

2.6.2.a. Parametrat e facies sizmike

Pasi janë përcaktuar sekuencat sizmike, mjediset dhe litofaciet, brenda sekuencës interpretohen nga të dhënat sizmike dhe gjeologjike. Analiza e facieve sizmike është përshkrimi dhe interpretimi gjeologjik i parametrave të reflektimeve sizmike, duke përfshirë konfiguracionin, vazhdimësinë, amplitudën, frekuencën dhe shpejtësinë intervalore. Çdo parametër jep informacion të konsiderueshëm mbi gjeologjinë e thellësisë. Konfiguracioni i reflektimeve shpalos modelet e mëdha të shtresëzimit, prej të cilave mund të interpretohen proceset e depozitimit, erozionit dhe paleotopografisë. Përveç kësaj, zakonisht identifikohen reflektimet e kontaktit të fluidit (reflektime të sheshta).

Vazhdimësia e reflektimeve është e lidhur ngushtë me vazhdimësine e shtresës. Reflektime të vazhdueshme, shpesh flasin për depozitime të shtresëzuara në mënyrë jo uniformë dhe të përhapura gjërësisht.

Amplituda e reflektimeve përmban informacion mbi shpejtësinë dhe kontrastet e densitetit midis ndërshtresave individuale dhe rreth hapësirës e tyre. Kjo përdoret për të parashikuar ndryshimet anësore të shtresëzimit dhe të pranisë së hidrokarbureve. Frekuenca është një karakteristikë e natyrës së dinamikës sizmike, por lidhet gjithashtu me faktorë të tillë gjeologjikë si: hapësira e reflektimeve ose ndryshimet anësore në shpejtësine e intervalore, siç lidhen dhe me praninë e gazit. Grupimi i këtyre parametrave, në njësi facie sizmike të hartografueshme jep mundësi për interpretim, përsa i përket mjedisit depozitues, burimeve të sedimenteve dhe të regjimit gjeologjik.

Konfiguracioni i reflektimeve sizmike është parametri sizmik më i dukshëm dhe i analizuar drejtpërdrejt. Konfiguracioni shtresor interpretohet nga konfiguracioni i reflektimeve sizmike dhe i referohet modeleve gjeometrike dhe lidhjeve të shtresës me njësinë stratigrafike. Këto tregojnë zakonisht proceset dhe situatën e depozitimit dhe më vonë lëvizjet strukturore. Analiza dhe hartografimi i konfiguracionit shtresor nga konfiguracioni i reflektimeve sizmike theksohen si hapat e para, në një analizë të plotë të facieve sizmike. (Fig. – 34)

2.6.2.b. Njësitë e facies sizmike

Njësitë e facieve sizmike janë njësi tri-përmasore, të hartografueshme, të përbëra nga grupe reflektimi, parametrat e të cilave ndryshojne nga ato të njësive të facieve përbri. Kur parametrat e reflektimeve të brendëshme, forma e jashtme dhe lidhjet tri-përmasore të këtyre njësive faciesh sizmike janë të përshkruara, njësite mund të interpretohen në funksion të regjimit së mjedisit, proceseve të depozitimit dhe vlerësimeve të litologjisë. Ky interpretim bëhet, gjithmonë, brenda kontureve stratigrafike të sekuencave depozituese të analizuara më parë.

2.6.2.c. Forma e jashtme dhe konfiguracioni i reflektimeve

Gjeometria e përgjithshme e njësive të facieve sizmike përbëhet nga forma e jashtme dhe konfiguracioni i reflektimeve të brendshme të njësisë. Të dyja këto duhet të përshkruhen në mënyrë që të kuptohet ndërlidhja gjeometrike dhe regjimi i depozitimeve të njësive të facies. Megjithatë, analizat fillestare fillojnë gjithmonë në gjendjen dy-përmasore të një prerjeje të vetme sizmike dhe këto konfiguracione të dukshme përpunohen më vonë në një rrjetë tri- përmasore të prerjeve sizmike.

2.6.3. Koncepti i energjisë depozituese

Kur përshkruhen dhe maten njësitë e facieve sizmike, ato së pari interpretohen në lidhje me proceset sedimentare, regjimet e sedimentimit dhe energjisë depozituese të mjedisit; më pas në lidhje me potencialin litologjik të facieve sizmike. Nëse për shembull, regjimi i interpretuar i mjediseve të një njësie të facies klastike ka energji mjaftueshmërisht të lartë për të transportuar dhe depozituar sasi të konsiderueshme ranorësh, atëherë faciet konsiderohen kryesisht ranorike. Përkundrazi, nëse energjia depozituese është e ulët dhe e pamjaftueshme për të zhvilluar grumbullime të konsiderushme ranorësh, atëherë faciet konsiderohen kryesisht argjilore. Fatkeqësisht, shumë shembuj specifikë faciesh me energji të lartë dhe tipikisht ranore dëshmojnë se janë tërësisht argjilore dhe alevritore, sepse burimet e rërës nuk janë të përshtatshme. Në këtë mënyrë, kriteret e energjisë së ulët dhe të lartë zbatohen vetëm mbi depozitimet potenciale të rërës. Teknika të tjera, për shembull kalibrimi i shpejtësisë intervalore për prognozimin e ranorëve duhet të përdoret për të interpretuar prezencën aktuale të ranorëve te shtresëzuar.

2.6.4. Analizat e facieve sizmike

Analiza e facies sizmike interpreton mjedisin dhe litofacien nga të dhënat sizmike. Njësitë e facies sizmike janë grupe reflektimesh sizmike, parametrat e te cilave si konfiguracioni, amplituda, vazhdueshmeria, frekuenca dhe shpejtësia shtresore ndryshojnë nga grupe fqinjë. Grupet kryesore të konfiguracioneve janë konfiguracioni i shtresëzuar, konfiguracioni kaotik dhe konfiguracioni pa reflektime. (Fig. – 35)

Konfiguracioni i shtresëzuar ndahet në konfiguracion të thjeshtë dhe në atë të përbërë kompleks. Konfiguracioni i thjeshtë ndahet në paralel, subparalel e divergjent dhe ai kompleks në oblik dhe në formë “S”-je (Sigmoid), si dhe kombinime të tyre, (Fig. – 36). Format e jashme janë: brezi, brez i valëzuar, ledhi, thjerza, lloje të ndryshme kodrinash, lloje te ndryshme mbushjesh, freskore. Një formë e jashme mund të përmbajë një ose disa konfiguracione.

Në figurën - 37, tregohen konfiguracione të ndryshme, kurse në figuën - 38 jepen format kryesore të jashme të njësisë të facies sizmike. Konfiguracioni i reflektimit na jep modele të mëdha shtresëzimi, prej të cilave mund të interpretohen proceset depozituese, shpëlarjet e pushimet dhe paleogjeografia.

Vazhdueshmëria e reflektimit është ngushtësisht e lidhur me vazhdueshmërinë e shtresave. Kështu reflektimet me vazhdimësi të mirë tregojnë për depozitime të përhapura në një zonë të gjerë të shtresëzuara uniformisht.

Amplituda e reflektimit përmban informacion për ndryshimin në shpejtësi dhe densitet të sipërfaqeve të veçanta dhe për përhapjen e tyre. Ajo është e përdorshme për parashikimin e ndryshimeve anësore të shtresave dhe herë herë për praninë e hidrokarbureve. Përpunimet për të vlerësuar amplitudën duhet të jenë me amplitudë të ruajtur.

Frekuenca është një parameter karakteristik i natyrës së impulsit sizmik, por është gjithashtu e lidhur me faktorë të tillë gjeologjikë, si shtrirja e kufijve reflektues ose ndryshimet anësore në shpejtësinë shtresore si edhe lidhet me praninë e gazit.

Nga të katër këta parametra, në kushtet tona në mund të përdorim me sukses analizën e facies, me anën e konfiguracionit të parametrave të facies sizmike.

Tab. 1. Interpretimi gjeologjik i parametrave të facies sizmike.

Mbylljet e refektimeve (në kufijte e sekuencave)	Konfiguracioni i reflektimeve (Brenda sekuencave)	Format e jashme të sekuencave e njësive të facies.
Lëpirje Bazë lëpirje Mbilëpirje Poshtëlëpirje Lartlëpirje Shkurtim erozional Struktural Konkordance (pa mbyllje)	Konfiguracione kryesore të shtresave Paralele Pak si paralele Të pjerrta prograduese Sigmoide Të pjerrta komplekse Hummocky Kaotike, Reflektime të lira Terma modifikuese pothuaj te rregullta uniforme Lentikulare valore të çrregullta, të ndrydhura, etj.	Të sheshta Bankore Të sheshta lentore Të kodrinëzuara Të mbushjes Si drapër Të sheshta si drapër ose si daltë

Tipet e modeleve të konfiguracioneve të reflektimit

Paralele dhe pak si paralele

Me termat modifikuese “pothuaj” ose valore takohen një sërë formash të jashtme, por më shumë lidhen me faciet e sheshta të mbushjes. Ky model supozon ritme uniforme të depozitimit në një shelf, që zhytet uniformisht ose pllajë basenore të qëndrueshme.

Divergjente

Karakterizohet nga forma daltore, në të cilën shumicën e trashjes anësore shoqërohet me trashjen e cikleve të reflektimeve individuale se sa të mbilëpirjes, etj. Ky tip supozon variacione laterale, në ritmin e depozitimit ose pjerrësi progresive të sipërfaqes depozituese.

Konfiguracionet e reflektimeve prograduese

Format e modeleve prograduese, si sigmoide të pjerrëta, komplekse, të pjerrësuara (shingle) e kaotike, të orientuara nëpër sipërfaqet depozituese me pjerrësi të lartë quhen klinoforme. Ndryshimet në modelet prograduese të klinoformeve lidhen me ritmet e depozitimit dhe me thellësinë e ujit, të cilat takohen në shumë forma të jashme. (Fig. – 39)

Konfiguracioni sigmoid progradues

Formohet si reflektim i mbivendosur sigmoid (në formë–s), të interpretuara si shtresa me segmente të hollë me kënde rënie të vegjël lart e më të trasha në mes, dhe poshtë me kënd rënie më të madh. (Fig. – 41). Ky tip presupozon furnizim relativisht të ulët me sediment, zhytje relativisht të shpejtë të basenit ose ngritje të nivelit të detit, për të lejuar depozitimin dhe ruajtjen e njësive të pjesës së sipërme. Baseni interpretohet si regjim sedimentimi me energji të ulët. (Fig. – 42)

Konfiguracioni i reflektimeve të pjerrta (oblike) prograduese.

Inerpretohet si model i përbërë nga një numër reflektimesh të pjerrëta, që mbyllen lart nga lartëlëpirja pranë një sipërfaqe të sheshtë dhe poshtëlëpirja kundrejt sipërfaqes së poshtme. Dallohen reflektime të pjerrta, tangenciale dhe paralele. Ky tip nënkupton kushte depozituese me disa kombinime të furnizimit me sediment të bollshëm, zhytje e ngadaltë ose pak e basenit dhe një qëndresë e nivelit të detit për të lejuar mbushjen e shpejtë të basenit dhe flet për një regjim sedimentimi me energji të lartë. (Fig. – 41)

Konfiguracioni i reflektimeve prograduese komplekse sigmoide-oblike.

Pjesa e sipërme përbëhet nga kombinimi kompleks i reflektimeve horizontale sigmoide dhe segmentare të pjerrëta me mbyllje lartlëpirjeje. Këto flasin më tepër për lobe të veçanta, si njësi depozituese prograduese. (Fig. – 41/d)

Konfiguracioni i reflektimeve prograduese të pjerura lehtë

Është një model i hollë sizmik, paralel e i pjerrët, me rënie të butë, që mbyllen nga lartëlëpirje e poshtëlëpirje lartë e poshtë. Ky tip është shumë i zakonshëm me faciet sizmike, që interpretohen si njësi depozituese në ujëra të cekta. (Fig. – 41/c)

Konfiguracioni i reflektimeve kaotikisht te orientuara (Fig. 6).

Përbëhet prej segmente reflektimesh të çrregullta, të pavazhdueshme, duke formuar një model humocky, të shënuar nga mbyllja e reflektimeve jo sistematike dhe të çara. Ky model interpretohet për shtresat, që formojnë lobe klinoforme të vegjël, ndër gjuhësues në ujra të cekta, në një prodelte ose në një pozicion ndërdeltaik. (Fig. – 42)

Konfiguracioni i reflektimeve kaotike

Modelet kaotike janë të vazhdueshme si reflektime dhe të mospërputhshme. Ato interpretohen ose si shtresa të depozituara, disi me energji të lartë ose si shtresa fillimisht të vazhdueshme, që më vonë deformohen. Strukturat rrëshqitëse, komplekset e gërryerjes dhe mbushjes së kanaleve, zonat e deformuara e të rrudhosura nga tektonika duhet të kenë të shprehurit kaotik të reflektimeve sigmoide.

Zona me reflektime të lira

Janë dukuri të njësive gjeologjike homogjene, të pashtresëzuara, të ndrydhura shumë ose me kënd rënie të madh, si argjila ose ranor, sizmikisht të trashë dhe homogjen.

Tipet e formave të jashtme të njësive të facies sizmike

Të kuptuarit e formave te jashme tri–përmasore dhe shoqërimet hapësinore të njësive të facies sizmike është e rëndësishme në analizën e tyre. Format e sheshta, bankore, daltore lidhen më shumë me njësitë e facies sizmike shelfore. Forma e sheshtë si drapër, supozon depozitime uniforme me energji të ulët, të detit të thellë e të pavarur nga relievi i fundit të basenit. Format lentore takohen në shume facie sizmike, por më tepër në faciet klinoforme. (Fig. – 38)

Kodrinëzat

Interpretohen si dallueshmëri të shtresave, që ngrihen mbi nivelin e përgjithshëm të atyre rrethuese. Ato janë ngritje topografike, që vijnë si nga proceset klastike ashtu edhe nga ato të rritjes organike. Karakterizohen nga mbi dhe poshtëlëpirjet e shtresave të mbishtrira, që mbushin e rrethojnë kodrinëzën. Freskoret nën detare, lobet, masa rrëshqitëse, rifet, depozitimet e konturiteve dhe të rrymave të detit të thellë mund të kenë konfiguracione të kodrinëzuara dy përmasore. Në fig. 43 ilustrohen disa nënlloje të formave të kodrinëzuara. Shembulli i formave të kodrinëzuar është si në depozitimet e pliocenit për dy biozonat e para, ku sedimentimi është i tipit turbidik ose i freskoreve nëndetare. Ka raste, kur madhësia e kodrinëzave është e vogël e përcaktuar qartë me të dhenat sizmike. (Fig. – 44)

Modeli i reflektimeve të mbushjes

Interpretohen si shtresa, që mbushin relieve negative. Dallohen disa nënlloje të saj, të ilustruara si në figurën - 44.

III PROCEDURA E INTERPRETIMIT STRATIGRAFIK SIZMIK

3.1. Të Përgjithshme

Një procedurë e përgjithshme për kryerjen e studimeve stratigrafike rajonale, duke përdorur të dhëna sizmike dhe që përfshin analizën e sekuencave sizmike dhe të facieve sizmike, të cilat interpretohen nga mbyllja dhe konfiguracionet e reflektimeve sizmike të gjeneruara nga shtresa sedimentare. Hapa të përgjithësuara në procedurë përfshijnë (1) njohje, korrelim dhe përcaktimin moshor të sekuencave sizmike; (2) njohje, hartografim dhe interpretim të facieve sizmike; dhe (3) analiza rajonale të ndryshimeve relative të nivelit të detit.

3.2. Analiza e Sekuencave Sizmike

3.2.a. Etapa 1:-Njohje, korrelim, përcaktim moshor

Sekuencat sizmike duhet që fillimisht të përcaktohen, duke dalluar sipërfaqe të shkëputura nga mbyllja e reflektimeve. Për të qenë sa më objektivë, sekuencat sizmike dhe kufijtë e krijuar në prerje sizmike, përpara se t’u jepet mosha, vlerësohen me anë të një kontrolli të mirë. Sipërfaqet e mosvazhdimësisë dallohen nga modele sistematike të interpretimit të mbylljeve të reflektimeve përgjatë sipërfaqeve, të cilat kategorizohen si mbilëpirje, poshtëlëpirje, lartlëpirje ose shkurtim erozionues. (Fig. – 45)

Korelimi i plotë nëpërmjet rrjetit sizmik, duhet të gjenerojë një kornizë tri-përmasore të sekuencave sizmike të shtresëzuara në mënyrë të njëpasnjëshme, të ndara nga sipërfaqet e mosvazhdimësisë. Çdo sekuencë sizmike përfaqëson një sekuencë depozituese me shpërndarjen e vet rajonale e të veçantë, gjeometrinë e shtresës, modelin e trashësisë dhe historinë gjeologjike.

Përcaktimi i moshës së sekuencës bazohet, në informacionin e pusit dhe të zhveshjeve, si dhe në parashikimet sizmike, duke i dhënë kuptim moshor sekuencave sizmike të përcaktuara fizikisht dhe lejon që ato të lidhen sipas një konturi standart kronostratigrafik. Sapo përcaktohet mosha e sekuencave, duke përdorur informacion biostratigrafik, radiometrik ose tipe të tjera informacioni, të dhëna të tjera për puset si litologjia, facie depozituese, interpretimet mjedisore, përmbajtja e fluidit dhe informacioni mbi shpejtësinë mund të aplikohet në një shkallë të përshtatshme. (Fig. – 46)

Nëse nuk ekziston informacion mbi puset për pjesë ose për gjithë konturin stratigrafik, atëherë, mosha projektohet dhe parashikohet në bazë të informacionit jashtë zonës, karakteristikat e sekuencave dhe përdorimin e kartës së cikleve globale. Saktësia e parashikimit të moshës ndryshon, por e kombinuar me njohuri të regjimit rajonal gjeologjik, mund të jetë e sukseshme.

3.2.b. Etapa 2: Analiza e facieve sizmike-dallimi, hartografia dhe interpretimi

Analiza e facieve sizmike është analiza e konfiguracioneve të reflektimit dhe parametrave të tjerë sizmikë brenda planit të korelimit të sekuencës sizmike. Këto parametra, duke përfshirë konfiguracionin e reflektimit, amplitudën, vazhdimësinë, frekuencën dhe shpejtësinë intervalore, interpretohen për të shprehur nje sërë veçorish, si ajo e litologjisë bruto e shtresëzimit dhe e depozitimit të sedimenteve të prodhuara nga ciklet. Këto parametra hartografohen, si njësi të facies sizmike, të cilat janë grupe tri-përmasore të reflektimeve, elementët e të cilëve ndryshojne nga ato të njësive fqinje. Këto njësi interpretohen gjithmonë brenda nuancave kronostratografike të kontureve të sekuencave sizmike, (Fig. – 35). Në informacionin bazë të facieve sizmike futen:

(1) marrëdhëniet e reflektimeve në kufijtë e lartë dhe të poshtëm të sekuencës (segmente të mbilëpirjes, poshtëlëpirjes, lartlëpirjes, shkurtimit erozionues dhe përputhjes; si dhe drejtimin e mbilëpirjes dhe poshtëlëpirjes);

(2) tipin mbizotërues të konfiguracioneve të reflektimit (segmente të konfriguracioneve paralele, divergente, sigmoid dhe oblikë). Në shumë raste, një aspekt i facieve sizmike dëshmon si më i rëndësishëm se të tjerët dhe një hartë e veçantë përgatitet për të portretizuar këtë aspekt të vetëm.

Më pas vjen interpretimi i hartave të facieve sizmike, në lidhje me regjimin mjedisor si shelfi, shpati, pozicioni i basenit, mjedisi detar dhe jo detar, thellësitë e ujërave paleobatimetrikë, energjinë e ambjenteve depozituese, drejtimi i transportit ose aspekte të tjera depozituese. (Fig. – 35, 47)

Vlerësime të litologjisë bazohen në të gjitha të dhënat e mundshme, duke përfshirë interpretimet e mësipërme mjedisore. Këto vlerësime mund të variojnë nga interpretimet e regjimeve klastike deri në ato karbonatike. Parashikimet litologjike bazohen zakonisht në kombinimin e parametrave, që interpretohen në lidhje me regjimet e përgjithshme depozituese dhe energjine potenciale të mjediseve depozituese, si dhe në parametra, si shpejtësia e intervalit, të cilat janë masa direkte të disa karakteristikave fizike të shtresës së përfshirë. (Fig. – 48)

3.2.c. Etapa 3: Analiza e nivelit të detit - Hartat kronostratigrafike, kurba rajonale dhe globale të ndryshimeve relative të nivelit te detit

Në shumë zona specifike studimi, një analizë e plotë e ndryshimeve të nivelit të detit është jo praktike dhe e pamundur, për arsye të problemeve praktike, si shpërndarja dhe cilësia e të dhënave, erozioni i mbilërpirjes bregdetare ose zhvendosja strukturore të njësive stratigrafike. Megjithatë, pavarësisht nga të dhënat jo të plota të mbilëpirjes, një analizë e pjesëshme duhet bëre, duke përdorur çfarëdo informacioni të disponueshëm. Aty, ku të dhënat e mbilëpirjes mungojnë, të dhëna të tjera indirekte ose ndihmëse, siç është prania e transgresioneve të shpejta detare, ndryshimet e shpejta nga modelet prograduese të shelfit në freskore e deteve të thella, njësitë që tregojnë mbilëpirje ose nënlëpirje detare të vazhdueshme, trashësia e zonave në shkëmbinjtë karbonatikë dhe marrëdheniet e tjera të facieve, mund t’i shtohen ndërtimit të kartës së ndryshimit të nivelit të detit.

Krahasimi i kurbave globale dhe rajonale të nivelit të detit ndihmon në parashikimin e moshës së sekuencave, për të cilat nuk ekziston moshë dhe parashikon karakteristika të përgjithshme depozitimi të sekuencave të lidhura me ciklin e rritjes dhe uljes relative të nivelit të detit.

3.3. Interpretimi Sizmik i Facies Depozituese Klastike.

3.3.1. Të përgjithshme

Faciet e depozituara parashikohen, nga të dhënat sizmike nëpërmjet një vlerësimi të interpretimit të reflektimeve sizmike. Ne e klasifikojmë këtë teknikë si “Analiza e Facieve Sizmike”. Procedurat e analizës së facieve sizmike janë diskutuar më në detaje më lart.

Tipet e facieve sizmike, që prodhohen nga shtresa ranore – argjilore ndryshojnë kryesisht në funksion të thellësisë së ujërave në kohën e depozitimit. Kështu që, konturi rajonal e mjedisor i shelfit, kufijtë e tij, shpati dhe dyshemeja e basenit krijojnë një nën ndarje, në shkallë të madhe të dobishme për klasifikimin e njësive të facieve sizmike klastike. Mjediset e shelfit karakterizohen nga një paralelizëm i përgjithshëm i reflektimeve. Ndryshimet në amplitudë, frekuencë, vazhdimësi, shpejtësi intervalore të reflektimeve dhe ato me kodrinizime, me reliev të ulët dhe të gjerë janë faktorë kryesorë në përcaktimin e njësive të facieve sizmike. (Fig. – 49)

Mjediset e kufijve te shelfit dhe të shpatit progradues, tipikisht përmbajnë sedimente të trasha detare dhe kanë thellësi uji të mjaftueshme, për zhvillimin e komplekseve depozituese të sistemuara si modele të reflektimeve prograduese sigmoide dhe oblike. Mjediset e shpatit dhe dyshemesë së basenit përfshijnë një larmishmëri të facieve të basenit të thellë, si dhe facie të shpatit jo progradues dhe facie që shtrihen, nga shpati deri tek baseni në thellësi.

3.3.2. Natyra e Facies Sizmike

Interpretimi i facieve depozituese ranore-argjilore, nga të dhënat e reflektimeve sizmike bazohet në një procedurë që është quajtur “Analiza e Facieve Sizmike”. Kjo përfshin përcaktimin dhe interpretimin e gjeometrisë së reflekitmit, vazhdimësisë, amplitudës, frekuencës dhe shpejtësisë intervalore, si dhe formën e jashtme të lidhjeve tri-përmasore të grupeve të reflektimeve. Çdo parametër reflektimi sizmik përmban informacion të një rëndësie stratigrafike.

Kur modelet e reflektimit sizmik përshkruhen dhe hartografohen, një interpretim i proceseve sedimentare dhe facieve ambjentale çon në një parashikim më të mirë litologjik. Ky këndvështrim është i dobishëm, si për shkëmbinjtë klastike dhe karbonatikë, por ky raport kufizohet në një diskutim për faciet sizmike klastike terrigjene.

Facie sizmike të shelfit

Mjediset sedimentare të shelfit, siç janë përcaktuar këtu variojnë tipikisht nga neritikë në totalisht jo detare. Sedimentet e depozituara në këto ambjente synojnë të gjenerojnë konfiguracione të reflektimeve paralele deri në pak divergjente, duke patur një formë të jashtme, si faqe e shtrirë gjerësisht ose në formën e daltës. Një facie, që karakterizohet nga një kodrinizim, me reliev të ulët e të gjerë, me reflektime butësisht sigmoide deri në poshtëlëpirje, është një përjashtim i këtyre përgjithësimeve. Sedimentet në këtë mjedis synojnë të gjenerojnë reflektime paralele divergjente, me forma të jashtme, të sheshta ose të sheshta si drapër. Ka dhe raste të konfiguracionit sipas modelit të kodrinëzuar reliev-ulët, megjithëse ndeshen më rrallë. (Fig. – 50)

Facia me vazhdimësi të lartë dhe amplitudë të lartë

Këto shpjegojnë shtresa të vazhdueshme, të depozituara në objekte uniforme të përhapura gjerësisht me depozitime me energji të ndërthurur, të lartë e të ulët. Normalisht, depozitimet e saj përbëhen prej sedimentesh neritike detare, me argjila të ndërthurura me ranor dhe alevrolite ose shkëmbinj karbonatik si p.sh., sekuenca A në depozitimet pliocenike (Ballaj). Anësisht, kalojnë në depoziotimet prograduese të shpatit ose ato hundaforme. (Fig. – 70)

Facia me amplitudë të ulët

Kjo flet ose për zona me shtresa tepër të holla për t’u zgjidhur me metoda sizmike, ose për një mbizotërim të një litofacieje. Pra mund të jenë kryesisht ranorë me energji të lartë ose kryesisht argjila me energji të ulët. Në rastin e parë, ranorët synojnë të jenë afër bregut me ndikim nga lumenjtë, nën veprimin e proceseve të dallgëve, ndërsa argjilat depozitohen larg bregut ose afër vijës bregore pa ranorë, në transport të suspensuar p.sh., depozitimet e conomiozeas në Panaja, depozitimet e prodeltës për Tortonianin në perëndim të Divjakës ose depozitimet e Tortonianit pjesa prankulmore në Frakull. (Fig. – 14)

Facia me amplitudë të variueshme e vazhdimësi të ulët

Është karakteristike për depozitimet jo detare, sepse sedimentet e depozituara nga rrymat lumore janë më pak të vazhdueshme nga ato të kushteve detare, ranorët e të cilave japin kontrast të mirë në argjilat dhe qymyret prandaj edhe kemi vazhdimësi të ulët e shpërthim në amplitudë. Gjerësia e ciklit mund të jetë e ndryshueshme. Kalon drejt detit në facie me vazhdimësi e amplitudë të lartë, kryesisht ranorike. Edhe energjia e kësaj facie është e variueshme. (Fig. – 46)

Facia e kodrinëzuar me reliev të gjerë e të ulët

Interpretohet si reflektuese e kompleksit të lobeve që formohen në një shelf, i cili zhytet. Në brendësi, reflektimet formojnë sigmoide të lehta deri në divergjente. Anësisht mund të kalojë në ndonjë facie të shelfit ose të shpatit. (Fig. – 50)

Faciet sizmike të kufirit të shelfit e të shpatit progradues

Përfshihen facia e pjerrët (oblike) shkallëzuese (progradacionale) dhe ajo në formë sigmoide. Poshtëlëpirja përfaqëson ndërtimin e sedimenteve nga ujrat relativisht të cekëta në ato të thella, të cilat hollohen nën zgjidhshmërinë sizmike. (Fig. – 51)

Facia e pjerrët shkallëzuese

Këto reflektime mbarojnë sipër me lartlëpirje dhe poshtëlëpirje në bazë. Tregojnë një rënie 10^o dhe më të pjerrët se facia sigmoidale. Studimi i tyre në delta tregon se ato depozitohen kur niveli i detit ngrihet gradualisht, por materiali është i mjaftueshem të përmbysë efektin e ngritjes lart (Fig. 51).

Facia sigmoidale shkallëzuese

Në këtë facie mbizotëron facia klasike k/imet me energji të ulët e rrymave turbidite si depozitime gjysmë pellagjike. Tipikisht, ato kanë vazhdimësi dhe amplitudë të lartë. Në të shumtën e rasteve, kjo facie formon një prerje gjatësore dhe paralel me të një model lentor. Gjithashtu, facies sigmoidale e mbilëpihen facie të ndryshme kaotike dhe të mbushjes me mbilëpirje (Fig. 5). Këto reflektime poshtëlëpihen në bazë dhe janë të përputhshme në tavan. Sedimentet e kësaj facie depozitiohen në shpat gjatë kufijve kontinentalë. (Fig. – 52)

Facia e sipërme e shpatit dhe dyshemesë së basenit

Këtu përfshihen facie sizmike të sheshta, por si drapër, të mbushjes së frontit të shpatit, të mbushjes mbilëpirëse, të freskoreve të kodrinëzuara, të konturiteve, të mbushjes mbilëpirëse, të kodrinëzuara dhe mbushjes kaotike. (Fig. – 53)

Facia e sheshtë si drapër

Nënkupton depozitime uniforme pavarësisht nga relievi i fundit. Është një tregues i fortë për argjilat e thella detare gjysmë pellagjike, me pak mundësi për zhvillim ranorësh. Reflektimet paralele të kësaj facieje drapëzohen mbi një topografi të caktuar. Vazhdimësia është e lartë, gjerësia e ciklit uniformisht e ngushtë. Litologjia është uniforme, prandaj dhe amplituda është e ulët. Shpesh ndërthuren me ranorë të turbiditeve e të lëvizjes së masave me alevrolite e argjila dhe mund të pykëzohen anësisht. Energjia e tyre është e ulët.

Facia e mbushjes së frontit të shpatit

Paraqet reflektime paralele deri paksa paralele. Janë tipikisht argjila dhe alevrolite të imta të detit të thellë, që janë transportuar poshtë shpatit nga kulmet e koneve sedimentare. Sa më paralele reflektimet, më shumë ka të ngjarë, që prerja të jetë me kokriza të imta. Zakonisht kanë energji të ulët. Tregojnë për freskore të mëdha nëndetare. (Fig. – 54)

Facia sizmike e mbushjes mbilëpirëse

Përfaqësohet nga alevrolite e argjila, por dhe ranorë të hollë nën zgjidhshmërinë sizmike, që mendohet se vijnë nga rrymat turbidite me energji të lartë, por me pulsasione nga një zonë e pastër me ranorë. Nuk paraqitet me kodrinëzim ose mbushje kaotike. Gjerësia e ciklit është uniforme dhe relativisht e ngushtë. Facia e tillë depozitohet nga rrjedhjet e kontrolluara, prej gravitetit gjatë fundit e lidhen me rryma turbidite me shpejtësi të ulët, me argjila pelagjike e gjysëm pelagjike. (Fig. – 55)

Facia sizmike e kodrinëzuar

Kodrinëzimet më të dallueshme të ujrave të thella janë të komplekseve të freskoreve, të konturiteve dhe të rrëshqitjeve:

Të freskoreve-Karakterizohen nga forma e freskores në tri përmasa, ku përfshihen reflektime paralele, divergjente kaotike dhe të lira, kur kodrinëzimi paraqitet shumë i trashë. Veç formës së jashtme e të brendëshme dallohen dhe nga shoqërime me sisteme drenimi të mëdha sipërfaqësore nënujore. Përmbajnë kolektorë të mirë, ç’ka varet nga burimi i tyre i ushqimit, p.sh. depozitimet pliocenike.

Të konturiteve-(rrymave oqeanike) Janë me gjeometri të zgjatur të dunave dhe ka reflektime të brendëshme të kodrinëzuara, por asimetrike. Tregojnë derdhje ose ridepozitim prej rrjedhjes së rrymave shumë të mëdha oqeanike. Për një njësi të vetme, vazhdimësia është e lirë, por rrëshqitjet, mbivendosjet bëjnë që të prishet ajo. Kodrinëzimet e mëdha depozituese në shpat ose në fushën basenore kanë këtë karakteristikë: depozitohen në kushte me energji të lartë, megjithëse ka pak ranorë.

Fuqia e mbushjes me mbilëpirje e kodrinëzuar

Karakterizohet nga një formë e kodrinëzuar dhe nga një mbilëpirje e dukshme, larg nga uljet topografike, ku reflektimet janë paralele deri në divergjente dhe me prirje për mos vazhdueshmëri, me amplitudë të ndryshueshme. Gjerësia e ciklit rritet drejt qendrës së uljes topografike. Natyra mbilëpirëse flet për rrjedhjen gravitative. Origjina e tyre ka shumë mundësi të jetë e rrymave turbidite. Modelet e pavazhdueshme, të çrregullta duhet të lidhen me rrymat turbidite me shpejtësi të lartë, të afta për të transportuar ranor, nëse ka të tillë në burimin e saj. Si e tillë duhet të jetë kanion i interpretuar në rajonin e Panajasë i kapur në profilet sizmik 209, 210, 211, etj. (Fig. – 56)

Facia e mbushjes kaotike

Karakterizohet nga forma e jashtme e kodrinëzuar, duke u vendosur në uljet topografike dhe modeli i brendshëm paraqitet i ndrydhur i pavazhdueshëm deri në reflektime pak si paralele, valore. Lidhet me rrëshqitjet, me vidhisjet e proceset e rrymave turbidite. Këto janë të trasha në uljet topografike, që mbilëpihen nga këto ulje, megjithëse s’ka reflektime koherente. Janë 300 m e më tepër të trasha. Reflektimet e brendshme të ndrydhura vijnë nga brezat e rrudhosur, që kanë ruajtur një farë lidhje me transportimin poshtë shpatit. Modelet kaotike, gjithashtu ndodhen në sedimentet e freskoreve komplekse nëndetare. Këtu mund të lindin dhe fenomene të difraksionit. Vazhdimësia, amplituda, frekuenca reflektojnë në një farë mase homogjenizimin e tipit të masës së transportit. (Fig. – 56)

Facie kaotike ndeshim në linjën perëndimore Ardenicë-Divjakë për depozitimet e Tortonianit, që duhet të lidhen me sedimentime homogjene, të ndrydhura nga lëvizjet horizontale, ndoshta dhe për efekt diapirik, që përmban vetë prodelta. Facie kaotike paraqet edhe depozitimi i G.conomiozeas, që duhet të lidhet me kalimin shpat-shelf. (Fig. – 46)

TABELA - 1

Kuadri rajonal	Kriteret e dallimeve	Nënndarjet	Interpretimi i tabelave	Karakteristika të tjera
Shelf	Karakteri i reflektimeve Konturi i njësisë: e shtrirë plotësisht ose e valëzuar lehtësisht Reflektimet përgjithsisht Paralele /divergjente	Vazhdimësi e lartë, amplitudë e lartë	1. Depozitime të shelfit me me ndërthurje të argjilave dhe gëlqerorëve të cekët	Mundësisht të ndërprera nga kanione nënujore
			Depozitime me energji të lartë / të ulët Depozitime terrigjene të cekëta, transportuar kryesisht nga dallgët Terrigjene lumore ose kënetore, ndërshtresore	Dallohen në bazë të vendndodhjes krahasuar me faciet e tjera
		Vazhdimësi e ndryshueshme, amplitudë e ulët, ndonjëherë amplitudë e lartë	2. Terrigjene lumore, pranë bregore, procese të transportit lumoro /zbaticor (platforma deltore)	Dallohen në bazë të vendndodhjes krahasuar me faciet e tjera Dallohen në bazë të vendndodhjes krahasuar me faciet e tjera Hasen shtresa kryesisht argjilore nëse njësia mësipërme shkon drejt deti Shtresa ranore nëse njësia më poshtë shkon nga deti
			4. Depozitime terrigjene detare, me anë të turbiditeve me energji e ulët, ose transport dallgësh
		Vazhdimësi e ulët Amplitudë e ndryshueshme	3.Depozitime terrigjene jodetare, transport lumor- kalimtar -detar	Amplitudë e lartë e rastësishme dhe vazhdimësi e lartë për shkak të elementëve qymyrorë
	Lloj kodrinor	Vazhdimësi dhe amplitudë e ndryshueshme	10. Kompleks deltor	Reflektime të brendshme lehtësisht nga sigmoide në divergjente Ndonjëherë amplituda të larta
		Boshllëqe lokale të reflektimit	8. Shkëmbinj nënujorë rifor

TABELA - 2

Kuadri rajonal	Kriteret e dallimit	Nënndarjet		Interpretimi tabelor	Karakteristika të tjera
Kufi shelf që progradon drejt shpatit	Modeli i brendshëm i reflektimit	Freskore të pjerrëta, freskore të shumta		5. Furnizime me sediment të përshtatshëm kufi shelfi – deltaik Depozitime me energji të lartë në pjesë e sipërme Nganjëherë rryma të forta në ujëra të thella	Vazhdimësi dhe amplitudë nga mesatare në të lartë Rreflektime pak të ndyshueshme. Rënia e pjerrësisë deri në 10 ^o (mesatarisht me 4-5 ^0); Në fund të shpatit sedimentohen karbonate, shpesh në formë freskore deri në të shumfishta freskore
		Freskore ose lente në formë të zgjatur sigmoide		6. Furnizim të pakët me sediment	Vazhdimësi e lartë, amplitudë e lartë në mesatare, reflektime të njëtrajtshme
				Energji e ulët depozituese
Shpat baseni , dysheme baseni	Konturi i përgjithshm i njësisë	Mbulesa	Shtresa mbulesore	Ujra të thella hemipellagjike; kryesisht argjila energji e ulët,	Vazhdimësi e lartë, amplitudë e ulët, Drape paraekzistuese topografie
		Kodrinëzuar	Konturite Formë freskore	Thellësi, energji e ulët	Amplitudë e mosvazhdueshme dhe e ndryshueshme Në grykderdhje e kanioneve detare përbërja varet nga ç’gërryhet më lart
				Energji e ndryshueshme, rryma të rrëshqitjeve - turbititeve
		Mbushje	Mbushje e frontit të shpatit	Energji e ulët, argjila dhe alevrolite të thella detare	Vazhdimësi dhe amplitudë të ndryshueshme Konture freskoresh deri në shtrirje të mëdha sedimentesh përgjatë shpatit
		Mbushje me mbilëpirje		Rryma turbiditete me shpejtësi të ulët	Vazhdimësi e lartë; amplitudë e ndryshueshme
		Mbushje me mbilëpirje të kodrinëzuar		Rryma turbidite me energji të lartë	amplitudë e e mosvazhdueshme e ndryshueshme
		Mbushje kaotike		Rryma turbiditete me energji të ndryshueshme	Kodrinëzim i përgjithshëm në një reliev të ulët topografik Gërryerje e përgjithshme në bazë, amplitudë e e mosvazhdueshme e ndryshueshme
		Mbushje kanionesh		Shtresa të ndryshueshme të mbivendosura Turbidite të trasha hemipellagjike	Vazhdimësi dhe amplitudë e ndryshueshme hemipellagjike Stratigrafi shpesh e vetë kurthuar

TABELA - 3

Konfigurimi i reflektimit të brendshëm	Mundësitë	Karakteristika të tjera
Paralel / Divergjent	Depozitime të shelfit me ndërthurje të argjilave dhe gëlqerorëve të cekët	Vazhdimësi e lartë, amplitudë e lartë, vazhdimësi e njëtrajtshme, Sipërfaqja më e lartë mund të jetë gërryer
	Shelf deltik argjilore /ranor	Vazhdimësi dhe amplitudë mesatare/të ulët, me përjashtim të amplitudave të larta për zonat qymyrore
	Fusha aluviale/ delta në formë freskore (zonë gjarpërushe, mbushje shtrate lumenjsh)	Ndërprerje, amplitudë e ndryshueshme Vazhdimësi e lartë, amplitudë e ulët Shtresa mbi topografi paraekzistuese
	Shtrat baseni; argjila, lym, shiste argjilore hemipellagjike	Oblike Vazhdimësi dhe amplitudë e ndryshueshme, Sipër shelfore ose tej shelfore
Progradacionale	Furnizim i lartë me sendiment ; argjil, ranor, shist,	Sigmoide Vazhdimësi e lartë, amplitudë mesatare e njëtrajtshme
	Furnizim i ulët me sediment; kushte të njëtrajtshme; gëlqerore, lymore	Mbulesore, Vazhdimësi e lartë, amplitudë e ulët/mesatare
Grumbull/Mbulesor	Argjila hemipellagjike në ujrave të thella Shkëmbinj nënujorë karbonatikë biogjenikë	Shelfe/ zgjatim/ formë rrethore Reflektim i lirë
	Rënie/turbidite të kanioneve në formë freskore	Shpat/basen, formë freskore Amplitudë e pavazhdueshme e ndryshueshme
Mbushje /mbilëpirje	Delta /Alluvione me mbilëpirje bregdetare	Shkuarje drejt tokës e buzës së shelfit
	Mbilëpirje detare	Vazhdimësi e ulët, amplitudë e ndryshueshme
	Mbushje kanionesh	Në kanion
	Depozitime turbiditesh	Shtrat baseni

PJESA E DYTË

STRATIGRAFIA SEKUENCIALE

HYRJE

Sekuenca, si njësi shtresore e kufizuar nga mospërputhje është propozuar prej Slosit më 1948, megjithëse koncepti dhe praktika e saj është aq e vjetër sa ç’është organizuar vetë Stratigrafia. Por, Slosit i është dhënë merita, sepse zhvilloi sekuencën e kufizuar nga mospërputhja, si një teknikë stratigrafike. Ai, (1963) njohu në kratonin e Amerikës veriore gjashtë pako të mëdha të shtresave të lidhura me mospërputhje rajonale, midis depozitimeve të para Kembrit të vonshëm dhe Holocenit, dhe i quajti sekuenca. Megjithëse, konceptet e sekuencës kratonike hodhën bazat për stratigafinë sekuenciale, konceptet e Slosit gjetën pak pranim në vitet e mëvonshme.

Revolucioni i vërtetë në stratigafinë sekuenciale ndodhi kur P.R. Vail, R.M. Mitchum, J.B. Sangre etj, publikojnë konceptet e stratigrafisë sizmike në AAPG, Memoir-26. Këta autorë paraqitën konceptet e eustazisë dhe të modeleve shtresore të lidhura me mospërputhje, por që rezultonin nga reflektimet sizmike. Mitchum e mprehu dhe e shtriu konceptin e sekuencës, duke e përcaktuar tashmë “si njësi stratigrafike e përbërë nga suksesion relativisht të përputhshëm të shtresave të lidhura gjenetikisht, të kufizuara lart e poshtë, nga mospërputhje ose përputhjet e tyre korrelative.”

Vail e modifikoi sekuencën kratonike të Slosit, në dy mënyra të tjera të rëndësishme:

Së pari, sekuenca e Vail–it dhe Mitchum përfshin një sasi shumë më të vogël në kohë, p.sh. gjashtë sekuenca kratonike të Slosit u bënë supersekuenca në Kartën e cikleve eustatike.

Së dyti, Vail-i propozoi që eustazia është mekanizmi mbizotërues për evolucionin e sekuencës.

Megjithëse, këto koncepte përfaqësojnë një hop të madh, stratigrafia sizmike u aplikua kryesisht në analizën e baseneve, në kuadrin e zgjidhshmërisë sizmike. Diagrafitë e puseve, kampionet dhe zhveshjet përgjithësisht nuk ishin përdorur në analizën e sekuencës. Stratigrafia sizmike nuk ofroi saktësinë e duhur për të analizuar shtresat sedimentare në shkallë rezervuari.

Në vitet ’80, aplikimet e stratigrafisë sizmike u zgjeruan, duke përdorur modelet e hapësirës së lirë të zhvilluara nga Jervey (1988), për të shpjeguar modelet shtresore sipas zgjidhshmërisë sizmike. Këto modele çuan me shpejtësi në mundësinë e ndarjes së sekuencës, në njësi më të vogla shtresore, të quajtura në mënyrë përfundimtare hapësira të sistemeve (system tracts). Për pasojë, bllok diagrama tri dimensionale, me hapësirën e sistemeve të freskoreve nëndetare, të poshtëqëndrimit, të transgresionit e të lartqëndrimit u ilustruan për sekuencën e tipit-1; hapësira e sistemeve të kufijve të shelfit, të transgresionit e të lartëqëndrimit u ilustruan për sekuencën e tipit-2.

Më vonë, në hapësirën e sistemit të poshtëqëndrimit të sekuencës tip-1 u mendua të përfshihej freskorja e basenit, freskorja e shpatit, prizmi progradues i poshtëqëndrimit dhe mbushja e luginave. Në garë me këto, stratigrafë të tjera filluan të analizonin modelet e vendosjes së shtresave terrigjene, që cektëzohen lart në diagramat e puseve, në zhveshjet sipërfaqësore dhe në kampione, me qëllim që të përmirësohej korrelimi i facieve, në kohë e në thellësi. Këto modele shtresore kufizohen nga sipërfaqe të vërshimeve detare, me kuptim kronostratgrafik dhe përbëhen prej laminave, grup laminash, shtresave e grup shtresave.

Kjo linjë kërkimesh, së shpejti konvergoi me modelet konceptuale të sipërmendura të sekuencës, ku u bë e dukshme, që njësitë shtresore, që cektëzohen lart dhe shtresat sedimentare komponente të tyre ishin blloqe ndërtues të hapësirave të sistemeve e të sekuencës. Këto njësi u quajtën parasekuenca.

Mandej, u vërejt se grup parasekuencat sistemoheshin sipas modeleve tërheqëse ose avancim drejt tokës (retrogradational), përparues ose avancim drejt detit (progradational) dhe konstant në vertikalitet (agradational). Çdo grup parasekuence korrespondon afërsisht me një hapësirë sistemesh depozituese. Nga ana tjetër, secila prej hapësirave të sistemeve, përgjithësisht karakterizohet nga një bashkëshoqërim faciesh dhe me një pozicion të caktuar në sekuencë.

Njohja e parasekuencave dhe grup parasekuencave, si blloqe ndërtues të hapësirave të sistemeve dhe të sekuencës bën që të përvijohen konturet kronostratigrafike, brenda së cilës mund të prognozosh e të diskutosh mbi modelet e grumbullimit, tipet e shtresave deri në mjediset përbërëse depozituese. Kjo e rrit përdorimin e tyre për korrelime në thellësi të facies, sipas kuptimit kohor.

Një hap tjetër i madh jashtë stratigrafisë sizmike u bë, kur parasekuencat dhe shprehitë e ndryshme shtresore u analizuan në puse, zhveshje sipërfaqësore e kampione. Këto dhanë një kontur kronostratigrafik me zgjidhshmëri më të lartë, që bën të analizohej stratigrafia dhe facia në shkallën e rezervuarit.

Integrimi i dokumentimit sistematik të sekuencës terrigjene e karbonate me biostratigrafinë dhe me metodologjinë e stratigrafisë sizmike, dha konturet dhe metodologjinë e analizës stratigrafike dhe të facies, e njohur tashmë, si Stratigrafia e Sekuencës.

Konceptet e stratigrafisë së sekuencës të zhvilluara nga Vail e të tjerë përfaqësojnë një zhvillim bazë, në të kuptuarin e stratigrafisë, duke sjellë një dimension të ri në interpretimet e puseve, të zhveshjeve dhe të të dhënave sizmike. Për pasojë, megjithëse jo si një kuti e zezë për gjetje hidrokarburesh, këto koncepte sigurojnë një metode tek kërkuesit, për të përmirësuar aftësitë e tyre njohëse kërkuese, për të zvogëluar rrezikun në kërkimet, për të rritur vlerësimin dhe planin inxhinierik për zbulime të reja.

Diskutimi ynë përbëhet nga dy pjesë, influenca e stratigrafisë së sekuencës në procedurat kërkimore dhe konceptet kërkimore të shoqëruara me hapësirat e sistemeve. Ky diskutim nuk mund të mbulojë plotësisht diapazonin e koncepteve dhe të aplikimeve të stratigrafisë së sekuencës.

Ne do ta përqendrojmë diskutimin mbi sedimentet terrigjene. Do të jepen shembuj, atje ku është e mundur, por qëllimi kryesor është të japë specifikat e metodës dhe të koncepteve, kur ato zbatohen në kërkimet e thellësisë. Stratigrafia e sekuencës bazohet në konceptet e subsidencës tektonike (Vail,et al.,1991), të kronostratigrafisë (Mitchum et al., 1977) dhe të rolit të cikleve eustatike të frekuencave të ndryshme. Një model i hapësirës së lirë zhvillon konceptet e hapësirave të sistemeve në konturet e stratigrafisë së sekuencës.

Analiza e facies sizmike na lejon t’i shtrijmë këto koncepte, në vlerësimin e zonës kërkimore (prospekti). Në këtë mënyrë do të jepet roli i stratigrafisë së sekuencës në njohjen e rajonit, analizën e rrezikut të rajonit, vlerësimin e zbulimeve të reja dhe në analizën e fushave analoge, sepse stratigrafia sekuenciale (sequence stratigraphy) studion marrëdhëniet e shkëmbinjve brenda një konturi kronostratigrafik, ku prerja litologjike e shkëmbinjve është ciklike dhe përbëhet prej njësive shtresore të lidhura gjenetikisht (sekuencat e kompleksit bashkëshoqërues të sistemeve).

I. NOCIONET TEORIKE TË STRATIGRAFISË SEKUENCIALE

I.1. Nocione të përgjithshme

Stratigrafia sekuenciale (sequence stratigraphy) studion marrëdhëniet e shkëmbinjve brenda një konturi kronostratigrafik, ku prerja litologjike e shkëmbinjve është ciklike dhe përbëhet prej njësive shtresore të lidhura gjenetikisht - sekuencat e kompleksit bashkëshoqërues të sistemeve (lit. ). Gjithë basenet sedimentare kontrollohen nga 4 faktorë, që ndikojnë në ndryshimet e modeleve të shtresave dhe të shpërndarjes litofaciale brenda shkëmbinjve sedimentare.

1. Subsidenca tektonike, që krijon hapësirë, ku të sedimentohen depozitimet;

2. Ndryshimi eustatik i nivelit të detit, që mendohet se luan rolin më të madh në modelet shtresore dhe shpërndarjen litofaciale;

3. Volumi i sedimenteve, që kontrollon paleobatimetrinë e ujit;

4. Klima, që kontrollon tipin e sedimenteve;

Çelësi për të interpretuar stratigrafinë e sekuencës është të kuptuarit e ndryshimit relativ, të nivelit të detit, i cili prodhohet nga kombinimi i eustazisë me subsistencën tektonike. Ndryshimi relativ i nivelit të detit bën të mundur ose jo krijimin e sipërfaqes së lirë për sedimentet, kuptimin e të cilave do e trajtojmë si më poshtë (Fig – 2).

I.2. Nocione teorike –përkufizimet

I.2.a. Nocione mbi stratigrafinë sekuenciale

Stratigrafia sizmike – një teknikë gjeologjike në interpretimet stratigrafike të të dhënave sizmike. (Vail dhe Mitchum, 1977)

Stratigrafia sekuenciale - studim i marrëdhënieve të shkëmbinjve, brenda një konturi kronostratigrafik (Fig – 2), ku njëpasnjëshmëria e shkëmbinjve është ciklike dhe përbëhet prej njësive shtresore të lidhura gjenetikisht (sekuenca dhe hapësira të sistemeve depozituese). (Possamentier et al, 1988, f. 110)

Eustazia – ose ndryshimi global i nivelit të detit, i cili përfaqëson regjimet e tij, në të gjithë botën. Ajo i referohet vetëm pozicionit të sipërfaqes së detit, në lidhje me një pikë fikse, siç është qendra e tokës dhe në këtë mënyrë është e pavarur nga faktorë lokalë, (Fig – 3).

Faktorët që çojnë në variacionet eustatike të globit janë:

§ proceset ndërpllakore

§ proceset akullnajore

§ lindja e kordiliereve mes oqeanike

§ ftohja litosferike

§ proceset e kompaktësimit nga vetë sedimentet

Ciklet eustatike - përfaqësojnë intervalet e kohëve gjeologjike, gjatë së cilave konstatohet në shkallë botërore, një rritje dhe një rënie e nivelit mesatar të detit.

Paracikel eustatik - korrespondon me një interval kohe gjeologjik, gjatë të cilës një rritje e nivelit të detit ndiqet nga një rritje tjetër relative, pa u krijuar asnjë rënie relative. Këto paracikle lidhen me ciklet orbitale të Milankovicit, që kontrollojnë sasinë e energjisë diellore, të marrë nga sipërfaqja e tokës dhe kështu ato prekin klimën. Ndryshimet klimaterike shkaktojnë ndryshime të volumit të avullit, që krijon ndryshime eustatike. Ciklet orbitale kanë periudhë 19, 23, 41 e 100 mijë vjet.

Subsidenca - shpreh një ulje të ngadaltë të një pjese të kores së tokës. Mbi buzinat pasive dhe në basenet me zgjerim, zhytja (subsidenca) krijohet kryesisht nga kontraktimi termik i kores dhe mantelit, kurse në basenet me shtypje krijohet, për shkak të përkuljes së litosferës, nën peshën e grumbullimit të sedimenteve.

Ndryshimi relativ i nivelit të detit. Me këtë koncept do të kuptojmë atë gjendje të nivelit të detit, që për eustazi të njëjtë botërore, por për subsidencë ose forcë tektonike të ndryshme rezulton më e lartë ose më e ulët se variacioni eustatik. Ajo fitohet nga diferenca e eustazisë me subsidencën rajonale apo lokale dhe është përgjegjëse për variacionin e hapësirës së lirë. (Fig – 4)

Hapësira e lirë – përfaqëson hapësirën e lirë të një baseni, e aftë për të pritur volume sedimentesh. Në varësi të parametrave kyçe që po shqyrtojmë, ajo krijohet si në kushte ujore për sedimente detare, në kushte bregore për sedimente kalimtare, ashtu edhe në kushte tokësore për sedimente kontinentale. (Fig – 5)

Pikat e infleksionit. Për të shprehur ndryshimet në kohë të regjimeve të ritmeve të eustazisë, në kurbën sinusoidale të saj përcaktohen pikat e infleksionit, të cilat përfaqësojnë ato pika të kurbës, ku ritmi i ndryshimit është më i madh. Ajo, në gjymtyrën rënëse referohet si pikë “F” infleksioni dhe ajo në gjymtyrën rritëse, si pikë “R”.

Pika tektonike – përfaqëson atë pikë të nënshtratit sedimentar, ku zhytja është zero, kur ajo matet në lidhje me një plan fiks referimi. (Fig – 6)

Pika e ekuilibrit – është pika gjatë një profili, ku ritmi i ndryshimit eustatik barazohet me ritmin e subsidencës. Ajo ndan zonat e ngritjes dhe të rënies së nivelit të detit. Pra, alternativisht, pika e ekuilibrit përcakton dy zona:

• atë të ngritjes relative, në drejtim të detit
• atë të rënies relative, në drejtim të tokës

Në pikat e infleksionit “F” dhe “R”, ajo arrin pozicionet maksimale, respektivisht drejt detit e drejt tokës, duke krijuar kështu hapësirat e lira maksimale. (Fig – 7)

Profil ekuilibri - përfaqëson një profil gjatësor të një rrjedhje të mjaftueshme për të transportuar sedimentet, që ka në dispozicion. Përgjithësisht, ka një forme parabolike.

Vija e gjirit (bayline) - është vija, që ndan mjedisin lumor nga ai paralik-deltor. Vija e gjirit nuk duhet ngatërruar me vijën bregore, e cila tregon kufirin e sipërm të mjediseve detare, në disa raste. Vija detare mund të ketë të njëjtin pozicion me vijën bregore. Ajo përdoret më shumë se vija e gjirit, si pikë referimi e profilit të ekuilibrit të rrjedhjeve ujore.

Thyerja depozituese bregore – përfaqëson atë pozicion, sipërfaqja depozituese e së cilës, drejt tokës është në ose më pranë nivelit bazë dhe drejt detit është nën atë nivel. Në shumicën e baseneve, kjo pikë shelfore përkon me baret e grykëderdhjes së një delte ose me pjesën e sipërme bregore të një plazhi. Thellësia e saj përkon me batimetrinë 10-20 m dhe në anën drejt tokës së kësaj pike, kemi sedimente kryesisht ranorësh apo klastik, me dinamizëm e aktivitet baseni, ndërsa në anën drejt detit kemi sedimente kryesisht argjilore, me efekte më të mëdha detare e shumë më pak nga ato bregore e kontinentesh. (Fig – 1)

Në shumicën e baseneve, thyerja depozituese bregore është 160 km larg nga thyerja shelfore, në drejtim të tokës ose më shumë. Në basene të tjerë, nëse kompleksi depozitues i lartqëndrimit ka prograduar, deri pranë thyerjes shelfore, në kohën e rënies relative të nivelit të detit, ajo mund të jetë aty pranë thyerjes shelfore.

Thyerja shelfore - përfaqëson atë pozicion detar, sipërfaqja depozituese e së cilës drejt tokës përkon me atë që quhet shelf dhe drejt basenit me atë që quhet shpat. Ajo individualizon nje terren fizio-gjeografik në basen, ku ndodh ndryshimi i pjerrësisë së shelfit (1:1000) në pjerrësinë e shpatit (1:40). Gradienti i pjerrësisë në shelf lëviz në harkun 0-60⁰ për thellësinë 0-200m ndërsa në shpat gradienti i pjerrësisë është i rendeve 2⁰-3⁰ deri në 10⁰ dhe ai i batimetrisë 200-900 m, deri në 2000 m.

Me shpat, në kuptimin morfologjik të tij, lidhet edhe momenti i kalimit nga thyerja depozituese bregore, për në shelfin e mirëfilltë, brenda të cilit dallohen tre nënmjedise:

§ Shelf i brendshëm 0 - 30m

§ Shelf i mesëm 30 - 100m

§ Shelf i jashtëm 100 - 200m

1.2.b. Nocione mbi sipërfaqet ndarëse

Sipërfaqe depozituese - janë linja kronostatigrafike, konfiguracioni i të cilave pasqyron gjeometrinë e depozitimit, kompaktësimin dhe zhytjen. Kur reflektimet sizmike kanë vlerë kronostratigrafike pasqyrojnë pikërisht këto sipërfaqe. (Fig – 8)

Sipërfaqe përputhëse – janë sipërfaqe, që veçojnë njësi shtresore, gjatë së cilës nuk ka asnjë dukuri të erozionit ose të mosdepozitimit dhe për rrjedhojë, asnjë pushim nuk e shoqëron atë. Sipërfaqet depozituese në një sasi të vogël sedimentimi, gjatë periudhave të gjata gjeologjike, normalisht përfaqësohen nga depozitime të holla e të konsumuara. Ato janë shembuj të sipërfaqeve të përputhshme.

Sipërfaqe diakrone - janë sipërfaqe stratigrafike fizike të pavarura nga sipërfaqet e shtresëzimit dhe që shpesh i ndërpresin. Në përgjithësi ato korrespondojnë, me sipërfaqe jo kronostratigrafike dhe që jo rrallë merren gabimisht për sipërfaqe shtresëzimi. Në studimin e profileve sizmike, ku reflektimet interpretohen si kronostratigrafike, nuk duhet harruar prania e mjaft reflektimeve jo kronostratigrafike, të shoqëruara me sipërfaqe diakrone të tilla si:

• Sipërfaqe kontakti të fluideve
• Gjurmë prishjesh me kënde të vegjël
• Dajka magmatikësh etj.

Sipërfaqe mospërputhëse është ajo sipërfaqe mospërputhëse që ndan shkëmbinjtë më të rinj nga ata më të vjetër, gjatë së cilës evidentohen shkurtime erozionale, në thellësi ose në sipërfaqe, që shprehet nëpërmjet një pushimi të madh. Kjo sipërfaqe konstatohet si mospërputhje kohore, stratigrafike, azimutale, këndore e jo këndore. Në varësi të lëvizjeve eustatike të nivelit të detit, subsidencës etj. prodhohet sipërfaqe mosperputhëse e të dy tipeve. (Fig – 2, 8)

Mopërputhja e tipit - 1 formohet kur ritmi i rënies eustatike kalon atë të subsidencës së basenit, në thyerjen bregore depozituese, duke dhënë një rënie, në këtë pozicion relative të nivelit të detit. Kjo lloj mospërputhje karakterizohet nga një erozion sipërfaqësor, për shkak të rigjallërimit të rrjedhjeve ujore dhe një zhvendosje drejt basenit të facieve bregore. (Fig – 1, 7)

Mospërputhja e tipit - 2 formohet kur ritmi i rënies eustatike është më i vogël se ritmi i subsidencës së basenit, gjithmonë e krahasuar, në thyerjen bregore depozituese. Kjo mospërputhje shkaktohet nga dalja mbi ujë e një pjese të shelfit dhe karakterizohet nga një zhvendosje e facieve bregore, drejt buzës së shelfit, por që nuk e kap atë. Në këtë rast nuk kemi erozion sipërfaqësor ose është shumë i lehtë. (Fig – 2)

Sipërfaqja poshtëlëpirëse - përfaqëson atë sipërfaqe fizike përmbytëse detare, nëpër të cilën përfundojnë majat e depozitimeve klinoforme prograduese, të komplekseve të sistemeve bashkëshoqëruese. Vërehen tri sipërfaqe bazale poshtëlëpirëse: (Fig – 1, 2)

• sipërfaqja e tavanit të freskores basenore
• sipërfaqja e tavanit të freskores së shpatit
• sipërfaqja e maksimumit të përmbytjes detare

Sipërfaqja transgresive - është momenti i parë, kur deti fillon e trangreson drejt tokës ose sipërfaqja e parë përmbytëse detare, ku sedimentet fillojnë e tërhiqen drejt tokës. (Fig – 2, 9)

Sipërfaqja e maksimumit të përmbytjes - përfaqëson momentin e fundit të përmbytjes detare, mbas së cilës sedimentet fillojnë e progradojnë drejt basenit. Në sipërfaqen korrelative të fushës bregore mund të gjenden nivele të tokës së ngurtësuar ose rrënjë bimësh, ndërkohë që në atë shelfore vërehen depozitime të holla pelagjike ose gjysmë pelagjike, si karbonate, argjila të pasura me lëndë organike, glaokonite, hi vullkanik etj, që tregojnë për varfërim prurjesh në sediment. Zakonisht, në këto sipërfaqe nuk vërehen thellime të basenit, shpesh ato identifikohen, duke korreluar sipërfaqen e vërshimit detar. Janë sipërfaqe të përputhshme, ku nuk vërehen pushime të rëndësisë kronostratigrafike.

Sipërfaqe përmbytese detare është ajo sipërfaqe, që ndan shtresat e reja nga më të vjetrat, nëpër të cilën kemi një rritje të mprehtë të thellësisë. Zakonisht shoqërohet nga një erozion i vogël nëndetar ose mungesë depozitimi, por jo me zhvendosje të facieve drejt basenit apo rinim të rrymave. Kjo shoqërohet edhe me një pushim të vogël. Sipërfaqja e vërshimit detar ka sipërfaqe korrelative, në fushën bregore dhe në mjedisin shelfor. Ajo korrespondon me kufijtë parasekuencialë dhe prezantohet si një sipërfaqe planare, të një madhësie lokale dhe basenore, me një reliev të vogël topografik. Trashësia e saj luhatet nga disa centimetra deri në disa metra. (Fig – 2, 23)

Karakteristike për të është ndeshja e depozitimeve të tipit mbetje transgresive (transgressive lag), e përbërë prej një materiali relativisht kokërr trashë, me guaska ose fragmente guaskash, toptha argjilor, nodule gëlqerorësh, zaje ose guralecësh terrigjenik. Ky material vjen nga shtresat e nënshtrira, të cilat i nënshtrohen erozionit bregor gjatë transgresionit, dhe përqendrohen, si një shtresë e veçantë, në përbërje të sipërfaqes së transgresuar. Në rastin më të zakonshëm, depozitimet e tipit mbetje transgresive të takuara, në sipërfaqen e vërshimit detar përkojnë me kufijtë e sekuencave.

Dallohen katër tipe të mbetjeve transgresive:

· Tipi i parë përbëhet prej noduleve karbonatikesh me formë të çrregullt, me diameter deri në 2.5cm.

· Tipi i dytë shkaktohet nga ripërpunimi intensiv i valëve dhe i rrymave, e cila shpëlan grimcat e imta dhe përqendron ato të trashat. Ky përpunim interpretohet të formohet, si përgjigje e stuhive dhe një kolonizim normal faunistik, pason transgresionin. Në disa raste, bioturbimi dhe ekspozimi nëndetar mund të çojë në formimin e një toke të fortë.

· Tipi i tretë ndodh duke ndjekur një rritje të nivelit të detit, por më parë se të ndodhi progradimi i parë mbi shelf, duke bërë që karbonatet organike e inorganike të grumbullohen, mbi sipërfaqen e vërshimit detar. Karbonatet organike në formën e guaskave krijojnë trupa të gjerë, tabular deri në 1,8m., që qëndrojnë mbi sipërfaqen e vërshimit detar. Karbonatet inorganike, në formën e ooliteve dhe pizoliteve mund të formojnë banko dhe bare, gjatë një ngritje të ngadaltë të nivelit të detit.

· Tipi i katërt, që është dhe me i zakonti lidhet me mbetjet kanalore, në bazë të luginave erozionale, që akumulohen gjatë rënies së nivelit të detit, duke korresponduar njëherësh dhe si kufi sekuence. Zakonisht përbëhet prej kuarceve ose zajeve kuarcitikë, si dhe siliceve të rrumbullakosur.

Në sipërfaqen korrelative të fushës bregore mund të gjenden nivele të tokës së ngurtësuar ose rrënjë bimësh, ndërkohë që në atë shelfore vërehen depozitime të holla pelagjike ose gjysmë pelagjike, si karbonate, argjila të pasura me lëndë organike, glaokonite, hi vullkanik etj., që tregojnë për varfërim në sediment. Zakonisht, në këto sipërfaqe nuk vërehet thellim i basenit, shpesh ato identifikohen, duke korreluar sipërfaqen e vërshimit detar. Janë sipërfaqe të përputhshme, ku nuk vërehen pushime të rëndësisë kronostratigrafike.

Sipërfaqe reper është shtresa gjeologjike, që mund të ndiqet në distanca të mëdha, në terren ose në diagrama elektrike. Këto shtresa reper kanë vlera kronostratigrafike. (shih pjesën e parë dhe të tretë)

Sipërfaqe e ngurtësuar - sipërfaqe që kufizon sedimente të çimentuara ose të ngurtësuara.. Normalisht shoqërohet me sipërfaqe mosdepozitimi. Ndodh shpesh, që në këto sipërfaqe të gjesh shndërrime jo normale të mineraleve autigjen.

1.2.c. Nocione mbi njësitë stratigrafiko-sekuenciale

Identifikimi i njësive të stratrigrafisë sekuenciale përbën hapin bazë, të evidentimit të mjediseve të sedimentimit, si dhe të litofacive përkatëse.

Facie - trup shkëmbi i karakterizuar nga një kombinim i veçantë i litologjisë, strukturave fizike dhe biologjike, që japin një aspekt tjetër e të ndryshëm nga ato më sipër, më poshtë dhe ato anësisht.

Bashkëshoqërim Facie - grup i facieve të lidhura gjenetikisht me njëra tjetrën dhe që kanë kuptim mjedisor.

Litostratigrafia një trup i përcaktuar i shtresave sedimentare, të cilat dallohen dhe kufizohen në bazë të karakteristikave litike dhe të pozicionit stratigrafik. Gjithashtu përbën në brendësi një trup litologjikisht homogjen.

Allostratigrafia - ndarje e një dokumentimi stratigrafik në trupa shkëmbor të hartografueshme “të përcaktuar dhe të identifikuar në bazë të mosvazhdimësive të tyre kufizuese”. Mes këtyre mosvazhdimësive apo vazhdimësive të tyre të korrelueshme, njësitë allostratigrafike mund të jenë heterogjene dhe nuk kanë për qëllim të zëvendësojnë litostratigrafinë. (Fig – 10)

Element arkitekturor - një nëndarje morfologjike e një sistemi të veçantë depozitues, karakterizuar nga kompleksi i dallueshëm i facieve, gjeometrise së facieve dhe proceseve depozituese. Ato nënkuptojnë blloqe ndërtues të sistemeve të ndryshme depozituese, duke theksuar gjeometrinë tri përmasore të bashkëshoqërimeve të facieve. (Fig – 11)

Mjedis depozitues - zonë gjeografike dhe\ose gjeomorfike

Sistem depozitues - kompleks tri përmasor i litofacies, të lidhura gjenetikisht nga procese dhe mjedise aktive. Ajo përfshin mjediset depozitues dhe proceset që veprojnë në to. (Fig – 2, 8, 9, 23, etj)

Sekuencë gjenetike stratigrafike - produkt sedimentar i një episodi depozitues, ku një episod depozitues kufizohet nga sipërfaqe shtresore, që reflektojnë riorganizime të mëdha, në konturet paleogjeografike të basenit. Këto sipërfaqe shtresore janë sipërfaqet e maksimumit të vërshimit dhe jo mospërputhjet e përdorura, për të përcaktuar kufijtë e sekuencës. (Fig – 2)

Parasekuenca - përfaqëson atë vazhdimësi relativisht të përputhshme të shtresave ose grupshtesave të lidhura gjenetikisht, të kufizuara nga sipërfaqe përmbytëse dhe sipërfaqet e tyre korrelative. Ato identifikohen në mjediset e fushës bregore, deltaike, të plazhit, të baticës deri në atë të shelfit. Është e vështirë të identifikohen në prerjet lumore, ku mungojnë shkëmbinjtë detare, si dhe në profilet e shpatit e të basenit, në të cilat nuk ndjehet ndikimi i ndryshimeve të nivelit të detit. (Fig – 10, 11)

Shumica e parasekuencave terrigjenike janë progradacionale (përparim faciesh drejt detit), (Fig – 12),

ku modeli depozitues përbëhet prej facieve, që cektësohen lart. Disa prej tyre paraqiten agradacionale (ndërtim rritës konstant lart) dhe më pak retrogradacionale (përparim faciesh drejt tokës).

Karakteristikat shtresore në dy parasekuencat e para janë:

· Grupshtresa që trashen lart

· Ranorë që trashen lart

· Raporti ranor- argjil rritet lart

E kunderta ndodh në parasekuencën e tipit të tretë (retrograduese), (Fig – 14). Secila nga parasekuencat mbyllet me një thellim të detit, gjë që identifikohet me depozitimin e një trashësie argjilore. Grykëderdhjet e lumenjeve, në zonën pranë bregdetare shërbejnë si burim sedimentesh, për formimin e grup shtresave që ndërtojnë parasekuencën. Ato mbushin basenin nga buzët e tij drejt qendrës, nëpërmjet migrimit të vijës bregore, si rezultat i progradimit të parasekuencës drejt basenit. Përgjithësisht, sedimentet nuk e kalojnë shelfin e brendshëm ose të jashtëm, me përjashtim të rasteve të rënies relative të nivelit të detit.

Grup - parasekuenca - përfaqëson atë njëpasnjëshmëri të parasekuencave të lidhura gjenetikisht, duke formuar një model të dallueshëm grumbullues, që kufizohet nga sipërfaqe të mëdha përmbytëse detare dhe sipërfaqet e tyre korrelative. Si kufij grup-parasekuencash, përsëri veçohen, ato të vërshimit detar dhe sipërfaqet korrelative të tyre. Kufijtë e grup-parasekuencave ndajnë modelet depozituese të parasekuencave. Ato mund të përkojnë me kufijtë e sekuencës dhe mund të jenë sipërfaqe poshtëlëpirëse dhe kufij të komlekseve të sistemeve depozituese. (Fig – 14)

Edhe grup-parasekuencat klasifikohen në varësi të modelit të parasekuencave përbërëse, në prograduese, agraduese e retrograduese.

· Në grup-parasekuencën prograduese, parasekuencat suksesivisht më të reja depozitohen më tej drejt basenit, ku mbi të gjitha ritmi i depozitimit është më i madh se ritmi i akomodimit. (Fig – 15)

· Në grup-parasekuencën retrograduese, parasekuencat suksesivisht më të reja depozitohen më tej drejt tokës, ku mbi të gjitha, ritmi i depozitimit është më i vogël se ritmi i akomodimit. Këtu grup-parasekuencat thellohen, sipas modelit transgresiv. (Fig – 15)

· Në grup-parasekuencën agraduese, parasekuencat suksesivisht më të reja depozitohen njëra mbi tjetrën pa ndonjë zhvendosje laterale të rëndësishme, ku mbi të gjitha, ritmi i depozitimit përafrohet me ritmin e akomodimit. (Fig – 15, 16)

Marrëdhëniet vertikale të facies në grup-parasekuencat

Grup-parasekuencat mund të identifikohen edhe në një pus të vetëm. Në grup-parasekuencën prograduese, parasekuencat më të reja përmbajnë ranorë me porozitet më të lartë dhe përqindje më të madhe të shkëmbinjve të depozituar, në det të cekët. Parasekuencat më të reja mund të përbëhen tërësisht prej shkëmbinjve të depozituar në mjedis bregor dhe tentojnë të jenë më të trasha se ato më të vjetrat e vetë grup-parasekuencës. (Fig – 17, 20, 21)

Në grup-parasekuencën retrograduese, parasekuencat suksesivisht më të rëja përmbajnë argjila e shiste dhe përqindje më të madhe të shkëmbinjve të depozituar në det të thellë. Parasekuencat më të reja mund të përbëhen tërësisht prej shkëmbinjve të depozituar në mjedis shelfor dhe tentojnë të jenë më të holla se ato më të vjetrat e vetë grup-parasekuencës. (Fig – 18, 20, 21)

Në grup-parasekuencën agraduese faciet, trashësia dhe raporti ranor-argjil nuk ndryshojnë shumë. (Fig – 19, 20, 21)

Në organizimin e shtresave shkëmbore njihen sekuenca të tipit-1 dhe të tipit-2, të cilat identifikohen në bazë të rregullimit të shtresave brenda komplekseve të sistemeve depozituese, midis kufijve të sekuencës të tipit të mospërputhjeve kufizuese.

Sekuenca - përfaqëson atë vazhdimësi relativisht të përputhshme të shtresave të lidhura gjenetikisht të kufizuar, në majë dhe në bazë të saj, nga mospërputhja dhe përputhjet e tyre korrelative. Ajo përbëhet nga një njëspasnjëshmëri e komplekseve të sistemeve bashkëshoqëruese dhe interpretohet, se depozitohet midis dy pikave të infleksionit të rënies eustatike. Parasekuencat dhe grup parasekuencat janë blloqet shtresore ndërtuese të sekuencës. Sekuencat mund të ndahen në komplekse të sisistemeve depozitues, bazuar në kritere objektive të siperfaqeve kufi, të shpërndarjes së grup parasekuencve dhe të pozicionit të tyre me sekuencën.

Sekuenca e Tipit - 1 përbëhet prej komplekseve të sistemeve depozitues të poshtëqëndrimit, të transgresionit dhe të lartëqëndrimit të kufizuar nën të nga mospërputhje e Tipit –1 dhe përputhja e saj korrelative. (Fig – 2)

Sekuenca e Tipit - 2 përbëhet prej komplekseve të sistemeve depozituese të kufijve të shelfit, të transgresionit dhe të lartëqëndrimit të kufizuar nën të, nga mospërputhje e tipit-2 dhe përputhja e saj korrelative. (Fig – 22)

Komplekset bashkëshoqëruese të sistemeve depozituese. Komplekset bashkëshoqëruese të sistemeve depozituese përbëjnë atë lidhje të sistemeve depozituese bashkëkohore. Secila prej tyre përcaktohet objektivisht nga gjeometritë shtresore, në siperfaqet ndarëse ose nga pozicioni me sekuencën, si dhe nga modeli i grumbullimit të parasekuencave të brendëshme. Ato përcaktohen si komplekse tripërmasore të litofacieve. Çdo kompleks bashkëshoqërues i sistemeve depozituese përbëhet prej një apo më shumë sistemeve depozituese, brenda së cilës mund të prognozohen litofaciet, kur bashkërendohet subsidenca lokale, furnizimi me sediment dhe fiziografia. (Fig – 23)

Kompleksi i sistemeve të poshtëqëndrimit-përbën atë kompleks sistemesh të depozituara gjatë intervaleve të karakterizuara nga rënia relative e nivelit të detit dhe rritja e ngadaltë e tij. Ky kompleks paraqitet me dy konfiguracione të ndryshme, në funksion të konteksit gjeologjik. Njëri bëhet në kontekstin shelf-shpat-basen dhe tjetri pa shelf direkt me tip pjerrësie.

Freskore e basenit. Ky sistem mbizotërohet nga depozitimi i freskoreve nëndetare, në një kohë kur sedimentet kapërcejnë shelfin, nëpërmjet luginave aktive erozionale. Thyerja depozituese bregore vendoset në ose pranë thyerjes shelf-shpat, si dhe pika e ekuilibrit lëviz drejt basenit. Pjesa më e madhe ose i gjithë shelfi ekspozohet drejt detit dhe fillon të ndërpritet nga rrymat, sedimentet e të cilave kapërcejnë shelfin dhe depozitimet derdhen direkt në shpat e basen, me mundësi shumë më të madhe, për t’u grumbulluar ranorë. (Fig – 24)

Freskorja e shpatit. Këto freskore fillojnë të depozitohen kur shpejtësia e rënies relative të nivelit të detit fillon e zvogëlohet, për pasojë kemi një rritje të hapësirës së lirë dhe identifikohet me mbylljen e frontit të shpatit, me depozitime në formë koni e me freskoren e sipërme. Gjatë kësaj kohe, kanionet sa vijnë e mbushen nga baseni ujor dhe humbasin vlerën e grumbullimit të rrymave turbidite, në një të vetme.

Kompleksi progradues i poshtëqëndrimit. Në këtë kompleks vazhdon të zvogëlohet më tej shpejtësia e rënies relative, për pasojë ritmet e rritjes relative janë të vogla ose formojnë shumë pak hapësirë të lirë. Si rezultat, sedimentet progradojnë drejt basenit, duke kontaktuar me tavanin e freskores së shpatit e më tej me atë të basenit, por i kondesuar. Përgjithësisht, ky kompleks sistemesh ka koherence kohore me një sërë depozitimesh të kryera në kushte paleo-luginore, që më parë shërbenin si rrugë favorizuese e kalimit të materialit sedimentar.

Prizmi i poshtëm i nivelit të ulët Ky trup sedimentar formohet në rastin e baseneve të kufijve të pjerrësisë (ramp margin), që karakterizohen nga mungesa e shelfit. Karakterizohet nga rinim të rrymave dhe sedimentet kapercejnë fushën bregore për shkak të rënies relative, që ndodh duke krijuar një profil ekuilibri të ri, megjithëse jo shumë të ndryshëm nga ai më parë. Sedimentet depozitohen normalisht në ambjentet para plazhit ose në baret e grykëderdhjeve, si dhe mungojnë kanionet nëndetare.

Prizmi i sipërm i poshtëqëndrimit - Karakterizohet nga rritje e ngadaltë e nivelit të detit, që rezulton në mbushjen e luginave dhe në progradimin e ngadaltë të vijës bregore e shoqëruar me disa agradacione.

Kompleksi i sistemit trangresiv - përbëhet prej suksesionit të parasekuencave tërheqëse ose retrograduese. Ajo fillon me ngjarjen e parë të vërshimit detar e quajtur si sipërfaqe trangresive dhe përfundon me atë të fundit, e quajtur maksimum i vërshimit. Karakterizohet nga një suksesion të vërshimeve detare. Ky sistem përfaqëson pjesën e mesit të një sekuencë, që ka për bazë një kufi mospërputhës tip-1 ose tip-2, ndërsa tavani i tij përkon me një sipërfaqe tjetër poshtëlëpirëse, nëpër të cilën mbivendoset sistemi i lartëqëndrimit.

Prerja e kondesuar - është facia, që përbëhet prej sedimenteve gjysmë pelagjike e pelagjike, që depozitohet, kur parasekuencat shkojnë drejt tokës dhe shelfi vuan për sediment terrigjen. Kjo prerje korrespondon me kohën e sistemit trangresiv dhe të një pjese të lartëqëndrimit. Në këtë interval me varfëri prurje terrigjenesh gjendet një bollshmëri e llojshmëri faune.

Kompleksi i sistemeve të lartëqëndrimit. Ky sistem përfaqëson sedimentin e një sërë komplekseve depozituese, gjatë gjendjes lartë të nivelit eustatik të detit, ku vazhdon të pushtohen pjesë të tjera të ekspozuara të shelfit, por me ritme të ulta, për rrjedhojë, në relativitet kemi rënie të nivelit të detit, e cila ndikon në mënyrë të drejtpërdrejtë, në zvogëlimin e hapësirës së lirë. Ritmet e depozitimit sa vijnë e rriten, në krahasim me ritmet e hapësirës së lirë. (Fig – 25)

Kompleksin e sistemeve depozituese të kufijve të shelfit përbën rast tipik të sedimentimit, sipas modelit të sekuencës, të tipit-2. Kompleksi i poshtëqëndrimit në këtë tip baseni ka veçoritë e veta, ndërkohë që komplekset depozituese të transgresionit dhe të lartëqëndrimit paraqesin ngjajshmëri të theksuar, me ato që ndeshen në individualizimin e sekuencës të tipit-1. Ky kompleks depozitohet, kur niveli eustatik nuk e kalon subsidencën në thyerjen depozituese bregore, për rrjedhojë kemi ekspozim të pjesshëm të shelfit dhe shoqërim të tij me sipërfaqe kufi sekuenciale tip-2. (Fig – 26)

1.2.d. Nocione mbi gjeometrinë e shtresave

Konfiguracioni gjeometrik i shtresave brenda një njësie stratigrafiko-sekuenciale shpreh:

· Së pari - procese depozituese, që lidhen direkt me lëkundjet eustatike të nivelit të detit,

· Së dyti - nëndeformimet tektonike të vonshme

Merr rëndësi fakti, që në çdo mënyrë studimi duhen analizuar:

a - Gjeometria e reflektimeve ose e shtresave sedimentare, që kontribuon në vlerësimin e regjimit te sedimentimit, tipit te basenit e morfologjisë së tij detare. (Fig – 27)

b - Gjeometria ose mënyra e mbarimit të reflektimeve, e cila lejon të konstatosh mospërputhjet, pushimet, gërryerjet dhe vazhdimësitë e sedimenteve.

c - Gjeometria e sedimenteve që ndërtojnë një facie të caktuar dhe shërben për të gjykuar mbi mënyrën e sedimentit, tipin e mjediseve. (Fig – 28)

Meqenëse nocionet e gjeometrisë së shtresave janë rrahur në disa punime të tjera, dhe në pjesën e parë dhe nuk po ndalemi në trajtimin e tyre.

II. KONTROLLET EUSTATIKE NË DEPOZITIMET KLASTIKE

Në fushën e kërkimeve për naftë e gaz janë përdorur gjerësisht studimet litostratigrafike, biostratigrafike, më vonë ato sedimentologjike e së fundi stratigrafia sizmike, ku përherë e më tepër dilte e domosdoshme, lidhja e gjithë treguesve të tyre në një kohe, madje sa më të vogël. Në këtë aspekt, lindi e po zhvillohet disiplina e stratigrafisë sekuenciale, që studimin e ligjësive të sedimentit e mbështet, duke iu referuar një sërë parametrave të ndryshueshëm, në funksion të disave të palëvizshëm ose konstant, bashkëveprimi i të cilave jep tipin dhe mekanizmin e sedimentimit.

2.1. Modeli konceptual

Analizat gjeologjike dhe sizmike të sipërfaqes së lirë të sedimenteve dhe të depozitimit tregojnë, që një vazhdimësi e prognozueshme e pothuajse të katër hapësirave të sistemeve mund të gjenerohen nga ndryshimet globale të nivelit të detit. Hapësirat e sistemeve depozituese si e lartqëndrimit, poshtëqëndrimit (duke përfshirë freskoret dhe prizmin e poshtëqëndrimit) e transgresionit dhe kufijve të shelfit përbëhen prej një a më shumë sisteme depozitues, (Brown & Fisher 1977) dhe secila është krakterizuar prej një bashkësije litofacie. Koha e mospërputhjeve ose e sipërfaqeve mosdepozituese, që kufizojnë këto sisteme mund të prognozohen gjithashtu, nga kurba e nivelit të detit.

Me qëllim që të zhvillosh një model përgjithësisht të aplikueshëm, ku nënkuptohet që të meren parasysh, kushtet e mëposhtme:

· Ritmi i subsidencës së dyshemesë së detit, në çdo pozicion të vetëm mbi profil mbahet konstant. Analizat gjeo-historike kanë treguar, se ndryshimet eustatike kanë ndodhur më shpesh se ato të subsidencës. Prandaj shpesh herë, ritmi i subsidencës merret konstant. Bashkëveprimi i eustazisë me subsidencën, të çon totalisht në ndryshimin relativ të nivelit të detit. Në historinë e zhytjes duhet të dallohen, zhytja e përgjithshme nga ajo tektonike. Zhytja tektonike është e barabartë me zhytjen totale (trashesinë e sedimenteve + kontrollin e ujit), pa efektin e kompaktësimit.

· Subsidenca totale rritet në drejtim të basenit. Kjo duket si karakteristikë, më tepër për basenet e kufijve divergjent. Depozitimi ndodh përgjatë kufirit kontinental divergent, të karakterizuar nga një shelf, shpat dhe basen, ku furnizimi me sediment mbetet konstant. Në fakt, ritme të ndryshme të furnizimit me sediment ndikojnë kryesisht në shtrirjen e depozitimeve, drejt detit.

· Në drejtim të tokës, modelet shtresore do të paraqesin mbilëpirje dhe sistemim konstant, në vertikalitet të shtresave (agradacion) dhe hapësira midis dyshemesë së detit dhe nivelit bazë (niveli i detit ose graded stream profile) do të mbushet, ndërkohë që kufiri limit i sistemimit të shtresave në drejtim të basenit (progradacion) është në funksion të furnizimit me sediment dhe të gjeometrisë së buzinës së basenit.

· Prirja e ndryshimeve eustatike është kurbolineare, që i afrohet sinusoidës, ku modelet shtresore depozituese lidhen në mënyrë të drejtpërdrejtë, me pikat e infleksionit në këtë kurbë. Theksojmë që, megjithëse, këto modele janë përgjithësisht të praktikueshme duhet të merren në konsideratë dhe faktorët lokalë, me qëllim që të përdoret në mënyrë prognozive për basene të veçanta.

2.2. Eustazia, niveli relativ i detit dhe thellësia e ujit

Ndryshimet në thellësinë e ujit, në zona të veçanta varet si nga kontrolli global dhe ai lokal (Fig.-4). Aspekti global (eustatik) varet nga lëvizja e sipërfaqes së detit në lidhje me qendrën e tokës, e cila kontrollohet sipas rradhës nga dy faktorë. I pari lidhet me ndryshimin e ujit në oqean; këto kontrollohen shumë nga volumi i akullit tokësor (ndryshimet akullnajore eustatike), dhe në një madhësi më të vogël, nga volumi i ujit të kurthuar, nëpër rezervuarët apo basenet ujore tokësore. I dyti lidhet me ndryshimin e volumit të baseneve oqeanike, për shkak të rritjes ose zvogëlimit të kurrizorëve oqeanikë (ndryshime tektono-eustatike).

Kontrollet lokale të thellësisë së ujit përfshijnë tektonikën dhe sedimentimin. Lëvizjet tektonike të dyshemesë së basenit (lart ose poshtë) mund ta amplifikojnë, neutralizojnë ose të përmbysin efektet e ndryshimeve eustatike. Sedimentimi rezulton në agradimin e dyshemesë së detit dhe në zvogëlimin e thellësisë së ujit. Prandaj ndryshimet relative në një rajon të dhënë varen nga bashkëveprimi eustazisë, tektonikës lokale dhe ritmeve të sedimentimit. Si shembull, mund të postulohet për një basen që është duke u zhytur aktivisht për shkaqe tektonike. Njëkohësisht niveli eustatik i detit është duke u ngritur. Në disa zona të basenit, subsidenca dhe eustazia do të kombinohen të prodhojnë një ngritje relative të nivelit të detit. Megjithatë, lokalisht (ndoshta në afërsi të një delte aktive) ritmi i sedimentimit mund të kalojë ritmin e kombinuar të subsidencës dhe ngritjes eustatike, duke rezultuar në një rënie relative të nivelit të detit.

2.3. Revolucioni në analizën stratigrafike

Niveli i lartë i interesimit në dekadën e fundit, në mekanizmin dhe efektet e ndryshimit të nivelit të detit kanë nxitur në një shkallë të gjerë mendimet, me versione të ndryshme lidhur me kurbën e nivelit të detit (Haq.,….etj.). Akoma ka debate të mëdha rreth shkallës në të cilën, portretizohen ndryshimet e vërteta globale (eustatike) ose më shumë ato lokale (relative) të nivelit të detit (Miall, 1986, 1991). Meqënëse kjo diagramë ka qenë epiqendra e shumë diskutimeve, ia vlen të shqyrtosh shkurtimisht sfondin e saj, derivimet dhe kufizimet.

Mospërputhjet e gjeneruara nga lëvizjet e mëdha të ndryshimeve të nivelit të detit kanë kohë që njhen dhe përdoren, për të nëndarë dokumentimin stratigrafik, siç ishte rasti i Slossit. Konstatimi i mospërputhjeve, edhe në prerjet sizmike, bëri që të zhvillohej teknika e korrelimeve ndër rajonale.

Në bazë të:

· Njohjes së korrelimit dhe datimit të mospërputhjes;

· Modelit të mbilëpirjes, poshtëlëpirjes dhe lartëlëpirjes;

· Të të dhënave biostratigrafike nga zhveshjet dhe puset;

grupi i Exxon-it ka patur aftësinë të gjenerojë një kurbë të mbilëpirjes bregore për një kohë të caktuar, me anë të së cilës nxirret kurba eustatike. (Fig – 29)

Stratigrafia e sekuencës, e cila është një zhvillim i stratigrafisë sizmike, është një teknikë shumë disiplinore për analiza stratigrafike. Ajo bazohet në karrotazhet e puseve, në të dhënat e kampioneve dhe të zhveshjeve, përveç profileve sizmike. Sfondi konceptual i stratigrafisë së sekuencës plus kartën e re dhe shumë të detajuar të nivelit të detit është prezantuar në shumë punime e analiza të rangut botëror, nga një numër i madh autorësh. Kjo ka stimuluar një sasi të madhe e të jashtëzakonshme të kërkimeve dhe të debateve. Aplikimi i stratigrafisë sizmike dhe asaj sekuenciale ka rigjallëruar analizat stratigrafike, mjediset sedimentuese dhe faciet tani diskutohen si komponentë të sistemeve depozituese dhe të komplekseve të sistemeve deopozituese, të cilat me rradhë formojnë blloqe ndërtuese të parasekuencave dhe sekuencave. (Fig – 30)

2.4. Kufizimet e teknikës të stratigrafisë sizmike

Megjithëse konceptet dhe metodat për ndërtimin e kurbës së nivelit të detit duket që ofrojnë shpresë për korrelime globale, ato janë “rrëmuar“ dhe kritikuar nga kërkuesit, si të fushës së Industrisë dhe të asaj Akademike (Parkinson, 1986, Miall 1991).

Në to theksohen tre kritikat kryesore:

· Interpretimi i pa kritikueshëm i kufijve të sekuencave të rendit të dytë e të tretë

· Pasiguritë rreth moshës absolute të fushës dhe korrelimeve

· Vështirësitë e mëdha të nxjerjes së amplitudës së ndryshimit të nivelit të detit

Megjithatë, është bërë e njohur, që shumë kufij sekuencash të rendit të dytë duket se sinkronizohen globalisht, prandaj ka shumë të ngjarë të prezantojnë ngjarje eustatike. Ndërsa, kufijtë e sekuencave të rendit të tretë, zakonisht kapin hapësira tepër të vogla për të lejuar datim biostratigrafik jo ekuivalent. Prandaj, është shumë e vështirë të demonstrosh, që ndryshimet relative të nivelit të detit, të nxjerra për zona të ndryshme, të jenë sinkrone e për rrjedhojë eustatike.

Pavarësisht nga këto kufizime, theksi i ri në nëndarjen e dokumentimit stratigrafik, me anë të mospërputhjeve dhe mosvazhdimësive kufizuese dhe marrëdhëniet e këtyre sipërfaqeve me fluktacionet relative të nivelit të detit, mbeten jashtëzakonisht të rëndësishme.

2.5. Pesë rendet e cikleve

Njihen 5 rende ciklesh eustatike në studimet gjeologjike. Ato shpesh shënohen me :

- Cikël i rendit të parë-megacikël eustatik

- Cikël i rendit të dytë-supercikël eustatik

- Cikël i rendit të tretë-cikël eustatik

- Cikël i rendit të katërt-paracikle eustatik

- Cikël i rendit të pestë-paracikle eustatik

2.5.a. Ciklet e rendit të parë

Njihen tri cikle eustatike të rendit të parë, që lidhen me prishjen e megakontinenteve. Ato kanë zgjatje 250, 500 e 1.500 milion vjet secili. Ato janë njohur në Fanerozoi dhe interpretohen gjerësisht të lidhen me rritjen dhe çarjen e vazhdueshme të super kontinenteve (Vail et al 1977). Kur kontinentet bashkohen (si në Pangean e Permit), volumi i kurrizoreve oqeanike minimizohet dhe volumi i basenit oqeanik është në maksimumin e vet (në sajë të subsidencës termale). Kjo rezulton në uljen globale të nivelit eustatik të detit. Këto kushte janë të kundërta, në kohën e shpërbërjes së super kontinenteve, kur kurrizore të reja formojnë dhe zhvendosin ujin, në brendësi të kufijve kontinentalë.

2.5.b. Ciklet e rendit të dytë

Ciklet e rendit të dytë kanë zgjatje 5-10 milion vjet dhe lidhen kryesisht me proceset ndërpllakore. Ka autorë që i klasifikojnë si cikle, që përfshijnë një diapazon shumë më të madh kohor, nga 10 deri në 100 milion vjet dhe konkretizohen me sekuencat kratonike të Slossit (1963). Këto sekuenca janë korreluar bindshëm, midis katër kontinenteve (Soares et al, 1978), që të sugjerojnë për një kontroll global të nivelit të detit. Ky shpjegim tashmë i pranuar gjerësisht është, që sekuencat e rendit të dytë rrjedhin nga ndryshimet në volumin e koreve oqeanike, që lidhen me ndryshimet në ritmin e përhapjes.

2.5.c. Ciklet e rendit të tretë

Ciklet e rendit të tretë përbëhen prej një grupimi të cikleve të rendit të tretë. Ciklet e rendit të tretë përfaqësojnë frekuencën më të lartë të ngjarjeve të nivelit të detit, që portretizohet në kurbën e Exxon-it. Ato kanë zgjatje 0.5-5 milion vjet dhe lidhen jo vetëm me proceset tektonike, por edhe me ato litosferike, akullnajore etj. Autorë të tjerë i klasifikojnë si cikle që kapin një zgjatje akoma më të madhe në kohë, si 1-10 milion vjet, por zakonisht janë tipikisht më pak se 3 milion vjet (Fig. - 31).

Ato janë të kudondodhur në shkëmbinjtë e Fanerozoit, por kontrolli i tyre është problematik dhe i diskutueshëm. Vail et al (1977) dhe Haq et al (1988) propozojnë që këto cikle mund të korrelohen globalisht. Megjithatë, meqë kufijtë e shumë cikleve të rendit të tretë vendosen në diapazona të ngushtë kohorë ose nën kufijtë e zgjidhshmërisë biostratigrafike, ato s’mund të krijojnë mundësi të zgjidhin moshën e tyre me saktësi të mjaftueshme, për të vërtetuar sinkronitetin e saktë global. Megjithatë, disa studime evidentojnë bindshëm, që kufijtë e cikleve të rendit të tretë mund të korrelohen me saktësi brenda dhe midis kontinenteve. Puna e detajuar stratigrafike në shumë basene të botës ka rezultuar, që pozicioni kronostratigrafik i shumë kufijve sekuenciale dhe depozitimeve e poshtëqëndrimit korrespondojnë me ato të prognozuara si të rendit të tretë, në kartën eustatike të Haq et al (1988). (Fig – 30)

2.5.d. Ciklet e rendit të katërt e të pestë

Brenda ciklit të rendit të tretë dallohen ato të rendit të katërt e të pestë, që kanë zgjatje respektivisht 100-200,000 vjet e 10-40,000 vjet. Ciklet e rendit të katërt e të pestë janë dokumentuar në shumë basene me moshë të Fanerozoit, si në shkëmbinjtë e detit të cekët dhe ata pelagjik (Fisher 1986 ). Këto cikle shkaktohen nga ndryshimet klimaterike, të krijuara nga ciklet orbitale të Milankovicit (matematicien Serb), i cili llogariti i pari, periodicitetin dhe efektin e tyre. (Fig – 31)

Teoria e Milankoviçit mbështetet në faktin, se lëkundjet në shpërndarjen sezonale të rrezatimit të ardhur diellor përbëjnë kontrollin kryesor, në rritjen dhe shpërberjen e masave akullnajore të Kuaternarit. Mënyra më e thjeshtë e prodhimit të ndryshimeve të nivelit të detit, në shkallën e rendit të katërt e të pestë bëhet me anë të alternimeve të akumulimit dhe të shkrirjes së mbulesave akullnajore kontinentale, si përgjigje e cikleve të Milankoviçit. Kjo mund të tregohet bindshëm veçanërisht për Kuaternarin.

Nga analiza e shumë baseneve të botës ndodh, që në varësi të ritmit të rritjes ose rënies së subsidencës, ciklet e rendit të katërt mund të prodhojnë sekuenca të rendit të katërt dhe të përbëhen nga parasekuenca të rendit të pestë ose të prodhojnë parasekuenca, duke qenë pjesë përbërëse e sekuencës së rendit të tretë. Bazuar në eksperiencën, vërehet se kur parasekuencat e rendit të katërt ndërtojnë sekuencën e rendit të tretë situata është tipike, për shumë sekuenca terrigjenike të depozituara në depoqendrën e basenit. (Fig – 32)

Vlen të përsëritësh se sekuencat dhe parasekuencat përcaktohen, duke u bazuar në karakteristikat e tyre fizike dhe jo në shpeshtësinë e cikleve të nivelit të detit, që rezultuan në depozitimin e tyre. Megjithëse parasekuencat dhe sekuencat e rendit të katërt mund të prodhohen në rrethana të caktuara, nga cikle të nivelit të detit të së njëjtës zgjatje kohore, ato nuk trajtohen si njësi shtresore sinonime.

Përkufizimi i cikleve është disi subjektiv (Vail et al 1977, Miall, 1990). Ciklet e rendit të parë, të dytë e të tretë iu mungon periodicitetei i rregullt. Ndërkohë që ciklet e rendit të katërt e të pestë me zgjatje, në më pak se një milion vjet duket se reflektojnë një kontroll të rregullt ciklik. Në vartësi të rendit të cikleve eustatik formohet dhe rendi i mega sekuencave.

2.6. Ciklet e Milankoviçit

Ekzistojnë tri ritme kryesore orbitale që lidhen me:

1. Ndryshimet në jashtëqendërsinë e orbitës së tokës rreth diellit (400,000 dhe 100,000 vjet);

2. Ndryshime në pjerrësinë e aksit të tokës, në lidhje me planin në të cilën ajo i rrotullohet diellit (41,000 vjet);

3. Përparsia e lëkundjeve, në sajë të pjerrësisë së aksit, duke formuar një kon (21000vjet).

Këto ritme orbitale (Fig.-33) prodhojnë ndryshime ciklike, në intesitetin dhe shpërndarjen sezonale të rrezeve diellore. Në bashkëveprim, këto faktorë ndikojnë mbi rritjen e periudhës së shkrirjes së akujve, gjatë stinës së verës ose në ndërtimin e blloqeve apo të masave të akullit, duke bërë që një sasi e madhe e ujit të shpërngulet nga oqeani.

2.6.a. Ndryshimet e nivelit të detit të lidhura me ciklet klimatike të drejtuara orbitalisht

Ekzistenca e ritmeve të Milankoviçit për 2 milion vitet e fundit (Kuaternar) mund të paraqitet nëpërmjet studimeve izotopike të oksigjenit, në kampionet e detit të thellë, të cilat përbëjnë të dhënat më të përshtatshme, për kohën dhe madhësinë e ndryshimeve të nivelit të detit. Në këto ritme, shprehen influencat e mëdha të ndërtimit apo të shkatërrimit të masave të mëdha të akullit kontinental, duke rezultuar në ndryshimet e nivelit të detit.

2.6.b Izotopet e oksigjenit, masat e akullta të Kuaternarit dhe ndryshimet e nivelit të detit

Kontrolli akullnajor në variacionet e nivelit eustatik të detit (e quajtur eustazia akullnajore), mund të tregohet qartësisht në akullnimet Kuaternare, duke iu referuar ndryshimeve të raportit ¹⁸O\¹⁶O në foramineferet bentosik e planktonik, të ruajtura në sedimentet e thella oqeanike (Matthews, 1986). Gjatë rritjes së masave akullnajore kontinentale, uji i detit pasurohet progresivisht me ¹⁸O e rende dhe masa e akullit me ¹⁶O më të lehtë. Kjo për shkak se izotopi më i rëndë është më pak i lëvizshëm. Gjatë ç’akullnajimit, izotopi më i lehtë kthehet në ujrat detare.

Zbrazja përkatëse në ¹⁸O është shprehur si shmangje (d), në pjesë për mijë (%0), nga një mesatare standarte ndërakullnajore. Studime të shumta tregojnë që amplituda mesatare e d¹⁸O është rreth 1.6%, për këto 700,000 vitet e fundit. Mbi 700,000 vitet e fundit, ciklet akullnajore të dokumentuara nga ndryshimet në raportet e izotopeve të oksigjenit, kanë zgjatur rreth 100,000 vjet (Fig. - 33). Para kësaj kohe, janë vërejtur cikle me shpeshtësi më të lartë (rreth 40,000 vjet). Koha e këtyre cikleve përshtatet shumë mirë, me periodicitetet e Milankoviçit. (Raymo et al 1989).

2.6.c Korrelimet e dokumentimeve izotopike me ndryshimet e nivelit të detit

Dokumentimi i izotopeve të oksigjenit, të nxjerra nga sedimentet e thella oqeanike mund të korrelohen në mënyrë të drejtpërdrejtë, me ndryshimet eustatike akullnajore të nivelit të detit. Rritja e masës së akullt gjatë Kuaternarit, e cila kishte një volum maksimal përreth 65 x 10⁶ km³, u shoqërua me nje ulje eustatike akullnajore të nivelit të detit, prej më shumë se 150m. Në qoftë se, sot do të shkrihen akujt, do të kemi një rritje të nivelit të detit prej 70m, duke dhënë lëkundjen më të mundshme maksimale, të nivelit të detit të mbi 200 m nga gjendja plotësisht e akullt e Kuaternarit, deri në një sipërfaqe toke, plotësisht të lirë prej akullit. Në këto akullnime, ritmi maksimal i rënies së nivelit të detit ka qenë rreth 5m në 1000 vjet. Përkundrazi, ngritja e nivelit të detit, në fund të ciklit glacial është shumë e shpejtë.

Gjatë kulmit të ç’akullnimit të fundit (12,000 vjet), në oqeanin e Atlantikut verior, u derdhën rreth 14000km³ ujra të shkrira. Kjo është 25 herë më e lartë se prurja vjetore e lumit Mississipi. Në këtë kohë, niveli global i detit është rritur 20 m, në më pak se 1000 vjet dhe për një periudhë të shkurtër (Fairbanks, 1989). Ripërtëritja e nivelit të detit nga poshtëqëndrimi akullnajor në lartëqëndrimin ndërakullnajor, kërkon një kohë prej 15000 vitesh (me një ngritje mesatare rreth 10m në 1000vjet). Vlerësimi i ritmeve dhe madhësisë së ndryshimeve eustatike akullnajore të nivelit të detit është nxjerrë prej studimeve të terracave të ngritura detare dhe terracave të zhytura koralore (Bard et al 1989).

Rritja e rifeve koralore është një tregues i veçantë dhe mjaft përgjegjës për ndryshimet e nivelit të detit.

2.6.c. Qëndrueshmëria e ritmeve të Milankoviçit

Qëndrueshmëria e ritmeve të Milankoviçit është e hapur për pyetje. Analizat matematike të lëvizjes së brendëshme të planeteve të sistemit diellor (Laskar 1989) të sugjerojnë, që ritmet e Milankoviçit mund të llogariten saktësisht vetëm për dhjet milion vitet e fundit. Për periudha më të gjata, postulohet që amplifikime jo lineare të pertubacioneve, madje shumë të vogla, si dhe ndryshimet në diametrin e kampioneve dhe të tokës në tërësi do të çojnë në lëvizje planetare kaotike, të pa prognozueshme. Kjo pamje kaotike e sistemit diellor është analizuar prej llogaritjeve të Berger et al (1989), i cili sugjeronte që ritmet e Milankoviçit janë relativisht të qëndrueshme. Për shembull, ne Kretakun e vonshëm, cikli i pjerrësisë duhet të ketë qenë më i shkurtuar (përreth 2%). Cikli i jashtëqendërsinë ka të ngjarë të mos ketë ndryshuar. Megjithatë, Berger et al propozojnë, që aty nga Prekembri mund të jetë e pamundur të dallosh ciklet e pjerrësisë dhe të precezionit.

Duhet theksuar se modelet e variacioneve eusatiko glaciale të nivelit të detit, të bazuara në studime të sakta të shkëmbinjve të deteve të thella nuk mund të aplikohen, në gjithë hierarkinë moshore të shkëmbinjve. Akullnimet para Kuaternare karakterizohen nga shpërndarje të ndryshme të tokës dhe të detit, ose pozicione të ndryshme të masave të akullit, apo regjime të ndryshme tektonike deri në parametrat variabël të Milankoviçit, të shkurtuara apo më pak efektive.

2.7. Ndryshimet eustatike glaciale para Kuaternare të nivelit të detit

Toka ka një dokumentim të hershëm akullnajor dhe shpërndarja e shkëmbinjve akullnajorë të depozituar në 2.700 milion vitet e kaluara paraqitet në Fig-19. Megjithatë, mosha e shumicës së depozitimeve akullnajore para Kuaternare nuk është detalizuar. Prandaj është e vështirë të përcaktosh, nëse ndryshimet e nivelit të detit i përkasin episodeve specifike akullnajore apo jo. Pjesëmarrja e akullnajave në historinë e tokës, sugjeron që ndryshimet eustaike akullnajore duhet të jenë përfaqësuar në dokumentimin shkëmbor; disa shembuj jepen më poshtë.

Njëpasnjëshmëria e facieve nga të thella në të cekta, të Proterozoit të vonshëm deri në 1km, ka shumë mundësi t’i atribuohet ndryshimeve eustatike glaciale të nivelit të detit dhe është korreluar nga kontinenti në kontinent (Eisbacher 1985). Janë identifikuar vijueshmëri shumë të gjëra dhe rajonale të gëlqerorëve transgresive dhe shisteve regresive në Pensilvani Texax (Boardman, 1989). Këto korrelohen me fluktacionet në shkrirjen e masës së akullt të tokës së Gondvanes, duke nënkuptuar një kontroll eustatik glacial. Një pushim i veçantë dhe interesant në dokumentimin glacial të tokës ndodh nga Triasi për në Terciarin e hershëm. Gjatë këtij intervali nuk ka regjistrim direkt të proceseve akullnajore në kontinent, por me anë të eksperimenteve është modeluar, që grumbullimi i akullit në Antarktidë është bërë pikërisht në këtë kohë (Oglesby, 1989). Në këtë moment ndodhin lëkundje të nivelit të detit në frekuenca të shpejta, nga dhjetra mijë deri në qindra mijëra vjet.

As eustazia tektonike as lëvizjet tektonike të fundit të basenit nuk mund të operojnë në një shkallë kaq të shpejtë. Në këtë rast ose në mungesë të tij, kontrolli eustatik glacial me periodicitetet e Milankoviçit të bën apel.

A ka mekanizma të tjerë të përshtatshëm për të shkaktuar të tilla lëkundje të nivelit të detit në shpeshtësi të tilla, përveç ndryshimeve të kontrolluara nga klima? Ky mekanizëm duket i aftë të prodhojë rreth 10-20 m ndryshim eustatik, vetëm për periudha nga 10⁴ deri 10⁵ vjet (Hay dhe Leslie, 1990).

Në këtë aspekt është me vend të shënosh efektet eustatike të aktiviteteve njerëzore. Megjithëse, gjatë disa dekadave të fundit, niveli i detit është duke u rritur me ritme 1.6-2mm\vit (Douglas 1991), akoma nuk është e qartë nëse kjo situatë shkaktohet nga proceset natyrale apo nga ngrohja globale antropogjenike (e cila rezulton si në ekspansionin sterik të oqeanit dhe në shkrirjen e mbulesës së akullt polare. Sot për sot, në gjithë rruzullin ndodhen mbi 10,000 rezervuarë, që përmbajnë mbi 10,000km³ ujë. Kjo korrespondon me një rënie të nivelit global të detit prej 30 mm, me një ritëm prej 0,7 mm\vit në këto 40 vitet e fundit (Chao, 1991). Pavarësisht nga efektet eustatike të grumbullimit të ujit prej njerëzve, niveli global i detit është ende duke u ngritur. Megjithatë, mendohet se ritmi i vërtetë i ngritjes së nivelit të detit është ende më i lartë se ajo që matet praktikisht dhe kjo situatë përbën një mundësi alarmi.

2.8. Tektonika dhe ndryshimet eustatike të nivelit të detit

Roli që tektonika luan në formimin ose rritjen e kufijve të sekuencës debatohet gjerësisht nga stratigrafët botërorë. Autorë të ndryshëm pohojnë, që ndryshimet e shpejta të nivelit të detit formohen vetëm nga lëkundjet akullnajore, duke rënë ndesh me hartën botërore të cikleve eustatike të Kompanisë Exxon (Haq et al., 1987, 1988). Të tjerë autorë kanë theksuar, që pjesëve të mëdha të kolonës gjeologjike iu mungon dukshëm aktiviteti akullnajor. Prandaj, formimi i kufijve të sekuencës i është veshur alternativisht nga shumë shkencëtarë proceseve tektonike (Sloss 1988; Bally 1982; Miall 1986; Hubbard 1988; dhe të tjerë). Megjithatë, tipi i ngjarjeve tektonike që do të prodhojë lëkundje të shpejta dhe të shkurtra të nivelit të detit mbetet i paqartë, sidomos ato ngjarje tektonike që do të prodhojnë mospërputhje të tipit-1.

Cloetingh (1988) e ka hedhur idenë e alternimeve të shpejta, duke e lidhur me tensionet ndërpllakore, si dhe në bashkëveprim me uljen e litosferës, për shkak të ngarkesës së sedimenteve. Megjithëse, ky autor nuk përcaktoi shpeshtësinë në të cilën mund të ndodhë kjo ngjarje tektonike, ai propozoi që ky tip aktiviteti mund të ndodh episodikisht, në një hapësirë kohore prej disa milion vjetësh, për të prodhuar ndryshime të dukshme të nivelit të detit, në më shumë se 100m përgjatë krahut të basenit sedimentar. Ky mekanizëm, megjithëse jo ciklik në natyrë mund të jetë një shpjegim për disa cikle të rendit të dytë (me shpeshtësi 9-10 milion vjet), në kartën e cikleve eustatike të Exxon-it, por nuk shpjegon kënaqshëm ciklicitetin e shpeshtësive më të larta, të rendit të tretë dhe të katërt.

Hubbord (1988), kontrollit të madh të formimit të kufijve të sekuencës ia atribuoi forcave tektonike. Në tre basene të medha të botës, ai përshkroi dy tipe të kufijve të sekuencës. Njëri tip (megasekuenca) duket se shkaktohet nga rrudhosjet dhe\ose shkëputjet, të lidhura me fillimin e stadeve të evolucionit të një baseni të dhënë, si fillimi i riftit, shkëputja e sinriftit dhe mbyllja e riftit. Këta kufij sekuence përfaqësojnë më tepër episode tektonike se sa shpeshtësi ciklike dhe ndodh pothuajse në 50 milion vjet. Këto interpretohen të jenë rezultat i ndërveprimit të ritmeve të ndryshimit të subsidencës së basenit dhe prurjes së sedimentetit me atë të nivelit të detit eustatiko-tektonik, me kohëzgjatje shumë të madhe. Këto kufij sekuencash kanë mundësi të jenë jo ciklike dhe kanë një amplitudë frekuence mesatare prej 10-15 milion vjetesh. Hubbord u përpoq të tregonte, që sipërfaqet kufi midis baseneve nuk janë sinkrone, sepse çdo basen ka histori të ndryshme zhvillimi.

Teori tjetër që shkakton lëkundje të nivelit të detit mendohet të jetë eustazia gjeoidale, që bazohet në zbulimin, se sipërfaqja e oqeanit përmban përkulje dhe fryrje me një amplitudë prej 180m. Ky reliev reflekton parregullsi në fushën gravitaionale të tokës. Morner (1987) shkon më tej, duke pohuar se migrimi i këtyre përkuljeve dhe fryrjeve bën që të ndryshojë niveli i detit sipas një procesi jo kronostratigrafik. Diskutimi këtu është se ndryshimet gjeoidale nuk ndikojnë, gjatë kohëve gjeologjike, vetëm mbi oqeanet, por edhe mbi tokën e ngurtë. Vetë toka fryhet nën një fryrje oqeanike, për pasojë nuk rezulton kështu ndonjë ndryshim i dukshëm neto i nivelit të detit. Prandaj dhe eustazia gjeoidale nuk ka të ngjarë, që të prodhojë ndryshime të rëndësishme, në nivelin relativ të detit.

Autorë të tjerë nga grupi i Exxon-it kanë provuar që veç kufijve të sekuencës të njohur nga Hubbard, të zbulojnë edhe kufij të tjerë sekuencash që ndodhin në shpeshtësi më të madhe. Kufijtë e përshkruar nga Hubbord pranohen dhe përgjithsisht njihen si kufij të megasekuencave, që përkojnë me fillimin e stadeve të evolucionit të basenit ose ngjarjeve strukturale dhe bëhen sipërfaqet më të dallueshme dhe më të rendësishme në analizën strukturale të basenit.

Megjithatë, sekuencat me shpeshtësi të lartë kur datohen aq saktësisht sa të jetë e mundur, duke përdorur biostratigrafinë duken se janë sinkrone midis vetë basenit. Prania e këtyre sekuencave të sugjeron fort, që pjesëmarrja e lëvizjeve eustatike me shpeshtësi të lartë i janë mbivendosur kontrolleve tektonike, me shpeshtësi të ulët ose jo ciklike.

Si konkluzion, tektonizmi përbën një ndër kontrollet më dominante në përcaktimin e kornizave të një baseni, ritmit të furnizimit me sediment, duke bërë rregullimin e sekuencave të periudhave të gjata kohore të rendit të dytë, por besohet që eustazia kontrollon kohën dhe shpërndarjen e sekuencave me shpeshtësi më të madhe, pikërisht atë të rendit të tretë dhe të katërt.

2.9. Diskutime

Kurba Exxon e nivelit të detit përbën me të vërtetë një arritje shkencore, por ka të ngjarë që t’i nënshtrohet evolucionit progresiv dhe ndonjë përpunimi, sepse me kohën do të mblidhen më shumë të dhëna dhe kontrollet kronostratigrafike do të jenë më të sakta dhe më të përshtatshme. Interpretimi i suksesioneve ciklike sedimentare, veçanërisht i atyre që përfaqësojnë periudha relativisht të shkurtra kohe duhet të marrin parasysh influencën e mundshme të mekanizmave autociklik, si ndryshimi i drejtimit të formimit të deltave. Kontrollet allociklike, siç janë ngritjet tektonike ose subsidencat e basenit apo të kontinentit dhe lëkundjet në furnizimet me sediment, që mund të shkaktohen nga ndryshimet klimatike mund të rezultojnë gjithashtu, në ritme të shprehura depozituese.

Tregimi i kontrollit eustatik në depozitime duhet të bazohet në njohjen e ndryshimeve të njëkohëshme të nivelit të detit (por jo të përfshije domosdoshmërisht ndryshime me të njëjtën amplitudë) në disa basene, sidomos në kontinente të ndryshme. Për të bërë këtë nevojiten kontrolle të shkëlqyera rajonale kronostratgrafike dhe allostratigrafike (duke përfshirë mundësisht të dhënat sipërfaqësore dhe të thellësisë. Atje, ku prerjet janë të shpërndara jo njëtrajtshmërisht dhe kur korrelimet janë të pasigurta, kujdesi duhet të përqëndrohet në analizën e detajuar të facieve dhe në interpretimin e mjediseve depozituese lokale, të proceseve dhe ndryshimeve relative të nivelit të detit.

III. NDRYSHIMI RELATIV I NIVELIT TË DETIT NË FUNKSION TË EUSTAZISË

DHE SUBSIDENCËS DHE EFEKTET E SAJ NË MODELET DEPOZITUESE

SHTRESORE

Me këtë koncept do të kuptojmë atë gjendje të nivelit të detit, që për eustazi të njëjtë botërore, por për subsidencë ose forcë tektonike të ndryshme, rezulton më e lartë ose më e ulët se variacioni eustatik. Ajo fitohet nga diferenca e eustazisë me subsidencën rajonale apo lokale dhe është përgjegjëse për ndryshimin e hapësirës së lirë.

3.1. Hapësira e sistemeve depozituese

Modelet shtresore dhe shpërndarja faciale varet pjesërisht nga sasia e sipërfaqes së përshtatshme për sediment dhe ritmi i ndryshimit të sipërfaqes së re që shtohet. Sedimenti depozitohet në hapësirën midis dyshemesë së detit dhe nivelit bazë për mjediset detare ose të profilit të rrjedhjes së graduar për mjediset jo detare ose lumore. Kjo hapësirë në varësi të sipërfaqes së përshtatshme për të thithur sedimente dhe sipërfaqes së re të krijuar identifikohet në dy tipe:

Hapësirë sistemuese e sedimenteve (accomodation), e cila i referohet gjithë hapësirave, që janë të mundëshme për t’u mbushur me sedimente, duke përfshirë si ato të vjetrat, që kanë ngelur pa u mbushur me sedimente, në kohët më të hershme ashtu dhe ato të krijuara rishtas. Hapësira e re e shtuar i referohet vetëm hapësirës, që bëhet e përshtatshme përkohësisht. (Fig – 35)

Ndryshimi relativ i nivelit të detit, më mirë se ai i ndryshimit eustatik kontrollon ndryshimet në akomodacion. Eustazia (niveli global i detit) i referohet vetëm pozoicionit të sipërfaqes së detit në lidhje me një të dhënë fikse, siç është qendra e tokës dhe prandaj është e pavarur nga faktorët lokalë. Ndryshimi relativ i nivelit të detit bashkërendon subsidencën dhe\ose ngritjen lokale, duke iu referuar pozicionit të nivelit të detit në lidhje me një pozicion të dhënë p.sh. bazamenti në ose afër dyshemesë së detit. Në këtë mënyrë, ndryshimi relativ i nivelit të detit i vërejtur përgjatë një profili varion nga subsidenca ose ngritja lokale. Një ngritje ose rënie relative e nivelit të detit përcakton nëse një sipërfaqe e re formohet si e përshtatshme për t’u mbushur me sedimente. Një ngritje relative shton sipërfaqe, ndërsa një rënie relative e pakëson atë.

Për pasojë, edhe në rastet e një qëndrese eustatike ose rënie të ngadaltë eustatike ngritja relative mund të vazhdojë të formojë sipërfaqe të re, si rezultat i subsidencës lokale. Ky parametër është i pavarur nga akumulimi i sedimenteve mbi planin e dhënë dhe nuk duhet të ngatërrohet me thellësinë e ujit.

Thellësia e ujit përfshin integrimin e një parametri të tretë - furnizimi me sediment – me eustazinë dhe tektonikën. Thellësia e ujit mund të përshkruhet si nivel relativ i detit minus sedimentet e akumuluara, siç ilustrohet në fig.-3. Në këtë mënyrë niveli relativ i detit mund të vazhdojë të ngrihet dhe të shtojë sipërfaqe të re për të pritur sedimente, ndërkohë që thellësia e ujit njëkohësisht mund të zvogëlohet, nëse sedimentet akumulohen më shpejt se sa të ngrihet niveli relativ i detit.

3.2. Rëndësia dhe kuptimi i pikave të infleksionit

Ndryshimi eustatik është një funksion kurbolinear e pikëzuar nga pikat e infleksionit. Këto janë pika në kurbë, ku ritmi i ndryshimit është shumë i madh. Figura-7 ilustron një kurbë hipotetike të nivelit të detit, me dy pika infleksioni. Ajo në gjymtyrën rënëse i referohet pikës së infleksionit F dhe ajo në gjymtyrën rritëse do të referohet si një pikë R infleksioni.

Modelet shtresore depozituese të buzinës së basenit varen kryesisht nga eustazia dhe subsidenca e dyshemesë së basenit. Sedimentimi në shelf përfshin mbushjen e hapësirës në formë prizmi sedimentar, midis sipërfaqes së detit dhe dyshemesë së detit me tendencë rënie drejt detit. Modeli shtresor, që rezulton do të varet nga ritmi në të cilën është shtuar hapësira dhe si sedimentet i përgjigjen kësaj shtese të hapësirës.

Nëse furnizimi me sediment është i mjaftueshëm dhe konstant në nivelin bazë bën që të formohet sistemimi i shtresave lart me energji të njëjtë (agradacion), më pas kur ritmi i agradacionit gradualisht bie do të kemi sedimente progresivisht më pak që do të kërkojnë të mbajnë të njëjtin hap me nivelin bazë që ngrihet gjithmonë e më ngadalë. Për pasojë, sedimente gjithmonë e më tepër do të kërkojnë të shtyhen drejt detit në formën e sistemimit të tipit avancim ose progradacion.

Figura - 4 ilustron se si ritmi i hapësirës së lirë (akomodacionit) ose i hapësirës së re ndryshon nga eustazia. Në pikat “F” të infleksionit, ritmi në të cilën hapësira e re e shelfit që shtohet është më e vogla dhe e kundërta ndodh për pikat “R” të infleksionit. Pak ose aspak sipërfaqe në shelf shtohet në pikat “F” të infleksionit, kështu që shumë pak sedimente të reja zënë vend. Kështu, në pikat e infleksionit “F” ritmi i agradacionit do të jetë më e ulta dhe ajo e progradacionit do të jetë më e larta. Në pikat e infleksionit “R” do të jetë e kundërta. Shtresat më të holla për njësi kohore në majë do të ndodhin në pikën e infleksionit “F”. Në këtë mënyrë, me furnizim konstant të sedimenteve, ritmet e agradacionit dhe e progradacionit lidhen në mënyrë inverse.

Si rezultat, brenda parasekuencave suksesive, regresioni i vijës bregore tenton të jetë progresivisht më i shpejtë, duke iu afruar pikës “F” së infleksionit dhe gradualisht më pak e shpejtë mbas saj (Fig. - 36). Ritmi maksimal i shtimit të sipërfaqes së re në pikat e infleksionit “R” zakonisht rezultojnë në transgresion dhe zhvillimin e prerjeve me varfëri sedimentesh ose prerje të kondensuara.

Rritja maksimale drejt tokës e aktivitetit të kondensuar ose vërshimi maksimal, zakonisht ndodh diku pas pikës “R” të infleksionit, gjatë ngritjes eustatike (Fig.- 37). Vëreni që shtresat në majë i afrohen trashësisë maksimale (për njësi kohore) në pikën e infleksionit të ngritjes eustatike dhe në të njëjtën kohë i afrohet shtrirjes së tyre minimale të hapësirës. Ndërsa, këto shtresa mbilëpihen progresivisht tutje, drejt tokës pozicioni i pykëzimeve të secilës shtresë gjithashtu migron drejt tokës derisa arrin T₉. Kjo shënon kohën e maksimumit të vërshimit (kmv). Pas kohës T₉, kufiri i çdo pjese kohore drejt detit migron progresivisht drejt basenit, si një shumatore regresive.

Një zhvendosje drejt basenit e mbilëpirjes bregore karakterizon pikat e infleksionit “F”. Mbilëpirja bregore mund të përcaktohet si kufi drejt tokës të shpërndarjes së sedimenteve në shelf ose në shpatin e sipërm-detar ose jo detar. Është vërejtur që fillimi i erozionit lumor, që rezulton me mospërputhje subareale është shoqëruar më këto zhvendosje drejt basenit dhe dukshmërisht kontrollohet prej ndryshimeve të nivelit të detit, (Vail et al 1977)

Kuptim tjetër i pikave të infleksionit është se para tyre proceset ndodhin në një ritëm më të shpejtë dhe pas tyre vazhdon po ajo gjendje e trashëguar, por me ritme më të ulëta.

3.3. Modeli një përmasor

Në çdo pikë në një kufi kontinental, ritmi në të cilën hapësira e lirë është bërë e përshtatshme për të thithur sediment përcaktohet, nga ritmi i ndryshimit relativ të nivelit të detit dhe është e barabartë me ritmin e ndryshimit eustatik minus ritmin e subsidencës (Fig. - 4). Për shembull, nëqoftëse niveli global i detit bie sipas një ritmi të caktuar dhe dyshemeja e detit zhytet me të njejtin ritëm, niveli relativ i detit mbetet i pandryshuar dhe nuk arrihet të formohet hapësirë e re sedimentuese. Në qoftë se niveli global i detit bie, por shumë më ngadalë se sa zhytet dyshemeja e detit, do të kemi një efekt neto në rritje të nivelit relativ të detit, dhe për pasojë, do të shtohet hapësirë e re sedimentuese. Në shembullin e paraqitur në Fig.-4, shumica e intervalit është karakterizuar nga një ngritje relative e nivelit të detit, sepse ritmi i subsidencës e kalon ritmin e ndryshimit eustatik të nivelit të detit. Në këtë mënyrë, hapësira e re sedimentuese është duke u formuar në shumicën e kohës. Sistemimi aktual në çdo kohë të dhënë është shuma e hapësirës së re të shtuar plus hapësirën e mbetur të pambushur, që ndodh midis nivelit bazë dhe dyshemesë së detit.

3.4. Modeli dy përmasor

Në buzinat pasive kontinentale, subsidenca rritet gradualisht nga shelfi drejt basenit, duke rezultuar në rritje të shtimit të hapësirës së re sedeimentuese drejt basenit. Efekti i kësaj subsidence të diferencuar ilustrohet në fig.-38, ku pasqyrohet shtimi i kësaj hapësire për pozicionet shelf i jashtëm, shelf i mesëm dhe buzë shelfi. Vërehet se hapësira më e madhe sedimentuese ndodh në shelfin e jashtëm, ku subsidenca është më e madhe. Përkundrazi, në shelfin e brendshëm, ku subsidenca është më e vogël ka momemte që nuk krijohet hapësirë e re shelfore.

Një profil shelfi kontinental mund të ndahet në dy zona, që individualizohen nga pika e ekuilibrit. Në drejtim të detit të kësaj pike, ritmi i subsidencës është më imadh se sa ritmi i rënies eustatike duke rezultuar në shtimin e hapësirës së re sedimentuese, ndërkohë që ndodh e kundërta drejt tokës. Alternativisht, pika e ekuilibrit përcakton dy zona;

· një zonë të ngritjes relative të nivelit të detit që ështe drejt detit të pikës së ekuilibrit;

· një zonë e rënies relative të nivelit të detit që është drejt tokës së pikës së ekuilibrit;

Fig.-39 ilustron migrimin e pikës së ekuilibrit si përgjigje të një ritmi në ngjitje të rënies eustatike. Shtimi i hapësirës së re sedimentuese mbi gjithë shelfin është më e ulta, kur ritmi i ndryshimit eustatik është më i madhi (në pikën e infleksionit “F”). Në këtë kohë (T4), pika e ekuilibrit ka arritur pozicionin maksimal drejt detit. Përkundrazi, pika e ekuilibrit arrin pozicionin maksimal drejt tokës në pikën e infleksionit “R”.

Fig.- 40 ilustron efektin e ritmeve të ndryshme të subsidencës në zonat, ku shtohet hapësirë e re sedimentuese. Paraqiten profile gjatësore për dy basene me ritme të ndryshme të subsidencës. Për të njëjtin ndryshim eustatik, baseni A, me një ritëm të lartë të subsidencës karakterizohet nga një shtesë më e madhe e hapësirës së re sedimentuese në shelf se sa ajo në basenin B, ku ritmi i subsidencës është më i ulët.

Kur të gjitha parametrat e tjera janë të barabarta, modeli konstant i grumbullimit të shtresave vertikalisht lart (aggradation) do të ndodh në basenin A se sa në atë B, ndërkohë që ky i dyti do të karakterizohet nga modeli avancues i grumbullimit të shtresave (progradation).

Përgjigja e sedimentimit për një interval të rënies së ngadaltë eustatike tregohet në Fig. - 41, ku ilustrohet një mospërputhje e tipit – 2. Nga T1 në T4, ritmi i rënies eustatike rritet gradualisht dhe pika e ekuilibrit migron drejt basenit. Para T4, vija e gjirit, (bayline) e përcaktuar si vijë demarkacioni midis mjediseve lumore dhe atyre paralik\fushe deltë, migron drejt tokës, në përgjigje të ngritjes së ngadaltë të nivelit relativ të detit. Vija e gjirit diferencohet nga vija bregore, që është vijë demarkacioni midis mjediseve paralik\fushe deltore dhe atyre detare. Në kushte të caktuara , vija e gjirit mund të jetë në të njëjtin pozicion me vijën bregore (psh. kur nuk ka gjire ose laguna).

Vija e gjirit përbën një ndër kuptimet më të rëndësishme në teknikën e stratigrafisë sekuenciale, sepse në varësi të pozicionit dhe drejtimit të saj të migrimit analizohet procesi depozitues ose koha e formimit të sedimenteve lumore. (Fig – 42)

Fig-43 ilustron transgresimin drejt tokës së vijës së gjirit për shkak të kësaj ngritjeje relative të nivelit të detit. Ritmi i këtij migrimi drejt tokës është funksion i ritmit të ngritjes relative të nivelit të detit dhe shpatit të tokës, mbi të cilën udhëton vija e gjirit (psh. një ritëm i lartë i ngritjes së nivelit të detit e shoqëruar me një shpat të ulët do të rezultojë me një migrim të shpejtë të vijës së gjirit). Ndërsa, sedimentet mbushin zonën e shelfit në formën e një prizmi sedimentar midis dyshemesë së detit dhe sipërfaqes së tij, në drejtimin drejt basenit të vijës së gjirit, modeli shtresor rezultues do të tregojë një zhvendosje graduale drejt tokës të mbilëpirjes bregore.

Ritmi i zhvendosjes drejt tokës të vijës së gjirit, për rrjedhojë dhe i mbilëpirjes bregore gjithashtu zvogëlohet, kur ritmi i ngritjes së nivelit të detit në vijën e gjirit gradualisht zvogëlohet, duke iu afruar T4. Në të njëjtën kohë depozitimet bregore ose të frontit të deltës mund të migrojnë drejt tokës ose drejt detit, çka varet nga furnizimi me sediment. Fig.-41 ilustron migrimin drejt basenit të vijës bregore.

Mbasi pika e ekuilibrit arrin vijën e gjirit në T4, vija e gjirit kthen drejtimin e migrimit dhe zhvendoset drejt basenit së bashku me pikën e ekuilibrit. Pikat (në vijën e gjirit) në të cilën streams në ekuilibër shkallëzohen, lëvizin drejt basenit, duke shkaktuar një zhvendosje drejt basenit të profileve të ekuilibrit të rrjedhjeve në gjendje qëndrese (T4 deri në T6, Fig.-41). Depozitimi lumor ndodh kur rrymat synojnë të mbajnë profilet në gjendje qëndrese. Në këtë kohë vija e gjirit është vija e shënuar midis zonave të karakterizuara nga hapësirat e përajruara dhe ato detare. Hapësirat sedimentuese të përajruara mund të përcaktohen si hapësira të përshtatshme, midis profilit të vjetër të ekuilibrit të rrjedhjeve dhe dhe atij më të riut apo me të lartit. Për pasojë, sistemimi i sedimenteve në këtë regjim kufizohet prej profilit të vjetër të ekuilibrit nën dhe sipër profilit më të ri. Vetëm kur vija e gjirit migron drejt basenit përmes një sipërfaqeje me reliev të ulët shtohet një hapësirë e re e përajruar. Sedimenti që depozitohet këtu është lumor.

Pika e ekuilibrit arrin pozicionin më të skajshëm drejt basenit, në pikën e infleksionit F dhe më pas lëviz përsëri drejt tokës. Depozitimi në shkallë të gjerë i sedimenteve lumore pushon në këtë kohë, ndërkohë që vija e gjirit kthen drejtimin e migrimit dhe vazhdon lëvizjet drejt tokës (T6 deri ne T7, Fig.-41). Megjithëse supozohet pushim i menjëhershëm i depozitimeve lumore pikërisht në këtë kohë, kjo do të ndodhë nëse depozitimi lumor ka qenë i aftë të ecë me ritmin e zhvendosjes drejt basenit të profilit të ekuilibrit të rrjedhjeve. Megjithatë, në shumicën e rasteve ka më shumë mundësi të ketë një mbetje të papërcaktuar, midis kohës që profili i ekuilibrit pushon së lëvizuri drejt basenit (në pikën e infleksionit F) dhe kohës që depozitimi lumor arrin profilin e ekuilibrit, duke mbushur hapësirën e mëparshme të gatshme për thithje sedimenti. Parametra lokalë, duke përfshirë furnizimin me sediment dhe klimën do të ndikojnë pak a shumë në këtë kohë. Megjithatë, sapo pushon depozitimi lumor, pika e mbilëpirjes bregore, që ndodhet përsëri pranë vijës së gjirit zhvendoset drejt basenit. Në këtë kohë, depozitimi në mungesë të komponentit lumor është më i kufizuar në hapësirën me konturet e një prizmi sedimentar midis dyshemesë së detit dhe sipërfaqes së tij (T6 deri në T8 Fig.-41). Duhet theksuar përsëri se një mospërputhje e tipit-2 paraqitet përsëri. Nga një rënie eustatike e shpejtë, që gjenerohet një mospërputhje e tipit-1, pushimi i depozitimit lumor gjerësisht të përhapur vërehet nga ripërtëritja e rrymave dhe gërryerja. Për pasojë, kur vazhdon ngritja e nivelit të detit, këto lugina erozionuese (të cilat mund të jenë shumë të shtrishme) mbushen me depozitime lumore dhe\ose estuarine.

Në këtë mënyrë mbushja e luginave erozionuese do t’i mbishtrihet mospërputhjes së tipit-1.

3.5. Elementët e kurbës së mbilëpirjes bregore

Konturi i përgjithshëm i kurbës së mbilëpirjes bregore në kartën globale të cikleve eustatike është bazuar në një bashkësi vrojtimesh nga shumë basene të botës (Vail et al , 1977). Ajo përfaqëson kufirin maksimal drejt tokës të depozitimeve terrigjene dhe përbëhet nga sedimente jo detare ose detare. Konturi i tij specifik nxirret nga modelet e sistemimit të sedimenteve dhe të depozitimit. Fig.-44 ilustron një kurbë hipotetike të mbilëpirjes bregore me dy mospërputhje të tipit – 2. Nga pika e infleksionit F deri në pikën e infleksionit R, ritmi i shtimit të hapësirës së rë sedimentuese rritet mjaft (Fig.-4). Si rezultat, rritet ritmi i migrimit të vijës së gjirit drejt tokës, duke u formuar në këtë mënyrë mbilëpirja bregore.

Në pikën e infleksionit R, ritmi i ngritjes relative të nivelit të detit pranë vijës së gjirit dhe ritmi i migrimit drejt tokës së vijës së gjirit janë nga më të mëdhatë. Mbas kësaj, kur pika e ekuilibrit arrin vijën e gjirit, ritmi i ngritjes relative të nivelit të detit zvogëlohet në pozicionin pranë vijës së gjirit. Përveç kësaj, zvogëlohet gjithashtu edhe ritmi i migrimit drejt tokës së vijës së gjirit. Meqenëse, gjatë kësaj kohe, pika e mbilëpirjes bregore është në ose pranë vijës së gjirit, ritmi i zhvendosjes drejt tokës së mbilëpirjes bregore, gjithashtu do të zvogëlohet. Kur pika e ekuilibrit arrin vijën e gjirit, ritmi i ngritjes relative të nivelit të detit është zero. Nga kjo kohë deri në pikën e infleksionit F, pika e ekuilibrit dhe vija e gjirit lëvizin së bashku drejt basenit. Ritmi i migrimit të pikës së ekuilibrit dhe për pasojë edhe i vijës së gjirit zvogëlohet, derisa pika e ekuilibrit gradualisht arrin pozicionin më të skajshëm drejt basenit.

Depozitime lumore të shoqëruara rezultojnë përgjatë zhvendosjes drejt tokës të mbilëpirjes bregore deri në kohën e pikës F të infleksionit. Ritmi i kësaj zhvendosjeje drejt tokës të mbilëpirjes bregore gradualisht zvogëlohet, si përgjigje e zhvendosjes drejt tokës duke ngadalësuar profilet e rrjedhjeve të ekuilibrit kur arrihet pika F e infleksionit. Në këtë kohë, pika e kuilibrit dhe vija e gjirit ndryshojnë drejtimin e migrimit dhe lëvizin edhe njëhere së bashku drejt tokës, duke rezultuar në pushimin e shpërndarjes së gjerë të depozitimeve lumore. Kjo, sipas radhës rezulton në një zhvendosje të dukshme dhe të mprehtë të mbilëpirjes bregore prapa vjijës së gjirit. Këtu duhet shënuar përsëri një mospërputhje e tipit-2, që vlen të përshkruhet. Mospërputhjet e tipit-1 shpesh karakterizohen nga depozitime lumore të luginave erozionuese të mëdha e të gjera që i mbishtrihen mospërputhjes.

Shpërndarja kronostratigrafike e prerjes së kondensuar paraqitet gjithashtu në Fig. 44. Shtrirja maksimale drejt tokës e prerjes së kondensuar paraqitet me vija të ndërprera, sepse kufiri drejt detit i depozitimeve terrigjene mund të ndryshojë dukshëm në varësi të furnizimit me sediment, që varion nga baseni në basen. Kufiri maksimal drejt detit i shpërndarjes së sedimenteve të mirëfillta terrigjene ndodh në pikën F të infleksionit. Në këtë kohë, ritmi i hapësirës së re (të shtuar) shelfore është në minimum. Megjithatë, koha e regresionit maksimal ndodh diçka mbas kësaj pike, me rritje të vazhdueshme në ritmin e hapësirës së re shelfore të shtuar, ku përfundimisht, modeli avancues i shtresave (progradacioni) i lë rrugë modelit tërheqës të shtresave (retrogradacionit). Koha e përfaqësuar nga prerja e kondensuar zvogëlohet në drejtim të tokës, që arrin pozicionin maksimal drejt tokës në kohën e maksimumit të vërshimit pas pikës R të infleksionit (shiko Fig.-37). Sipërfaqja që i korrespondon kohës së maksimumit të vërshimit është quajtur sipërfaqe poshtëlëpirëse (SPL) ose sipërfaqe e maksimumit të vërshimit (SMV). Në përgjithësi, sipërfaqja poshtëlëpirëse përdoret, kur përfshihen të dhënat sizmike dhe kur vërehen majat poshtëlëpirëse të reflektimeve të pjerrëta sizmike (klinoforme). Sipërfaqja e maksimumit të vërshimit përdoret gjerësisht, kur përfshihen zhveshjet sipërfaqësore dhe të dhënat e puseve.

3.6. Modelet shtresore (në shkallë parasekuenciale) të shoqëruar me ritmet e ndryshme të ngritjes apo rënies eustatike

Ky diskutim i adresohet më tepër shqetësimeve apo goditjeve, që pëson kurba eustatike se sa cikleve të vërteta të shpeshtësive më të larta, që i mbivendosen një kurbe eustatike të shpeshtësive më të ulta. Modeli prognozon, që të gjitha ciklet eustatike pavarësisht nga shpeshtësia do të rezultojnë në depozitimin e sekuencave të përbëra nga njëpasnjëshmëri të komplekseve të sistemeve depozituese (tipi i sekuencës, p.sh. tip-1 ose tip-2, do të jenë funksion i ritmit të subsidencës lokale). Mospërputhjet e shoqëruara me cikle të tilla eustatike të shpeshtësive të larta, që i mbivendosen ngritjeve ose rënieve të përgjithshme mund të korrespondojnë me rendet e katërt ose të pestë. Cikle eustatike të shpeshtësive më të larta mund të shoqërohen me prodhimin e grup parasekuencave dhe të parasekuencave.(Van Wagoner, 1985) Megjithatë, shqetësimet e thjeshta në kurbën eustatike, ku nuk ka ndryshim në tendencën eustatike (p.sh. rënie në ngritje ose anasjelltas) gjenerojnë një përgjigjje të ndryshme të modeleve shtresore.

Kur ndodhin shqetësimet në ngrirjen ose rënien e përgjithshme eustatike, gjenerohen pika shtesë infleksioni. Nëse ritmi i rënies eustatike ndryshon nga zvogëlim përsëri në rritje, duke ndjekur pikën F të infleksionit në gjymtyrën rënëse të kurbës eustatike, gjenerohet një pikë tjetër infleksioni. Kjo do të referohet, si një pikë infleksioni F’. Në mënyrë të ngjashme me të, në gjymtyrën rritëse të kurbës eustatike, një pikë tjetër infleksioni gjenerohet, nëse ritmi i ngritjes eustatike ndryshon nga një zvogëlin përsëri në një rritje pas pikës R të infleksionit. Kjo do të referohet si një pikë R’ infleksioni. Pikat R’ të infleksionit janë të ngjashme me pikat F të infleksionit, meqë të dyja shoqërohen me kohët e pozicionit më të skajshëm drejt basenit të pikës së ekuilibrit. Ngjashmërisht më këtë, pikat F’ të infleksionit shëmbëllejnë me pikat R të infleksionit meqë të dyja shoqërohen me kohët e pozicionit më të skajshëm drejt tokës të pikës së ekuilibrit.

Efektet e shqetësimeve në ngritjen eustatike mund të vërehen fillimisht në kufijtë drejt detit të depozitimeve terrigjene. Mospërputhjet e përajruara, të shoqëruara me zhvendosjet e mbilëpirjes bregore drejt basenit, tipikisht të mospërputhjeve tip – 1 ose tip – 2, nuk ndodhin së bashku me pikat e infleksionit R ose F. Për më tepër, një ngritje e pabarabartë eustatike karaktetrizohet nga prerjet e njëpasnjëshme të kondensuara, që korrespondojnë me intervalet suksesive të vërshimit maksimal, e shoqëruar me çdo pikë R infleksioni. Fig- 45 tregon dy pika R infleksioni dhe dy prerje të kondensuara në secilën prej ngritjeve të përgjithshme eusatike të paraqitur. Çdo prerje e kondensuar është e shoqëruar me një pike infleksioni R, kur ritmi i shtimit të hapësirës së re sedimentuese është më i madhi. Vëreni, që prerja e dytë e kondensuar shtrihet më tej drejt tokës për secilin rast, edhe kur ritmi i ngritjes relative të nivelit të detit është i njëjtë. Gjatë ngritjes së përgjithshme eustatike, pika e ekuilibrit mbetet drejt tokës, prapa pikës çernierë tektonike, pa arritur kurrë vijën e gjirit (Fig.- 45). Për pasojë, vija e gjirit shtrihet në zonën e ngritjes relative të nivelit të detit dhe migron drejt tokës gjatë gjithë këtij intervali. Gjatë kësaj kohe nuk ndodh sistemim i depozitimeve lumore prandaj pikat e infleksionit R, nuk karakterizohen, as nga zhvendosje drejt basenit të mbilëpirjes bregore, as nga mosperputhjet e përajruara. Për më tepër, këto pika karakterizohen vetëm nga një rritje e shkeljes drejt basenit të depozitimeve terrigjene.

Shqetësimet në rënien e nivelit të detit zakonisht gjenerojnë modelin më të njohur të një njëpasnjëshmërie të mospërputhjeve të tipit-1 (ose 2) dhe të prerjeve të kondensuara (Fig.- 45). Një rënie e pabarabartë ose e shkallëzuara e nivelit të detit, karakterizohet nga një suksesion i pikave të infleksionit F dhe F¹ . Çdo pikë infleksioni do të gjenerojë një mospërputhje të tipit-1 (ose 2), ku pika e dhënë e ekuilibrit arrin vijën e gjirit më parë së të fillojë depopizitimi lumor. Pikat F’ të inflefsionit, të ngjashme me pikat R të infleksionit janë të shoqëruara me prerjet e kondensuara. Në këto pika infleksioni, pika e ekuilibrit është në pozicionin më të skajshëm drejt tokës, duke gjeneruar kushte analoge më ato që gjenerojnë prerje të kondensuara të lidhura me pikat R të infleksionit. Zhvendosja e parë drejt basenit dhe mbilëpirjes bregore ndodh ne pikën e parë F të infleksionit dhe ndan kompleksin e sistemit depozitues të lartëqëndrimit në seksion të hershëm e të vonshëm.

Seksioni i hershëm i kompleksit të sistemit depozitues të lartëqëndrimit, karakterizohet nga alternime të transgresioneve dhe të regresioneve, që korrespondojnë respektivisht me pikat e infleksionit R dhe R’. Ajo mbulohet me depozitime lumore, që lidhen me pikën e parë F të infleksionit. Seksioni i vonshëm i sistemit të lartqëndrimit, karakterizohet nga zhvendosje ridepozituese drejt basenit të mbilëpirjes bregore, që lidhen me sipërfaqe të përajruar dhe të ekspozuar, qe korrespondon me pikat e njëpasnjëshme F të infleksionit. Meqenëse ritmi i hapësirës së re të shtuar për sedimente, zvogëlohet përgjatë gjithë sistemit depozitues të lartqëndrimit, seksioni i hershëm i këtij sistemi depozitues, zakonisht karakterizohet më tepër nga modeli i grumbullimit të shtresave të tipit konstant se sa ajo avancues, ndërkohë që ndodh e kundërta për seksionin e vonshëm. Pozicioni maksimal drejt tokës i mbilëpirjes bregore shkel drejt basenit me çdo pikë F të njëpasnjëshme të infleksionit. Çdo pikë F’ e infleksionit rezulton në një prerje të kondensuar. Shkelja maksimale drejt tokës e prerjes së kondensuar, gjithashtu shkel drejt basenit për çdo pikë F’ të infleksionit. Pika dominuese F e infleksionit gjatë një rënie të përgjithshme eustatike, karakterizohet zakonisht nga mospërputhje shumë të dukshme.

3.7. Sekuencat dhe kufijtë e sekuencave

Sekuenca përfaqëson atë vazhdimësi relativisht të përputhshme të shtresave të lidhura gjenetikisht të kufizuar në majë dhe në bazë të saj nga mospërputhja e përputhjet e tyre korrelative. Ajo përbëhet nga një suksesion i komplekseve të sistemeve bashkëshoqëruese dhe interpretohet se depozitohet midis dy pikave të infleksionit të rënies eustatike. Në varësi të ritmit të rënies eustatike dhe të asaj të subsidencës në thyerjen depozituese bregore, rezultojnë dy tipe sekuencash, të shoqëruara me dy tipe mospërputhjesh.

Sekuenca e tipit-1 përbëhet prej komplekseve të sistemeve depozituese të poshtëqëndrimit, të transgresionit dhe të lartqëndrimit e kufizuar në bazën e saj nga mospërputhja e tipit-1 dhe përputhja e saj korrelative dhe në tavan të saj nga mospërputhje të tipit-1 ose të tipit-2. Ajo interpretohet se formohet, kur ritmi i rënies eustatike kalon atë të subsidencës së basenit në thyerjen bregore depozituese, duke dhënë një rënie relative të nivelit të detit në këtë pozicion.

Sekuenca e tipit-2 përbëhet prej komplekseve të sistemeve depozituese të kufijve të shelfit, të transgresionit dhe të lartqëndrimit e kufizuar në bazë nga mospërputhje të tipit-2 dhe përputhja e saj korrelative dhe në tavan nga mospërputhje të tipit-1 ose të tipit-2. Ajo interpretohet se formohet, kur ritmi i rënies eustatike është më i ulët ose i barabartë me atë të subsidencës së basenit në thyerjen ekzistuese bregore depozituese në kohën e rënies eustatike të nivelit të detit, që do të thotë se nuk ka rënie relative të nivelit të detit për kufijtë e sekuencës të tipit-2.

Mopërputhja e tipit-1 formohet kur, ritmi i rënies eustatike kalon atë të subsidencës së basenit në thyerjen bregore depozituese, duke dhënë një rënie relative të nivelit të detit në këtë pozicion. Kjo lloj mospërputhshmërie, karakterizohet nga një erozion sipërfaqësor për shkak të rigjallërimit të rrjedhjeve lumore, nga një zhvendosje e mprehtë drejt basenit të facieve e të mbilëpirjes bregore, dhe kalim të sedimenteve në shelf.

Mospërputhja e tipit-2 interpretohet se formohet kur ritmi i rënies eustatike është më i vogël se ritmi i subsidencës së basenit gjithmonë e krahasuar në thyerjen bregore depozituese. Kjo mospërputhje shkaktohet nga dalja mbi ujë e një pjese të shelfit dhe karakterizohet nga një zhvendosje e facieve bregore drejt buzës së shelfit, por që nuk e kap atë. Nuk ka erozion sipërfaqësor ose është shumë i lehtë. Kjo mospërputhje është shumë pak e dukshme dhe nuk karakterizohet nga rigjallërimi i proceseve lumore. Në përputhjen e saj korrelative, mospërputhja e tipit-2 karakterizohet nga një model fort i dallueshëm i sistemimit të shtresave: model avancues rritës në kompleksin lartqëndrues të nënshtrirë, model avancues zbritës e më tej konstant brenda kompleksit të kufijve të shelfit, duke u bërë tërheqës në kompleksin transgresiv që vijon.

Të kuptuarit e tipit të mospërputhjeve shënojnë rëndësinë e integrimit të eustazisë me subsidencën lokale më parë se të aplikohet modeli stratigrafik- sekuencial.

3.8. Kriteret e njohjes

Kriteret që identifikojnë pjesën e mospërputhshme të kufijve të sekuencës në një pus të vetëm, kampion ose zhveshje është:

· mënyra e zhvendosjes drejt basenit të facies për tipin-1 të sekuencës

· ndryshimi vertikal i modeleve të sistemimit të parasekuencave për tipin-1 dhe për tipin -2 të sekuencës.

P.sh. imagjino një sistemim vertikal të grup-parasekuencave, sipas rregullit vertikal nga më të vjetrat drejt më të rejave: retrogradues, progradues (ose agradues) e ndjekur nga një retrogradues. Në këtë rast, kemi zakonisht një kufi sekuence në majë ose në bazë të grup-parasekuencës prograduese (ose agraduese).

Për të vlerësuar sipërfaqen e mospërputhshme të sekuencës tip-2 përcaktohet :

· mbilëpirja e shtresave të mbishtrira

· zhvendosja poshtë e mbilëpirjes bregore

· shkurtime të lehta erozionuese

· pjesë të fushës bregore

Në praktikë, ky vlerësim përmban më tepër vështirësi, ndaj dhe individualizohen më pak sekuenca të tilla në shumicën e baseneve të botës. Në një prerje tërthore të përbërë nga puse ose nga zhveshje sipërfaqësore, kriteret e njohjes të kufirit të sekuencës tip-1 për pjesën e mospërputhshme janë:

· shkurtimi erozionues, një sipërfaqe që korrelohet anësisht drejt mjediseve të shpatit, ku vërehen horizonte dherash pedagogjikë dhe rrënjë;

· mbilëpirja e shtresave të mbishtrira, si në kufijtë e luginave erozionuese ose si mbilëpirje bregore;

· shkurtimi erozionues dhe zhvendosja e facieve drejt basenit duhet të demonstrohet mbi një zonë relativisht rajonale;

Theksojmë se kufiri i sekuencës tip-1 ka “shprehi” të ndryshme fizike të kushtëzuara nga vendi (pozicioni në sekuencë) ku vërehet sasia e furnizimit me sediment dhe ndryshimi relativ i nivelit të detit.

Në mjediset e thella detare, tej thyerjes shelfore, atributet më të evidentuara të kufirit të sekuencës janë shkurtimi erozionues dhe mbilëpirja, të shoqëruara me pjesëmarrjen e kanioneve nëndetare, të freskoreve të shpatit e të basenit. Në shelf, atributet më të shprehura janë shkurtimi erozionues dhe zhvendosja e facies drejt basenit, si edhe zhveshja e thellësisë, të kontrolluar kryesisht nga shpërndarja e luginave erozionuese dhe litologjia e shtresave, që mbushin këto lugina.

3.9. Konceptet e korrelimit

Korrelimet parasekuenciale ose\dhe grup parasekuenciale, zakonisht japin rezultate që ndryshojnë shumë nga ato të fituara prej korrelimeve lito - stratigrafike e konvencionale, që mbështeten mbi formacione lithologjike ose formacione, si majë ranori apo intervale argjileje. Për të ilustruar disa prej këtyre ndryshimeve, po krahasojmë korrelime të prerjeve tërthore skematike të fituara nga parasekuencat e grup parasekuencat me ato të fituara nga korrelime tipike litologjike. (Fig – 46)

Nga ky krahasim kuptojmë se, në korrelimet parasekuenciale dhe grup parasekuenciale, çdo trup ranori, si rezervuar potencial izolohet nga lart e poshtë prej argjilave detare, që iu siguron komunikim të varfër dhe zakonisht kanë kontakte të ndara ujë nafte, ndërsa në korrelimet tipike litologjike, duke lidhur maja ranorësh që përgjithësisht përmbajnë qymyr, ose japin një formë kompromentuese në lakoret e PS e të GR, vazhdimësia e rezervuarit ekzagjerohet dhe lidhen ranore me gjenezë të ndryshme. (Fig – 47)

Në këtë rast, ranorët me potencë kolektorale lidhen gabimisht me trupa ranorësh të përcaktuar si fluid mbajtës e me kontakt naftë-ujë. Kur të dhënat nxjerrëse të sugjerojnë të kundërtën, zakonisht gjeologët shtojnë një shkëputje tektonike për të shpjeguar mospërputhjen midis të dhënave nxjerrëse dhe inetrpretimit stratigrafik. (Fig – 48)

I njëjti gabim bëhet edhe kur korrelohet me anë të një reperi bentosik, që jo rrallë përqëndrohen në majë të një shtrese ranori, sepse këto organizma lidhen me facien.

3.10. Komplekset bashkëshoqëruese të sistemeve depozituese

Komplekset bashkëshoqëruese të sistemeve depozituese përbëjnë atë lidhje të sistemeve depozituese bashkëkohore. Secila prej tyre përcaktohet objektivisht nga gjeometritë shtresore në sipërfaqet ndarëse ose nga pozicioni me sekuencën, si dhe nga modeli i grumbullimit të parasekuencave të brendshme. Ato përcaktohen si komplekse tri përmasore të litofacieve.

Secila prej tyre zë një segment specifik në kurbën eustatike dhe mund të kapen nga kritere të dukshme në zhveshje, profile sizmike dhe diagrama elektrike. Për t’u patur parasysh janë katër komplekse sistemesh depozituese:

1. Kompleksi bashkëshoqërues i sistemit depozitues të poshtëqëndimit;
2. Kompleksi bashkëshoqërues i sistemit depozitues të trangresionit;
3. Kompleksi bashkëshoqërues i sistemit depozitues të lartëqëndrimit;
4. Kompleksi bashkëshoqërues i sistemit depozitues të buzinës së shelfit;

3.10.A. Kompleksi i sistemeve të poshtëqëndrimit

Përbën atë kompleks sistemesh të depozituar gjatë intervaleve, të karakterizuar nga rënia relative e nivelit të detit (ritmi i rënies eustatike kalon ritmin e subsidencës në thyerjen depozituese bregore) dhe që pasohet nga një rritje e ngadaltë relative e nivelit të detit. Ky kompleks paraqitet me dy konfiguracione të ndryshme në funksion të konteksit gjeologjik. Njëri bëhet në kontekstin shelf – shpat-basen e tjetri pa shelf direkt, në tip pjerrësie. Në rastin e parë do të kemi katër forma gjeometrike të trupit sedimentar:

-Freskore e basenit;

-Freskore e shpatit;

-Kompleksi i progradimit të prizmit të nivelit të ulët;

-Mbushja e paleoluginave;

Të katër këta elementë nuk janë të njëkohshëm në sedimentim. Në një kontekst tjetër, tre elementet e fundit grupohen dhe cilësohen si sedimenete të prizmit të poshtëqëndrimit, që dominohen prej depozitimeve të shpatit në formë prizmi sedimentar me sedimente kokërimta, etj. Shpesh, këto përshkruhen si freskore shpati, mbushje e frontit të shpatit, kone apo freskore nëndetare dhe përmbajnë depozitime bashkëkohore të shelfit në formën e luginave gërryese e mandej mbushëse. Ndërsa, freskorja e basenit ose freskorja e poshtëqëndrimit dominohet prej depozitimit të freskoreve nëndetare, në kohën kur sedimentet tejkalojnë shelfin përmes luginave eroziunuese tashmë aktive. (Fig – 49)

Në rastin e kufijve me pjerrësi të tipit të dytë (ramp), pa shelf të veçuar do të kemi tri forma gjeometrike të trupit sedimentar: (Fig – 50)

· Prizëm i poshtëm i poshtëqëndrimit,

· Prizëm i sipërm i poshtëqëndrimit,

· Mbushje e luginave erozionale,

Pjesa e parë karakterizohet nga rinovim i rrymave të shkaktuara nga rënia relative e nivelit të detit, ku sedimentet tejkalojnë fushën bregore. Gërryerja me anë të rrymave në këtë tip regjimi mund të mos jetë e madhe, sepse rënia relative e nivelit të detit do të ekspozojë një profil depozitues jo shumë ndryshe nga profili fillestar i ekuilibrit. Në çdo rast sedimenti shpërndahet drejt e në vijën bregore, që ecën me shpejtësi drejt basenit, ndërkohë që profili depozitues i relievit të ulët ekspozohet gradualisht. Kjo vazhdon për aq kohë sa niveli i detit stabilizohet dhe gradualisht fillon e rritet. Kjo pjesë e parë e prizmit sedimentar do të karakterizohet në këtë mënyrë nga një trup i kufizuar basenor dhe i pasur relativisht me sedimente kokërr trasha. Pjesa e dytë e trupit sedimentar karakterizohet nga një rritje e ngadaltë e nivelit të detit, duke rezultuar në mbushjen e luginave erozionuese dhe në një avancim të ngadaltë të vijës bregore e shoqëruar me disa modele konstante të sistemimit të shtresave.

Ngjashmëria bazë midis depozitimit në të dy tipet e kufijve të basenit (me ose pa shelf) është që depozitimi i kompleksit të sistemeve të poshtëqëndrimit ndodh për të dy rastet, si dy njësi të ndara jo bashkëkohore.

3.10.A.a. Freskorja e basenit

Ky sistem dominohet nga depozitimi i freskoreve nëndetare, në një kohë kur sedimentet kapërcejnë shelfin nëpërmjet luginave aktive erozionale. Thyerja depozituese bregore vendoset në ose pranë thyerjes shelf-shpat, si dhe pika e ekuilibrit lëviz drejt basenit dhe një rënie relative e nivelit të detit ndodh në këtë moment (Fig. 51 pas T1.) Pjesa më e madhe ose i gjithë shelfi ekspozohet drejt detit e fillon të ndërpritet nga rrymat, sedimentet e të cilave kapërcejnë shelfin, ndërkohë që depozitimet derdhen drejtpërsëdrejti në shpat e basen, me mundësi shumë më të madhe për t’u grumbulluar ranorë. Duhet theksuar që, megjithëse freskoret nëndetare, të përcaktuara si depozitime terrigjene në formë koni ose freskoreje të vendosura drejt detit nga derdhja e lumenjve të mëdhenj prej kanioneve nëndetare mund të depozitohen në çdo kohë, por ka më shumë mundësi, që të kenë raport të lartë ranor argjile gjatë kohës së poshtëqëndrimit të nivelit të detit. Freskorja e poshtëqëndrimit e merr këtë emër nga fakti, që dominohet prej depozitimit të freskoreve nëndetare, kryesisht ranorë. Kujtoni që gjatë këtij intervali, pjesë të shpatit si dhe vetë shelfi janë të zhveshura dhe mund të ndodhin erozione të kanioneve që tashmë bëhen më aktive së kurrë. Pra, në këtë kohë veprojnë aktivisht kanionet. Formimi i freskores basenore pushon së ndërtuari atëherë, kur sapo fillon të kemi një rritje relative të nivelit të detit për shkak të ritmeve më të ulta të rënies eustatike. Në kurbën eustatike, ky sistem depozitimi segmentohet rrotull pikës “F” me hapësirë të lirë minimale sedimentimi.

Sekuenca e ngjarjeve që rezulton nga depozitimi poshtëqëndrues tregohet në Fig-51. Menjëherë mbas kohës T1, vija e gjirit shkëputet nga shelfi për në shpat. Kjo shkakton rigjallërim të rrymave ose gërryerje, ndërkohë që profilet e ekuilibrit janë në pozicionet më të ulta. Ngarkesa e sedimentit, gjatë këtij intervali është e bollshme dhe karakterizohet nga një raport më i lartë ranor argjile se sa gjatë kohës së kompleksit të sistemit të lartqëndrimit. Kjo për shkak se, ngarkesa e sedimentit të rrymave, gjatë kohës së freskores së poshtëqëndrimit përbëhet prej sedimenteve, që gërmohen nga veprimtaria e rrymave eroduese në shelf dhe atyreve të sjella nga burimet ushqyese mëmë dhe që asnjë sediment nuk mbetet prapa në fushën aluviale. I gjithë ky sediment kapërxen shelfin dhe depozitohet përfundimisht nën thyerjen shelfore.

Paqëndrueshmëria e sedimentit në këtë pozicion bën që të lindin proceset e lëvizjes së masave, duke i transportuar këto depozitime me anë të rrymave të densitetit drejt basenit, ku shpati bëhet mjaftueshmërisht i butë. Për aq kohë sa, vija e gjirit vazhdon të bjerë drejt shpatit do të vazhdojë dhe ndërtimi i freskoreve ose sedimenti do të vazhdojë të shpërndahet në basen dhe pothuajse aspak depozitime deltore ose bregore. Pika e ekuilibrit arrin maksimumin e saj drejt basenit në pikën e infleksionit F-T3 dhe mbas kësaj fillon e zhvendoset drejt tokës. Ndërtimi i freskoreve aktive vazhdon derisa pika e ekuilibrit arrin vijën e gjirit. Në këtë pikë, vija e gjirit ndalon rënien dhe fillon të ngrihet, ndërsa pika e ekuilibrit vazhdon të zhvendoset drejt tokës. Për pasojë, depozitimi i prizmit të poshtëqëndrimit e fillon aktivitetin e vet, ndërsa freskorja e mbyll atë. Kjo vazhdon derisa vija e gjirit arrin sipërfaqen e shelfit dhe fillon të migrojë përmes shelfit-T9. Vërshimet detare drejt shelfit mund të çojnë në formimin e prerjeve të kondensuara.

Në kushte të tjera specifike, depozitimi i freskoreve mund të karakterizojë një pjesë të kufirit të basenit, ndërkohë që depozitimi deltaik mund të karakterizojë pjesën tjetër. Kjo mund të ndodhë përgjatë një kufiri baseni, ku thyerja depozituese bregore ka arritur në disa vende thyerjen shelfore, por jo në të gjithë zonën. Atje, ku arrin thyerjen shelfore formohet gjatë rënies relative të nivelit të detit freskore nëndetare. Atje, ku nuk e ka arritur është më e mundshme të formohen delta se sa freskore. Këto delta avancuese (prograduese) janë bashkëkohore me freskoret e depozituara diku tjetër (shih rëniet eustatike me zgjatje të shkurtra).

Freskorja e basenit kufizohet nga poshtë me një sipërfaqe mospërputhëse tip-1 dhe nga sipër me një sipërfaqe poshtëlëpirëse- SPL. Tipi-1 i mospërputhjes ndodh përpara pikës F së infleksionit, në kohën kur ritmi i subsidencës barazon ritmin e rënies eustatike në thyerjen shelfore; sipërfaqja poshtëlëpirëse ose e mosvazhdueshme ndodh pas pikës F së infleksionit, në kohën kur ritmi i subsidencës e barazon përsëri ritmin e rënies eustatike në vijën e gjirit. Në brendësi, freskorja e poshtëqëndrimit karakterizohet nga facie të kodrinëzuara dhe mund të jetë gjerësisht kryesisht ranorike.

3.10.A.b. Freskorja e shpatit

Nga studimet e mëparshme, ky kompleks sistemohet dhe identifikohet me mbylljen e frontit të shpatit, me depozitime në formë koni e me freskoren e sipërme. (Fig – 52) Gjatë kësaj kohe kanionet sa vijnë e mbushen nga baseni ujor dhe humbasin vlerën e grumbullimit të rrymave turbidite në një të vetme. Pra, freskoret e formuara nuk do të jenë më të karakterit basenor, për rrjedhojë litofacia klastike do të jetë më e zbehtë. Ranorët e detit të thellë të njësisë së freskores së shpatit kufizohen zakonisht në kanale, megjithëse ranorë të hollë mund të ndodhin si depozitime turbidite të mbi bankove dhe në sistemet depozitues ranore, si ranorë tabular jashtë kanaleve të pendëzuar. (Fig – 53)

Prizmi sedimentar i vonshëm do të karakterizohet nga progradimi i sistemit depozitues deltor mbi depozitimet e sipërmendura, duke mbushur për pasoje kanionin. Ranorët e detit të thellë mund të depozitohen si turbidite ritmike të frontit të deltës. Kjo ndarje e prizmit të poshtëqëndrimit në të hershëm e në të vonët do të jetë shumë i zakontë në zona të karakterizuara me zhvillim të mirë të kanioneve. Si depozitimi i prizmit të hershëm të poshtëqëndrimit dhe atij të vonshëm shoqërohen me depozitime brenda luginës erzionuese. Nga poshtë, ky kompleks depozitimi do të kontaktojë me tavanin e freskores basenore me anë të sipërfaqes poshtëlëpirëse të sipërmendur, ndërsa nga sipër kufizohet nga një sipërfaqe tjetër poshtëlëpirëse, pas të cilës vjen prizmi i ulët sedimentar ose kompleksi progradues i poshtëqëndrimit.

Këto freskore fillojnë të depozitohen, kur shpejtësia e rënies relative të nivelit të detit fillon e zvogëlohet, për pasojë kemi një rritje të hapësirës së lirë. Si përgjigje, shtresat e sipërme do të rrisin gradualisht trashësinë (për njësi kohe), ndërsa ritmi i agradacionit shpejtohet. Në të njëjtën kohë, ritmi i regresionit të prizmit sedimentar gradualisht zvogëlohet, derisa eventualisht furnizimi me sediment nuk mund të ecë me ritmin, në të cilën shtohet sipërfaqja e re shelfore, dhe transgresioni shënon fundin e depozitimit të prizmit të poshtëqëndrimit. Një sipërfaqe transgresive vërehet tipikisht në kufirin e sipërm të prizmit proksimal (afër shelfit) sedimentar të poshtëqëndrimit. Këtu, depozitimi kufizohet kryesisht në luginat erozionuese.

Ndërkohë, që transgresioni mund të ndodhë në çdo kohë, gjatë mbushjes së kësaj lugine vërehet se, nëse lugina erozionuese mbushet plotësisht me sedimente, një sipërfaqe e transgresionit zakonisht zhvillohet në majë të mbushjes në nivelet përreth shelfit. Kjo mund të shpjegohet lehtësisht, duke analizuar ritmin e sipërfaqes së rë të shtuar. Kur niveli i detit ngrihet gradualisht, duke ndjekur një mospërputhje të tipit-1, shtimi i sipërfaqes së re është kufizuar në luginën erozionuese (Fig.-54), meqenëse shelfi mbetet i ekspozuar. Për pasojë, sipërfaqja e re shtohet derisa niveli i detit grihet mbi sipërfaqen e shelfit para ekzistuese (Fig. - 55). Në këtë kohë, shtimi i sipërfaqes së re në shelf ashtu si dhe mbi luginën erozionuese rezulton në një rritje të shpejtë të hapësirës për sediment. Për pasojë, një zhvendosje e shpejtë drejt tokës e depoqendrës gjeneron një sipërfaqe transgresive në majë të mbushjes si dhe mbi proceset ndërlumore që ndajnë luginën erozionuese.

Pika e ekuilibrit mbasi arriti maksimumin drejt basenit ose rënies maksimale të eustazisë, fillon e migron drejt tokës, duke arritur vijën e gjirit dhe duke e lënë prapa, për sistemin në fjalë. Në këto kushte, si dhe nga vetë pozicioni i thyerjes shelfore në kompleksin e poshtëqëndrimit, depozitimet e cekta kërkohen disi të kufizuara e me mbyllje brutale, ndryshe nga ato të lartqëndrimit. Në sistemet e këtij kompleksi depozitimet vendosen me mbilëpirje, nga ana e shpatit dhe me poshtëlëpirje drejt basenit.

3.10.A.c. Kompleksi progradues i poshtëqëndrimit.

Nga pikëpamja sedimentologjike, ky kompleks përfaqëson një njësi regresive stratigrafike të ndërtuar nga parasekuenca prograduese, duke filluar gjatë pjesës së vonshme të rënies së shpejte eustatike dhe të gjendjes poshtë eustatike që vijon, mbasi ritmi i subsidencës së dyshemesë së detit në thyerjen depozituese bregore e kalon dhe njëherë rënien eustatike (Fig. - 52). Ky interval karakterizohet nga rifillimi i një ngritje të ngadaltë të nivelit të detit në këtë pozicion. Në këtë kompleks vazhdon të zvogëlohet më tej shpejtësia e rënies relative, për pasojë ritmet e rritjes relative janë të vogla ose formohet shumë pak hapësirë e lirë. Si rezultat, sedimentet progradojnë drejt basenit, duke kontaktuar me tavanin e freskores së shpatit e më tej me atë të basenit, por i kondesuar.

Si rezultat, pushon gërryerja nga proceset e rrymave dhe luginat erozionuese fillojnë e mbushen me sediment. Raporti ranor argjile, si dhe ngarkesa totale me sediment e shpërndarë në thyerjen depozituese bregore zvogëlohet në këtë moment, ndërkohë që sedimenti kokërr trashë depozitohet në mënyrë të preferueshme brenda luginës eroduese. Dhe erodimi i dyshemesë së kanionit ngadalësohet në këtë kohë. Zvogëlohet gjithashtu edhe shpeshtësia e rrymave të densitetit, derisa arrihet një profil i qëndrueshëm. Kjo çon në formimin e depozitimeve turbitide mbibankore (overbanks) dhe të kanaleve të pendëzuara, përtej grykëderdhjes së kanionit me një rapoort të ulët ranor argjile, në krahasim me atë të freskores së nënshtrirë.

Në këtë kohë, depozitimet deltaike lokalizohen në pjesën e sipërme të kanionit pranë buzës së shelfit. Eventualisht, depozitimet deltaike të prizmit të poshtëqëndrimit mund të progradojnë në kushtet e shpatit mbi kompleksin e kanaleve të pendëzuar ose atë mbibankor. Maja e këtij sitemi depozitues shtrihet në ose pranë nivelit të shelfit, prej nga fronti i deltës do të synojë të mos shtrihet larg thyerjes shelfore. Gradienti i shpatit është i lartë, duke çuar në paqëndrueshmëri të depozitimeve deltaike. Për pasojë, depozitime të lëvizjes së masave (debris flow) karakterizon pjesën e largët të prizmit sedimentar të poshtëqëndrimit. Për veç kësaj, energjia relativisht e lartë e mjedisit në këtë regjim të thellë uji synon të rrisë dhe të fokusojë energjinë e valës, duke rezultuar në një energji me dominim dallgësh, e cila e nxit më tej progradimin. Në këtë mënyrë, valët përgjatë bregut mund të synojnë të shpërndajnë depozitimet e prizmit të poshtëqëndrimit përgjatë shelfit të jashtëm apo pjesës së sipërme të shpatit (Fig. - 54). Për sa më sipër, sistemet depozituese harmonizohen në krahasim me ato më poshtë, ku veç atyre turbidit, të rrëshqitjes e të mbushjes së paleoluginave kemi njëkohësisht dhe ato të plazhit dhe të deltës së poshtëqëndrimit.

Përgjithësisht, ky kompleks sistemesh ka koherencë kohore me një sërë depozitimesh të kryera në kushte paleo-luginore, që më parë shërbenin si rrugë favorizuese të kalimit të materialit sedimentar.

Figura 54 skematikisht ilustron modelin meandrues të kanaleve të pendëzuar të shoqëruar me kompleksin e kanaleve të pendëzuar të prizmit të poshtëqëndrimit. Ato dalin nga grykëderdhja e kanionit dhe në sipërfaqen tavan të saj mund të poshtëlëpihen vazhdimisht depozitimet prograduese deltaike, që lidhen me një kohë të mëvonëshme të prizmit sedimentar të poshtëqëndrimit. Për pasojë, prizmi sedimentar i poshtëqëndrimit mund të ndahet në pjesë të hershme dhe pjesë të vonshme.

Prizmi i hershëm i poshtëqëndrimit karakterizohet nga depozitime të kanaleve të pendëzuar të shoqëruara me turbidite ritmike. Këto depozitime të kanaleve të pendëzuar dhe të mbibankove kanë origjinë nga një burim pikësor, siç është ajo e grykëderdhjes së kanionit dhe depozitohen në një pozicion më të afërt në krahasim me atë të freskores nëndetare. Shpesh, ky sistem depozitues i referohet freskores së sipërme ose freskores së shpatit.

3.10.A.d. Lugina Erozionuese

Lugina erozionuese varion në gjerësi, nga më pak se disa km, deri në dhjetra km dhe në thellësi nga disa metra deri në qindra metra. Ato formohen dhe mbushen në dy faza. Në fazën e parë ndodhin erozione, kalimi i sedimenteve dhe depozitimi pranë vijës bregore të poshtëqëndrimit si përgjigje e rënies relative të nivelit të detit. Faza e dytë përmbledh depozitimin brenda luginës si përgjigje e rritjes relative të nivelit të detit, zakonisht gjatë sistemit depozitues të poshtëqëndrimit të vonshëm ose të transgresionit. (Fig – 55)

Meqenëse luginat erozionuese formohen në dy faza të dallueshme kohore, mbushja mund të përbëhet prej një varieteti të gjerë të tipeve të shkëmbinjve të depozituara në një larmishmëri mjedisesh. Mjediset depozituese dhe tipet e shkëmbinjve bashkëshoqërues, në pjesën e sipëme të luginës pëfshijnë ranorët estuarinë ose të meandrave, ato lumore ose bregore, argjila deri në qymyre. Këto depozitime, të cilat qëndrojnë mbi kufirin e sekuencës, zakonisht zënë vend në mes ose në pjesën e jashme të shelfit.

Luginat erozionuese mund të mbushin edhe argjila detare nëse ritmi i depozitimit të sedimenteve kokër trasha është i ulët në lidhje me ritmin e ngritjes së nivelit të detit në fund të poshtëqëndrimit.

Mjediset depozituese dhe tipet e shkëmbinjve bashkëshoqëruese në pjesën e poshme të luginës përfshijnë ranorët e deltës së poshtëqëndrimit dhe të baticë - zbaticës, si dhe argjila e ranorë të plazheve e të estuareve, duke formuar një apo më shumë grup – parasekuenca prograduese. Në rastet e formimit të deltave të tipit zbaticë estuarin do të kemi një facie jo ranorike, për rrjedhojë nuk pritet modeli i mësipërm i sistemimit të shtresave. Përbri luginës erozionuese, sipërfaqja erozionuese kalon në sipërfaqe korrelative të shelfit të ekspozuar të përbërë prej horizonteve të dheut ose të rrënjëve.

Kufiri i sekuencës së tipit-1, në një basen ose pjesë të basenit me lumenj të shumtë e të vegjël ose me një lum të madh të vetëm e me prurje të madhe dhe me një ritëm të ulët deri në mesatare të nivelit të detit do të shënohet nga shkurtime erozionuese rajonale nën ranore fluviael, me shtrishmëri të gjerë dhe nën një facie me një shpërndarje rajonale që zhvendoset drejt basenit. Për shkak të erodimit rajonal, zonat ndërlumore do të ruhen lokalisht dhe më rrallë akoma do të ndeshen horizontet e tokave vegjetative (soil).

Kufiri i sekuencës së tipit-1, në një basen ose pjesë të basenit me lumenjtë, që sjellin pak ose aspak ngarkesë sedimentare dhe me një ritëm mesatar deri në të shpejtë të nivelit të detit do të shënohet nga shkurtime erozionuese dhe horizonte të rrënjëve e të dherave, por jo nga zhvendosje të facieve drejt basenit. Kufiri i sekuencës nuk do të mund të njihet nga një pus i vetëm ose nga një kampion. Dhe e fundit, kufiri i sekuencës së tipit-1, në një basen ose pjesë të basenit pa lumenj do të shënohet nga një ekspozim sipërfaqësor dhe do të vërehen mbetje transgresive të noduleve karbonatikë, mbi ose në sipërfaqen e vërshimit detar, pra do të kemi një përputhje të kësaj sipërfaqje me atë të kufirit të sekuencës.

Në shumë studime stratigrafo – sekuenciale të baseneve të botës, format e takuara të kufirit të sekuencës së përshkruara në të tri rastet e mësipërme emërtohen si kufi sekuence – Sb₁; Sb₂; Sb₃. Përveç kritereve të mësipërme, kufijtë e sekuencës mund të vërehen dhe nga tipet e ndryshme të mbetjeve transgresive:

Mbetjet transgresive të noduleve të gëlqerorëve mbi sipërfaqen e vërshimit detar, që përkojnë me kufijtë e sekuencës (FS/FB) ose mbi një kufi sekuence brenda luginës erozionuese, vijnë nga erozionet bregore të horizonteve të dherave gjatë ekspozimit të kufirit të sekuencës. Karbonate organike ose inorganike të depozituara mbi sipërfaqen e vërshimit detar, përkojnë me kufijtë e sekuencës.

Mbetjet bazale të kanaleve të depozituara në kufijtë e sekuencës brenda luginës erozionuese, që formohen gjatë rënies së nivelit të detit dhe shelfi erodohet nga kanale lumore. Grimcat kokërtrasha që erodohen nga shelfi përqendrohen si mbetje bazale, deri në disa dhjetra cm, në kufirin e sekuencës brenda luginës erozionuese. Kjo lloj mbetje përbëhet zakonisht prej guackave të detit të hapur, glaukoniteve, zejeve fosforik, topthave argjilorë, etj.

Kufiri i sekuencës midis luginës së etiketuar FS/Sb është një horizont rrënjësh ose soil, që zë vend në një parasekuencë detare të cekët. Kjo parasekuencë mund të sistemohet ose gjatë kompleksit depozitues të lartqëndrimit të sekuencës së mëparëshme ose gjatë pjesës së hershme të kompleksit depozitues të poshtëqëndrimit, të cilës edhe i përket lugina erozionuese. Sedimentet e eroduara nga shtresat e nënshtrira të lartqëndrimit të mëparshëm depozitohen drejt detit, pranë grykëderdhjes së luginës, duke formuar parasekuenca të holla të deltës dhe të plazhit. Nëse vazhdon akoma rënia relative e nivelit të detit formohen grup-parasekuenca, pjesa e sipërme e të cilave fillon e erodohet me vazhdimin e rënies së nivelit të detit.

Parasekuenca e cekët formohet në buzë ose pranë luginës, që mbingarkohen nga sipërfaqja ekspozuese e kufirit të sekuencës. Ky tip parasekuence përfaqëson depozitimin e hershëm të sistemit të poshtëqëndrimit në basenet me shelf ose pjerrësi. Në basenet me thyerje shelfore, këto parasekuenca mund të predate depozitime të freskores detare para se niveli i detit të arrijë thyerjen shelfore. Megjithëse ato formohen gjatë pjesës së hershme të rënies së nivelit të detit, atyre iu mbishtrihet nga një mospërputhje rajonale, e shënuar prej zhveshjeve të sipërfaqes dhe shkurtimeve.

Megjithëse ajo nuk shënon kohën e fillimit të rënies së nivelit të detit, kjo mospërputhje është kufi sekuence sepse:

· ndan të gjithë shkëmbinjtë nën me ata mbi të;

· identifikohet lehtë në shumicën e madhësisë së tij;

· formohet relativisht shpejt, në më pak se 10,000 vjet;

· është sipërfaqe mbi shelf, që kontrollon shpërndarjen e shtresave të poshtëqëndrimit;

Parasekuencat e cekta të poshtëqëndrimit nën kufirin e sekuencës, zakonisht kanë karakteristikat e mëposhtme:

· Ato janë sekuenca tipike deltaike ose të plazhit, që përbëhen nga ranorë bregore me kontakt të prerë eroziv;

· Nuk kanë ekuivalente kohore në drejtim të fushës bregore, sepse nuk ka hapësirë të lirë për sedimentim;

· Qëndrojnë mbi një sipërfaqe konkordante, ku çdo parasekuencë cektëzohet lart dhe zakonisht janë të holla, për shkak të zvogëlimit të sipërfaqes së lirë, jo më tepër se disa metra.

Shpërndarja e paleoluginave, shpesh kontrollohet nga veçoritë tektonike, si shkëputjet e thella, mbihypjet dhe prishjet e rritjes ose nga uljet strukturale, për shkak të largimit të kriprave.

3.10.A.e. Prizmi i poshtëm i nivelit të ulët

Ky trup sedimentar formohet në rastin e baseneve të kufijve të pjerrësisë (ramp margin), që karakterizohen nga mungesa e shelfit, ku priten:

· Rënie uniforme me kënd të butë, në më pak se 0.5⁰;

· Ndryshime jo të mprehta të thellësisë së ujit ;

· Depozitime të deltave të poshtëqëndrimit dhe ranorë të tjerë si përgjigje të rënies së nivelit të detit ;

· Thyerje jo e mprehtë e gradientit të pjerrësisë ;

Karakterizohet nga rinim të rrymave dhe sedimentet kapërcejnë fushën bregore për shkak të rënies relative, që ndodh duke krijuar një profil ekuilibri të ri, megjithëse jo shumë të ndryshëm nga ai më parë. Si pasojë, sedimenti shpërndahet drejtpërsëdrejti në vijë bregore, duke formuar depoqendra, të cilat migrojnë me shpejtësi drejt basenit, për çdo profil të formuar rishtaz. Kjo vazhdon deri sa të stabilizohet niveli relativ i detit dhe gradualisht fillon rritja. Me fjalë të tjera karakterizohet nga një gjeometri avancuese, me mbilëpirje në bazë dhe shkurtim erozional në tavan.

Sedimentet depozitohen normalisht në mjediset para plazhit ose në baret e grykëderdhjeve. Për sa më sipër, kjo seri gjeologjike depozitohet gjatë rënies relative të nivelit të detit, në tipin ramp të morfologjisë detare, ku në pjesët e thella të basenit ka shumë pak mundësi të formohen prizmet e poshtëqëndrimit kryesisht argjilor, freskoret e shpatit dhe të basenit në kompleksin e sistemeve depozitues të poshtëqëndrimit, si dhe mungojnë kanionet nëndetare. Kjo, për shkak se rëniet depozituese në këtë tip baseni janë relativisht të ulta dhe të njëtrajtshme. Në vend të tyre formohen luginat erozionale, të ngushta deri në të gjera, zakonisht të mbushura me depozitime të mbizotëruara nga deltat dhe në pjesët e sipërme, nga ato lumore me moshë të njëjtë.

3.10.A.f. Prizmi i sipërm i poshtëqëndrimit - Karakterizohet nga një rritje e ngadaltë e nivelit të detit, që rezulton në mbushjen e luginave dhe në progradimin e ngadaltë të vijës bregore e shoqëruar me disa agradacione.

3.10.B. Kompleksi i sistemit trangresiv

Përbëhet prej njëpasnjëshmërisë të parasekuencave tërheqëse ose retrograduese. Ajo fillon me ngjarjen e parë të vërshimit detar e quajtur si sipërfaqe trangresive dhe përfundon me atë të fundit, e quajtur maksimum i vërshimit. Karakterizohet nga njëpasnjëshmëria e vërshimeve detare dhe mund të shoqërohet me përqendrime të mineraleve autigjen dhe depozitime të gjera të qymyreve. Ky sistem përfaqëson pjesën e mesit të një sekuence, që ka për bazë një kufi mospërputhës tip – 1 ose tip – 2, ndërsa tavani i tij përkon me një sipërfaqe tjetër poshtëlëpirëse, nëpër të cilën mbivendoset sistemi i lartqëndrimit. Në rastin e sekuencës tip-1, depozitimi transgresiv kufizohet në kuadrin e luginave eroduese, ndërsa në rastin e sekuencës së tipit – 2, ai do të jetë i shpërndarë gjerësisht në shelf. (Fig – 56)

Gjatë intervalit të një ngritjeje graduale të rritjes së nivelit të detit, në rastin e mospërputhjes tip – 1, niveli i detit mbetet nën pozicionin e shelfit. Vërshimi i dukshëm i depozitimeve transgresive në shelf, duke ndjekur një tip-1 mospërputhjeje, ndodh kur niveli i detit rritet shumë shpejt. Për pasojë, depoqendra zhvendoset mprehtë dhe shpejt drejt tokës, duke rezultuar në pak ose aspak depozitime transgresive jashtë luginës erozionuese për këtë kohë. Vërshimi i depozitimeve transgresive në shelf, në një tip-2 të mospërputhjes fillon gradualisht, meqenëse mungojnë luginat erozionuese dhe shelfi kurrë nuk zhvishet plotësisht. Për shkak të këtij fillimi gradual të transgresionit, ka shumë mundësi, që depozitimet e transgresionit në këtë kohë të kenë përhapje shumë të gjerë.

Trashësia e sistemit transgresiv drejt basenit zvogëlohet deri në kondesim të plotë, ndërsa drejt tokës ai gjen përhapje të madhe, sidomos në tipin-2 të sipërfaqes kufi të sekuencës. Është pikërisht koha e sistemit transgresiv dhe ajo e sistemit të lartqëndrimit të hershëm, ku depozitohet prerja e kondensuar. Pozicioni i tij në kurbën eustatike është para pikës “R“ dhe përfundon diku pas saj. Hapësira e lirë arrin vlerat më të larta dhe është shumë më e vogël se ritmi i rritjes së saj.

Prerja e kondesuar. Është facia, që përbëhet prej sedimenteve gjysëm pelagjike e pelagjike, që depozitohet, kur parasekuencat shkojnë drejt tokës dhe shelfi vuan për sediment terrigjen. Kjo prerje korrespondon me kohën e sistemit transgresiv dhe të një pjese të lartqëndrimit. Në këtë interval, me varfëri prurje terrigjenesh gjendet një bollshmëri e llojshmëri faune.

Depozitimi brenda prerjes së kondensuar është i vazhdueshëm megjithëse prerja është zakonisht e hollë dhe formohet me ritme shumë të ulta, duke përfshirë një diapazon të gjerë kohor. Prerjet e kondensuara kapin një territor mjaft të gjerë, gjatë kohës së maksimumit të transgresionit rajonal. Kjo karakteristikë e prerjeve të kondensuara nënkupton dy momente të rëndësishme për analizën stratigrafike.

Së pari, ndodh që të mos e përcaktojmë dot prerjen e kondensuar, ndoshta dhe pse mungon. Nëse mungon, kemi të bëjmë me një pushim të madh kohor të dukshëm, në dokumentimin biostratigrafik, duke i nxitur paleontologët të nxjerin konkluzionin, për një mospërputhje të madhe ose ku depozitimi është me të vërtetë i njëpasnjëshëm.

Së dyti, prerja e kondensuar dihet që është e pasur dhe e larmishme në faunë të thellë në krahasim me shkëmbinjtë nën dhe mbi të. Ndërkohë, nuk ka pothuajse faunë, në sedimentet e gjera fluviale, estuarine ose të detit të cekët të transgresionit apo të poshtëqëndrimit.

Nëqoftëse nuk i kushtohet kujdes interpretimit të mjediseve depozituese mund të humbasë kuptimi i kufijve sekuenciale, për pasojë ranorët me cilësi rezervuari mund të interpretohen gabimisht, si të jenë depozituar në ujra të thella.

3.10.C. Kompleksi i sistemeve depozituese të lartqëndrimit

Ky sistem përfaqëson sedimentin e një sërë komplekseve depozituese gjatë gjendjes së lartë të nivelit eustatik të detit, ku vazhdon të pushtohen pjesë të tjera të ekspozuara të shelfit, por me ritme të ulta, për rrjedhojë në relativitet kemi rënie të nivelit të detit, e cila ndikon drejtpërsëdrejti në zvogëlimin e hapësirës së lirë. Ritmet e depozitimit sa vijnë e rriten, në krahasim me ritmet e hapësirës së lirë. (Fig – 57)

Prandaj, ky sistem karakterizohet fillimisht nga parasekuenca agraduese, që përfaqësojnë prizmin e parë të sedimentimit dhe mandej nga një ose më shumë grup parasekuencash prograduese, që përfaqësojnë prizmin e dytë të sedimentimit ose lartqëndrimin e vonshëm. Në kurbën eustatike, ky sistem nis diçka pas pikës R të infleksionit, kur fillon një rënie tjetër relative e nivelit të detit dhe përfundon para ose në pikën e infleksionit F. Si përgjigje e ngadalësimit gradual të ngritjes së nivelit të detit pas pikës së infleksionit R (Fig-7), transgresioni i vijës bregore i lëshon pak nga pak, por dukshëm rrugë regresionit, duke rezultuar në fillimin e këtij sistemi depozitues. Koha e saktë e kësaj ngjarje varion nga sasia e furnizimit me sediment. Megjithatë, ajo tipikisht ndodh diçka pas pikës R të infleksionit, por më parë se të arrihet kulmi eustatik.

Baza e këtij sistemi është sipërfaqja poshtëlëpirëse ose një prerje e kondensuar, që përkojmë me maksimumin e vërshimit detar dhe tavani i tij është sipërfaqe kufi e një sekuence tjetër vijuese. Në shumë sekuenca terrigjenike, ky kompleks sistemesh gërryhet (trunkohet) nga kufiri i sekuencës së mbishtrirë dhe nëse ruhet është i hollë dhe kryesisht argjilor. Depozitimet që vijojnë mbas këtij kompleksi i referohen mënyrës së rënies relative të nivelit të detit. Nëse ai bie nën kufijtë e shelfit do të kemi përsëri ato të poshtëqëndrimit të përshkruara më parë. Pjesa e sipërme e këtij sistemi shoqërohet me depozitime të gjera lumore, të cilat fillojnë diçka mbasi arrihet kulmi eustatik. (Fig – 58)

Kufiri i sipërm i kompleksit lartqëndrues karakterizohet nga një mospërputhje e tipi-1 ose e tipit-2. Në rastin e tipit-1, niveli i detit bie nën thyerjen depozituese bregore, duke shkaktuar zhveshje të shelfit dhe rinovim të proceseve lumore. Në rastin e tipit-2, niveli i detit kurrë nuk kalon nën thyerjen depozituese bregore, duke shkaktuar një ekspozim të kufizuar të shelfit dhe nuk ndodh rinovim i proceseve lumore.

3.10.D. Kompleksi i sistemeve depozitues të kufijve të shelfit

Ky kompleks përbën rast tipik të sedimentimit, sipas modelit të sekuencës të tipit-2. Kompleksi i poshtëqëndrimit në këtë tip baseni ka veçoritë e veta, ndërkohë që komplekset depozituese të transgresionit dhe të lartqëndrimit paraqesin ngjajshmëri të theksuar me ato që ndeshen në individualizimin e sekuencës së tipit-1. Ai i mbishtrihet kompleksit të sistemit të lartqëndrimit dhe zakonisht depozitohet, duke ndjekur pikën e infleksionit, në një rënie të butë eustatike. Kompleksi i sistemeve depozituese të kufijve të shelfit depozitohet në pjesën e jashme të shelfit dhe kufizohet nga një zhvendosje e mprehtë e mbilëpirjes bregore, në bazën e saj. Kjo zhvendosje drejt basenit ndodh, sepse pushon depozitimi lumor, në pikën F të infleksionit. Ritmi i regresionit gjatë këtij intervali ulet gradualisht, ndërkohë që shtresat trashen lart (për njësi kohore), si përgjigje e rritjes së ritmit të hapësirës së re të shtuar shelfore.

Ky kompleks depozitohet kur niveli eustatik nuk e kalon subsidencën në thyerjen depozituese bregore, për rrjedhojë kemi zhveshje të pjesshëm të shelfit dhe shoqërim të tij me sipërfaqe kufi sekuenciale tip-2. Ky kufi përfaqëson një mospërputhje erozionale (ose përputhje të saj korrelative) të karakterizuar nga fusha bregore dhe\ose sedimente paralike-deltaike, duke iu mbishtrirë ato lumore (fluviatile). Atje, ku kufiri i poshtëm është korrelativ, e vetmja shprehi e këtij kontakti bazal është një ndryshim në modelin e sistemimit të shtresave, që kalojnë nga një progradacion i shpejtë, në një progradacion ose agradacion të ngadaltë. Sistemet e tij përbëjnë njësi regresive stratigrafike dhe karakterizohen nga parasekuenca lehtësisht prograduese të ndjekura nga ato agraduese. Pozicioni i saj në kurbën eustatike është rreth pikës “F“ dhe i mbishtrihet sistemit lartqëndrues. Ky sistem depozitohet në pjesën e jashme të shelfit. (Fig – 59)

Kufiri i sipërm i saj është sipërfaqja e parë transgresive e vërshimit detar, mbas së cilës vijojnë sistemet trangresive e ato të lartqëndrimit të ngjashëm me ata të tipit-1. Kjo sipërfaqe reperizohet si kufi ndarës i nivelit sedimentues progradues + agradues, të kufijve të shelfit me ato retrogradues të trangresionit.

Ndryshe nga sistemi depozitues i lartqëndrimit, ky sistem nuk mbulohet në përgjithësi nga depozitime të gjera lumore. Megjithatë, grumbullime qymyri mund të zënë vend gjerësisht pranë majes së këtij sistemi, sepse shtohet ritmi i sipërfaqes së re në shelf dhe pjesë të gjera të shelfit mund të përmbyten përkohësisht, nga ujra të kripura. Në këtë sistem nuk ndodhin zhveshje të paleoluginave, si në rastin e tipit -1 dhe mekanizmi sedimentues e litofaciet përkatëse jepen në fig. – 60.

Sekuenca e tipit-2 dhe ajo e tipit-1 e depozituar në basenet me kufi pjerrësie (ramp) kanë ngjashmëri:

· Në aspektin morfologjik, sepse në të dyja mungojnë kanionet dhe freskoret;

· Në aspektin sedimentues, sepse në të dyja, sekuenca zë vend në kushte shelfore;

Por, sekuenca e tipit-2 gëzon dhe veçoritë përkatëse si p. sh. rënia relative e nivelit të detit nuk ndodh në zonën rreth thyerjes depozituese bregore e për rrjedhojë:

· Nuk përbëhet prej luginave erozionuese

· Mungojnë shkurtimet erozionues që rezultojnë nga riaktivizimi i rrymave dhe zhvendosja e facieve drejt basenit

3.11. Variacionet në Modele

Modeli i përshkruar deri më sot bashkërendon një sërë supozimesh në lidhje me eustazinë, subsidencën dhe furnizimin me sediment. Megjithatë, modeli është mjaft fleksibël, për të përshtatur variacionet e këtyre parametrave si më poshtë:

3.11.a. Rënie e shpejtë eustatike me zgjatje të shkurtër ose depozitimi i sekuencës në kufij të pjerrët

Kur kushtet favorizojnë migrimin e shpejtë të pikës së ekuilibrit, zhvendosja e kësaj pike tej thyerjes depozituese bregore do të rezultojë në mospërputhjen e tipit-1, prej nga shelfi depozitues ekspozohet dhe kapërxehet prej sedimenteve. Kushtet që çojnë në migrimin e shpejtë të saj janë: rënia e shpejte eustatike dhe\ose shelfi me subsidencë të diferencuar. Depozitimet e poshtëqëndrimit do të ndodhin atëhere, si të kurthuara në shelfin e zhytur para ekzistues, nëse thyerja depozituese bregore nuk ka arritur thyerjen shelfore.

Në këtë kohë, vija e gjirit varet poshtë në nivelet e depozitimeve bregore ose të frontit të deltës, në drejtim të thyerjes fizikogjeografike të shelfit (Fig. - 60). Në këtë kohë fillojnë proceset gërryese lumore dhe ngarkesa sedimentare transportohet në mënyrë të drejtpërdrejtë në shelfin e zhytur, për aq kohë sa vija e gjirit vazhdon të bjerë. Gjatë këtij intervali, shumica e depozitimeve të fushës deltaike ose e depozitimeve të fushës bregore do të erodohen dhe do të shpërngulen, ndërkohë që do të mund të ruhen ato të frontit të deltës dhe të pjesës së poshme bregore, të cilat ishin depozituar më parë në shelfin e zhytur. Për shkak të thellësisë së cekët, gradientit të butë të shelfit dhe periudhës së shkurtër të depozitimit, këto sedimente të kushteve të poshtëqëndrimi, që mund të jenë kryer fillimisht në rrugë turbidite nuk do të kenë formën gjeometrike të freskoreve, ashtu si ato të mirëfillta të kryera në kushte shpati apo baseni. Këto do të jenë pak të kodrinëzuara dhe të formës tabulare. Për shkak të rënies së shpejtë dhe të zgjatjes së shkurtër do të grumbullohen pak sedimente, që do të jenë kokërr imta, që iu mbishtrihen sedimente kokërr trasha të frontit të deltave, gjatë kohës së freskores të poshtëqëndrimit.

Nëse një sekuencë e lartqëndrimit nuk ka prograduar drejt buzës shelfore, para se të ndodh rënia e shpejtë eustatike, ka shumë mundësi që freskoret e thella të depozituara në basen, të fillojnë si depozitime të poshtëqëndrimi të kurthuara në shelf, derisa rënia e vazhdueshme relative e nivelit të detit, në vijën e gjirit të ekspozojë gjithë shelfin (T8, Fig-21). Nga ana tjetër, depozitimet e freskoreve të vërteta të thella nuk do të formohen, nëse pika e ekuilibrit do të kthejë drejtimin e migrimit (në kohën e pikës F të infleksionit) dhe arrin vijën e gjirit, para se ajo të arrijë buzën e shelfit. Kjo mund të ndodhë për një rënie të shpejtë eustatike, për një zgjatje të shkurtër, kur pika e ekulibrit do të udhëtonte drejt detit, nëpërmjet vijës së gjirit, por do të kthejë shpejt drejtimin e migrimit, para se vija e gjirit ta arrijë buzën e shelfit. Ky kusht do të karakterizojë një basen me shelf të gjerë. Ngritja e vijës së gjirit do të shkaktojë vërshimin gradual të luginave erozionuese dhe depozitime të prizmit të poshtëqëndrimit, që janë kurthuar gjithashtu në shelfin e zhytur, siç paraqitet në Fig - 61.

Ndodh që në disa zona, rënia eustatike mund të rezultojë në një mospërputhje të tipit-1 dhe pranë saj mund të zhvillohet një mospërputhje e tipit-2. Kjo, për shkak se pika e kuilibrit mund të kaloje thyerjen depozituese bregore, për rastin e parë ose jo për rastin e dytë. Kjo mund të ndodhë në një zonë të një delte prograduese, për shkak të një progradacioni të shpejtë dhe ritmi të lartë të subsidencës së dyshemesë së detit, në sajë të kompaktësimit dhe të largimit të kripës dhe pika e ekuilibrit nuk mund të arrijë frontin e deltave. Kjo do të rezultojë në mospërputhje të tipit-2. Jo shumë larg, ku progradimi i plazhit ndodh shumë ngadalë dhe subsidenca është e pakët, pika ekuilibrit mund të udhëtojë tej thyerjes depozituese bregore. Kjo do të rezultojë në mospërputhje të tipit-1 (karakterizuar nga proceset eroduese lumore dhe kapërcim të sedimenteve tej shelfit) me depozitime të poshtëqëndrimit të kurthuara në shelf. Në zonat me shelf të ngushtë, pika e kuilibrit mund të kalojë buzën e shelfit, pavarsisht nga ritmi i ulët i rënies eustatike. Këto zona mund të karakterizohen nga një suksesion i mospërputhjeve të tipit-1. Ndërsa, në zonat me shelfe të gjera, ku pika e ekuilibrit nuk arrin buzën e shelfit (thyerjen shelfore) do të karakterizohet njëkohësisht prej mospërputhjeve të tipit- 2.

3.11.b. Depozitimi lumor - variacionet e mundshme

Agradimi i gjerë i depozitimeve të fushës aluviale fillon kur\nëse pika e ekuilibrit arrin vijën e gjirit në procesin e migrimit drejt basenit. Meqë pozicioni i pikës së ekuilibrit është funksion i ritmit eustatik dhe subsidencës së diferencuar të dyshemesë së detit, të dyja do të ndikojnë në ritmin e udhëtimit të pikës së ekuilibrit drejt basenit, dhe në këtë mënyrë, në kohën e takimit me vijën e gjirit. Një subsidencë pak e diferencuar dhe ose një rënie eustatike e shpejtë do të japë nje migrim të shpejtë të pikës së ekuilibrit. Pra, zhvillimi i depozitimeve të fushës aluviale do të ndodhë, kur kemi një subsidencë të lartë ose një rënie të ngadaltë eustatike.

Fig. - 62 krahason dy zona me ritëm të ndryshëm subsidence, për të njëjtin ndryshim eustatik.Vëreni që në rastin e ritmit të ulët të subsidencës (rasti-2), pika e ekuilibrit lëviz shumë më shpejt drejt detit, pasi del nga pika çernierë tektonike. Ajo e arrin shumë më shpejt vijën e gjirit, duke gjeneruar depozitime aluvionale më shpejt dhe për një kohë më të gjatë.

Fig. - 63 tregon një kufi shelfi që i përgjigjet dy ritmeve të ndryshme të nivelit eustatik. Ritmi i lartë i saj do t’i gjenerojë depozitimet aluvionale më shpejtë dhe për një kohë më të gjatë (rasti-2). Në këtë rast prodhohet dhe një mospërputhje e tipit-1dhe ky efekt është më tepër global se sa lokal.

Simetria e kurbës eustatike mund të luajë një rol të rëndësishëm në ndodhjen e depozitimeve lumore. Fig. - 64 ilustron efektin e zhvendosjes së pikës së ekuilibrit, lart e poshtë gjymtyrës rënëse, të kurbës eustatike. Nëqoftëse pika e infleksionit ndodh vonë në rënien eustatike, siç bën në rastin-1, do të kemi një periudhë më të gjatë të depozitimeve lumore.

Në fig. - 65 pika e ekuilibrit, vija e gjirit dhe profili i ekuilibrit zhvendoset anësisht nga pozicioni A në B. Pozicioni A korrespondon me pikën, në të cilën profili i ekuilibrit rregullohet pak më parë, se të fillojë zhvendosja e saj drejt basenit. Pozicioni B korrespondon me pozicionin maksimal drejt basenit të pikës së ekuilibrit d.m.th me pozicionin maksimal të profilit të ekuilibrit. Megjithatë, për të arritur në pikën B, pika dhe profili i ekuilibrit duhet të zhvendosen më shpejt përmes shelfit në rastin -1 se sa në atë 2.

3.11.c. Pjesmarrja e depozitimeve jo lumore në një pikë F infleksioni

Në rrethana të caktuara, pika e ekuilibrit në migrimin e saj drejt tokës nuk mund të arrijë vijën e gjirit; për pasojë, mund të mos ndodhin depozitime lumore. Kjo mund të ndodh kur ritmi i subsidencës është i lartë dhe\ose ritmi i eustazisë është i ulët. Zakonisht, pika ekuilibrit arrin vijën e gjirit, diku midis lartqëndrimit eustatik dhe pikës F të infleksionit (Fig.- 66), duke gjeneruar një mospërputhje të tipit-1 ose 2. Kur ritmi i rënies është i ulët, pika e ekuilibrit në procesin e migrimit të basenit nuk mund të arrijë aspak, para se ajo të fillojë zhvendosjen drejt tokës përsëri (Fig. - 67). Në këto rrethana, vija e gjirit do të zhvendoset drejt tokës gjatë gjithë kohës dhe depozitimet lumore nuk do të mund të ndodhin. Për pasojë, asnjë zhvendosje drejt basenit e mbilëpirjes bregore nuk do të karakterizojë këtë kohë të pikës së infleksionit. Gjenerimi i mospërputhjes të tipit-1 ose 2 (ritme të ulta të rënies eustatike) do të kërkojë ritme të ulta të subsidencës, e cila bën që pika e ekuilibrit të zhvendoset më tej drejt basenit. Kështu gjatë cikleve eustatike, me ritme të ulta të rënies, mospërputhjet nuk mund të gjenerohen në zonat me subsidencë të mesme ose të lartë dhe prandaj mund të mungojnë lokalisht.

Depozitimet lumore mund të mungojnë edhe në zonat me subsidenceë të lartë. Ritmet e larta të subsidenceës do të kenë të njëjtin efekt të kufizimit të pikës së ekuilibrit drejt basenit (Fig. - 68). Edhe njëherë e përsërisim, se nuk do të formohet mospërputhje në këto rrethana. I vetmi tregues kur nuk depozitohet sediment lumor drejt pikës F është ritmi i rritur i regresionit para saj dhe ritmi i ulët i regresionit, pas kësaj kohe. Kjo ndodh si përgjigje e hollimit të shtresave lart, për njësi kohe para pikës së infleksionit dhe trashje graduale të shtresave, në drejtimin lart pas pikës F (Fig.- 37)

Në zonat me furnizim të ulët me sediment mund të jetë e mundur, që pak ose aspak sediment lumor të jetë i përshtatshëm të mbushë hapësirën e lirë sedimentuese sipërfaqesore. Në këto raste, mbilëpirja lokale bregore do të ndodhë në vijën e gjirit, dhe shtresat mbilëpirëse (në mungesë të komponentit lumor) do të përbëhen prej sedimenteve paralike\deltaike. Presupozohet, që këto sedimente transportohen në rajon më tepër prej valëve përgjatë bregut, se sa drejtpërdrejt prej rrymave lumore. Modeli shtresor rezultues paraqitet në Fig. - 67A; shpërndarja kronostratigrafike tregohet në fig 67B. Mbilëpirja bregore do të zhvendoset drejt tokës derisa pika e ekuilibrit arrin vijën e gjirit. Pas kësaj, vija e gjirit dhe mbilëpirja bregore do të migrojnë drejt basenit. Në pikën e infleksionit F, vija e gjirit, si dhe pika ekuilibrit do të drejtojnë migrimin drejt tokës Transgresioni ka shumë mundësi të jetë më i shpejtë, gjatë ngritjes relative të nivelit të ardhshëm të detit.

3.12. Kurthet e korrelimit

Për të interpretuar saktësisht kufijtë e sekuencës së tipit –1 në diagramat e puseve, kampione ose zhveshje sipërfaqesore është e domosdoshme të dallosh luginat eroziuonuese nga kanalet lokal, si ata shpërndarës të një delte konstruktive. Kjo, për shkak se kufiri i sekuencës nuk kufizohet në konturet e një lobi deltaik, por individualizohet në gjerësinë rajonale, që paraqet lugina erozionuese.

Dallimi i luginës erozionuese është shumë i vështirë të bëhet nga interpretimi i një pusi të vetëm ose të një zhveshje, siç mund të kryhet për një kanal shpërndarës deltaik.

Gjithashtu, trashësia e mbushjes së një kanali nuk mund të jetë më e madhe se paleothellësia e ujit të argjilave të eroduara. P.sh. nëqoftëse argjilat e prodeltës depozitohen në 30 m thellësi uji, mbushja e kanalit shpërndarës, që erodon në to duhet të jetë afërsisht 30 m i trashë. Kjo nuk përbën domosdoshmëri për luginat erozionuese, sepse ato erodojnë në përgjigje të rënies relative të nivelit të detit, si dhe thellësia e ujit nën nivelin e detit, e argjilave të eroduara dhe nën kufirin e sekuencës është zakonisht shumë më e madhe, se mbushja e paleoluginës. P.sh. argjilat e shelfit, të depozituara në 100 m thellësi të ujit, erodohen nga një luginë që mbushet, deri në 10 m ose më pak. Pra, ka rëndësi përcaktimi i paleothellësisë së ujit, për të arritur në mundësinë e shquarjes së një kanali spërndarës apo të një lugine erozionuese.

Një dallim tjetër i rëndësishëm midis tyre është se zakonisht lugina paraqet një dukri të një pushimi të madh, midis kohës së erozionit dhe asaj të mbushjes. Zona me horizonte rrënjësh, dhera, shpuesa mund të formohen në dyshemenë e luginës, gjatë poshtëqëndrimit të nivelit të detit, por përpara se ajo të përmbytet e të mbushet me sediment.

Dallim tjetër është se kanalet shpërndarëse janë tepër të ngushtë, ndërkohë që luginat janë tepër të gjera aq sa mund të identifikohen lehtësisht në prerjet e thellësisë e të sipërfaqes dhe të hartografohen. Për më tepër luginat e përhapura gjerësisht erozionuese ndodhin përgjatë një sipërfaqe të vetme stratigrafike ndërsa kanalet shpërndarëse deltaike, zakonisht formojnë horizonte të shumta.

Gjithashtu, kanalet shpërndarëse nuk mund të ndërfuten, ashtu si luginat në thellësirat e shelfit të jashtëm. Ato zënë vend kryesisht në pjesën e parë të frontit të deltave, në thellësira relativisht të cekëta.

3.13. Karakteristikat e kufirit të sekuencës

Një kufi sekuence është një sipërfaqe e mospërputhshme dhe e përputhshme korrelative. Është e vazhdueshme anësisht dhe zë një sipërfaqe të gjerë, duke mbuluar të paktën një basen dhe ka të ngjarë të jetë e njëkohshme, në shumë basene rreth botës. Ndan të gjitha shtresat nën të nga ato mbi të dhe ka kuptim kronostratigrafik. Korrelimet e kufijve te sekuencës në një prerje tërthore pusesh sigurojnë një kontur kronostrstigrafik, me zgjidhshmëri të lartë për analizë faciesh.

3.14. Sekuenca në thellësi dhe në zhveshje

Fillimisht, sekuencat depozituese (sizmike) do të jetë mirë të individualizohen nëpër prerje sizmike regjionale dhe lokale, në bazë të treguesve të mbylljeve të reflektimeve dhe sipërfaqeve poshtëlëpirëse, siç është trajtuar në kapitujt e mësipërm dhe mandej të kalohet në gjurmimin e tyre drejt xhvesgheve apo prerjeve sipërfaqësore. Kjo e bën më të lehtë evidentimin e tyre në sipërfaqe për faktin sepse është vështirë në sipërfaqe të veçosh sipërfaqet kufi, sidomos kur ato gjenden brenda të njëjtit formacion apo pako. Praktikisht, brenda zonës me Ammonia gr. Beccarii ndodhen dy ose tre kufij sekuencash dhe më shumë akoma sipërfaqe ndarëse brenda tyre, (sipëprfaqeja transgresive, sipërfaqeja e maksimumit të vërshimit etj), por një rilevues e merr atë shpesh herë si një trashësi të vetme. (Fig. - 70). Pra , pamvarsisht se aty kemi një trup ranor apo argjil, që në pamje të parë duket si një trashësi e vetme, startigrafia sekuenciale bën që të përcaktosh për trashësi njëkohore ose kronostratigrafike brenda këtij formacioni. Kështu mund të shpjegohet që suita Rrogozhina lidhet me tre sekuencat, veç e veç të pliocenit, pikërisht me pliocenin e poshtëm, të mesëm dhe të sipërm, si edhe zona me Ammonia gr. beccarii lidhet me sekuencat e Serravalianit, Tortonianit dhe të Mesinianit. Po kësht dhe formacioni argjilor i suitës Helmasi përkon ose është pjesë ndërtuese e tre sekuencave të pliocenit, respektivisht me atë të suitës Rrogozhina.

3.15. Interpretim i mekanizmit depozitues dhe të shpeshtësisë së sekuencës

Sekuencat dhe kufijtë e tyre interpretohen të formohen, si përgjigje e cikleve të rënies dhe rritjes relative të nivelit të detit dhe prezantohet si një bashkëveprim midis eustazisë dhe subsidencës së basenit. Parasekuencat dhe kufijtë e tyre interpretohen gjithashtu të formohen, si përgjigje e cikleve të rënies dhe rritjes relative të nivelit të detit dhe prezantohet po ashtu si një bashkëveprim midis eustazisë dhe subsidencës së basenit.

Ciklet e nivelit të detit janë klasifikuar nga Vail et al (1977) sipas zgjatjes së tyre në:

1. cikle të rendit të tretë, të përcaktuara nga rënia në rënie dhe kanë një zgjatje prej 1 deri në 5 milion vjet;

2. cikle të rendit të katërt, që kanë një zgjatje prej qindra mijë vjet;

3. cikle të rendit të pestë, që vlerësohen të zgjasin dhjetra mijëra vjet

3.16. Mekanizmat depozitues për prodhimin e parasekuencave

Tri mekanizma të ndryshëm mund të gjenerojnë kufij parasekuencash.

§ Mekanizmi më i mirëdokumentuar është ai i rritjes relativisht shpejt i thellësisë së ujit, e shkaktuar nga kompaktësimi i argjilave të prodeltës në një lob deltaik, që ndodh pas bllokimit të kanalit shpërndarës. Zhytja e lobit jep një sipërfaqe të mprehtë, planare, pak erozionale, zakonisht më pak ose aspak mbetje transgresive. Kufiri rezultues parasekuencial ka madhësi anësore, ekuivalente me madhësinë e vetë lobit.

§ Mekanizmi i dytë për formimin e kufijve parasekuencash është rritja e shpejtë relative e nivelit të detit e shkaktuar nga subsidenca gjatë shkëputjeve tektonike aktive.

§ Mekanizmi i tretë për formimin e kufijve parasekuencash është eustazia.

Marrëdhëniet midis cikleve eustatike, subsidencës dhe depozitimit të sekuencave e të parasekuencave ilustrohen në fig-32. Në këtë figurë, një cikël i rendit të tretë eustatik (afërsisht 1 milion vjet) i shtohet një cikël i rendit të katërt (afërsisht 120.000 vjet) dhe një cikël i rendit të pestë (afërsisht 50.000 vjet) për të formuar një kurbë eustatike të përmbledhur. Kësaj kurbe, duke i shtuar ritmin e subsidencës 15 cm në vit fitohet një kurbë e ndryshimit relativ të nivelit të detit, që supozohet të jetë e përcaktuar në dhe pranë thyerjes depozituese bregore.

Dy tipe të cikleve të rendit të katërt të projektuara si cikle “A” dhe “B” përbëjnë ndryshimin relativ në kurbën e nivelit të detit. Cikli i rendit të katërt përcaktohet nga rënia e nivelit të detit në rënien tjetër të tij. Nëse kemi një furnizim të bollshëm me sediment, ky cikël depoziton një sekuencë të kufizuar nga mospërputhje nën sipërfaqësore. Cikli i rendit të pestë, i mbivendosur ciklit të rendit të katërt formon parasekuenca, nga sipërfaqe të vërshimit detar. Cikli “B” i rendit të katërt përcaktohet të formohet nga ngritja e shpejtë (transgresioni) deri në ngritjen tjetër të shpejtë. Ky cikël depoziton parasekuenca të kufizuara nga sipërfaqe të vërshimit detar. Cikli “B” mund të depozitojë një sekuencë të tipit-2, kur ritmi i eustazisë tejkalon atë të subsidencës, duke prodhuar një zhvendosje poshtë të mbilëpirjes bregore në fushën bregore.

Mjediset e sedimentimit kanë lidhje të drejtpërdrejtë me një gjendje të caktuar të nivelit të detit, ku së bashku me subsidencën tektonike dhe klimën kushtëzon:

• variacionin lateral të tyre
• proceset e mekanizmit depozitues
• litofaciet dhe kolektorët

Praktikisht, me gjendjen e ulët të nivelit të detit në rastin e baseneve me shelf do të jetë më i mundshëm formimi i freskoreve basenore, që prezantohen shpesh, në profile sizmike, sipërfaqe poshtëlëpirje bidireksionale e kodrinëzuar, me litofacie kryesisht ranorike, e rrethuar me argjila. (Fig. – 71)

Ranoriteti i saj garantohet, nga shpërlarja gjithnjë e më tepër e zonave ushqyese, që diku do të kenë përmbajtje të tillë, ndërsa mbulesat argjilore nga periodiciteti i cikleve turbidit, midis të cilave zë vend litofacia argjilore pelagjike e gjysmë pelagjike. Ky model sedimentar përbën freskoren e poshme dhe atë tip-1, ku ranorët paraqiten të pakanalizuar e me shtirje të gjerë e shumë të ndërlidhur. Çdo lob i tij është rreth 10-25 m, ranorët e trashë të të cilit reduktohen, drejt pjesëve të jashme të quajtura thekët e freskoreve.

Në momentin e dytë të gjendjes në poshtëqëndrim të nivelit të detit vazhdojnë po ato procese e mekanizma sedimentimi, megjithë rritjen relative që pëson deti, veçse ndryshon përbërja litologjike. Në këtë moment formohet freskorja e shpatit, nëpërmjet cikleve turbidite ose mbushja e shpatit me anë të rrjedhave copërizore dhe rrëshqitjeve gravitative, mbushja e kanioneve etj. Këto ndodhin gjithmonë në rrugë turbidite e në thellësira detare. Nga ana litofaciale, në këto mjedise mbizotëron litofacia argjilore, por që përmban ranorë. (Fig. – 72)

Prizmi sedimentar i këtij kompleksi sistemesh depozituese vendoset me mospërputhje në shpat. Ky model sedimentimi korespondon me freskoren e sipërme sipas Vailit, ose atë të tipit-II^te sipas E. Mutit, (Fig. – 73) ose me suprafanet sipas Norman, depozitimi i të cilit lidhet me mjaftueshmëri të ulët të prurjes sedimentare.

Në këtë lloje mjedisi, litofacia ranorike është e kanalizuar dhe depozitohet në kanale ose në pjesën e jashme të tyre, duke formuar lobet përkatëse. Vetë lobet përfaqësohen kryesisht nga ranorë të bareve, të cilat ndahen ndërmjet tyre me zona ndërlobore. Tej lobeve mund dhe duhet të zhvillohen mjedise të “thekëve” të freskoreve me ranorë shtresë hollë, herë-herë të pakapshme nga diagrafite, por me veçori të mira kolektorale.

Në drejtim të tokës, për këtë gjendje të nivelit të detit, mund të kemi nënmjedis të cekët bregor ose deltor, depozitimet e të cilëve vendosen me mbilëpirje në shpat e me poshtëlëpirje drejt basenit. Por, përhapja e tyre është e kufizuar, për shkak të distancës së vogël vijë detare- thyerje depozituese, bregore – thyerje shelfore.

Në momentin e tretë të poshtëqëndrimit, vazhdon rritja relative e nivelit të detit, por me ritme të ulta. Për pasojë, hapësira e lirë sa vjen e kufizohet, ndërkohë që sedimentet progradojnë drejt basenit, duke formuar mjedise të cekëta bregore, deltore, që më tej shndërrohen në turbidite. Njëkohësisht me to formohen mjedise të paleoluginave.

Mjediset dhe nënmjediset e cekëta janë përsëri disi të kufizuara në krahasim me ato të lartqëndrimit, megjithëse rritet distanca vijë detare - thyerje depozituese bregore. Prizmi i saj sedimentar vendoset me mospërputhje në shpat dhe depozitimet kërkohen me mbilëpirje, drejt shpatit e poshtëlëpirje drejt mjediseve të freskores së shpartit të basenit. Sipërfaqja që i bashkon ato është ajo që quhet poshtëlëpirëse. Në mjediset e thella të këtij kompleksi kemi ende të bëjmë me procese turbidite, por disi më të dobëta se ato më parë. Gjatë këtij momenti vazhdon mbushja e shpatit, që korrespodon sipas Vailit me kompleksin progradues të poshtëqëndrimit dhe sipas Mutit me turbiditin e tipit-III^te. (Fig. - 73)

Ky sistem depozitues përbëhet nga kanale turbidite të vegjël të mbushur me ranorë, që më poshtë kthehen në depozitime të mbibankore me ranorë të hollë. Nga sa më sipër del se nuk mjafton të konstatosh, që depozitimet lidhen me mjedise turbidite, por duhet të evidentohet tipi i turbiditit që zë vend.

Në kompleksin e sistemit transgresiv, si rezultat i pushtimit të shpejtë të shelfit, të prishjes së zonave ushqyese, rritjes së veprimtarisë detare etj, kufizohet pjesëmarrja dhe përhapja e mjediseve sedimentare. Konkretisht, me këtë sistem lidhet formimi i mjediseve sedimentare. Me këtë sistem lidhet gjithashtu formimi i mjediseve bregore, të mbushjes së mëtejshme të paleoluginave, që interpretohen si gjire paleogjeografikë. Nuk bëhet fjalë për mjedise turbidite, deltore, estuarine, lumore, etj. (Fig. - 74)

Prizmi sedimentar i këtij kompleksi vendoset me transgresivitet drejt tokës dhe i kondesuar drejt basenit, depozitimet e të cilit kërkohen me mbilëpirje drejt kontinentit e me model gjeometrik depozitues tërheqës (retrogradativ). (Fig. - 75)

Në kompleksin e sistemeve të lartqëndrimit kemi të bëjmë përsëri me një larmi mjedisesh të sedimentimit, madje mjaft të gjerë për shkak të distancës vijë detare – thyerjes depozituese bregore dhe asaj shelfore. (Fig. - 76) Për pasojë, bashkëshoqërohen mjedise e nënmjedise, duke filluar nga kontinentale (lumore, aluviale), duke vazhduar me ato detare (shelf i jashtëm, turbidit etj.). Prizmi i këtij kompleksi vendoset me mospërputhje drejt tokës dhe trashet drejt depoqendrës së basenit, derisa të reduktohet në kondesim tej në basen.

Depozitimet e tij kërkohen me mbilëpirje drejt kontinentit dhe me poshtëlëpirje drejt basenit, ku kontaktojnë me sistemin trangresiv e me ato të poshtëqëndrimit, me anë të sipërfaqes së mosvazhdueshme e quajtur si sipërfaqe poshtëlëpirëse. Gjeometria e sedimentimit është e tipit agradues e më shumë progradues. Modeli më i favorshëm i konfiguracionit të reflektimeve është si paralel, pak si paralel për pjesët shelfore e basenore dhe klinoform për pjesët prodeltore e të shpatit.

Në kompleksin depozitues të kufijve të shelfit zënë vend mjedise të sistemit transgresiv dhe më lart ato të lartqëndrimit. Në rastin e baseneve me “ramp”, në kompleksin depozitues të poshtëqëndrimit sistemohen sedimente, fillimisht turbidite të rrjedhëshme coprizore, të mbushjes së shpatit, të rrëshqitjeve gravitative etj. Më pas vijojnë mjediset e mbushjes së paleoluginave e më lart ato të transgresionit dhe të lartqëndrimit të përshkruara më lart. Më tipike, për këtë kompleks është formimi i mjediseve deltore nëpër mbushjen e paleoluginave të gjera dhe shumë pak ose aspak i mundshëm është formimi i freskoreve basenore e të shpatit, për shkak të gradientit të ulët të pjerrësisë. Prizmi i sedimentimit, që është kryesisht argjilor vendoset me mospërputhje në shpat, depozitimet e të cilit kërkohen me mbilëpirje drejt tokës. Facia sizmike është si në (Tab. ). Modeli gjeometrik i sedimentimit prezantohet i tipit progradiocional për kompleksin e poshtëqëndrimit.

Pra, nuk mjafton vetëm të thuhet se kemi depozitime turbidite, deltore e bregore, që në rastin konkret për rajonet tona, këto të trija tipizohen më tepër, por duhet përcaktuar nëse turbiditi lidhet:

§ me mekanizmin e rrjedhjeve coprizore, të rrëshqitjve gravitative, të rrymave turbidite etj.

§ me freskoren e poshtme apo të sipërme

§ është e poshtëqëndrimit apo e lartqëndrimit

§ është e tipit 1, 2 apo 3

§ është e basenit, e shpatit apo e kompleksit progradues

Për sistemin e deltave duhet të përdoret nëse ato i përkasin kompleksit të poshtëqëndrimit apo të lartqëndrimit dhe në secilin rast duhet individualizuar tipi i deltës nëse është:

§ me dominimin lumor

§ me dominimin të dallgeve

§ me dominim batic – zbaticor

Për sistemet bregore duhet përcaktuar nëse përkojnë përsëri me komplekset e poshtëqëndrimit, të mbushjeve të paleoluginave apo të lartqëndrimit dhe për secilin rast nëse janë pasbregorë, parabregorë, poshtëbregorë e tejbregorë. Prandaj duhet, që për çdo tip e nëntip të sistemit depozitues, të gjurmohet gjeometrikisht një litofacie e caktuar. Me litofaciet e mësipërme kanë lidhje të ngushtë edhe depozitimet e rajonit që studjohet, prandaj i trajtuam në mënyrë të detajuar.

Filozofia këtu qëndron në faktin se është më e sigurt të përpiqesh të ndërtosh modele të vërejtura nga marrëdhëniet e facieve dhe nga marrëdhëniet e vërejtura midis njësive të mëdha stratigrafike (sistemet depozituese dhe komplekset e sistemeve depozituese), se sa të propozosh modele hipotetike, të cilave iu mungon baza e të dhënave të publikuara.

IV. APLIKIMET E STRATIGRAFISË SEKUENCIALE NË KËRKIMET

HIDROKARBURE

4.1. Të përgjithshme

Konceptet e stratigrafisë së sekuencës të zhvilluara nga Vail e të tjerë përfaqësojnë një zhvillim bazë në të kuptuarin e stratigrafisë, duke sjellë një dimension të ri në interpretimet e puseve, të zhveshjeve dhe të të dhënave sizmike. Për pasojë, megjithëse jo si një kuti e zezë për gjetje hidrokarburesh, këto koncepte sigurojnë një metode tek kërkuesit, për të përmirësuar aftësitë e tyre njohëse kërkuese, për të zvogëluar rrezikun në kërkimet, për të rritur vlerësimin dhe planin inxhinierik për zbulime të reja. (Fig. - 77)

Diskutimi ynë përbëhet nga dy pjesë, influenca e stratigrafisë së sekuencës në procedurat kërkimore dhe konceptet kërkimore të shoqëruara me hapësirat e sistemeve. Ky diskutim nuk mund të mbulojë plotësisht diapazonin e koncepteve dhe të aplikimeve të stratigrafisë së sekuencës.

Ne do ta përqendrojmë diskutimin mbi sedimentet terrigjene. Do të jepen shembuj atje ku është e mundur, por qëllimi kryesor është të japë specifikat e metodës dhe të koncepteve, kur ato zbatohen në kërkimet e thellësisë. Stratigrafia e sekuencës bazohet në konceptet e subsidencës tektonike (Vail,et al.,1991), të kronostratigrafisë (Mitchum et al., 1977) dhe të rolit të cikleve eustatike të frekuencave të ndryshme. Një model i hapësirës së lirë zhvillon konceptet e hapësirave të sistemeve në konturet e stratigrafisë së sekuencës.

Analiza e facies sizmike na lejon t’i shtrijmë këto koncepte në vlerësimin e zonës kërkimore (prospekti). Në këtë mënyrë do të jepet roli i stratigrafisë së sekuencës në njohjen e rajonit, analizën e rrezikut të rajonit, vlerësimin e zbulimeve të reja dhe në analizën e fushave analoge.

4.2. Përdorimet e stratigrafisë së sekuencës në procedurat kërkimore

4.2.a. Njohja dhe zhvillimi i rajonit

Metodat e përdorura për të aplikuar stratigrafinë e sekuencës në njohjen dhe zhvillimin e rajonit, sipas të dhënave të mbledhura, regjimit gjeologjik e gjeofizik në zona të reja parapëlqehet të niset studimi i saj, me një rrjet kyç profilesh sizmik dhe disa puse kryesore me të dhëna bazë për karrotazhe, duke përfshirë mundësisht karrotazhin sonik dhe të densitetit, si dhe analizën e shpejtësive sipërfaqësore.

4.2.b. Interpretimi Sizmik

Cilësia e të dhënave sizmike është kritike për interpretimin e stratigrafisë së sekuencës. Të dhënat sizmike duhet të përpunohen për një zgjidhshmëri sa më të lartë, që ka të bëjë me një nivel të arsyeshëm sinjal - zhurme. Vëmendje e kujdesshme, i kushtohet amplitudës dhe kontrolleve të fazës, si dhe përpunimeve të valës sizmike, që së bashku me një migrim profesional përbëjnë një kontribut me vlerë. Të dhënat e terrenit kërkojnë domosdoshmërisht mbledhjen e shumëfishtë, korrektimin statik të përbërësve sipërfaqësorë dhe vlerësim të kujdesshëm të shpejtësive për hapësira të ngushta.

Çelësi për inetrpretimin sizmik të stratigrafisë së sekuencës është paralelizmi i reflektimeve sizmike me sipërfaqet (kronostratigrafike) shtresore (Vail and Sangree, 1977), (Fig. - 78) . Vështrimet e fundit tregojnë se, shtresat e holla të gjeofizikës dominohen prej njësive shtresore të njohura si parasekuenca, ose sekuenca me frekuenca të larta (Anstey, 1989; Mitchum and Van Vagoner, 1991). Këto njësi janë të kudondodhur në sedimentet karbonate e terrigjene dhe mendohet të shkaktohen prej cikleve të shkurtër të nivelit të detit (në dhjetra deri në qindra mijëra vjet), ndoshta të lidhura me ritmet klimatike të Milankovich - it (Fischer, AG.,1982).

Ky paralelizëm bie pothuaj brenda një gjysëm cikli sizmik (Vail and Sangree, 1977), por të dhënat e sotme sizmike të zgjidhshmërisë së lartë mund të kenë një shkallë më të lartë të zgjidhshmërisë së shtresës dhe paralelizmit d.m.th. çdo përmirësim në zgjidhshmërinë sizmike përmirëson aftësitë tona, për të zgjidhur gjeometrinë shtresore të sedimenteve dhe si përgjigje na garanton një mjet të vlefshëm, për të interpretuar mjediset depozituese dhe litologjinë.

Interpretimi sizmik paraprak përqendrohet, duke njohur konvergjencën e reflektorëve, në zhvillimin e sekuencës e të hapësirave të sistemeve, si dhe në sipërfaqet e mosvazhdimësive shtresore. Modelet tipike të mosvazhdimësisë përfshijnë mbilëpirjen, poshtëlëpirjen, shkurtimin e dukshëm dhe lartlëpirjen, tashmë të familiarizuara. (Vail 1987).

Megjithëse kjo tingëllon e thjeshtë, shumica e aftësive (shpesh 80% e kohës) në interpretimet e stratigrafisë së sekuencës harxhohet, duke zhvilluar dhe lidhur kufijtë e sekuencës dhe të hapësirave të sistemeve, përmes një rrjeti profilesh sizmik.

4.2.c. Interpretimi i diagrafive të puseve

Interpretimi i stratigrafisë së sekuencës së puseve individuale fillon me identifikimin parapregatitor të repereve kandidate për kufi sekuencash e hapësira sistemesh. Një korrelim i kujdesshëm kronostratigrafik i diagramave të puseve zhvillojnë konturet e kufijve të parasekuencës, të sekuencës e të hapësirës së sistemeve. Në të njëjtën kohë me këtë korrelim, ne krahasojmë reperet tanë, kandidat për kufi sekuencash e hapësira sistemesh me interpretimin paraprak sizmik. (Fig. - 79)

Meqenëse reflektimet sizmike na tregojnë marrëdhënie kronostratigrafike, ato sigurojnë një udhërrëfim të dobishëm, shpesh thelbësor me korrelimin e diagrafive. Nëpërmjet këtij procesi të interpretimit të intergruar të puseve dhe të sizmikës, në theksojmë zhvillimin e kontureve të sipërfaqeve stratigrafike fizike ose të kufijve sinkrone, që përfaqësojnë një moment praktik të kohës gjeologjike ose të sipërfaqeve të mosvazhdueshme ose përfaqësojnë një pushim kuptimplotë në dokumentimin stratigrafik, si rezultat i erozionit apo të mosdepozitimit. (Vail et al, 1987). Çdo hapësirë sistemesh ka modelet karakteristike në diagrafitë e puseve të sedimenteve terrigjene, siç do të shihet dhe më poshtë.

4.2.d. Biostratigrafia

Biostratigrafia luan një rol të rëndësishëm në identifikimin e sekuencave dhe të hapësirave të sistemeve, veçanërisht në zonat me zhvillime strukturale komplekse dhe ndryshime të shpejta laterale të facieve. Stratigrafia e sekuencës e ka rritur shumë të kuptuarin e gjeologjisë në studimin e zonave të ndryshme, por askund nuk ka patur ndikim të madh pa përdorur biostratigrafinë. Në interpretimet e stratigrafisë së sekuencës, biostratigrafet bëhen pjesa kyçe e skuadrës kërkimore. (Fig. - 80)

Interpretuesi gjeolog ka nevojë nga biostratigrafët, jo vetëm datimin e moshës së sigurt të mundshëm të sekuencës, por gjithashtu të vlerësojë brenda mundësive më të mira, thellësinë e ujit për të ndihmuar të dallohet shelfi nga baseni.

“Pyetja se ku jemi në lidhje me thyerjen tejlëpirëse?!” është një prej pyetjeve më të zakonshme, në stadet e hershme të interpretimit. Figura-3 ilustron marrëdhëniet e vlerësimeve paleobatimetrike, bazuar në biostratigrafinë, në pozicionin e sipërfaqeve shtresore dhe për rrjedhojë me reflektimet sizmike.

Një kërkesë tjetër e biostratigrafisë moderne janë të dhënat e bollshmërisë së faunës pellagjike për të ndihmuar të identifikohet sipërfaqja e maksimumit të vërshimit dhe prerja e kondensuar.

Sipërfaqja e maksimumit të vërshimit është një prej sipërfaqeve kyçe, në analizat biostratigrafike (Lutit et al.,1988.), meqenëse kjo sipërfaqe përfaqëson kohën e përmbytjes maksimale të detit në shelf. Ajo gjithashtu përfaqëson kontributin më minimal të klastik trasheve në shelfin e jashtëm, shpat e basen. Sedimentet pelagjike kokërrimta, të shoqëruara me këtë sipërfaqe përfaqësojnë një periudhë të depozitimit shumë të ngadaltë dhe janë quajtur prerje të kondensuara (Van Vagoner et al., 1987).

Shistet argjilore të shoqëruara me këtë sipërfaqe tipikisht (por jo gjithmonë) japin rezistencë të ulët dhe rrezatim të lartë të gamës, në sajë të përqindjes së madhe të mineraleve argjilore në shiste. Kulmet e bollshmërisë së faunës pelagjike zakonisht shoqërohen me prerje të kondensuara në sedimentet e shelfit të brendshëm dhe me prerje të kondensuara e kufij të tjerë të ndryshëm në sedimentet e shelfit të mesëm e të abisalit (Vail dhe Wornardt, 1991, Mitchum, Sangree, Vail, 1992).

4.2.e. Stratigrafia e sekuencës së zhveshjeve sipërfaqësore

Interpretimi i sekuencës, hapësirave të sistemeve dhe parasekuencave në zhveshjet e shkëmbinjve sedimentare fillon me litologjinë, mjediset depozituese dhe modelet shtresore (Vail 1987). Dikush identifikon modelet e mosvazhdueshmërisë, që shënon kufijtë e njësive të stratigrafisë së sekuencës. Kur zhveshja është tepër e kufizuar për të lejuar identifikmin e mosvazhdueshmërisë, atëherë interpretimi i këtyre kufijve varet nga njohja e ndryshimeve të mjediseve depozituese, të cilët lidhen me ndryshimet eustatike të krijuara në hapësirën e lirë sedimentuese. Veç kësaj, njësitë janë të datuara biostratigrafikisht dhe të sistemuara sipas kartës së cikleve eustatike.

Përfundimisht, interpretimi është kryer midis zhveshjeve të së njëjtës moshë bio-kronostratigrafike dhe të integruara. Të gjitha konceptet dhe teknikat e përshkruara për analizat e puseve mund të aplikohen në stratigrafinë e sekuencës së zhveshjeve. (Fig. - 81)

4.2.f. Karta e mbilëpirjes bregore

Karta e mbilëpirjes bregore (Haq, 1988) jep informacion, mbi moshën absolute të kufijve të sekuencës, që lidhet me bio-kronostratigrafinë standarte pelagjike e planktonike. Megjithë përmirësimet që bëhen në këto karta, ato përfaqësojnë një hap të madh në datimin e njësive kronostratigrafike. Kjo kartë na lejon të vlerësojmë moshën, për secilin kufi sekuencial të kapshëm me të dhënat e puseve e të sizmikës. Këto datime paraprake shërbejnë së paku si hipoteza pune, për t’u vërtetuar më vonë nga puset dhe biostratigrafia. Eksperienca është se karta formon një mjet të vlefshëm për analiza stratigrafike, për ngjarjet e datuara tektonike dhe për analiza të detajuara të historisë së varrosjes.

4.2.g. Lidhjet pus sizmik

Eshtë i çuditshëm fakti, që të dhënat sizmike japin një informacion të shkëlqyer për gjeometrinë “gros” të shtresave, por kjo kërkon përpjekje të mëdha për të prognozuar litologjinë nga të dhënat sizmike. Nga ana tjetër, të dhënat e puseve japin informacion litologjik, por korrelimet kronostratigrafike kërkojnë aftësi dhe energji të mëdha. Përgjigjia e saktë është se duhen përdorur të dy burimet, si një teknikë e integruar.

Sizmogramat sintetike janë “motorat” më të shpejtë për lidhje të detajuar sizmike – pus. Në analizat stratigrafike të të dhënave sizmike është “mizore” të lidhësh sipërfaqet shtresore dhe reflektimet së bashku me sigurinë e një të dyte të ciklit sizmik. (Fig. – 82)

4.3. Aplikimet në kërkim dhe tipet e objekteve

Konceptet stratigrafike sekuenciale kanë një përdorim të gjerë në kërkim-nxjerrje. Konceptet garantojnë teknika për korrelime kronostratigrafike të diagrafive të puseve që rezultojnë:

§ Në sipërfaqe më të sigurta për hartografime dhe korrelime faciale;

§ Në kronostratigrafi të një zgjidhshmërie të lartë, për një përcaktim të përmirësuar të objekteve, veçanërisht të kurtheve stratigrafike.

Këto koncepte sigurojnë gjithashtu, teknika për korrelime litostratigrafike të diagrafive të puseve, prandaj japin:

§ Një metodë më efektive për vlerësimin e vazhdimësisë së ranorëve dhe drejtimet e trendeve të rezervuarit, duke qenë shumë superiorë me metodën e korrelimeve konvencionale dhe duke përdorur ranorët ose majën e argjilave;

§ Metoda të përmirësuara për prognozimin e facieve potenciale të rezervuarëve, të burimit mëmë të furnizimit dhe të mbulesave larg puseve;

§ Një alternativë në konceptet e kërkimit, si në rezervuarët e detit, që rezultojnë në një prognozim më të sigurt.

Përfundimisht, këto koncepte sigurojnë mjete për të shqyrtuar basene të vjetër (të eksploruar) me mënyra të reja, që rezultojnë në:

§ Përcaktimin e tipeve të rinj të objekteve, duke na hapur perspektiva në basenet e rrahur me shumë shpime;

§ Mundësi të përmirësuara për të përcaktuar dhe lokalizuar kurthet e holla, por me leverdi të madhe, si dhe kurthet stratigrafike;

§ Rivleresimet e vendburimeve nxjerrëse për të shtrirë jetën e tyre dhe për të rritur rezervat;

§ Një kontur më të integruar stratigrafik për të rishikuar objektet e reja. (Fig. – 83)

4.4. Prognozimi i kolektorëve

Në kompleksin e poshtëqëndrimit, litofaciet ranorike me cilësi të mira kolektorale paraqiten në gjashtë pozicione të mundshme:

§ Ranorë të freskores së kodrinëzuar basenore;

§ Ranorë të turbiditeve të holla të pendëzuar në freskoren shpatore;

§ Ranorë të kanaleve përgjithësisht masiv, por të freskores shpatore;

§ Ranorë të shingluar në majë të shpatit ;

§ Ranorë bregorë të ujërave të cekëta të kompleksit progradues të poshtëqëndrimit ;

§ Ranorë të rrymave që mbushin luginat.

Ranorët e freskores basenore të kodrinëzuar kanë veti shumë të mira dhe formojnë fusha të mëdha hidrokarburesh. Kurthet janë si strukturorë ashtu edhe stratigrafikë. Meqë ranorët në këtë rast transportohen kryesisht nga rrymat turbidite, të cilat rrjedhin drejt uljeve të basenit mund të qëlloj madje jo rrallë, që ranorët të hollohen ose të pykëzohen kundrejt ngritjeve, që gjejnë ose që formohen në basen. (Fig. – 84, 90)

Prandaj dhe në rajonet tona mund të ndodhë që të kemi ose të na formohet një ngritje bashkëkohore në rrjedhjen turbidite, kundrejt së cilës të kemi hollim ose pykëzim të ranorëve, në të cilat do të kemi kodrinim të kurtheve strukturor në turbiditin. Mund të qëllojë, që të kemi paleogjeografikisht turbiditin, mandej nga forcat neotektonike strukturën. Ndërsa, kurthet stratigrafike varen shumë nga mbulesa në bazë ose edhe në majë. Përgjithësisht, freskorja shpatore, qe i mbishtrihet asaj basenore nuk është një mbulesë e mirë, për shkak të ranorëve drenues që ka. Në përgjithësi, mbulesa më e mundshme dhe më e mirë është depozitimi i kompleksit të sistemeve progradues.

Por, edhe në këtë rast duhet shfrytëzuar momenti në se ky depozitim i poshtëlëpihet dy sistemeve të mëparëshme sedimentuese, mbi të cilat do të lëshojë sedimentet argjilore tip mbulesash ose do të mbilëpihet vetëm në shpat, duke u bërë vetë objekt kërkimi. Kjo varet nga momenti i furnizimit me sedimentet, nëse janë të afta të progradojnë tej në basen apo të agradohen vetëm në shpat.

Në fakt, gjatë kësaj faze mund të kemi praninë e kolektorëve, si në ranorët e detit të cekët dhe në ato të detit të thellë. Madje, ranorët e detit të cekët për këtë kompleks, si dhe të depozitimeve bashkëkohore të mbushjes së luginave zotërojnë cilësi shumë të mirë kolektorale.

Ndërsa, kur kemi mbushjen e kanioneve nëndetare me argjila, kurthet stratigrafike do të formohen atje ku ranorët kolektorale më të vjetër janë gërryer nga vetë këta kanionë. (Fig. – 85)

Pra, vetëm duke diskutuar mbi llogjikën gjeologjike të sistemeve depozituese, veçoritë fizike të facies sizmike mund të prognozojnë llojet e litofacieve, vetitë kolektore e mbulesore të tyre etj.

Karakteristike tjetër për kolektorët në ranorët turbidit, të freskores së shpatit është se përmbajnë rezerva të mëdha hidrokarbure, por vetitë e tyre kolektorale janë të dobëta. Ndërsa në ranorët e po kësaj freskoreje të tipit gjenetik kanalor, zakonisht kemi të bëjmë me veti shumë të mira të kolektorëve, por që janë të vështira për t’u prognozuar para së të kontrollohen me puse, nëse nuk kapet ndonjë tregues sizmik për hidrokarburet. (Fig. – 86, 91, 92)

Në ranorët lumore dhe eustarinë të luginave, që mbushen formohen kurthe të shkëlqyera stratigrafike, po qe se luginat mbushen me argjila të papërshkueshme të fushës bregore, që e pason. (Fig. – 87, 95)

Me komplekset depozituese të sistemeve transgresive, të lartqëndrimit e të kufijve të shelfit lidhen litofaciet, që zënë vend gjatë depozitimeve të sedimenteve me karakter bregor, deltor, të lagunave, të estuarëve, të liqeneve që përmbledhtazi i kemi përmendur më parë dhe tashmë pothuajse i njohim dhe nga punimet tona. (Fig. – 88, 84, 94). E rëndësishme është fakti se, sistemi transgresiv, pjesa e poshme e lartqëndrimit dhe ajo e kufijve të shelfit kanë hapësirë të lirë të bollshme për sedimentet dhe si të tilla karakterizohen nga veti shumë të mira të kolektorit në trupat ranorë, të cilët formojnë kurthe kryesisht të tipit strukturor.

Një faktor tjetër, që ndikon në formimin e kurthit në këto sisteme është sedimentimi i ligjshëm i argjilave në majë të sistemit depozitues transgresiv e në fillim të asaj të lartqëndrimit, duke siguruar një mbulesë mjaft të mirë.

Ndërsa, kurthet stratigrafikë i kemi atje, ku argjilat mbulesore vendosen mbi kodrinëzimet e kurrizoreve të plazhit, ose mbi ranorët mbilëpirës ose kur kemi mospërputhje. Në shkëmbinjtë siliciklastik (terrigjene) të pjesës së sipërme të sistemit të lartqëndrimit, zakonisht kemi veti të dobta kolektorale, për të mos thënë shumë të ulta (Fig – 95).

Në fakt, pjesa si e varfër në sedimente të kompleksit të sistemeve transgresive dhe asaj të momentit të poshtëm të lartqëndrimit, statikisht, përfaqësojnë pozicionin më të mirë stratigrafik të shumë e shumë vendburimeve më të mira të botës, të cilët janë depozituar në mjedise detare, gjë që vërtetohet edhe nga efektiviteti i këtij pozicioni stratigrafik për depozitimet tona.

Kompleksi Progradues: Sistemet Poshtëqëndruese (Fig. – 88)

APLIKIMET NË KËRKIME

REZERVUARI	BURIMI	MBULESA
Rezervuarët terrigjenë përmbajnë ranorë bregore, deltaike dhe të facieve bregore, me vazhdimësi nga e varfër deri në të mirë.	Burimet më të thella janë tipike.	Mbulesa e sipërme varet nga natyra sedimenteve të zonës së sistemeve transgresive, që shtrihen lart.
Pjerrësi klinoforme, sedimente dhe argjila.	Argjilat klinoforme janë zakonisht me prirje gazi dhe te përkulura.	Mbulesa anësore përballë depozitimeve klinoforme lartqëndruese mund të jetë e mire.
Depoqendër të pasura në rërë mund te gjenerojnë ranorë turbite të pjerrur.	MIGRIMI	TIPET E KURTHEVE
Rezervuarët karbonitikë përfshijnë rife, grumbuj bankosh dhe facie shelfi.	Ka shumë mundësi të varen nga rrjedhja e shtrateve të burimeve me bazë te thellë ose nga rrjedhja e burimeve basenore.	Shumica e shelfeve dhe kurtheve te ranorëve turbiteve janë struktura të mbyllura.
		Kurthet stratigrafike mund të pykëzohen në thyerjet e larglëpirjeve.

.

Mbushja e Kanioneve Nëndetare: Zona e Sistemeve Poshtëqëndruese (Fig. – 89, 90)

APLIKIMET NË KËRKIME

REZERVUARI	BURIMI	MBULESA
Kompleksi progradues: Ranorë estuarinë dhe të fushës bregore të mosvazhdueshëm, me argjila ner-tike, që iu mbishtrihen argjilave shistoze të shpatit.	Të paqarta, mbase të njëjta burime anësore ose me bazë të thellë si më shumë sedimente basenore	Mbulesa të shumta argjilash
Karbonatet janë tipikisht platforme dhe banko, që iu mbishtrihen rrjedhjeve të coprizave ose sedimenteve argjilore të shpatit.		Kanale, që mbasi mbushen vetë mund të mbulojë rezervuarë te tjerë te eroduar.
Kompleksi freskore shpati: Një kompleks miks, me ranorë të kanaleve dhe mbi bankove me argjila gjysëm pelagike	MIGRIMI Migrimi vertikal pergjatë prishjeve tektonike është e zakonshme, por migrimi anësor nga ekuivalentet e baseneve është e mundur.	TIPET E KURTHEVE Pykëzime te vogla stratigrafike, që mbizotërojnë.

MBUSHJA E LUGINAVE EROZIONUESE

APLIKIMET NË KËRKIME

REZERVUARËT	BURIMI	MBULESA
Rezervuarët me të mirë janë tipikisht ranorët e lumenjëve të gërshetuar dhe ato estuarine. Këto facie mund të alternohen në një seri paraciklesh	Argjilat e prerjes të kondensuar dhe të mbivendosur mund të jenë një burim, nëse janë pjekur për këtë.	Mbulesat në majë janë argjila detare dhe të sistemeve transgresive
Rërërat e kanaleve zakonisht kanë një bazë të prerë dhe bëhen me shtrat më të hollë dhe më shumë argjilor në drejtim lart.	Origjina të tjera mund të përfshijnë shtrate burimi laterale dhe bashkëkohore dhe burime të thella më të vjetra	Mbulesat laterale përfshijnë argjilat mbyllëse të lartqëndrimit dhe mbulesa të brendshme parasekuenciale.
Kanale të braktisur mund të mbushen me përmbatje dhèu kënetor ose me qymyr.	MIGRIMI Burimet me bazë të thellë dhe kronostratigrafike mund të mbështesin rrjedhje laterale dhe vertikale	TIPET E KURTHEVE Mbulesat laterale mund të ekzistojnë brenda kanaleve, por shumica e kurtheve të mëdha kërkojnë një mbyllje strukturale.

SISTEMET TRANSGRESIVE

APLIKIMET NË KËRKIME

REZERVUARI	BURIMI	MBULESA
Ranorë të ishuj-barrierë, estuarine dhe të facies bregore mund të formojnë rezervuarë të shkëlqyer të përshkueshëm dhe porozë, që zënë vend në menyrë lineare.	Argjilat e prerjes së kondensuar dhe të mbivendosur mund të krijojnë një shtrat të mirë shkëmbinjësh mëmë, hidrokarburesh me prirje nafte.	Prerja e kondensuar krijon një mbulesë të mire në pjesën e sipërme.
Sedimente terrigjenike të fushës së gjireve dhe të bregut janë më shumë të larmishëm.	Shtratet e burimeve të thella mund të kërkohen, që të japin një burim të pjekur.	Mbulesat anësore mund të rrjedhin Ravinement – rërërat mbushëse mund të mbulohen nga argjilat neritike
Karbonatet e rifeve, bankove dhe të platformës janë zakonisht rezervuarë porozë me përshkueshmëri te ndryshueshme, shpesh të ulët.	MIGRIMI Rrjedhja vertikale nga sedimente të poshtëm eshte e zakonshme Rrjedhje e poshtme është e mundshme.	TIPET E KURTHEVE Ranorët ravinement mund të formojnë kurthe tratigrafike. Shumica e kurtheve kanë mbyllje strukturale.

SISTEMET LARTQENDRUESE

APLIKIMET NË KËRKIME

REZERVUARI	BURIMI	MBULESA
Poroziteti jolinear është tipik.	Burimet origjinale janë zakonisht sinklinale dhe me prirje gazi	Mbulesat mund të jenë të varfra në kufijtë e sekuencave. Argjilat e siperfaqeve të përmbytura janë zakonisht mbulesa në majë në depozitimet terrigjene.
Rezervuarët e fushës bregore, deltaike dhe aluviale mbizotërojnë në terrigjenët. Ranorët e faqes bregore dhe qymyret përbëjnë komponentët më të vegjël. Mbushja e ravinementit mund të jenë rezervuarët të mirë të ishujve barierrorë e ishullore dhe të faqes bregore.	Argjilat e prerjes së kondensuar, basenore, ose argjilat e formacioneve të thella janë burime tipike.	Karbonatet mund të kenë mbulesë në pjesën e sipërme regressive të evaporiteve.
Rezervuaret karbonitike janë tipikisht rifet, bankot, platformat dhe sebka	MIGRIMI Shembuj të migrimit lateral dhe vertikal ekzistojnë të dyja. Rrjedhja vertikale nëpërmjet prishjeve tektonike është i zakonshëm	TIPET E KURTHEVE Kurthet stratigrafike janë të zakonshme, por rezervat më të mëdha në depozitimet terrigjene janë në mbylljet strukturale.

V. PROCEDURA E INTERPRETIMIT TË STRATIGRAFISË SË SEKUENCËS

Rrugët dhe teknikat e punës që të çojnë në prognozimin sa më të drejtë të litofacies apo kolektorit, si të prerjes së thellësisë e të sipërfaqes kërkojnë që të veprohet sipas një procedure të tillë:

5.1. Hapi-I^re Përcaktimi i sekuencës depozituese (sizmike).

Praktikisht, kur disponojmë një prerje sizmike (Fig. – 96) ose jemi në një prerje sipërfaqësore duhet të evidentojmë:

1. Mënyrën e mbylljes së reflektimeve (Fig. – 97) si ato me poshtëlëpirje, mbilëpirje e lartlëpirje, duke përcaktuar kufirin mospërputhës të sekuencës në bazë e tavan e më tej kufirin e tyre korrelativ. Këto sipërfaqe kufi mund dhe duhet të trasohen atje, ku janë të dallueshme dhe më pas të transportohen korrelativisht në rajonin e marrë në studim (Fig. – 98). Sipas mënyrës së mbylljes së reflektimeve përcaktohet tipi i mospërputhjes, e për pasojë edhe tipi i sekuencës p.sh. kur kemi trunkime të kapshme, kemi të bëjmë me tipin – 1 etj. (shih kap. ). Si të tillë janë hequr reperet në depozitimet terrigjene kronostratigrafike të UPA (Fig. – 99).

2. Mbasi veçojmë sekuencat, me anë të treguesve paleontologjik i përvijojmë ato nga pikëpamja biostratigrafike. Në rast se kemi facie me Ammonia gr. beccarii ose të paklasifikuar mirë, si ajo me G. Menardi-nepenthes jemi përpjekur, që me anë të horizonteve sizmike të transportojmë ndarjet biostratigrafike të kryera për basenin pelagjik (perëndimi i ultësirës).

Në këtë mënyrë, në të gjitha prerjet sipërfaqësore dhe ato të thellësisë, për pjesën lindore të Ultësirës janë veçuar trashësitë ekuivalente, me ato të gjithë basenit.

5.2. Hapi-II . Studimi i komplekseve të sistemeve depozituese

Ky hap konsiston në trasimin e:

-sipërfaqeve poshtëlëpirëse;

-sipërfaqen e parë transgresive;

-sipërfaqen maksimale transgresive;

Me trasimin e tyre bëhet individualizimi i komplekseve depozituese. Sipërfaqja poshtëlëpirëse përfaqëson kufirin ndarës midis freskores së basenit me atë të shpatit ose asaj të shpatit me atë progradues të poshtëqëndrimit, ose asaj të transgresionit me atë të lartqëndrimit, ku në të gjitha rastet sedimentet progradojnë e poshtëlëpihen tej e më tej në basen. Praktikisht, atë e kemi hequr dukshëm në profilet 17/90, 15/88, 532-432/88, duke përfaqësuar një nga këto momente.

Sipërfaqen e parë transgresive të mirëfilltë e kemi hequr me fillimin e depozitimeve të G. Conomiozeas mbi Patos – Verbas e përfaqësuar me shtresat Bu-20, si dhe në Ishëm për depozitimet e majës së G. menardi -3. Për të tjerat nuk është aq e dukshme. Depozitimet në këtë sipërfaqe i kemi quajtur të poshtëqëndrimit dhe mbi të i kemi quajtur të trangresionit. (Fig. – 100)

Sipërfaqe maksimale të përmbytjes kemi marrë momentin kur bashkohet s. Bubullima me s. Marinza, ku me këtë të fundit sedimentet fillojnë e progradojnë, duke u poshtëlëpirë me sipërfaqen tavan të kompleksit trangresiv. Sa herë të jetë bërë e mundur gjetja e këtyre sipërfaqeve ndarëse, aq herë kemi veçuar komplekset e sistemeve depozituese.

Në përforcim të tyre është përdorur edhe momenti, sipas diagrameve të shumë puseve të përdorur, nëse sedimentet progradojnë, argrandojnë apo retrograndojnë (shih shenjën përkatëse në grafikët përkatës).

5.3. Hapi-III^te Studimi i sistemeve depozituese

Mbasi përvijohet hapësinisht, shtrirja e komplekseve depozituese, përpiqemi të studjojmë sistemet e saj, duke kryer:

A. Vlerësimin e një sërë sipërfaqeve përmbytëse detare në brendësi të një kompleksi depozitues. Këto sipërfaqe nënkuptojnë përhapjen e gjerë të një trashësie argjilore të mirëfilltë e të pastër detare, që luhatet nga 0.5m dhe përbëhet prej guaskave, fragmenteve të guaskave, gëlqerori, toptha argjilor, zaje terrigjene etj., ndërsa në bazë të tij gjen mbeturina të përqendruara të transgresionit të shpejtë. I gjithë ky material, karakteristik për këtë sipërfaqe përmbytëse vjen nga erozioni detar i facies bregore dhe sedimentohet gjatë përmbytjes së një shtrese të vetme e të veçuar. Këto veçori janë karakteristike për pjesën shelfore O-50 metra batimetri, ku ndihen fuqishëm luhatjet e shpeshta e të shpejta të nivelit të detit. Drejt thellësisë së basenit e drejt tokës ndihet jehona e tyre, por kjo sipërfaqe përmbytëse vjen nga erozioni detar i facies bregore dhe sedimentohet gjatë përmbytjes së një shtrese të vetme, por këto sipërfaqe transportohen korrelativisht, duke u ndihmuar nga integrimi i metodave të sipërmendura të kompleksit. Drejt thellësisë për këto nivele duhet të takojmë përqendrime të mineraleve autigjen, pasuri foraminifereve planktonike, tekstura shtresore të bioturbuara etj., ndërsa drejt tokës duhet të takohen rrënjë bimësh, dhera, qymyri etj. Si sipërfaqe të tilla janë menduar, ato me reperin “Y“ e “R“ në Frakull, tavani i suitës Divjaka, në Divjakë.

B. Studimin sedimentologjik të prerjeve të thellësive e të atyre sipërfaqësore. Në këtë aspekt, kemi analizuar nga pikëpamja cilësore, trendin në vertikalitet të granulometrisë së facieve litologjike, të trashësive të sekuencave litologjike, të teksturave e strukturave sedimentare, të përcaktimit gjenetik të trupave ranor etj. (Fig. – 101)

C. Analizimi i facieve sizmike, mbështetur në disa parametra cilësorë të facies sizmike si vazhdimësi, amplitudë modeli gjeometrik të reflektimeve si ato paralele, divergjente, të pjerrëta, sizmike si dhe në formën e jashtme të tyre, si konfiguracioni reflektimeve të kodrinëzuara etj. (Fig. – 102) Kemi mundur të hedhim dritë mbi pjesëmarrjen e një sërë mjedisesh depozituese, ku nga më të pranishmit paraqiten ato të turbiditeve, deltave dhe ato bregore. (Fig. – 103)

5.4. Hapi-IV. Studimi litofacial e prognozimi i kolektorëve

Studimi litofacial konsiston në analizimin e mëtejshëm të sistemeve (mjediseve) depozituese.

Nga sa më sipër zbulohet:

1. Varësia e mjedisit me kompleksin depozitues p.sh. nëse delta është e poshtëqëndrimit apo e lartqëndrimit ose turbidit me shelf të ekspozuar apo me depozitime ekuivalente në shelf.

2. Tipi i mjediseve të sedimentimit, nëse është deltë me karakter lumor si në Frakull, (Y-R), (Fig. – 102) i dallgëve si në Divjake apo i baticë-zbaticave, Frakull, trashësia R2-G2, nëse turbiditi është i freskores së poshtme ose i basenit dhe tip-1, i freskores si sipërme ose e shpatit dhe tip-2 apo i lartqëndrimit dhe tip-3.

3. Tipi gjenetik i trupave ranorë, nëse lidhen me kanale kryesorë, shpërndarës, me bare etj. Si edhe duke vlerësuar në mënyrë sasiore mbizotërimin e tipeve gjenetike. Në konteksin e këtyre veçorive është tipizuar litofacia e rajonit (Fig. – 105).

Ndërkohë që prognozimin e litofacies kolektorale e mbështesim:

A. Në analizat mineralo-petrografike ku shqyrtohet:

§ Tendenca në vertikalitet e horizontalitet e granulometrisë së facieve litologjike;

§ Tendenca e mineraleve të lehta e të rënda dhe përmbajtja e karbonacitetit;

§ Evolucioni i sekuencave diagjenetike.

B. Në analizat e facies sizmike, ku kryhet:

§ Interpretimi fizik i pjesëve reale e imagjinare të trasesë komplekse.

Këtu analizohen:

§ njollat e ndritshme;

§ anomalitet e shpejtesisë;

§ atributet e sinjalit sizmik, etj.

Aspektet dhe interpretimet e facies sizmike janë dhënë në shumë punime të tjera (Lit. ) dhe herë herë është ndjerë efekti i tyre. Megjithatë, në të ardhmen e punimeve tona, këto aspekte do të jenë pikërisht objekt i punimeve tona.

5.5. Hapi –V^të Interpretimi kompleks i treguesve disiplinorë.

Kjo procedurë konsiston në integrimin e të dhënave të kompleksit, si dhe në gjykimin mbi pozicionin e favorshëm litofacial e strukturor të zonave hidrokarbure grumbulluese. Sintetizimi i tyre na lejoi të prognozojmë interesin praktik për kërkim-zbulim. (Fig. – 106, 107, 108)

VI. SERI USHTRIMESH NË STRATIGRAFINË E SEKUENCËS

6.1. Bazat në stratigrafinë fizike

A. Profilet depozitues

Të dhëna:

Prerje tërthore, Fig-109

Prerje tërthore me interpretimin e profileve depozituese.

Detyra:

Shëno kufijtë e shelfit depozitues në prerjen tërthore diagramatike.

Procedura:

1) Identifiko rënien e sipërfaqeve shtresore në këndin më të madh të saj, në krahasim me ato më sipër e më poshtë. Ky është një tregues i rënies depozituese. Modeli quhet larglëpirje (offlap). (Fig. – 109)

2) Vendos shenjë të zezë në kufirin e sipërm të vijës mbështjellëse, pranë majës së secilës sipërfaqe larglëpirëse shtresore, që e ndërtojnë në drejtimin jashtë (sipërfaqet 1-5, 10-11 dhe 15-27).

3) Hiq vijë vertikale në drejtimin poshtë nga shenjat e zeza deri në sipërfaqen shtresore të nënshtrirë. Në drejtimin drejt tokës së kësaj vije vertikale, depozitimet mbushin hapësirën e përshtatshme e të lirë për sedimente. Në drejtimin drejt detit të kësaj vije, sipërfaqja e përshtatshme është pjesërisht ose aspak e mbushur. Rezultati është rritja e thellësisë së ujit nga buza e shelfit në drejtim të detit.

4) Hiq një vijë duke lidhur buzët depozituese të shelfit që ndërtohen në drejtim të detit. Kjo quhet PROGRADACION. Progradacioni që ndërtohet në drejtimin lart dhe jashtë (sipërfaqet 1-3 dhe 14- 17) quhet PROGRADACION SIGMOIDAL. Progradacioni që ndërtohet kryesisht jashtë (sipërfaqet 3-5 dhe 17-21) quhet PROGRADACION i PJERRËT. Progradacioni që ndërtohet kryesisht jashtë dhe lart (sipërfaqet 10-11 dhe 21-27) quhet AGRADACION.

5) Vendos një shenjë të zezë në buzën e sipërme të mbështjelljes së njësisë shtresore, që shkon në formë hapi drejt tokës (sipërfaqet 12-14 dhe 28-29). Këto janë shumë të vështira për t’u identifikuar. Shenjat e zeza tregojnë thyerjen bregore (term i ri). Modeli i thyerjeve bregore, që shkon drejt tokës quhet retrogradacion.

B. Diskutime mbi shelfin, shpatin dhe basenin

Þ Zona nga buza depozituese e shelfit drejt tokës, që mbulohet nga depozitime të cekta quhet SHELF.

Þ Zona shelfore, në drejtim të tokës paksa e ngritur, që është pranë nivelit të detit përbën atë që quhet FUSHE BREGORE ose FUSHE DELTAIKE.

Þ Vija midis detit dhe tokës quhet VIJA BREGORE. Ajo ndan shelfin nga fusha bregore ose ajo deltaike.

Þ Zona depozituese, që është mbi nivelin e detit dhe drejt tokës, pas fushës bregore quhet FUSHA LUMORE. Vija që ndan fushën bregore nga fusha lumore quhet VIJA E GJIRIT.

Þ Buza më e re depozituese e shelfit të varrosur nën modelin retrogradues quhet BUZË E SHELFIT TË MËPARSHËM.

Þ Zona drejt detit e buzës depozituese shelfore, ku shtresat pjeren drejt detit, për shkak se hapësira e lirë për sedimente ngelet gjithmonë e pambushur quhet SHPAT.

Þ Zona pak a shumë e sheshtë drejt detit e këtij shpati është DYSHEMEJA E BASENIT.

6.2. Subsidenca dhe eustazia-akomodacioni: sipërfaqja e lirë dhe e përshtatshme për sedimente

Puna-1

Të dhëna:

§ Ndryshimi eustatik i kurbës së nivelit të detit me vlera numerike, Fig.-110);

§ Kurba e subsidencës në pusin A me vlera numerike;

§ Kurba e subsidencës në pusin B me vlera numerike;

§ Fleta e punës, (Fig.-111);

§ Prerja tërthore.

Detyra - 1:

Përcakto ndryshimin relativ te nivelit te detit në pusin a dhe në pusin b.

Procedura:

Þ Shto algjebrikisht hapësiren e krijuar nga eustazia dhe hapësirën e krijuar nga subsidenca. Së pari, në pusin A dhe mandej në pusin B. Fillo me kohën 1 dhe vazhdo lart. Bëj llogaritjet për secilin interval kohor, në mënyrë që të bëhet shuma e atyre më poshtë;

Þ Shëno në formë liste vlerat e ndryshimeve relative, në anën e majtë të fletës së punës Fig.- 111;

Þ Diagramo ndryshimin relativ të vlerave të nivelit të detit në fletën e punës, duke filluar me atë zero në qoshen e djathtë e të poshtme të fletës së punës.

Shembull:

Eustazia u ngrit nga 60 në 85 metra dhe krijoi 25 metra sipërfaqe të lirë për sedimente nga koha 0 deri në kohën 1. Subsidenca siguroi 20 metra të sipërfaqes së lirë në pusin A dhe 30 metra në pusin B. Prandaj ndryshimi relativ total i nivelit të detit ishte 45 metra në pusin A dhe 55 metra në pusin B.

Bëni llogaritje të ngjashme për periudhën kohore nga 1 në 2 dhe i shtoni në vlerat e fituara gjatë periudhës së mëparshme. Përgjigjja do të jetë 80 metra në pusin A dhe 100m në pusin B.

Puna-2

Detyra:

Krahaso ndryshimin relativ të nivelit të detit me puset a dhe b në prerjet tërthore fig –109

Pyetje:

1) Si janë vlerat e llogaritura të ndryshimit relativ të nivelit të detit për secilën kohë, në përputhje me vlerat në puse?

2) Si është efekti i ndryshimit të shpatit dhe të ndryshimit relativ të kurbës së nivelit të detit në modelet shtresore.

Þ Ngritje, por me ritëm të ulët;

Þ Rënie;

Þ Ngritje në një ritëm të ngadaltë;

Þ Ngritje në një ritëm të shpejtë.

Procedura:

Hiqni vija horizontale, siç tregohet më poshtë:

Þ Midis një ndryshimi në modelin nga ngritja me një ritëm të zvogëluar, deri në rënie dhe ngjyrose me ngjyrë portokalle;

Þ Midis një ndryshimi në modelin nga ngritja me ritëm të zvogëluar deri në ngritje, me një ritëm të lartë dhe ngjyrose përsëri me ngjyrë portokalle;

Þ Midis rënies dhe ngritjes dhe ngjyrose në të gjelbërt;

Þ Midis një ngritjeje me ritëm të lartë deri në një ngritje, me një ritëm të zvogëluar dhe ngjyrose përsëri me ngjyrë të gjelbërt;

Þ Midis një ndryshimi në modelin nga ngritja e ngadaltë në ngritje të shpejtë dhe ngjyrose me ngjyrë blu. Ajo ndodh në dy vende;

Shënoni ku këto ndryshime lokalizohen në prerjen tërthore.

Diskutime:

Ndryshimet e shpatit në ndryshimin relativ të kurbës së nivelit të detit tregon kohët, kur ndryshojnë modelet depozituese. Këto ndryshime shoqërohen gjithashtu me ndryshime në proceset primare depozituese. Këto ndryshime në proceset depozituese rezultojnë në mosvazhdimësitë, të cilat janë zakonisht të identifikueshme, duke analizuar modelet shtresore.

6.3. Furnizimi me Sediment-Paleothellësia e Ujit

Të dhëna:

Þ Fleta e punës së pusit A, Fig-112;

Þ Fleta e punës së pusit B, Fig-113;

Þ Prerje tërthore, Fig-109;

Detyra:

Llogaritja e paleothellësisë së ujit.

Procedura:

Þ Në prerjen tërthore, Fig-109, hiqni një vijë duke lidhur buzën shelfore depozituese. Konsideroheni këtë, si një paleothellësi të rendit 10 metra. Konsideroni gjithashtu, shenjat e zeza të thyerjes bregore, të shoqëruara me modelin retrogradues, por të rendeve 10 metra.