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.