aspekte petrologjike tЁ kompleksit metamorfik · 2016. 10. 9. · aspekte petrologjike tё...

REPUBLIKA E SHQIPËRISË

UNIVERSITETI POLITEKNIK - TIRANË

FAKULTETI I GJEOLOGJISË DHE I MINIERAVE

SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET

NATYRORE DHE MJEDISI”

Rruga Elbasanit, Tiranë-Albania

Tel/fax: ++ 355 4 375 246/5

Doktoranti: Festim Kutllovci

ASPEKTE PETROLOGJIKE TЁ KOMPLEKSIT METAMORFIK

TË ZONËS DARDANE

(RAJONI GJILAN – KAMENICЁ).

DISERTACION

Për fitimin e gradës shkencore

“Doktor”

DISERTANTI UDHËHEQËSI SHKENCOR

M.Sc Festim KUTLLOVCI Prof . asoc. Dr. Bardhyl MUCEKU

TIRANË, 2016

REPUBLIKA E SHQIPERISE

UNIVERSITETI POLITEKNIK TIRANE

FAKULTETI I GJEOLOGJISE DHE I MINIERAVE

SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT,

BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”

Rruga Elbasanit, Tiranë-Albania

Tel/fax: ++ 355 4 375 246/5

ASPEKTE PETROLOGJIKE TЁ KOMPLEKSIT

METAMORFIK TË ZONËS DARDANE

(RAJONI GJILAN – KAMENICЁ).

DISERTACION

Për fitimin e gradës shkencore

“Doktor”

Doktoranti: Festim Kutllovci

Udhëheqës Shkencor: Prof. Asoc. Dr. Bardhyl Muceku

Mbrojtur më datë 23.09.2016 para Jurisë:

Prof. Dr Avni MESHI-kryetar, oponent

Prof. Dr Arjan BEQIRAJ-anëtar

Prof. Dr Islam FEJZA- anëtar, oponent

Prof. Dr Zenun ELEZAJ- anëtar

Prof. Dr Ilir ALLIU- anëtar

TIRANË, 2016

Aspekte petrologjike tё kompleksit metamorfik të zonës Dardane (rajoni Gjilan–Kamenicё)

1

PERMBAJTJA

HYRJE ........................................................................................................................................... 8

1. TЁ DHËNA FIZKO-GJEOGRAFIKE ............................................................................. 10

2. KONTEKSTI TEKTONIK I SISTEMIT KARPATO-BALLKANIKE ........................ 13

2.1. MEGATËRËSIA TISZA. .......................................................................................................... 13

2.2. MEGATËRËSIA ADRIA .......................................................................................................... 14

2.3. MEGATËRËSIA TISZA ........................................................................................................... 17

2.4. TËRËSITË KONTINENTALE PJESË TË EUROPËS ...................................................................... 18

2.5. TËRËSITË OQEANIKE NEOTETISIANE ................................................................................... 20

2.6. TËRËSITË MAGMATIKE MESOZOIKE-KENOZOIKE ................................................................ 21

2.7. SEDIMENTE TË PADEFORMUARA TË KENOZOIKUT ............................................................... 22

3. NDËRTIMI GJEOLOGOGJIK I RAJONIT GJILAN-KAMENICЁ ........................... 25

3.1. NDËRTIMI GJEOLOGJIK ................................................................................................ 25

3.1.1. Neogjen-Kuaternari .................................................................................................... 26

3.1.2. Magmatizmi i Oligocen-Pliocenit ............................................................................... 26

3.1.3. Paleogjeni .................................................................................................................... 28

3.1.4. Kretaku ........................................................................................................................ 29

3.1.5. Melanzhi ofiolitik i Jurasikut të Mesëm – të Sipërm .................................................. 31

3.1.6. Paleozoi ....................................................................................................................... 33

4. PUNIMET NË TERREN DHE KAMPIONIMI .............................................................. 36

4.1 PËRGATITJA E SHLIFEVE ....................................................................................................... 38

5. REUZLTATET.................................................................................................................... 40

5.1 STRUKTURAT E DEFORMIMIT REGJIONAL DHE TEKTONIKA SHKËPUTËSE 40

5.2 REZULTATET E PËRSHKRIMIT PETROGRAFIK ........................................................ 43

5.2.1 Shkëmbinjtë gnejsorë të bazamentit paleozoike (foto 6. 1.1 dhe 6.1.2) ....................... 43

5.2.2 Shkëmbinjtë mikashistë të bazamentit paleozoik. ......................................................... 44

6. DATIMI I GJURMËVE TË FISIONIT ................................................................................ 54

6.1 PARIMI I DATIMIT.................................................................................................................. 54

6.2 EKUACIONI MOSHOR I DATIMIT ME GJURMËT E FISIONIT ....................................................... 58

6.3 TEKNIKA E DETEKTORËVE TË JASHTËM ................................................................................ 62

6.4 DOMETHËNIA E NJË MOSHE GJURME E FISIONIT ................................................... 64

6.4.1 Zonat e qëndrueshmërisë së gjurmëve ........................................................................ 64

6.4.2. Shpërndarja e gjatësive të gjurmëve të mbyllura, rasti i apatitit ................................ 67

6.4.3Parametri kinetik i gjurmëve të fisionit ......................................................................... 70

6.4.4. Modelet termike ........................................................................................................... 72

6.5 SAKTËSIMI DHE PREZANTIMI I NJË MOSHE GJURME E FISIONIT ........................ 73

6.5.1. Shpërndarjet e moshave TF ......................................................................................... 73

6.5.2. Testi i χ2 ....................................................................................................................... 73

6.5.3. Shpërndarja e moshës qëndrore .................................................................................. 74

6.5.4. Përfaqësimi i një moshe gjurmë e fisionit. ................................................................. 74


2

7. ASPEKTE EKSPERIMENTALE ME ANALIZËN E GJURMËVE TË FISIONIT ... 76

7.1 PËRGATITJA E KRISTALEVE TE APATITIT............................................................................... 76

7.2 KUSHTET E RREZATIMIT ....................................................................................................... 77

8. REZULTATET DHE DISKUTIMI I MOSHAVE TË GJURMËVE TE FISIONIT ... 78

8.1REZULTATET ......................................................................................................................... 78

8.2 NDRYSHIMI I GJEOMETRISE SE IZOTERMAVE TERMIKE .......................................................... 82

8.2.1Topografia dhe relacioni moshe-lartesi ........................................................................ 82

8.2.2 Gradienti termik ........................................................................................................... 88

8.3 DISKUTIM ....................................................................................................................... 88

PËRFUNDIME ............................................................................................................................ 91

BIBLOGRAFIA .......................................................................................................................... 93


3

FIGURA

Figura 1-1 Pozicioni i Kosovës në Gadishullin Ilirik (Ballkanik)….…………………...…….……10

Figura 1-2 Morfologjia e territorit të Kosovës……………………………………………………...…11

Figura 2-1 Skemë gjeologjike e thjeshtëzuar e Evropës Juglindore nga Cvetkoviq etj.(2016)….15

Figura 2-2 Ilustrim 2D të hapave të ndryshëm të evolucionin tektonik të brezit Dinaride-

Albanide-Helenide nga Triasiku i vonshëm deri në Eocen, propozuar nga Bortoloti etj. (2013).

OfioliteTOFO-Ofiolite të dyshemesë oqeanike Triasike; Ofiolite JFO- Tërsi ofioliti paraharkor;

Ofiolite JIAO- Tërsi ofioliti të harkut intra-oqeanik; Ofiolite JBO- Tërsi ofioliti të

pasharkut…………………………………………………………………………………………………..23

Figura 2-3 Evolucioni Gjeodinamik i Zonës së Pelagonisë Veriore në Geqinë VP dhe Maqedoni,

në relacion me zonat fqinje, sipas Most, (2003)……………………………………….………………24

Figura 3-1 Harta gjeologo tektonike e rajonit Gjilan-Kamenice, e modifikuar, bazuar ne hartat

1:100 000 (Anonime, 1980, Anonime, 1975;); harta 1: 200000 (Anonime, 2006); dhe hartat 1:

25 000 (Meshi etj., 2010; 2011;2013)………………....………………………....………………..…...27

Figura.3.1.4. Metaflishi i Kretakut: a) rrudha subizoklinale; b) budinazh i shtresave karbonatike

nё shistet argjilo-mergelore. Zgjatja e budinava: paralel me aksin Y tё elipsoidit tё defromimit;

paralel me akset e rrudhave izoklinale: dhe paralel me lineacionin ndёrprerёs

S0/Sdef.regjional…..………………....……………....……………….……....……………....……..……31

Figura 3-1-5-1 Melanzh sedimentar me alternime metakonglobrekçie me copa gelqerori

/mergeli/gelqerori me linza silicori/radiolarite………………………………………………………..32

Fig. 3.1.5.2. Metasedimente në melanzh.a) shiste jeshile. b)gelqerorë të mermerizuar deri

kalcshiste të Gllamës të moshës së Jurasikut Siperm sipas Meshi etj. (2010).............................33

Fig.3.1.6. Shkёmbinjё metamorfikё Palezoikё: a) ortognejse; b) shistozitet regjional i planit

aksial tё rrudhave izoklinale tё S0/Sregj.-1; c) rrudha tё hapura tё shistozitetit regjional;

d)mermere: e)alternime mikashiste/amphibolite; f) mfibolite me granat…………….….….……...36

Figura 5.1: Paraqitje e vendndodhjes se provave te analizuara mbi hartën gjeologjike te Masivit

Daradanë dhe Zonës së Vardarit me shkalle: 1-200 000 (ISPGJ-IGJN,2003)…..................……38

Figure 5.2 : Fotografi ajrore e zonës se studimit bashkë me vendmarrjen e provave (foto nga

google earth).……………………………………………………………………………………….………38

Fig.5.1.1 Paraqitja stereografike e shistozitetit regjional nё bazamentin kristalin palezoik tё

rajonit Gjilan. 276 matje: a) paraqitje me plane; b) paraqitje me pole tё planeve; c) paraqitje me

konture. Kont: 0,2,4,6,8,10,12,14. Tё dhёnat, marrё nga Meshi etj., (2010; 2011;

2013).……..……….……………....……………....……………....………………….....……………....…42


4

Fig. 5.1.2. Projeksionet stratigrafike tё struktarave lineare (lineacioni ndërprerës S0/Sn dhe aksi

i rrudhave izoklinale β1 te shkëmbinjve paleozoike te bazamentit kristalin te Njësisë Dardania

(Serbo- Maqedone). 102 matje. a) Lineacioni b) paraqitja me konturë, Kont: 0,2,4,6,8,10,12,14.

Tё dhёnat, marrё nga Meshi etj., (2010; 2011; 2013)…………………………...……………………42

Fig.5.1.3 Paraqitja stereografike e shistozitetit regjional nё metamelanzhin e Jurёs Mesme –

Siperme dhe metaflishin Kretakut tё rajonit Gjilan. 289 matje: a) paraqitje me plane; b)

paraqitje me pole tё planeve; c) paraqitja me konture. Kont: 0,2,4,6,8,10,12. Tё dhёnat, marrё

nga Meshi etj., (2010; 2011; 2013).………………………………………………………………….….43

Fig. 5.1.4. Projeksionet stratigrafike te struktarave lineare (lineacioni nderpreres S0/Sn dhe aksi

i rrudhave izoklinale β1 te flishit kretak të njësisë Vardari Lindor 102 matje. a) Lineacioni b)

paraqitja me konture, Kont: 0,2,4. Tё dhёnat, marrё nga Meshi etj., (2010; 2011; 2013)………43

Figura -7.1.1: Paraqitja skematike e procesit të formimit të një gjurme të fisionit. Modeli i kulmit

të shpërthimit jonik. Prezantimi 2D i formimit të një gjurme të fshehur (nga Fleischer dhe al.

1965). Prezantimi 3D (modifikuar nga Walter 1989)………………………………………………...56

Figua -7.1.2 : (A) Forma e një gjurme të fisionit e fituar pas reaksionit kimik varet nga raporti i

shpejtësis së reaksionit të gjurmëve VT dhe asaj të mineralit VG. (B) Gjurmët që kanë kënd të

vogël (më pak se këndi φ) në raport me sipërfaqen e reaksionit nuk janë të dukshme në

mikroskop optik. (C) Disa gjurmë të reja, që fillojnë nën sipërfaqen origjinale do të shfaqen pas

këtij reaksioni. (Fleischer & Price 1963a,b, in Tagami dhe al. 2005…..……....……………....…57

Figura -7.1.1: (A) Forma e një gjurme të fisionit, pas reaksionit kimik, në minerale me një

ansiotropi të lart VG. (B) Projektimi i këtyre gjurmëve mbi planin e vëzhgimit. Sipas Gleadow

(1981), (in tagami dhe al.2005)………………………………………………….………………………57

Figura -7.1.4 : Gjurmët e ndarjes fisionit në apatit (a) dhe në zirkon (b) mbas sulmit kimik…58

Figura -7.1.2: A- Shpërndarja e numrit të gjurmëve sipas këndit të tyre në raport me sipërfaqen

e kristalit. Anisotropia ruhet gjatë kohës së reaksionit. B- Shpërndarja azimutale e numrit të

gjurmëve të një sipërfaqeje në raport me drejtimin kristalor C. Anisotropia zvogëlohet me kohën

e reaksionit. Sipas Masumoto (1992)………………………………………….………………………..59

Figura -7.3.1 : Shpjegimi skematik i metodës eksperimentale përfshirë dallimin e gjeometrisë së

dy pjesëve te numërueshme...…………………………………………………………….………….……64

Figura - Fig. 7.4.1.1 : Prezantimi skematik i mekanizmit të reduktimit të pjesshëm të gjatësisë së

gjurmëve (Carlson 1990)……………………………………………………………….…………...……65


5

Figure -(7.4.1.2). Prezantimi i ndryshimit të gjatësive te gjurmëve të induktuara në apatitet e

Durango-s sipas kushteve të ndryshime të pjekjes së pjesshme ………………………...………….67

Figure - 7.4.1.3 Skema që përmban zonat e mbajtjes se pjesshme (ZBP) te zirkoneve dhe

apatiteve.…………………………………………………………………………………………...……….68

Figura-7.4.2.1.: a) Pamje skematike ne te cilen shikohet forma e gjurmëve në thellësi të quajtura

gjurmë të mbyllura të përdorura për studimin e shpërndarjes së gjatësive të tyre. b) Fotografi e

gjurmëve të mbyllura mbi sipërfaqen e kristalit të apatitit (Muceku 2007).……..……..………..69

Figure -7.4.2.2: Diagramat e historive te ndryshme termike të mundshme të përcaktuara për një

mostër në funkion te shpërndarjes se gjatësive të gjurmëve të mbyllura.………..………..……….71

Figure 7.5.4.1.: Tipi i përfaqësimi të një moshe gjurmë e fisionit në formë të diagramit radial

për apatitet dhe për zirkonët………………………………………………………………….………….76

Figure 9.2.2: Paraqitje e moshave te përfituara te vendosura mbi hartën gjeologjike te rajonit te

studiuar.…………………………………………………………………………………………..…………81

Figura 9.2.3 : Paraqitja grafike e diagrameve radiale te moshat me gjurmën e fisionit në zonën e

Vardarit, Çdo pike ne diagram paraqet një moshe individuale të një kritali te apatit…………82

Figure 9.2.4 : Paraqitja grafike e diagrameve radiale te moshat me gjurmën e fisionit ne masivin

Dardan, Çdo pikë në diagram paraqet një moshë individuale të një kritali të apatit…………..83

Figura 9.2.1.1. Tre skenarë në të cilët norma e ekzymimit vlerësohet nga pjerrësia e relacionit

moshë-lartësi………………………………………………………………………………………………..86

Figura 9.2.1.2. Efekti i ndryshimit te topografisë ne funksionin moshe-lartësi, ne rastin kur me

kalimin e kohës izoterma nuk ndryshon. Relievi final është gjithmonë i njëjtë…………..………..88

Figura 9.2.1.3: Funksioni moshë-lartësi ne rajonin Gjilan-Kamenicë………………………..……90

FOTO

Foto 3 1-2 Trahite (derdhje)………………………………………………………………………...……28

Foto 3-1-3 Transgresioni i Oligocenit tё sipërm (argjilo-ranor dhe gëlqeror) vendosur mbi

metagelqerorёt palezoikё...............................................................................................................29

Foto (6.1.1 dhe 6.1.2) Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_219. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 30x)………………………………………….…………..……44


analizator b) me analizator (zmadhuar 12x)…………………………………………….…….……….45


analizator b) me analizator (zmadhuar 25x)…………………………………………….….………….40


6

Foto (6.2.1 dhe 6.2.2):Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit a) pa analizator

b) me analizator (zmadhuar 30x)………………………………………………..………….…...………46

Foto(6.2.3 dhe 6.2.4) Pamje mikroskopike, me dritë të përshkruar e kampionit a) pa analizator

b) me analizator (zmadhuar 32x)………………………………………..………………….………..….46

Foto (6.2.5 dhe 6.2.6) Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit a) pa analizator

b) me analizator (zmadhuar 15x)………………………………………………..……….……………...47


b) me analizator (zmadhuar 32x)………………………………………………..…...…….……………47


b) me analizator (zmadhuar 32x)……………………………………………………..…….………..….48

Foto (6.2.13 dhe 6.2.14)Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_24. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 32x)………………………………….………………….…….48


analizator, b) me analizator (zmadhuar 32x)…………………………………………………...……..49


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x)………………………………….…………………….….49

Foto(6.2.31 dhe 6.2.32) Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_31. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 16x)………………………….………………………….…….50


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x)………………………………….………………………..51

Foto (6.2.37 dhe 6.2.38) Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_46b. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 10x)………………………….……………………..…………51


analizator b) me analizator (zmadhuar 50x)…………………………………………….………..……51


analizator b) me analizator (zmadhuar 50x)……………………………………………….…..………52


analizator b) me analizator (zmadhuar 25x)…………………………………………….……………..52


7

Foto(6.2.45 dhe 6.2.46) Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_241. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 10x)…………………………………………….……………..53


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x)………………………………………………...…..…….53


analizator b) me analizator (zmadhuar 10x)…………………………………………..…..…………54

TABELA

Tabela 7.2.1-Lista e etalonëve me mosha ndërkombëtarisht të njohura për datimet me gjurmët e

fisionit. Për të përcaktuar kalibrimin tonë Zeta (), kemi përdorur etalonët « “Durango” » dhe

« “Fish Canyon Tuff” ». Moshat në përgjithësi janë mosha të ponderuara.…………...……….…62

Tabela -7.2.2 – Vlerat e parametrit të përdorur për këtë studim. Monitorët e qelqit te

përdorur: NBS 962. Dur, Durango nga Meksika; FCT, Fish Canyon Tuff nga Kolorado..........63

Tabela 9.1.1: Rezultatet e datimeve me metodën e Gjurmëve te fisionit ne apatit, në zonën e

studimit.………………………………………………………………………………….…………….……80

Figura 9.2.2.1: Profil skematik nga lindja ne perëndim qe ilustron migrimin e magmatizmit nga

pllaka e sipërme (TIZCA-DACIA dhe Rodopet) në pllakën e poshtme (Në ditët e sotme

DINARIDET si rezultat i delaminimit të pllakës së poshtme (Adriatikut) mantelike, mundësisht e

lidhur me thyerjen e pllakës). Gjeometria aktuale tomografike e mantelit është dhëne nga

Piromallo dhe Morelli 2003, dhe profili i kores nga Schmid et.al 2008 . S..............................91


8

HYRJE

Vargu orogjenik i brezit Dinaro-Albano-Helenik me moshë Alpine formohet nga konvergjenca e

pllakës së Adrias me atë Euro-aziatike. Ky brez përbëhet nga një bashkësi zonash me shtrirje

VP-JL oseV-J, të cilat nga perëndimi në lindje i korrespondojnë: (1) Zonës Adria të deformuar,

(2) brezit ofiolitik të Mirditës, (3) Zonës Korabi ose Drina-Ivanjica apo Pelagoniane, (4) Zonës

së Vardarit. Këto zona kufizohen në perëndim nga (5) zona e Adrias së padeformuar, aktualish e

lokalizuar në detin Adriatik, dhe në lindje nga (6) zona serbo-maqedonase e masivit te Rodopit

(masivi Dardan), interpretuar si pjesë e buzinës së deformuar të pllakës Euroaziatike.

Konvergjenca ka filluar ne Jure, me subduksionin intraoqeanik e shoqëruar me litosfera oqeanike

të reja të baseneve para-harkore. Një basen pas-harkor është formuar gjithashtu pranë buzinës

kontinentale të Euro-azisë, në Jurën e mesme. Gjatë konvergjencës, pjesë të litosferës oqeanike

janë obduktuar në buzinën kontinentale të pllakës së Adrias. Obduksioni është shoqëruar me

zhvillimin e një shtroje metamorfike dhe të melanzhit, në bazën e napës ofiolitike dhe të

baseneve të thella në ballin e saj. Konvergjenca midis Adrias dhe Euroazisë ka evoluar më pas në

një fazë të pjekur te kolizionit (përplasjes) kontinentale, siç tregohet nga deformimet në regjim

kompresioni në brendësi. Mosha e kësaj faze është ende çështje debati; disa autorë kanë

propozuar një moshe Jurasik i vonshëm – Kretak i hershem, ndërsa të tjerë sugjerojnë se

përplasja kontinentale ka ndodhur më vonë, gjatë Kretakut te vonshëm – Paleogjenit të hershëm.

Pas kolizionit kontinental deri në kohën e Neogjenit, kovergjenca vazhdon dhe është aktive edhe

sot duke prekur kryesisht buzinën kontinentale të pllakës se Adrias, e cila është deformuar

progresivisht drejt perëndimit. Megjithëse, tektonika ka vazhduar edhe në zonat e brendshme të

brezit Dinaro-Albanik, në zonat e Vardarit dhe masivit Dardan, mendohet se deformimi nga

regjim kompresional në atë ekstensional (në tërheqje) ka ndodhur gjatë Terciarit të hershëm.

I vendosur midis zones se Vardarit dhe asaj Serbo-maqedonase (masivit Dardan) rajoni Gjilan –

Kamenice përbën një nga rajonet e rëndësishme për studimin e deformimit dhe marrëdhënieve të

këtyre dy zonave gjatë kësaj faze ekstensioni (regjimi në tërheqje). Gjithashtu, mungesa e të

dhënave për përcaktimin e saktë të regjimeve tektonike të sipërpërmendura, pothuajse në të

gjithë rajonin e Kosovës kanë qenë shtysat kryesore të ndërmarrjes së këtij punimi të Doktoratës,

nëpërmjet të cilit është sqaruar mjaft mirë: (i) aspekti petrologjik i njёsive litologjike tё pjesёs

lindore tё zonёs sё Vardarit, tё përfaqësuara kryesisht me shkëmbinj metamorfikë, tё cilёt

pёrbёjnё bazamentin ofiolitik, dhe njёsive litologjike tё zonёs Serbo-Maqedonase (Dardane), tё

pёrfaqësuar kryesisht me gneise dhe intruzione granitike (ii) përcaktimi i kohës së fillimit të

fazës së ekstensionit (tërheqjes) dhe deshifrimi i historisë së denudimit apo ekzymimit tё

formacioneve midis dy zonave, nёpёrmjet analizёs me metodёn e gjurmëve tё fisionit, analizё e


9

cila kryhet pёr herё të parë nё laboratorin e porsakrijuar tё termokronologjisё, nё Fakultetin e

Gjeologjisё dhe Minierave. Kjo analizё ofron një mundësi të mirë dhe jep kontribut shumë tё

çmuar nё pёrcaktimin e historisё sё ftohjes sё shkëmbinjve nё njё temperaturë tё caktuar,

1100±100C, në rastin e apatitit.

Rezultatet e këtij studimi kanë një rëndësi të veçantë, si në aspektin shkencor-profesional ashtu

edhe në aspektin praktik, nga se japin një pasqyrë të qartë të metodologjisë së punës dhe

analizave të kryera.


10

1. TЁ DHËNA FIZKO-GJEOGRAFIKE

Kosova shtrihet pothuajse në pjesën qendrore të Gadishullit Ilirik (Ballkanik), në mes të gjerësisë

veriore 41o50’58’’ dhe 43

o15’42’’ dhe 20

o01’30’’ dhe 21

o48’02’’ të gjatësisë gjeografike

lindore, (fig. 1).

Sipërfaqja e Republikës së Kosovës është rreth 10887 km2

me shtrirje nga Veriu në Jug rreth

158.5 km dhe nga lindja në perëndim, rreth 145.2 km.

Morfologjinë kryesore Kosovës ja japin depresionet tektonike të Kosovës dhe Dukagjinit.

Ndërsa si pjesë periferike janë Alpet Shqiptare, Bjeshkët e Nemuna, Bjeshkët e Sharit dhe

Kopaoniku.

Figura 1-1 Pozicioni i Kosovës në Gadishullin Ballkanik

Lartësia më e ulët mbidetare e territorit të Kosovës është 297m, në vendkalimin e Drinit të

Bardhë në territorin e Shqipërisë dhe lartësia ma e madhe 2,565m Bjeshkët e Gjeravicës, lartësia

mesatare mbidetare është 810m.


11

Territori karakterizohet me ndryshime të theksuara në reliev si me kontraste të ndryshme

morfologjike me prerje shumë të pjerrtë të bjeshkëve periferike dhe ultësirat e Dukagjinit dhe

Kosovës. Pjesën qendrore e përbën territori kodrinor- malor i Drenicës (600-1,100)m, (fig. 1. 2).

Figura 1-2 Morfologjia e territorit të Kosovës

Malet e Sharrit me majën më të lartë Bistra 2,540 m, shtrihen në Jug dhe Jug-perëndim të

Kosovës ku veçohen bjeshkët e Koretnikut dhe mali i Pashtrikut si dhe disa rajone malore më të

vogla, si: Gora, Malësia e Prizrenit, Dragashi, Hasi etj. Viset malore të pjesës perëndimore të

territorit të Kosovës përfaqësohen nga Alpet Shqiptare (Bjeshkët e Nemuna), ku pjesën jugore të

tyre e përbejnë malet e Junikut dhe Deçanit, Kozhnjeri, Malet e Lumëbardhit dhe Koprionikut


12

me majat më të larta, si Marashi, Maja e Ropës dhe Gjeravica (2,565m). Si njësi e veçantë janë

Bjeshkët e Rugovës me grykën e ngushtë, pjesën veriore të së cilave e përbëjnë maja e Hajlës,

Zhlebit dhe Moknës. Këto dallohen nga pjesët tjera për shkak të veprimit të proceseve karstike e

akullnajore. Rajoni i Kopaonikut shtrihet në Veri dhe Verilindje të Kosovës, ku bëjnë pjesë

malet e Rogoznës, Kopaonikut, Shalës së Bajgorës me majën me të lartë në Kopaonik 2017m

(Peci, 2003).

Në pjesën qendrore veçohen bjeshkët e Çiqavicës (1091m), Goleshit, Milanovcit, Carralevës,

Kaznikut, të cilat po ashtu karakterizohen me forma karstike, fluviale dhe abrazive. Rajoni malor

i Artanës, i cili shtrihet në mes të fushëgropës së Kosovës, lumit Llap dhe Moravës së Sipërme, e

përbëjnë Koznica, Mali i Madh, lartësia e disa majave kalon 1,200m. Në jug të Kosovës gjendet

rajoni malor i Moravës së sipërme, të cilin e ndërtojnë degë të Malit të Zi (Karadakut) të Shkupit.

Pjesa e Kosovës, e cila karakterizohet me sipërfaqe të rrafshëta, përfshin një sipërfaqe prej

36.5% të territorit. Kjo karakterizohet me fusha të gjera, ultësira, fushëgropa, si: Rrafshi i

Dukagjinit, Fusha e Kosovës, Lugina e Moravës së Binçës, Pellgu i Drenicës, Besianës,

Dardanës, si dhe njësi më të vogla morfologjike (Peci, 2003).

Kushtet e ndryshueshme klimatike të Kosovës janë të kushtëzuara nga pozita gjeografike, relievi,

largësia nga Deti Adriatik dhe veçoritë e masave ajrore. Sipas kushteve klimatike, rajoni i

Kosovës ndahet në tri zona klimatike:

- Zona klimatike e Rrafshit të Kosovës. - shtrihet përgjatë luginës së Ibrit dhe i

nënshtrohet ndikimit të masave ajrore kontinentale, ku mbizotërojnë dimra të ftohtë me

temperatura mesatare rreth -100C, rrallë deri në -26

0C. Vera është nxehtë dhe me temperaturë

mesatare 20–210C, rrallë deri në 27

0C, kjo zonë kryesisht ka klimë të thatë dhe me reshje

mesatare vjetore 600mm në vit.

- Zona klimatike e rrafshit të Dukagjinit. - përshkohet nga lumi Drini i Bardhë dhe

ndikohet nga masat ajrore me lagështi të ardhura nga Deti Adriatik, ku dimrat janë më të butë në

krahasim me zonat e tjera të Kosovës. Temperatura mesatare gjatë dimrit ndryshon nga – 0.50C

deri në + 0.50C dhe shumë rrallë deri në -23

0C. Gjatë dimrit ka reshje të mëdha dëbore, ndërsa

temperaturat mesatare gjatë verës sillen nga 21.5 – 22.80C. Reshjet mesatare në këtë trevë janë

mbi 700mm në vit.

- Zona klimatike e viseve malore. - karakterizohet me klimë tipike malore e shoqëruar me

reshje të mëdha atmosferike (900mm – 1,400mm) në vit, me verë të shkurtër dhe të freskët dhe

dimër të ftohtë dhe me reshje të mëdha dëbore.


13

Territori i Kosovës karakterizohet nga zhvillimi i një numri të madh rrjedhjesh ujore, të cilat

kanë derdhje në tre dete: në Detin Adriatik, në Detin Egje dhe në Detin e Zi.

2. KONTEKSTI TEKTONIK I SISTEMIT KARPATO-BALLKANIK

1. Tërësitë gjeologjike që i përkasin territorit të Kosovës, ku bën pjesë rajoni i Gjilanit, i cili

është objekt i këtij hulumtimi, janë pjesë e vargut të rrudhosur alpin Dinaride-Albanide-

Helenide, që ekspozohet në gjithë Gadishullin e Ballkanit (Fig. 2.1.). Ky varg malor i atribuohet

konvergjencës orogjenike dhe kolizionit ndërmjet pllakës Evropiane me pllakën Adria

(Adriatike), në Mesozoikun e mesëm - Terciar të hershëm (e. g., Robertson dhe Dixon 1984;

Robertson etj. 1991; Pamiç et al. 1998; Robertson, 2002; Bortolotti and Principi 2005; Schmid

etj. 2008, dhe shumë autorë të tjerë).

Gjatë kësaj periudhe kohore, një sërë ngjarjesh tektono-sedimentare, magmatike dhe

metamorfike, lidhur me subduksionin intraoqeanik, obduksionin dhe përplasjen kontinentale,

janë përgjegjëse të strukturimit gjeologjik tepër kompleks të Karpato-Ballkanideve e pasqyruar

kjo me individualizimin e shumë tërësive dhe nëntërësive apo njësive (të indeksuara me numra

në hartën e Fig. 2.1) me tipare të veçanta litostratigrafike dhe tektono-metamorfike (Fig. 2.1).

Këto tërësi dhe nëntërësi mund t’i grupojmë:

a. Tërësia e Alpeve Jugore

b. Tërësia Dalmato-Joniane,

c. Tërësia e Karstit të Lartë

d. Tërësia e Flishit Boshnjak

e. Tërësia Budva-Kraste Cukali-Pindi

f. Tërësia periferike e Adria-s

Nëntërësia Durmitor (24)

Nëntërësia Korab (26)- Pelagoniane (27)

Nëntërësia Drina Ivanjika (29)

Nëntërësia Kapaonik (31)

2.1 MEGATËRËSIA TISZA.

3. Tërësitë kontinentale pjesë të Evropës, ku veçohen:

a. Platforma Meosiane


14

b. Megatërësia Dacia

Orogjeni Dobrogea (13)

Tërësia e Ballkanit (17)

Tërësia Getic-Sredna Gora (duke përfshirë edhe nëntërësinë

Dardania –Serbo Maqedonase)

c. Rodopet

4. Tërësitë Oqeanike Neotetisiane ku veçohen:

a. Tërësia Dinaride (4), (5) - Mirdita (6), (7) - Pindi (8)

b. Tërësia e Vardarit Perëndimor

c. Tërësia e Vardarit Lindor

5. Tërësitë magmatike Mesozoike-Kenozoike:

a. Magmatizmi i Kretakut të sipërm

b. Magmatizmi Kenozoik

6. Sedimente të padeformuara të Kenozoikut

2. 2 MEGATËRËSIA ADRIA

Para startimit të konvergjencës Evropë-Afrikë, në Mesozoikun e Mesëm, Adria ishte një

kontinent shumë i gjerë që shtrihej nga Alpet Italiane deri në Turqi (Vllahoviq etj., 2005). Gaina

etj. (2013) për herë të parë përdori termin “Greater Adria” (Adria e Madhe) për tërë litosferën

kontinentale, duke inkuadruar basenet dhe platformat e riftingut ndërkontinental që u bashkuan

më vonë, duke formuar brezat rrudhosës rrethues dhe që ekzistonin midis oqeanit Vardar (ose

Neotetis) dhe Basenit Jonian. Adria e Madhe është e ndarë nga Euroazia, në verilindje nga

Vardari Triasik, ose Oqeani Neotetis (Schmid etj., 2008; Stampfli dhe Hochard, 2009; Gaina etj.,

2013), dhe në veri dhe perëndim nga oqeani Jurasik Piemonte–Ligurian, ose Oqeani i Tetisit

Alpin (Handy etj., 2010; Vissers etj. 2013). Drejt jugut Baseni Jonian ndan Adrian nga Afrika.

Tërësia stabile (e padeformuar) Adria (Adriatiku). - është një platformë karbonatike në

pozitat e një pllake të poshtme krahasuar me brezat malorë rrethues: ajo mbihipet nga Apeninet

në perëndim dhe nga Dinarides–Albanides–Hellenides në lindje.


15

Tërësia e Alpeve Jugore. - aktualisht lokalizohet në jug të Linjës Periadriatike dhe

vazhdimësisë lindore të saj (Linja Balaton), pra në jug të megatërësisë ALCAPA. Gjatë Triasikut

kjo tërësi ishte gjithashtu e lokalizuar në jug të Oqeanit Maliata, pra ajo përfaqësonte buzinën

pasive të Adrias, duke qenë kështu përballë degës Maliata – Maliac – Vardar të Neotetisit

(Schmid etj., 2008). Aktualisht shumica e nëntërësive Dinarike veriore të jashtme janë të ndara

nga Alpet Jugore nga një front thyerje transpresive të djathtë me verzhencë jugore, e cila është

formuar në një stad të vonshëm (Mio – Pliocenik) në historinë tektonike të sistemit Alpino –

Karpato- Dinarik.

Tërësia e deformuar Adria. - pjesë e brezit Dinarido - Albanide – Helenide, përfshin

nëntërësitë tektonostratigrafike të njëjta. Duke filluar nga zonat, të cilat kanë marrë emërtesa të

konotacionit politiko-administrativ, me gjithë tiparet nga perëndimi në lindja veçohen: nëntërësia

Jonike (Shqipëri dhe Greqi); nëntërësia Dalmate (Kroaci, Bosnje, Mal i Zi), Kruja (Shqipëri),

Gavrova e modifikuar, bazuar në: Hartën Gjeologjike 1:2.000.000 të Shqipërisë (Kodra etj.

2002); Hartën

Figura 2-1 Skemë gjeologjike e thjeshtëzuar e Evropës Juglindore nga Cvetkoviq etj., (2016).


16

Gjeologjike 1:1.000.000 të Kosovës (); Hartën Gjeologjike 1:2.000.000 të Serbisë (Dimitrijeviq

2002); Harta e Europes (Ash et al. 2004); Hartën Gjeologjike e Karpato-Ballkanike të Serbisë

(Kräutner and Krstiq 2006; Mahel 1973) dhe skicat e disa pjesëve të Evropës Juglindore nga

Schmid et al. (2008), Dimitrijeviq (1997), Karamata (2006), Robertson and Shallo (2000), and

von Quadt et al. (2005). Shpjegimet sipas indeksit: 1 Harku Hellenik, 2 Baseni i Dukagjinit, 3

Lugina Maritsa, 4 Ultramafik të Krivaja-Konjuh, 5 ultramafik të Zlatibor, 6 massif ofiolitik i

Mirdites, 7 masivi ofiolitik i Pindit, 8 masvi ofiolitik Otris, 9 Lugina Mureș, 10 Masivi Serbo–

Maqedonas, 11 Strandja, 12 Brezi rrethues i Rodopit, 13 Orogjeni Dobrogea Veriore, 14 Tërësia

Getic, 15 Napat Danubiane, 16 Sredna Gora, 17 Tërësia Balkan unit (Stara planina), 18 brezi

ofiolitik Ceahlău–Severin, 19 teresia Morava, 20 teresiaVertiskos, 21 napat Biharia, 22 tërësia

Drama, 23 tërësia Sana–Una, 24 tërësia e shisteve të Bosnjes Qendrore, 25 tërësia palezoike

Lim, 26 tërësia e Korabit, 27 tërësia Pelagoniane, 28 ishulli Levkas, 29 tërësia Jadar, 30 tërësia

Drina–Ivanjica, 31 tërësia Kopaonik, 32 tërësia Paikon, 33 kompleksi ofiolitik Kragujevac, 34

kompleksi ofiolitik Kuršumlija, 35 ofioliti Guevgelia–Demir Kapija, 36 ofiolitet Helenike

Lindore, 37 Zona Sava, 38 Flishi i Mitrovicës, 39 Kreta, 40 Baseni Dacic (Paratetisi Lindor), 41

gjysmë grabeni Mesta (Greqi); nëntërësia Budva (Mal Zi), Krasta Cukali (Shqipëri), Pindi

(Greqi); nëntërësia e Karstit të Lartë (Kroaci, Bosnje, Mal i Zi), Malsia e Madhe (Shqipëri);

nëntërësia Pre-Karsti (Kroaci, Bosnje, Mal i Zi), Valbona (Shqipëri); nëntërësia e Flishit

Boshnjak (Kroaci, Bosnje, Mal i Zi). Nëntërësitë e deformuara të Adria-s konsistojnë nga

mbulesa tektonike të imbrikuara (të stivuara) me verzhencë (drejtim zhvendosjeje) perëndimore,

të afinitetit të buzinës kontinentale Adria (Bortoloti etj. 2013). Sipas Schmid etj., (2008),

nëntërësia Dalmate, nëntërësia Budva-Cukali, nëntërësia Karsti Lartë janë emërtuar si Platforma

Dinarike e Jashtme. Këto nëntërësi, nga Triasi deri në Kenozoi janë të karakterizuara nga

depozitime karbonatike platformike me basene të ngushtë të depozitimeve të thella (Bernulli etj.

2001), si për shembull, nëntërësia Jonike dhe nëntërësia Budva – Krasta Cukali – Pindi. Ndërsa

nëntërësia Pre-Karsti dhe nëntërësia Flishi Boshnjak janë pjesë e Platformës Dinarike të

Brendshme, e emërtuar nga Schmid etj. (2008), si tërësia e Pre-Karstit dhe Flishit Boshnjak.

Aubouin etj. (1970) e konsiderojnë Pre-Karstin si zonë kalimtare midis platformës së Karstit të

Lartë dhe zonës Boshnjake që karakterizohet nga depozitime flishore që nga Jurasiku i Vonshëm

deri në Kretak dhe që përkon me emërtimin “Sarajevo sigmoid” of Dimitrijević (1997).

Tërësia Durmitor (Bosnjë), Gashi (Shqipëri, Kosovë). - janë të karakterizuara nga një

bazament kristalin variskan të mbuluar me depozitime platformike karbonatike Mesozoike

(Meshi etj. 2014, 2015). Gjatë Jurasikut tё Vonshëm-Kretak i Hershëm, ofioliti Mirditës-

Dinaride kanё qenë obduktuar mbi tërësinë Gash-Durmitor gjatë transportit të tij, me sens nga


17

jugu drejt veriut. Një melanzh tektono - sedimentar (prizma të akrecionit) ndodhet në pjesën e

poshtme të këtij ofioliti. Pothuaj i njëjti sens transporti (nga juglindja drejt veriperëndimit) është

konstatuar gjatë obduksionit të ofiolitit të Mirditës mbi tërësinë e Korab - Pelagonisë (Tremblay

etj. 2015), drejt perëndimit, nëntërësia e Gash-Durmitorit vendoset si mbulesë tektonike mbi

nëntërësinë e Pre-Karstit dhe Flishit Boshnjak.

Tërësia Korab-Pelagoniane. - e bazamentit Variskan mbulohet nga depozitimet riftore dhe

karbonatike, nga Permianideri në Mesozoik (Tremblay etj. 2015). Sipas Tremblay etj.(2015),

Bortoloti etj.(2013a), Schmid etj. (2008) dhe shumë autorë të tjerë, tërësia Korabi (Shqipëri)-

Pelagoniane (Maqedoni dhe Greqi) dhe vazhdimësia e saj veriore (Tërësia Drinja-Ivanjika, e

ekspozuar në Bosnjë dhe Serbi) konsiderohen përfaqësuese të buzinës lindore të Adrias në ballin

e basenit oqeanik të Vardarit. Përkundrazi, sipas Robertson et al. (1991); Kodra etj.(1993); Dilek

and Flower (2003); Rassios and Dilek (2009); Meshi etj. (2010); Robertson (2012); Robertson,

(2013) dhe shumë autorë të tjerë, tërësia Korab-Pelagoniane është konsideruar si një mikropllakë

kontinentale që ndan dy basene oqeanike: në perëndim të tij oqeani i Mirditë-Pindit; ndërsa në

lindje baseni oqeanik i Vardarit.

Në Kosovë ekspozohet Tërsia Kapaonik (shih nr. 31 të indeksimit në Fig. 2.1) që karakterizohet

nga shkëmbinj të moshës Palezoike dhe Mesozoike të metamorfizmit të facies së gradës ulët. Kjo

tërësi konsiderohet nga Schmid etj (2008) si pjesa më periferike e Adria-a, duke u paraqitur

kështu si dritare tektonike që rrethohet nga ofiolitet e Vardarit Perëndimor. Karamata etj. (2006)

e konsideron atë si mikropllakë kontinentale që ndan dy basene oqeanike: në perëndim, baseni

oqeanik i Vardarit Qendror; në lindje, baseni oqeanik i Vardarit Lindor

2. 3 MEGATËRËSIA TISZA

Megatërësia Tisza përfaqëson një mikrokontinent të gjerë, duke përfaqësuar një tërësi Alpine

individuale në pjesën juglindore të fushës Panoniane. Ajo ekspozohet me dalje të kufizuara në

verilindje të Kroacisë dhe jugperëndim të Hungarisë, ndërsa ekspozohet gjerësisht në Malet

Apuseni të Rumanisë. Bazamenti para-Triasik. Mega-Tërësisë Tisza konsiston nga seri

metamorfike, duke inkluduar granitet anatektike dhe migmatitet (Kovács etj. 2000). Klötzi etj.

(2004) dhe Buda etj., (2004) sjellin argumente që granitoidet e Palezoikut tё vonshëm të maleve

Mecsek janë të ngjashme me granitoidet e Masivit Bohemian. Ky bazament është kështu

vazhdimësi e Zonës Moldanubiane. Napat e stivosura që formojnë Mega-Tërësinë Tisza janë

Mecsek, Bihor dhe Codru. Në Triasik ajo ishte pjesë e buzinës (Evropës) Neotetisiane, nga ku


18

me gjasa ajo është ndarë në Jurasikun e Mesëm për shkak të riftingut Pennenik.Nga kjo kohë ajo

ekziston si një tërësi e gjerë e pavarur deri në Miocen të hershëm. Pozicioni aktual i

Megatërësisë Tisza është rezultat i rrotullimit të variushëm vetëm në fund të Miocenit hershëm

(Márton, 2000).

2.4 TËRËSITË KONTINENTALE PJESË TË EUROPËS

Geologjia para Tetisiane e anësores jugore të mega-kontinentit Evropian karakterizohet nga

tërësi të formuara nga Parakembriane deri në Mesozoik. Këto tërësi komplekse mund t’i

grupojmë në tre megatërësi: platforma Meosiane; megatërësia Dacia; dhe Rodopet. Ato dhe

nëntërësitë e tyre kanë emërtime të ndryshme në shtete të ndryshme, jo të bazuara në tipare

tektonostratigrafike. Ato paraqiten si stiva napash komlekse të maskuara nën një mbulesë

Mesozoike-Kenezoike.

Platforma Meosiane. - është gjerësisht e mbuluar nga sendimente të reja dhe rikonstruksioni i

saj është i deduktuar nga dalje të rralla dhe të kufizuara të bazamentit paratetisian, nga të dhëna

nga shpimet dhe sizmika. Ajo është e vetmja tërësi tektonike e Evropës Juglindore aktuale, e cila

ishte pjesë e kontinentit Evropian gjatë hapësirës kohore të rëndësishme Palezoike-Mesozoike

(Seghedi 2001). Ajo ka funksionuar si buzinë e Evropës stabile, në sensin që orogjeni Kimerian

Jurasik nuk e ka përfshirë atë. Pra, krahasuar me gjeologjinë Vardar-Tetisiane, platforma

Meosiane mund të konsiderohet si “foreland jo i deformuar” (Schmid et al. 2008). Platforma

Meosiane është e përbërë nga shkëmbinj metamorfikë të Neoproterozoit (‘Panafrikan’) që vetëm

lokalisht ka mbivendosje të metamorfizmit Variskan (Oczlon et al. 2007).

Megatërësia Dacia. – përkundrazi, me platformen Meosiane, e cila përgjithësisht është e

mbuluar, bazamenti metamorfik i Megatërësisë Dacia ka zhveshmëri më të mirë. Në Serbi kjo

megatërërësi vendoset midis kufirit lindor të mega-suturës (qepjes) (Vardarit Lindor) dhe

platformës Meosiane, në të cilën veçohen dy sisteme mbulesash tektonike: Masivi Serbo-

Maqedonas; dhe Karpate-Ballkanidet e Serbisë Lindore (Cvetkoviq etj., 2016). Drejt jugut ato

formojnë dy degë: njëra vijon direkt drejt jugut në Maqedoni dhe Greqi, si vazhdimësi e masivit

Serbo- Maqedonas; tjetra vazhdon drejt jug-lindjes dhe bashkohet me tërësinë e tipit ballkanik në

Bullgari (Burchfiel and Nakov, 2015). Përmes Danubit, mega-tërësia Dacia vazhdon drejt

verilindjes në Karpatet Jugore të Rumanisë, ndërsa në veri ajo kufizohet me mega-tërësinë Tiszia

(Csontos dhe Vörös, 2004). Pjesa e brendshme e Dacia-s konsiston nga Karpato-Ballkanidet e

Serbisë Lindore (tërësia Getike dhe napat Danubiana sipas nomenklaturës Rumune) apo


19

(analogët e tyre në Bullgari, tërësia Sredna Gore dhe tërësia Ballkan ose Stara Planina).

Bazamenti kristalin i Dacia-s është i paraqitur nga Neoproterozoiku i mesёm – i lartë

(“Panafrikan”) deri gnejse dhe shiste jeshile nё shkëmbinj metabazikë të Palezoit. Bazamenti

metamorfikë është i mbuluar me mospërputhje nga depozitime fluviale të Karboniferitё e

Vonshëm-Permianit, me material detritik të ardhur nga kontinenti Evropian (Iancu et al. 2005).

Bazamenti kristalin është i intruduar nga plutone Varisike (Šarić et al. 2014; Carrigan et al.

2005). Mega-tërësia Dacia është ndarë nga kontinenti Evropian përgjatë riftingut oqeanik

Ceahlau-Severin, i cili shtrihej nga Ukraina në Bullgarinë veriperëndimore. Mbyllja e këtij

baseni në Kretakun e Vonshëm është vijuar me faza të mëvonshme të vendosjes së këtij sistemi

napash (mbulesa tektonike) në periudhën kohore nga Kretaku i Vonshëm – Miocen (Kräutner

and Krstić, 2006; Burchfiel and Nakov, 2015).

Masivi Serbo–Macedonas. - paraqet strukturalisht pjesën më të sipërme të Dacia-s dhe tërësinë

më të brendshme, krahasuar me Karpato-Ballkanidet e përshkruara me sipër. Ajo është e

krahasueshme me napën Supragetike të Rumanisë (Schmid et al. 2008). Ai është një brez

kristalin i shkëmbinjve metamorfikë të shkallës së lartë – të mesëm, të moshës palezoike, ku

veçohen kompleksi i Poshtëm dhe i Sipërm (Dimitrijević, 1997). Kompleksi i Poshtëm është i

përbërë nga gnejse, mikashiste dhe në sasi më të vogël amphibolite, kuarcite, mermere dhe

migmatite. Ata ndodhen si relikte të një brezi metamorfik të gradës së lartë – të mesëm të

Neoproteozoikut të Vonshëm të formuara gjatë orogjenit Kadomian, mbi të cilat mbivendoset

metamorfizmi Varisik dhe Alpin (Balogh et al. 1994). Shkëmbinjtë e kompleksit të Sipërm

paraqesin një sekuencë vullkano-sedimentare Kadomiane, e cila është e matamorfizuar vetëm

nën kushtet e facies së shisteve jeshile. Ata janë të introduar nga shkëmbinj magmatikë

Kadomian dhe janë të mbuluar nga seri sedimentare të pas-Kembrianit (Kräutner and Krstić

2002). Sipas shumicës së autorëve, pjesa Bullgare e masivit Serbo-Maqedonas në Bullgari është

e emërtuar si tërësia Morava (Kounov et al. 2004), ndërsa në Greqi, i njëjti masiv është i

emërtuar Tërësia Vertiskos (i. e. Kockel et al. 1971, megjithëse disa autorë e interpretojnë si

pjesë të Gjeologjisë të Rodopeve të Evropës Jug-Lindore (Burg 2011)). Vazhdimësia veriore e

Masivit Serbo- Maqedonas është e dokumentuar me shpime në basenin Panonian (Kemenci and

Čanović, 1997) dhe ekuivalenti i tij nga ana tjetër ekspozohet si pjesë e napave të Maleve

Apusen (në sensin e Schmid etj., 2008). Nё Kosovё ky masiv ka emёrtimin si Masivi Dardan,

pjesa perëndimore e të cilit ka qenë objekti i këtij studimi.

Rodopet. - paraqesin tërësinë tektonike gjeologjike më të brendshme të derivuar nga kontinenti i

Evropës. Në lindje, pjesë të gjera të Rodopeve janë të mbuluara nga sekuenca të basenit


20

Kenozoik. Megjithatë, për arsye të regjimit tektonik në ekstension (tërheqje) të pas trashjes së

Rodopeve që iniciohet në Miocen, shkëmbinjtë metamorfikë të shkallës së lartë - të mesëm,

“zhvarrosen” dhe ekspozohen në malet e Bullgarisë jugore dhe Greqisë veriore (Burg, 2011).

Sipas shumë autorëve, masivi i Rodopeve përbën një turrë napash me vergjencë drejt

jugperëndimit. Megjithatë, transporti tektonik drejt veriut ka qenë dokumentuar në Rodope,

veçanërisht në Rodopet Lindore (Bonev etj., 2015). Një debat që vazhdon akoma edhe sot, ka të

bëjë me origjinën e trupave të hollë ofiolitikë të gjetura brenda Rodopeve. Sipas disave

(Froitzheim et al. 2014), ata e kanë origjinën në Oqeanin Vardar. Koncepti klasik lidhur me

origjinën e tyre ka të bëjë me prezencën e një Oqeani Mesozoik, të lokalizuar ndërmjet pjesës

kryesore të kontinentit Evropian dhe një blloku kontinental më në jug, i emërtuar blloku Drama, i

cili është gjithashtu i afinitetit Evropian dhe i lokalizuar në veri të mega-suturës së Vardarit

(Turpaud dhe Reischmann, 2010). Masivi i Rodopeve pëson metamorfizëm të presionit të lartë -

ultra të lartë (Kostopoulos et al. 2003) e supozuar në kohë të variueshme, duke startuar në

Jurasik dhe më vonë me mbivendosje faciesh granulite dhe amphibolite (Liati etj., 2002).

Ngjashëm me tёrësinë Karpato-Ballkanin, masivi i Rodopeve është gjithashtu i depërtuar nga

intruzionet Variskane (Cherneva and Gheorgieva 2005). Rodopet janë të ndara nga tërësia

mbuluese tektonike Strandja, nga shkëputje tektonike inverse Jurasike dhe më pas nga shkëputje

tektonike Kenezoike (Brun and Sokoutis, 2007; Bonev et al. 2015). Strandja është pjesë e

orogjenit Kimerian, me verzhencë veriore. Kjo tërësi mbulesë-bazamenti është formuar prej napa

tektonike, në periudhën kohore që nga Jurasiku i Vonshëm deri në Kretak të Hershëm. Më pas,

Strandja bëhet pjesë e Ballkanit të brezit kompleks të rrudhosur Alpino-Himalajan.

2. 5 TËRËSITË OQEANIKE NEOTETISIANE

Sipas Schmid etj., (2008), tërësia e Ofioliteve të Vardarit Lindor është pjesë e Orogjenit Karpato-

Ballkanik. Së bashku me ekuivalentet e tij në Greqinë veriore (ofiolitet Guevegli dhe Brezi

Rrethuesi Rodopeve) metamorfizohen dhe tektonikisht vendosen drejt lindjes mbi masivin

Serbo-Maqedonas, gjatë Jurasikut të Vonshëm, ndoshta nga obduksioni. Megjithatë, vendosja

finale e tërësisë së Ofioliteve të Vardarit Lindor (duke përfshirë ofiolietet e Apusenit Jugor dhe

Transilvanisë) ndodh gjatë stivosjes së napave me zhvendosje lindore në kohën e Kretakut të

hershëm. Zona Sava ndan këtë tërësi nga Ofiolitiet e Vardarit Perëndimor të Dinarideve.

Përkundrazi, Tërësia e Ofioliteve të Vardarit Perëndimor është obduktuar mbi buzinën lindore të

Adrias (Schmid etj., 2008).


21

Megjithatë, duhet të theksojmë se komuniteti gjeolog është i ndarë lidhur me origjinën e

ofioliteve tё Vardarit. Pamić (2002), Bortoloti etj., (2013a), Ferriere etj., (2012) dhe shumë

autorë të tjerë, sjellin argumente tektonostratigrafike dhe petrologjike për prezencën e një baseni

të gjere oqeanik, të emërtuar Baseni Oqeanik i Vardarit, ku pjesë të litosferës oqeanike të tij janë

tërësisht të obduktuara mbi buzinën e Adria-s (Shih Fig. 2.1). Kodra etj.(1993), Nicolas etj.

1999, Dilek etj., (2005), Meshi etj. (2010), Robertson etj. 2013 dhe shumë autorë të tjerë, sjellin

evidencë të pranisë së një baseni oqeanik të Mirditë-Pindit ndërmjet pllakës Adria dhe

mikropllakës Korab-Pelagoniane. Ofiolitet Dinaride (Bosnjë, Serbi), të Mirditës (Shqipëri),

Pindit (Greqi), që janë pjesë të litosferës oqeanike të Mirditë-Pindit, janë transportuar

tektonikisht drejt veriperëndimit gjatë obduksionit mbi mikropllakën e Korab Pelagonisë

(Tremblay etj., (2015) dhe drejt veriut, mbi tërësinë e Gash-Durmitorit (Meshi etj. 2015). Bazuar

në metamorfizmin e shkëmbinjve të Pelagonisë së rajonit të Maqedonisë, në moshën e fazave të

deformimit dhe analizën strukturore–kinematike, Most (2002) konkludon: ofiolitet Mirditë-

Pindit obduktonen drejt verilindjes mbi anën jugperëndimore të Korab – Pelagonise; ndërsa

ofiolitet Vardariane obuktohen drejt jugperëndimit në anën tjetër të Korab-Pelagonisë, në anën

verilindore të saj (Fig. 2.3).

2. 6 TËRËSITË MAGMATIKE MESOZOIKE-KENOZOIKE

Gallhofer etj., (2015) proklamojnë se subduksioni i Kretakut të Vonshëm të litosferës oqeanike

të zonës Sava është përgjegjëse për formimin e brezit magmatik dhe metallogjenik Banatite–

Timok– Srednja-Gore të ekspozuar mirë gjatë Kretakut të Vonshëm (von Quadt et al.

2005). Sot paraqitet si brez i harkuar por në origjine ai ka qenë i drejtë (Fügenschuh and Schmid.

2005). Ai ka qenë zhvilluar brenda bazamentit të mega-tërësisë Dacia të buzinës Evropiane. Ai

është pjesë e një brezi subduksioni global gjatë buzinës aktive Euro-aziatike, të cilët mund të

jenë më tej të gjurmuara në harkun magmatik të Pontideve në Anatolia, dhe harkun Somkheto–

Karabakh në Kaukazin e Vogël (Mederer etj., 2013 dhe referime të tjera). Ky brez konsiston nga

kompleks vullkano-sedimentari formuar gjatë Turonian-Kampanian në basene të gjata të tipit

riftor. Ky magmatizëm prodhon disa nga vendburimet e mëdha të bakrit porfir në Evropë, si Bor,

Majdanpek, Veliki Krivelj në Serbi dhe Assarel, Chelopech, Elatsite në Bulgari. Me disa nga ato

janë të lidhura vendburime të rëndësishme të arit epitermal (Neubauer and Heinrich, 2003).

Magmatizmi ekspozon një afinitet gjeokimik të fortë të subduksionit dhe është shpjeguar nga një

subduksion nën kontinentin Evropian (Kolb et al. 2013: Gallhofer et al. 2015). Kjo panorama

është e mbështetur nga një model moshe e mirë vendosur kryq harkut metalgjenik që paraqet një


22

trend rinimi gradual, në kordinatet e sotme drejt perëndimit në Serbinë Lindore dhe drejt jugut në

Bullgari (von Quadt et al. 2005; Kolb et al. 2013). Pra, në Kretakun e Sipërm ndodh tërheqja e

pllakës së subduktuar dhe harku magmatik migron drejt jugut dhe kështu ndodhin ndryshimet që

konsistojnë me zëvendësimin e sipërfaqeve para-harkore, me rajone harkore (Kolb et al. 2013;

Gallhofer et al. 2015; Gülmez et al. 2015). Më vonë, tërë sistemi harkor e mbyll aktivitetin

magmatik me përplasjen (kolizionin).

Gjatë Keneozoikut ky process vazhdon të jetë një mekanizëm madhor. Ky rolling-back

(tёrheqje) i kësaj pllake të subduktuar, i kombinuar me thyerje të pllakës, prodhon ekstension të

shpejtë, të shoqёruar me ekzymim (zhvarrosje) të materialit të korës së poshtme dhe

magmatizëm intruziv dhe efuziv (Bird 1979). Ky magmatizëm është i ardhur nga manteli dhe

korja, për këtë arsye shkëmbinjtë magmatikë janë gjeokimikisht ekstremisht heterogjenë.

Kushtet tektonomagmatike të mësipërme rezultojnë në formimin e shkëmbinjve magamatikë të

një zone të gjere dhe të periudhës kohore nga Eoceni deri në Oligocen. Theksojmë se gjatë

Oligocn-Miocenit magmatizmi është në sasi më të vogël. Kjo zonë (Fig. 2.1) shtrihet nga

Provinca Periadriatike lart deri në pjesën më lindore të Brezit Maqedoni-Rodope Aegean Verior

(Marchev et al. 2013). Plutonet granitike janë vendosur në nivelet e korës së mesme, dhe kanë

qenë zhvarrosur nga tektonika ekstensionale (tёrheqëse). Ato janë të prodominuara nga granite,

granitoide dhe tonalite calcium-alkalinore deri kalcium alkalinore me K- të lartë, lokalisht

adakitike në karakter, metaluminore të tipit-I. Intruzione e tipit-S, kryesisht të moshës së

Miocenit, janë më pak të përhapura.

Nga Oligoceni e më pas, një vullkanizëm i gjerë, i shoqëruar me qendra vullkanike të shumta të

karakterizuar nga rrjedhje llavore dhe facie të ndryshme vullkanoklastike dhe me analogët e tyre

intruziv subvullkanike, është prezent në rajonin e Karpato-Ballkanideve. Përgjithësisht,

vullkanizmi paraqet tipare gjeokimike orogjenike, të karakterizuara më së shumti nga shkëmbinj

vullkanikë mesatarë-acidë, calcium-alkalinor (K-të lartë) që janë të shoqëruar, në hapësirë dhe në

kohë me shkëmbinj ultrapotasikë dhe shoshonitikë (Cvetkoviq et al., 2016). Pikërisht,

shkëmbinjtë vullkanikë dhe subvullkanik të Trepçës, në Kosovë, i përkasin moshës Oligocen-

Miocen (15-26Mv), me tipare gjeokimike të ngjashme me ato të cekura më lart në këtë paragraf

(Palinkaŝ S.S. dhe Palinkaŝ L., 2007).

2.7 SEDIMENTE TË PADEFORMUARA TË KENOZOIKUT

Gjatë Keneozoikut kanë ndodhur riorganizime të pllakave dhe mikropllakave që janë përgjegjëse

për istalimin e regjimeve gjetektonike regjionale dhe lokale, të cilat pasqyrohen me shtypje të


23

paster deri në transpresion në disa rajone dhe transtension deri ekstension të pastër në të tjera

rajone. Formimi baseneve sedimentare në Karpato-Ballkanidet lidhen me deformimin

transtensional dhe tensionale të ndodhura nga Paleogjeni e deri me sot. Të tillë konsiderohen

baseni i Dukagjinit (indeksi 2 në harten e Fig. 2.1), i Fushë Kosovës, Kosovë, dhe të tjerë me në

veri (në Bosnjë dhe Serbi) që i përkasin asaj pjese të Ballkanit që ka përjetuar një regjim tektonik

ekstencional. Basenet post orogjenike në këtë sektor formohen në Eocen të vonshëm, ku basene

liqenorë të shumtë, të shtrirjes veriperëndimore, janë formuar (Cvetković etj., 2016).

Buzina kontinentale Adria

Manteli litosferik Kurrizore

mesoqeanike

Ofiolite TOFO

Buzina kontinentale Euroaziatike

JURASIK I POSHTEM

JURASIK I POSHTEM-MESEM

TRIASIK I SIPERM

JURASIK I SIPERM

KRETAK

EOCEN

Subduksion

nderoqeanike

Subduksion

nderoqeanike

Ofiolite TOFO Of.JFO Of.JIAO Of.JBO

Of.JBO Of.JIAO Ofiolite TOFO Obduksioni

(Stazh oqeanik)

Obduksioni

(Stazh buzinor)

Of.JBO

Fronti i deformimit

Fronti i deformimit Përplasje kontinentale

Ofiolite TOFO

(Prizëm akrecioni i vjeter)

Përplasje kontinentale Fronti i deformimit Korab-Drina Ivanjica

0km

50


24

Fig 2.2. Ilustrim 2D të hapave të ndryshëm të evolucionin tektonik të brezit Dinaride-

Albanide-Helenide nga Triasiku i vonshëm deri në Eocen, propozuar nga Bortoloti etj. (2013).

OfioliteTOFO-Ofiolite të dyshemesë oqeanike Triasike; Ofiolite JFO- Tërsi ofioliti paraharkor;

Ofiolite JIAO- Tërsi ofioliti të harkut intra-oqeanik; Ofiolite JBO- Tërsi ofioliti të pasharkut.

JP

KARBON I VONSHEM-PERMIAN I HERSHEM

JURASIK I MESËM

JURASIK I VONS

HEM JURASIK I MESEM

JURASIK I VONSHËM-KRETAK I HERSHËM

Paleo - Tetis Korab-Pelagonia

Blloqet Kimeriane

Perëndimore

VL

Korab-Pelagonia

Oqeani

Vardar

Oqeani

Vardar Oqeani i

Pindit

Oqeani i

Pindit Zona e Vardarit

Zona e

Pindit Zona e Vardarit

J

J

JP

JP

V

V

VL

VL

PERMIAN I VONSHËM-TRIAS I HERSHËM

Figura 2-3 Evolucioni Gjeodinamik i Zonës së Pellagonisë veriore në Greqinë VP dhe Maqedoni, në

relacion me zonat fqinje, sipas Most, (2003).


25

3. NDËRTIMI GJEOLOGOGJIK I RAJONIT GJILAN-KAMENICЁ

3.1. NDËRTIMI GJEOLOGJIK

Kosova, në aspektin gjeologjik paraqet pjesën qendrore tё Dinarido-Albanido-Helenideve. Nё

Kosovë nga perëndimi drejt lindjes janë ekspozuar kёto tёrёsi tektono-stratigrafike:

Tёrёsia e Gashit (e emërtuar Durmitor nё Mal tё Zi dhe Bosnjё)

Brezi periferik i Rodopit

Zona Korab-Pelag.Lindore

Tërsia Guevguelije

Masivi Stip Axios

Masivi Serbo-Maqedonas

Zona Korab-Pelag.Perendimore

Drejtimi i transportittektonik

Fazat e deformimit (D1,D2.D6)

Grada e metamorfizmit

Metodat e përcaktimit

tëmoshave

Të dhënat e Most,

(2003),

tëpërdorura

përinterpretim

Legjenda

KRETAK I MESEM

KRETAK I VONSHEM

KRETAK I VONSHEM-TERCIAR I HERSHEM

PALEOCEN I MESEM-OLIGOCEN I MESEM

JP

JP

JP

Zona e

Vardarit

Zona e

Vardarit

Zona e

Vardarit

Zona e

Pindit

Zona e

Pindit

Zona e

Vardarit

V

L

V

L

V

L

V

L

JP


26

Tёrёsia e Sharit (e emërtuar Drinja Ivanjika nё Serbi, Korabi nё Shqipёri dhe

Pelagonia nё Maqedoni dhe Greqi)

Tёrёsia e ofioliteve tё Mirditёs (e emërtuar ofioliti i Dinarideve nё Bosnjё dhe

Serbi, ofioliti i Vardarit Perëndimor sipas Schmide etj. (2008), ofioliti Subpelagonian nё Greqi.

Tёrsia Ofiolitike e Vardarit Qendror, sipas Dimitriović etj. (1994) dhe ofioliti i

Vardarit Perëndimor, sipas Schmide etj. (2008).

Tёrёsia Kapaonik

Tёrsia Vardarit Lindor sipas Schmide etj. (2008)

Tёrёsia Dardania (Masivi Serbo-Maqedonas).

Veçoritё litotektonostratigrafike tё tёrёsive tё mësipërme janё pёrshkruar nё detaje nё kapitullin

e parё. Rajoni Gjilan-Kamenicё ndёrtohet nga Tёrësia e Vardarit Lindor dhe Tёrёsia Dardania

paraqet mjaft interes, sidomos për sa i pёrket raporteve gjeotektonike midis tyre.

3. 1. 1. Neogjen-Kuaternari

Shkëmbinjtë e Neogjen – Kuaternarit janё paraqitur sё bashku nё hartë (Fig. 3.1).

Depozitimet Kuaternare janё koluvione, aluvione dhe deluvione. Deluvionet janë kryesisht tё

pёrhapura pёrgjatё lumit Moravё dhe degёt e tij. Trashësia e kёtyre depozitimeve lёviz nga disa

metra deri 10-15m.

Depozitimet e Neogjenit janё tё ndёrtuara nga:

alternime shtresore tё konglomerateve, ranorёve, argjiliteve dhe karbonateve tё

Miocenit tё Mesёm

alterimet argjilo-mergloro-karbonatike tё Miocenit tё Mesem.

Trashësia e depozitimeve Neogjenike nё rajonin e Gjilanit ёshtё vlerёsuar rreth 200m (Meshi

etj., 2010). Nё mergele ёshtё gjetur lloji i ostrakodeve Candona (Typhlocypris) sp, e njohur nё

depozitimet e ujёrave tё ёmbla tё Miocenit tё mesёm nё Serbi (Anonime 1977). Pёr kёtё arsye,

këto formacione janё pёrshkruar si tё moshёs sё Miocenit tё Mesёm.

3. 1. 2. Magmatizmi i Oligocen-Pliocenit

Magmatizmi i Oligocen – Pliocenit. - përfaqësohet nga derdhje efuzive masive trahitike (Fig.

3.1.2) dhe më rrallë andezitike. Analogët intruziv të tyre janë sillet dhe dajka të përbërjes


27

V

A B

PRERJA A - B

5 km

J2-3

Pz

Pz

Pz

Pz

Pz

Pz

J2-3

J2-3

J2-3

J2-3

J2-3

J2-3

J2-3J2-3

Pz Pz

Pz

Pz

Pz

PzPz

Pz

Pz

Pz

Pz

N-QN-Q

N-Q

N-Q

N-QN-Q

N-Q

N-Q

N-Q

KrKr

Kr

Kr

Kr

Kr

KrKr

KrPg

Pg

N-Q

Pg

Kr

J2-3J2-3

J2-3

J2-3

PzPz Pz

PzPzPz

Pz

Pz

Pz

PzPz

PzKr KrKr

J2-3 Melanzh ofiolitik Jurasik i Mes-Siperm

Flishi i Kretakut

Ranor, argjilite, gelqerore dhe tufite

Mollase te Neogjenit

Pg3

Trahite te Oligocenit

J2

J2

J2

J2

J2

Granite te Jurasikut Mesem

Bazalte te Jurasikut Mesem

Dolerite te Jurasikut Mesem

Gabro te Jurasikut Mesem

Serpentinite te Jurasikut Mesem

Pz

Pz

Pz

Granite palezoike

Shiste klorit-sericitike

Ortognejse palezoike

7520000 7550000

469

500

047

10

000

HARTA GJEOLOGJIKE E RAJONIT GJILAN-KAMENICE

Pz

SHPJEGUESI

Shkeputje tektonike

Pg3

Pg3

Pg3

Pg3

Gjilan

Figura 3-1. Harta gjeologo tektonike e rajonit Gjilan-Kamenice, e modifikuar, bazuar ne hartat 1:100 000

(Anonime, 1980, Anonime, 1975;); harta 1: 200000 (Anonime, 2006); dhe hartat 1: 25 000 (Meshi etj.,

2010; 2011; 2013)

trahitike, latite dhe, tepër rrallë, andezitike. Derdhjet masive të hartografueshme në shkallën e

paraqitur në hartë (Fig. 3.1) janë trahite dhe vendosen kryesisht mbi flishin e Kratakut, por edhe

mbi melanzhin ofiolitik me blloqe serpentiniti, bazalti, gabro, graniti etj. të Jurasikut Mesëm-të

Sipërm (Meshi etj., 2013). Në përbërjen minerale tё tyre bёjnë pjesë plagjioklazi shpesh i

sericitizuar, kuarci, ortoklazi, sanidini, biotiti, apatiti, ceoliti dhe mineralet metalore. Ka edhe

piroksen dhe mё rrallё amfibol. Plagjioklazi polisintetik ndodhet shpesh në masën mirokristalore

deri xhamore. Klinopirokseni nganjëherë është i serpentinizuar.


28

3.1.3. Paleogjeni

Gelqerorët dhe dolomitet e Oligocenit tё Siperm (Fig.3.1) vendosen me mospërputhje

stratigrafike dhe strukturore mbi bazamntin kristalin tё palezoit. Kontakti ndërmjet tyre ёshtё

pothuajse i mbuluar nga depozitimet e Neogjen-Kuaternarit. Vetёm rrallё vrojtohen zhveshmёri

ku mbi sipërfaqen e shplarjes vendosen ranorё me trashёsi 70 cm, i cili kalon mё lart nё

gelqerorё shtresё trashё me trashёsi mbi 2.5m (Fig. 3.1.3 ). Nё dolomitet me ngjyrё verdhacuke

me strukturё mikritike, janё gjetur fragmente tё bivalvorёve dhe okstrakodeve tё moshёs

Oligocenike.

Foto 3-1-2. Trahite (derdhje)


29

Foto 3-1-3. Transgresioni i Oligocenit tё sipërm (argjilo-ranor dhe gëlqeror) vendosur mbi metagëlqerorёt palezoikë

3.1.4. Kretaku

Depozitimet kretake janë të facies turbidike (Fig. 3.1.4) me alternime shtresash konglomeratike,

ranorike, alevrolitike, argjilore, merglore, karbonatike të trajtuara në detaje nga Meshi etj. (2010,

2011, 2013). Shkëmbinjtë karbonitikë janë: pelagjike të tipit packestone të laminuar me

mikrofraktura dhe damarë kalciti dhe mudstone mikritik; dhe sedimente karbonatike neritike, të

transportuara dhe të përfshira në sedimente pelagjike, të përfaqësuara nga facie të tipit grainstone

bioklastik-peloidal, grainstone peloidal, mikrosparit me damarë të alteruar shkaktuar nga

presioni i fluidit.

Bazuar kryesisht në datimet moshore, tё kombinuar edhe me litologjinë e turbiditeve tё Kretakut,

janё veçuar kёto njёsi litokronostratigrafike (Meshi, 2010, 2011, 2013):

Turbidite tё Senonianit

Turbidite tё Valenzhinian-Turonianit

Turbidite tё Valenzhinianit

Turbiditet e Senonianit. - litologjikisht paraqesin alternime shtresash argjilo-ranoro-mergëlore

me ndërshtresa gëlqerori. Mergelet janë mbizotëruese në depozitimet e Senonianit. Mosha e


30

Senonianit është datuar me: Neezzatinella picardi, pseudolitunell reicheli, Textularia sp ,

Valvulineria sp, Alge udoteacee, ndërsa në gelqerorët ndërshtresorë të turbiditeve është

përcaktuar mosha Mastriktianit me Pithonella sp. (Meshi etj. 2013). Në turbiditet Senoniane

vrojtohen blloqe bazaltesh të origjinës ofiolitike.

Turbiditet e Valenzhinian-Turonianit. - paraqiten me ndërshtresa kryesisht ranoro-alevrolite,

të cilat vijojnë normalisht mbi konglomeratet e Valenzhinianit. Gradualisht shtohet materiali

argjilor dhe mbizotron facia argjilore, agjilo-mergelore me ndërshtresa të shumta gëlqerorësh.

Kёto të fundit kalojnё gradualisht njёra tek tjetra. Trashёsia e turbiditeve Valenzhiniane me

mbizotërim të facies argilo-alevrolitike paraqet vështirësi për t’u vlerësuar, pasi ajo ёshtё

intensivisht e rrudhosur (rrudha izoklinale, të krenulimit dhe rrudha të hapura). Në shistet

argjilore, argjilo-mergelore, ndërshtresat gëlqerore të një plasticiteti më të ulët krahasuar me

algjilitet pësojnë budinazh tepёr të fortë (Fig 3.1.4b), duke dëshmuar kështu që deformimi

homogjen regjional që ka strukturuar fillestarisht këto turbidite ka qenë intensiv.

Nё ranorёt argjilo – karbonatik kokёrrvogёl, kokërrmesёm dhe kokёrrmadh pjesёmarrёsi mё i

shpeshtë ёshtё kuarci, mё rrallё feldshpati, qё zakonisht ёshtё i ndryshuar. Ranorёt nganjёherё

alternohen me gelqerorë alevrolitik dhe mergele, kurse mё shpesh me alevrolite dhe argjila

alevrolitike. Tё rrallё janё gёlqerorёt konglomeratikë. Theksojmë se ranorёt dhe alevrolitet janë

mbizotruese (Meshi etj. 2013). Anonime (1981) kanë datuar: moshёn Valenzhinian –

Heterovianit, nё gёlqerorё dhe nё ndёrshtresa mikrobrekçioze organo – detritike; moshën

Senomanian, në gёlqerorёt mergelorё: moshën Albanian – Senomanian, me anë të

mikroforaminiferëve tё rrallë pelagjikë dhe formave bentonike të gjetura në ndёrshtresa

kalkarenitesh dhe gёlqerorёsh mergelor. Në shistet argjilo – mergelore karbonatike të majës së

këtyre turbiditeve, shumë afёr me turbiditet Senoniane me blloqe bazaltesh, Meshi etj. (2013)

kanë datuar moshёn Senomanian – Turonian. Gelqerorёt janë të tipit grainstone bioklastik-

peloidal. Shumica e bioklasteve janë të mikritizuara (onkoide të vogla); foraminiferёt bentikё të

tilla si miliolidet, textularided, copëra algash dasikladale janë të bollshme, ndërsa vërehen me

rrallë copra krinoidesh dhe ostrakodesh.

Turbiditet konglomerato-ranorike tё Valanzhinianit. - janё depozitimet mё tё vjetra tё

kretakut, të cilat gradualisht vijojnë me turbiditet e Valenzhinian –Turonian. Në konglomerate,

copat pak tё rrumbullakosura tё madhёsive disa mm deri në disa cm dhe mё rrallё tё disa

dhjetëra cm janë kryesisht bazalte, serpentinite, gabro, gëlqerorё dhe në asnjë vend nuk janë

gjetur copa shkëmbinjsh metamorfikë paleozoik (Meshi etj., 2013). Alternime ranorёsh janë

prezente, të cilet shtohen mё lart nё prerje dhe më tej ato bëhen ranoro-alevrolite dhe alevrolite.


31

Masa çimentuese ёshtё karbonatike, ose ranorike. Nё blloqe tё gёlqerorёve, Meshi etj., (2011)

kanë datuar mosha të Jurasikut Sipërm dhe pjesës më të poshtme të Kretakut.

Fig.3.1.4. Metaflishi i Kretakut: a) rrudha subizoklinale; b) budinazh i shtresave karbonatike nё

shistet argjilo-mergelore. Zgjatja e budinava: paralel me aksin Y tё elipsoidit tё defromimit;

paralel me akset e rrudhave izoklinale; dhe paralel me lineacionin ndёrprerёs S0/Sdef.regjional

3. 1. 5. Melanzhi ofiolitik i Jurasikut të Mesëm - të Sipërm

Melanzhi ofiolitik i Jurasikut të Mesem–të Siperm (J2,3) përhapet në pjesën qendrore të

rajonit Gjilan (Fig. 3.1). Në pjesën perëndimore të tij është prezente pjesa e poshtme e tij e

karakterizuar nga blloqe ofiolitike (bazalte, gabro, dolerite të kompleksit të dajkave paralele,

granite-granodiorire, serpentinite) të madhësive nga metrike deri qindra metrike, të lokalizuara

në sedimente kryesisht argjilo-alevrolito- ranorike me ndërshtresa gëlqerorësh dhe mergelesh të

Jurasikut të Mesëm - të Sipërm (J2,3) (Fig 3.1.5.1 dhe 3.1.5.2). Vërehen gjithashtu edhe

ndërshtresa radiolaritesh dhe gëlqerorësh brekçioz. Në copat e gëlqerorëve konglobrekçioz të

facies mikritike-pelmikritike, Meshi etj. (2010) kanë datuar Jurasikun e Sipërm, me speciet e

gjetura të tilla si: echinoderms, annelides, ostracodes, Tubiphites morronensis, Trocholina

Charophytes, ndërsa në gelqerorët shtresorë pelmikritikë me silicorë është datuar po Jurasiku i

Sipërm, me speciet e mëposhtme: echinoderms dhe foraminiferet e vegjël circalittoraux. Më lart

sedimentet shtohen gradualisht, deri sa në majën e tyre prodominon facia karbonatike e

përfaqësuar nga metagelqerorët e Gllavës, me ndërshtresa të holla argjilitesh dhe merglesh të

moshës Jurasik i Sipërm. Shkëmbinjtë sedimentarë janë të metamorfizuar në faciet e shiteve

jeshile, të gëlqerorëve të mermerizuar deri në kalcshiste, metamergele, metaranorë etj. Në shistet

e zeza shpesh vërehen nodula mangani.


32

Melanzhi ofiolitik i Gjilanit është konsideruar si melanzh sedimentar mbiofiolitik të vendosur

mbi gabrot, kompleksin e dajkave paralele dhe bazaltet. Melanzhi ofiolitik në Gjilan, në

këndvështrimin e intensitetit të deformimit dhe facies së metamorfizmit (shiste jeshile), ai ngjan

shumë me melanzhin tektono-sedimentar nёnofiolitik të formuar në prizmat e akrecionit gjatë

stadeve të subduksionit dhe obduksionit mbi buzinën kontinentale.

Figura 3-1-5-1. Melanzh sedimentar me alternime metakonglobrekçie me copa gëlqerori /mergeli/gëlqerori me linza

silicori/radiolarite

Fig. 3.1.5.2. Metasedimente në melanzh. a) shiste jeshile. b)gëlqerorë të mermerizuar deri

kalcshiste të Gllamës të moshës së Jurasikut Sipërm sipas Meshi etj. (2010).


33

Blloqet gabrore. - janë kryesisht gabro izotrope dhe vetëm në disa blloqe të përmasave të

kufizuara, në fshatin Livoq, kemi gabro brezore që më shumë gjasa i përkasin pjesës së sipërme

të këtij seksioni ofiolitik, pasi ato shoqërohen shpesh me një foliacion magmatik. Në një bllok të

përmasave kilometrike të gabrove izotrope, një trup intruziv i afinitetit granit-granodiorit është

hartografuar, shih Fig. 3.1.

Blloqet doleritike. - janë kryesisht të vendosura në pjesën perëndimore të melanzhit ofiolitik.

Ato paraqesin kontakte intruzive të qarta me gabrot izotope, duke paraqitur kështu rrënjët e

komplelsit të dajkave paralele. Shpesh trupa të vegjël intruzionesh të granit-granodioritit janë

konstatuar.

Blloqe serpentinitesh të shistezuara. - janë prezente në pjesën lindore dhe veriore të përhapjes

se këtij melanzhi (Fig. 3.1). Në to janë hartografuar intruzione graniti-granodioriti.

Granitet- granodioritet. - përfaqesohen nga 1 intruzion, me një sipërfaqe rreth 4 km2, të

intruduar në gabrot izotrope dhe dy trupa intruziv në serpentinite (Fig. 3.1) si dhe një sërë

trupash intruziv të pahartografueshme në shkëmbinjtë ofiolitikë. Po kështu, takohen edhe si

blloqe në melanzh. Nё pёrbёrjen minerale të tyre, janë veçuar: feldshpat kaliumor, albit, kuarc,

muskovit, biotit dhe pёrbёrёs tjerё sporadikë, si: apatit, zirkon, sfen dhe mineralet metalore.

3. 1. 6. Paleozoi

Paleozoi përfaqësohet nga ortognejse dhe shiste klorit-sericitike.

Ortognejset paraqiten nё cepin me LJL tё rajonit Gjilan dhe stratigrafisht zёnё pjesёn mё tё

poshtme tё bazamentit kristalin tё tёrёsisё Dardania. Nё ortognejse vёrehen ndёrshtratime tё

gnejseve biotitike dhe biotit muskovitike, leptinoliteve, mikashisteve, leukogneiseve,

amfiboliteve, kuarciteve dhe migmatiteve. Gneiset biotitike dhe biotit – muskovitike paraqesin

shpesh gnejse tё shtratimeve tektonike tё facies migmatike me foliacioni mirё të shprehur,

paralel me planin e shtratimit tektonik S0 (Fig. 3.1.6a). Vende-vende vёrehet rritje e prezencёs sё

kuarcit, ndёrsa mikat dhe feldshpatet paraqiten nё sasi tё vogёl. Në këtë rast flitet më shumë për

kuarcite. Me uljen e sasisё sё kuarcit dhe feldshpateve dhe rritjen e sasisё sё mikave, kёta

shkёmbinj kalojnё nё leptinolite. Këto të fundit gradualisht kalojnë nё mikashiste. Nё pёrbёrjen

minerale tё gnejseve kokёrrimta hyjnё: kuarci, plagjioklazi (oligoklazi, andezina), biotiti,

muskoviti dhe mikroklina, granatet, zirkoni, sfeni, amfiboli (hornblenda), kloriti, apatiti dhe

mineralet metalore. Kanё prezantim të qartё tё strukturave të tipit S-L(Fig. 3.1.6a,b,c,d).


34

Leptinolitet dhe mikashistet, nё raport me masёn gnejsore, kanё pёrhapje shumё mё tё vogёl dhe

paraqiten nё formё tё ndёrshtratimeve dhe thjerrёzave tektonike tё dimensioneve tё ndryshme

brenda gnejseve. Mikashistet (shkёmbinjtё mikorё me mё pak se 5% feldshpate) takohen rrallё,

zakonisht si shtratime tektonike rreth 1m trashёsi. Shpesh prezantojnё shistozitetin regjional tё

planit aksial tё rrudhave izoklinale (Fig. 3.1.6b) dhe mbivendosje tё rrudhave tё hapura (Fig.

3.1.6c).

Leukogneiset janё tё shpeshta nё pjesёt me perёndimore tё formacionit gnejsor. Zakonisht

takohen nё formё ndёrshtratimesh dhe thjerёzash tektonike nё gnejset kokёrimta. Me gjasa

protoloiti i tyre ka qenё shkёmb magmatik leokokrat. Shistet amfibolitike ndёrtojnё thjerёza me

gjatёsi disa kilometra dhe trashёsi mё sё shumti deri 3m. Kufijtё e thjerrëzave me shistet

rrethuese, nё tё shumtën e rasteve, janё tё qartё, por nё disa raste vёrehen edhe kalime graduale

nga gnejse biotit – amfibolitike, nё gneise kokёrimta.

Shistet klorit-sericitike. - janё tё vendosura nё nivelet mё tё sipёrme tё shkëmbinjve

metamorfikë palezoikë, duke u pёrhapur nё pjesën qendrore dhe jugperëndimore tё rajonit, me

kontakte normale me ortognejset e poshtёshtruara tё pёrshkruara me sipёr. Mbizotrojnё

mikashistet me ndёrshtratime tё tilla, si: shiste tё gjelbërta, amphibolite (fig. 3.1.6e,f), gnejse,

leptinolite dhe metagëlqeror (mermer). Kёta tё fundit përbëjnë rreth 30% tё kёsaj sekuence.

Sipas Anonime (1977) dhe Anonime (2006) kjo sekuencё ёshtё emërtuar si seria Velesh, me

moshё palezoike, pjesё e tёrёsisё sё Vardarit. Nё kёtё kontekst, kёta autorё e kanё konsideruar

kёtё nёn-tёrёsi si te nёnvendosur tektonikisht poshtё sekuencёs gnejsore neoproterozoike tё

zonёs Serbo Maqedonase. Meshi etj. (2010, 2013) i konsideron si ortognejset dhe shistet klorit-

sericitike pjesё tё tёrёsisё tektonike tё Dardanisё (Tёrësisa Serbo-Maqedonase). Në këtë

sekuencë pjesa lindore dhe me e thelle përfaqëson gradë më të lartë metamorfizmi. Nga pjesën

veriore dhe veriperëndimore kjo sekuence është e mbuluar nga depozitimet e Paleogjenit dhe

Neogjenit. Nё perёndim dhe jugperёndim bazamenti kristalin palezoik ka mbihypur mbi

melanzhin sedimentar tё Jurёs sё Mesme –të Sipёrme të Vardarit Lindor (Meshi etj., 2010;

2011).

Mikashistet përbëhen nga: sericit, biotit, kuarc, muskovit, albit, granat, apatit, dhe mineralet

metalore. Me rritjen apo uljen e sasisё sё ndonjёrit nga mineralet kryesorё formohen variatete tё

ndryshme tё shisteve kristalore si: albit – sericitike, sericit – biotitike, klorit – sericitike si dhe

gnejset dhe leptinolitet.

Gneiset dhe leptinolitet. - zakonisht lajmёrohen nё formё ndёrshtratimesh dhe thjerrёzash tё

dimensioneve tё ndryshme tё lokalizuar nё shistet albit – sericitike dhe sericit – biotitike.


35

Pёrbёrja minerale e tyre ёshtё: kuarc, plagjioklaz, muskovit, biotit (me pakicë), apatit dhe

mineralet metalore. Struktura ёshtё lepidoblastike. Amfibolitet dhe shistet amfibolitike paraqiten

nё formё thjerrëzash tektonike (Fig. 3.1.6e,f), me trashёsi maksimale deri 10 m, me pёrbёrje

minerale: amfibol (hornblendë, aktinolit), plagjioklaz (andezin deri labrador), kuarc, epidot,

coisit, sfen, apatit, klorit, leukoksen, granat dhe mineralet metalore. Kane strukturë granoblastike

deri nemetoblastike. Me rritjen e sasisё sё epidotit dhe aktinolitit krijohen variacione të shisteve

epidot – aktinolite dhe epidot – amfibolitike.

Gёlqerorёt e mermerizuar, mermeret (fig. 3.1.6.d) dhe kalcshshistet. - paraqiten nё formё

shtratimesh tektonike të rrudhave izoklnale dhe të sharnierëve të izoluar të tyre tё shoqёruara me

shiste sericit – biotitike dhe amfibolitike. Kanё ngjyrё kryesisht tё bardhё, por ngandonjëherë

paraqiten me ngjyrё hiri deri hiri tё mbyllёt. Foliacioni ёshtё i shprehur sipas shtypjes plan

paralele tё kokёrrizave tё kalcitit . Kalkshistet, nё mёnyrё sporadike, lokalizohen nё mermere,

duke paraqitur ndёrshtratime tё holla tektonike, me trashёsi mё sё shumti deri nё 1 m. Pёrbёhen

nga kalcit, kuarc kokёrimёt, sericit dhe material karbonatik.

Granitet Palezoike. - tё rajonit Gjilan janë tё pёrbёrjes minerale: mikroklin, plagjioklaz (albit),

kuarc, muskovit, biotit, epidot, apatit, sagenit, leukoksen dhe mineralet metalore. Duke i

krahasuar me masivёt granitikё nё Maqedoni, Lukovic (1938) i ka konsideruar si intruzione

granitike tё fazёs tektonike Varisike. Mё vonё, Dimitrieviq (1957), ka datuar moshën absolute

334 Mv tё tyre qё i korrespondon Karboniferit tё Poshtёm. Kёta shkëmbinj janё tektonikisht tё

transpozuar, duke prezentuar kёshtu konkordancё me strukturat e deformimit tё shisteve klorit –

sericitike ku ata kanё qenё intruduar.

Fig.3.1.6. Shkëmbinj metamorfikё Palezoikё: a) ortognejse; b) shistozitet regjional i planit aksial

tё rrudhave izoklinale tё S0/Sregj.-1; c) rrudha tё hapura tё shistozitetit regjional; d) mermere;

e) alternime mikashiste/amphibolite; f) amfibolite me granat


36

4. PUNIMET NË TERREN DHE KAMPIONIMI

Ne kuadër të punimeve fushore, marrja e mostrave në terren, matja e elementeve strukturore,

studimeve petrografike, përgatitja e provave për metodën gjurmë të fisonit në masivin Daradan

dhe Zonës së Vardarit (nën zona e brendshme e Vardarit) është realizuar gjatë muajve qeshor,

korrik, gusht dhe shtator të vitit 2010-2011, studimet petrografikë janë realizuar në vitin 2012-13

dhe përgatitja e provave për ndarjen e historisë së denudimit është realizuar në vitin 2014 në

kuadër të krijimit te laboratorit te Termokromologjisë me gjurmë të fisionit në Fakultetin e

Gjeologjisë dhe Minierave, Tiranë.

Punimet kane konsistuar me evidentimin e plotë e gjitha llojeve shkëmbore vrojtimet fushore në

lidhje me vet strukturën e masivit, si dhe te marrëdhënieve te tij me shkëmbinjtë rrethues. Në

zonën tonë të studimit, të dhënat tona kanë një shpërndarje LP përafërsisht pingul me kontaktin

Lindor të zonës së Vardarit dhe pjesën perëndimore të Masivit Dardan në një distancë në vije

ajrore përafërsisht 25 km.

Një ndër qëllimet e këtij studimi, gjatë punës së vrojtimit të shlifeve petrografike është edhe

evidentimi me kujdes i pranisë së mineraleve dytësore të apatitit dhe zirkonit, të cilët janë

minerale me përmbajtje të kënaqshme në shkëmb dhe prania e tyre krijon mundësi datimi me

metoda termokronologjike të ndryshme. Ne figurën 5.1 është paraqitur harta gjeologjike e rajonit

ndërsa në figurën 5.2 vendndodhja e marrjes së kampionëve të marrë në studim sipas fotografisë

ajrore të zonës së studimit.

Për analizimin e provave kam marrë pjesë në përgatitjen e shlifeve petrografike dhe përgatitjen e

aspektit eksperimental të provave (metoda e gjurmëve të fisionit), te cilat janë kryer në

laboratorin e shlifeve të Fakultetit të Gjeologjisë dhe Minierave, deri në fazën e dërgimit të

provave për rrezatim.


37

Figura 5.1: Paraqitje e vendndodhjes së provave të analizuara mbi hartën gjeologjike të Masivit

Daradan dhe Zonës së Vardarit me shkalle, 1-200 000.

Figura 5. 2. Fotografi ajrore e zonës së studimit bashkë me vend marrjen e provave (foto nga

google earth).


38

4. 1 Përgatitja e shlifeve

- Prerja:

Kampioni është prerë në formë pllake me përmasa afërsisht 40x25x5 mm

- Ngurtësimi:

Në qoftë se kampioni ka plasaritje, pore ose është i thërrmueshëm, siç është rasti i

kampionëve F1-1, është bërë ngurtësimi i sipërfaqes që do të punohet me ngjitës

ARALDIT.

a. Kampioni është ngrohur paraprakisht në 50° dhe është lyer sipërfaqja që do të

punohet me ngjitës.

b. Është lënë që të ngurtësohet për 1.5 – 2 orë

c. Është lënë që të ftohet dhe fillohet procesi i polerimit

- Polerimi

Është rrafshuar sipërfaqja:

d. Me Carbo 320 (hiqen gërvishtjet e sharrës)

e. Me Carbo 600 (rrafshim i “hollë”)

Është shënuar numri i kampionit nga ana e parrafshuar dhe është pastruar në banjë me ultratinguj

me ujë për 3 minuta.

- Ngjitja e kampionit në xham

f. Kampioni është vendosur për t’u ngrohur në furnelë në 70° C, me sipërfaqen e

rrafshuar sipër.

g. Është përgatitur ngjitësi: për 20 shlife përdoren 50 pika produkt A (ngjitës) dhe 16

pika produkt B (ngurtësues)

h. Faqja e rrafshuar është lyer me pak ngjitës të përzier mirë

i. Faqja e zmeriluar e xhamit është vendosur mbi kampion, fillimisht nga një anë e

kampionit duke larguar flluskat, në mënyrë që trashësia e ngjitësit të jetë

minimale.

j. Kampioni i ngjitur në xham është lënë për 1.5 – 2 orë mbi ngrohës (furnelë)

k. Pasi hiqet nga ngrohja, kampioni me xham është lënë të ftohet dhe është

verifikuar që pjesa e prapme të jetë e pastër (në rast nevoje xhamat pastrohen me

brisk)


39

Proceset e mëtejshme janë vazhduar një ditë më vonë, në mënyrë që ngjitja të jetë e

garantuar.

- Zvogëlimi i trashësisë

Kampioni është kapur me vakum në sharrën e vogël dhe avancohet mbajtësja me anë të

dorezës vidë për të prerë shpifin me trashësi 150 –

gjithë shlifin është vendosur në kutinë përkatëse.

- Hollimi

Shlifet janë kapur në mbajtësen e shlifeve dhe hollohen automatikisht deri në trashësinë e

- Polerimi i imët

Dora e fundit është dhënë në xham, fillimisht me Carbo 600 dhe më tej me Carbo 800,

duke kontrolluar vazhdimisht trashësinë në mikroskop.

- Mbulimi

l. Xhami mbulues dhe shlifi, janë vendosur mbi pllakën ngrohëse në 110° C dhe

mbi të është vendosur një cipë balsami kanadez.

m. Pas 2 – 3 minuta mbi kampion është vendosur xhami mbulues i lyer me balsam

Është pastruar me pambuk të lagur me metanol për të hequr balsamin e tepërt, është shpëlarë me

ujë dhe pastaj është tharë.

- Pasi shënohet numri, shlifi është përgatitur për studimin petrografik. Në kapitullin e mëposhtëm

jepen rezultatet e këtij studimi.


40

5. REUZLTATET

5. 1. STRUKTURAT E DEFORMIMIT REGJIONAL DHE TEKTONIKA SHKËPUTËSE

Nё rajonin e Gjilanit paraqitet zona kryesore e kolizionit oqeanik tё Neotetisit me kontinentin

Evropian. Fenomene tё shumta tektono-metamorfike kanё prekur shkёmbinjtё e bazamentit

kristalin Variskjan tё Paleozoit (njёsia Dardania), melanzhin tektono-sedimentar sё bashku me

sedimentet turbiditike tё Kretakut (njёsia e Vardarit Lindor, shih Schmid etj., 2008) tё kёtij

rajoni. Modele tё shumta tё kinematikёs dhe metamorfizmit qё ka rregjistruar deformimin plastik

tё bazamentit kristalin tё njёsisё Dardania (Serbe-Maqedonase) dhe tё tёrёsive oqeanike tё

Neotetisit janё diskutuar nё kapitullin e parё.

Gjatë punës së kryer në terren janë kryer matje të mikrostrukturave me qëllim përcaktimin e

fazave te deformimit, të dhënat tona janë pjesë e të dhënat të paraqitura nga Meshi etj. (2010,

2011, 2013), sipas të cilave janë evidentuar gjurmë të deformimit plastik regjional (S, L) dhe

janё prezantuar me anё tё stereogramave sjellja e tyre si mё poshtё: nё shkёmbinjtё Palezoike

(Fig. 5.1.1, 5.1.3); nё melanzhin tektono-sedimentar tё Jurasikut Mesëm – Sipërm dhe turbiditet

e Kretakut (Fig. 5.1.2, 5.1.4). Siç shihet, strukturat e deformimit planar regjonal tё shistozitetit tё

planit aksial tё rrudhave izoklinale, paraqesin njё sjellje tepër homogjene dhe tё ngjashme si nё

shkёmbinjtё tё afinitetit oqeanik Jurasiko - Kretak, në bazamentin e tyre dhe në bazamentin

kristalin Palezoik te masivit Dardan.

Pёrmbysja drejt JP, tё rrudhave izoklinale (tё planit aksial tё shistozitet regjional), dёshmon se

ky stad deformimi pёrkon me rregjim tektonik nё shtypje jokoaksiale tё thjeshtё, me sens

transporti tё pjesёve tё sipёrme drejt Jugperëndimit. Ky deformim regjional ёshtё i zhvilluar nё

korridore tё gjera midis shkёputjeve tektonike inverse (shih hartёn dhe prerjen nё Fig. 3.1).

Rrudhosja dhe dublimi tektonik në rregjim tektonik invers, i filluar nё fund tё Jurasikut tё mesëm

dhe deri nё Paleogjen, ka rezultuar me trashje tё korёs (Meshi etj. 2013), dhe pasohet me

ekstension dhe formim tё shkёputjes tektonike normale subhorizontale, tё cilat nё

mirёfunksionimin e saj ndihmohet edhe nga efekti termal i magmatizmi oligocenik qё ka

paraprirё fuksionimin e sistemit tё shkёputjeve tektonike tё sipёrcituar. Nё bllokun e poshtёm

ndodhet tёrёsia e shkёmbinjve kristalinë tё paleozoit tё sipёrm, ndёrsa nё bllokun e sipёrm

ndodhet metamelanzhi ofiolitik Jurasik dhe turbiditet e Kretakut.


41

Fig. 5.1.1. Paraqitja stereografike e shistozitetit regjional nё bazamentin kristalin palezoik tё

rajonit Gjilan. 276 matje: a) paraqitje me plane; b) paraqitje me pole tё planeve; c) paraqitje me

konture. Kont: 0,2,4,6,8,10,12,14. Tё dhёnat tona së bashku me ato të Meshi etj., (2010; 2011;

2013).

Fig. 5.1.2. Projeksionet stratigrafike tё struktarave lineare (lineacioni ndërprerës S0/Sn dhe

aksi i rrudhave izoklinale β1 te shkëmbinjve paleozoike të bazamentit kristalin të njësisë

Dardania (Serbo - Maqedone). 102 matje. a) Lineacioni b) paraqitja me konture, Kont:

0,2,4,6,8,10,12,14. Tё dhёnat tona së bashku me ato te Meshi etj., (2010; 2011; 2013).


42

Fig. 5.1.3. Paraqitja stereografike e shistozitetit regjional nё metamelanzhin e Jurёs Mesme –

Sipërme dhe metaflishin Kretakut tё rajonit Gjilan. 289 matje: a) paraqitje me plane; b)

paraqitje me pole tё planeve; c) paraqitja me konture. Kont: 0,2,4,6,8,10,12. Tё dhёnat tona së

bashku me ato te Meshi etj., (2010; 2011; 2013).

Fig. 5.1.4. Projeksionet stratigrafike te struktarave lineare (lineacioni ndërprerës S0/Sn dhe aksi

i rrudhave izoklinale β1 të flishit kretak të njësisë Vardari Lindor 40 matje. a) Lineacioni b)

paraqitja me konture, Kont: 0,2,4. Tё dhёnat tona së bashku me ato te Meshi etj., (2010; 2011;

2013).


43

5.2 REZULTATET E PËRSHKRIMIT PETROGRAFIK

Për këtë qëllim janë marrë në terren gjithsej 45 mostra për analiza petrografike. Mostrat janë

analizuar në labortarin e Universitetit Politeknik të Tiranës, rezultatet e të cilave do t’i paraqesim

në vijim. Duke u nisur nga përshkrimi petrografik, shkëmbinjtë kristaline paleozoike i kemi

ndarë në dy grupe: 1. shkëmbinj metamorfikë dhe 2. shkëmbinj magmatikë (granite).

5. 2. 1. Shkëmbinjtë gnejsore të bazamentit paleozoike (foto 6. 1.1 dhe 6.1.2)

Paragjeneza minerale e këtyre shkëmbinjve është e ndërtuar nga (1) kuarc, feldshpat kaliumi të

sericitizuar, plagjioklaz, biotit, muskovit dhe minerale opake (2) feldshpate, kuarc dhe pak mika

(3) kuarc, plagjioklaz, feldshpat kaliumi, biotit dhe muskovit (granit i kthyer në gnejs) (4) kuarc,

feldshpat kaliumi, ortoklaz, mikroklin, plagjioklaz dhe mika.


analizator b) me analizator (zmadhuar 30x). Gneis me teksturë kataklastike. Përbërje

mineralogjike : kuarc, feldshpat kaliumi, ortoklaz, mikroklin, plagjioklaz dhe mika. Granit i

metamorfizuar. Analiza kinematike dëshmon për një transport drejt P të pjesës së sipërme gjatë

fazës tektonike D2


44


analizator b) me analizator (zmadhuar 12x). Gneis me teksture porfiroblastike, i cili përbëhet

nga: feldshpate të kaliumit (kryesisht ortoklazi) me teksturë pertitike, kuarci i rikristalizuar, dhe

më pak kristale plagjioklazi (albit, oligoklaz, andezine).


analizator b) me analizator (zmadhuar 25x). Gneis me teksturë kataklastike, me përmbajtje

mineralogjike: kuarc, feldshspate të kaliumit, plagjioklaz shumë pak mika. Pothuajse i gjithë

shkëmbi është prekur nga një deformim kataklastik dhe pjesërisht millonitik.

5. 2. 2. Shkëmbinjtë mikashistë të bazamentit paleozoik.

Paragjeneza minerale e këtyre shkëmbinjve është e ndërtuar nga (1) kuarc, mika, ku kryesisht

mikat janë muskovit, shumë pak përmbajtje të felshpateve dhe granateve. Shkëmbi paraqitet me

foliacion shumë të zhvilluar, me teksturë granoblastike kokorrizë vogël (Foto 6.2.1 dhe 6.2.2) (2)

kuarci dominon, biotit, muskovit, si dhe feldshpate (Foto 6.2.3 dhe 6.2.4) (3) kuarc, biotit,

muskovit, granate dhe klorit (me pakicë) shumë pak, biotiti është i kloritizuar (Foto 6.2.5 dhe

6.2.6) (4), kuarc, pak plagjioklaz, shumë pak ortoklaz (Foto 6.2.7 dhe6.2.8). (4) Plagjioklaz të


45

sericitizuar, amfibol, minerale dytësore, kryesisht kalciti dhe mikrokristale pirokseni (Foto 6.2.9

dhe 6.2.10).

Foto (6.2.1 dhe 6.2.2):Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit a) pa analizator

b) me analizator (zmadhuar 30x).Mikashiste me pak granatë. Përmbajtje mineralogjike: kuarc,

mika, ku kryesisht mikat janë muskovit, shumë pak përmbajtje të felshpateve dhe granateve,

shkëmbi paraqitet me shistozitet shumë të zhvilluar, me teksturë granoblastike kokorrizëvogël.

Kuarci i rikristalizuar dhe me shuarje valore. Minerali i muskovitit është formuar gjatë

deformimit. Analiza kinematike dëshmon për një transport drejt P të pjesës së sipërme gjatë

deformimit D2.

Foto (6.2.3 dhe 6.2.4) Pamje mikroskopike, me dritë të përshkruar e kampionit a) pa analizator

b) me analizator (zmadhuar 32x). Mikashiste me shistozitet shumë të zhvilluar, të gjitha

mineralet janë të deformuar. Përmbajtja mineralogjike: kuarc (i cili dominon), biotit, muskovit si

dhe feldshpate. Përveç shistozitetit vihet re edhe shear zona. Teksturë kokrrizore dhe

mikrokokrrizore granoblastike. Analiza kinematike (sens i majtë) tregon një sens transporti drejt

perëndimit te pjesës sipërme gjatë deformimi D2.


46


b) me analizator (zmadhuar 15x). Mikashist me granatë, me teksture Granoblastike kokorriz

vogël dhe mikrokokrrizore, me shistozitet shumë të zhvilluar dhe zona prerëse C’. Përmbajtja

mineralogjike është: kuarc, biotit, muskovit, granate dhe klorit (me pakicë) shumë pak biotiti i

kloritizuar. Analiza kinematike (sens i majtë) tregon një sens transporti drejt perëndimit të pjesës

së sipërme gjatë deformimi D2.


b) me analizator (zmadhuar 32x). Kuarcit, përbëhet kryesisht nga kuarc, pak plagjioklaz, shumë

pak ortoklaz (vetëm një ose dy kristale). Kemi të bëjmë më një kuarcolit të metamorfizuar, me

shumë pak mika (biotit dhe kryesisht muskovit) dhe është intensivisht i deformuar, teksturë

kokrrizë vogël, ku kuarci paraqitet me shuarje valore.


47


b) me analizator (zmadhuar 32x). Shist jeshil shumë i deformuar me foliacion shumë të rregullt

me përmbajtje plagjioklazi të sericitizuar, amfibol (aktinolit), minerale dytësore kryesisht kalciti

dhe mikrokristale epidoti. Teksture mikro-kokrrizore dhe mikrolitike.

Foto (6.2.13 dhe 6.2.14): Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_24. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 32x). Amphibolit me epidot, me teksture lepidoblastike,

kokrrizë vogël me përbërje kryesore: amfibol (hornblend e gjelbër), plagjeoklaz, klorit, epidot

sericit dhe kalcit. Feldshpatët janë të sericitizuar dhe një pjesë e amfiboleve të transformuara në

mike dhe klorit. Vihen re dy shkallë deformimi: foliacioni kryesor i cili është prekur nga një

shkallë tjetër deformimi.


48


analizator, b) me analizator (zmadhuar 32x). Amphibolit me granatë, me teksture

nematoblastike, kokrrizë mesatar deri të mëdha me përbërje kryesore: amfibol (hornblend e

gjelbër), granat, plagjeoklaz, kuarc dhe kalcit. Amfibolet relativisht të freskët zënë pjesën më të

madhe të shkëmbit (mbi 70%). Vihen re dy shkallë deformimi: foliacioni kryesor është prekur

shistoziteti i krenulimit.


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x). Detaje të granatave në amphibolite.


49


analizator b) me analizator (zmadhuar 16x). Ranor me përbërje: kuarc, feldshpatë, mika

(kryesisht muskovit) dhe klori.


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x). Amphibolit, me teksturë nematoblastike, kokrrizë

mesatar me përbërje kryesore: amfibol (hornblend bazaltike), plagjeoklaz, si dhe pak kuarc e

kalcit të mëvonshëm. Amfibolet relativisht të freskët zënë pjesën më të madhe të shkëmbit (mbi

60%)


50


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x). Mikashist i cili përbëhet nga mika, kuarc dhe

feldshpate, ky shkëmb është shumë i deformuar me teksturë milonitike, në të cilin duket qartë

foliacioni si dhe shistoziteti i krenulimit.

Foto (6.2.37 dhe 6.2.38): Pamje mikroskopike me dritë të përshkruar e kampionit B_46b. a) pa

analizator b) me analizator (zmadhuar 10x). Mikashist me granatë me teksturë porfiloblastike

dhe ultramillonitike, i cili përbëhet nga mika, kuarc dhe granata, ky shkëmb është shumë i

deformuar, në të cilin duken dy ose tre shkallë deformimi.


51


analizator b) me analizator (zmadhuar 50x). Shkëmb me përbërje kuarci, feldshpatësh dhe

mikash me teksturë mikrokokrrizore granoblastike.


analizator b) me analizator (zmadhuar 50x). Ranor me kokrriza uniforme të madhësisë më të

vogël se 1 mm, me përbërje kuarc dhe feldshpatë gati në sasi të barabartë më pak përmbajtje

plagjoklazi, mes kokrrizave mika (kryesish muskovit).


52


analizator b) me analizator (zmadhuar 25x). Leuko-granit me përmbajtje mineralogjike: kuarc,

feldshspatë të kaliumit, plagjeoklaz (tipit albit) dhe prani shumë e vogël e mineraleve me ngjyrë.

Pothuajse i gjithë shkëmbi është prekur nga një teksturë mirmekite.


analizator b) me analizator (zmadhuar 10x). Lercolit i serpentinizuar, me përbërje Olivine

(pothuajse krejtësisht e serpentinizuar), ortopiroksen dhe klinopiroksen. Shuarja valore e

pirokseneve tregon se ata janë deformuar në gjendje plastike


53


analizator b) me analizator (zmadhuar 32x). Amfibolit me epidot, me teksturë nematoblastike.

Përbërja mineralogjike: amfibol (hornblende e gjelbër) feldshpatë (plagjoklaz), epidot dhe pak

sfen. Damarë të mbushur me kuarc përshkojnë shkëmbin. Amfiboli zë pjesën më të madhe të

shkëmbit (më shumë se 70% të shkëmbit).Vihet re gjithashtu shistoziteti i krenulimit.


analizator b) me analizator (zmadhuar 10x). Shkëmb me teksturë protomillonitike. Përbërja

kryesore mineralogjike: kuarc i rikristalizuar feldshpatë dhe mika. Vihet re gjithashtu shistoziteti

i krenulimit.


54

6. DATIMI I GJURMËVE TË FISIONIT

6. 1. PARIMI I DATIMIT.

Muceku B., (2006 ; 2007) ka qenë literaturë kryesore e paraqitjes së metodës së gjurmëve të

fisionit, si më poshtë.

Datimi i gjurmëve të fisionit është bazuar në fisionin spontan të Uranit 238, çdo ndarje e

bërthamave të Uranit krijon në minerale një dëm (çarje) pak a shumë të qëndrueshme. Izotopi

238U, me përmbajtje rreth 99,3%, e izotopeve të U, në natyrë dezintegrohet nga emetimi alfa

dhe fisioni spontan. Numërojmë përafërsisht dy milion dezintegrime alfa për një fision spontan,

që përfaqëson pra një mënyrë të vogël të dezintegrimit 238U.

Izotopi 235U (0,7%) dezintegrohet gjithashtu nga emitimi alfa dhe fisioni spontan. Por, duke

pasur parasysh vështirësinë e ndarjes së izotopeve dhe periudhën e tyre të dezintegrimit nga

fisioni spontan, më i madh nga ai i izotopit 238U, kontributi i tij për gjurmët e fisionit spontan

është i papërfillshëm (<1/10.000 nga ato të 238U). Megjithatë, ky izotop posedon një veçanti të

rëndësishme për dëtimin e gjurmëve të fisionit: është i vetmi që ndahet nën veprimin e

neutroneve termike.

Ndarja e një atomi të Uranit liron dy jone bijë të quajtur «fragmente të fisionit», disa neutrone

dhe një energji përafërsisht 200 MeV. Kjo e fundit është kryesisht e shfaqur në formën e

energjisë kinetike lidhur më fragmentët e fisionit që shpërndahen në drejtime të kundërta.

Detektorët solid jopërçues dhe gjysmë përçues me rezistencë të madhe si shumica e mineraleve,

qelqi dhe plastika, janë në gjendje të regjistrojnë kalimin e këtyre fragmenteve të fisionit. Ky

fenomen prodhohet në një mineral, shkaktohet sipas modelit të "kulmit të shpërthimit jonik"

(Fleischer dhe al. 1965), një çorganizim lokal i rrjetit kristalor nga jonizimi i atomeve gjatë

lëvizjes së produkteve të fisionit shoqërohet me rikthime elektrostatike, të cilat japin formimin e

një zone lineare defektoze të deprimuar në atome. Ky difekt në formën e një gjilpëre ka një

diametër të vogël rreth qindra angstrom dhe një gjatësi përafërsisht 15 deri 25 µm sipas llojeve të

mineraleve. Ky defekt përbën një gjurmë të fshehur (fig 6.1.1).

Gjurmët e fshehura që regjistrohen në minerale kanë një diametër shumë të vogël. Për t’i bërë të

dukshme në mikroskop optik, është e domosdoshme t’i zmadhojmë, kjo realizohet duke përdorur

një reaksion kimik të përshtatshëm në mënyrë që të përfitojmë një gjurmë të dukshme. Kontakti

kimik realizohet mbi gjurmët e një sipërfaqe përbrenda mineralit (gjurmë të projektuara) të

përfituara paraprakisht me polirim. Gjurmët e fisionit të dukshme paraqesin morfologji të

ndryshme që rezulton nga raporti i shpejtësisë së reaksionit kimik në mineral (Vg) ndaj atyre të

gjurmëve (Vt) (Fleischer & Price 1963a, b) raporti Vg/Vt, duke qenë gjithnjë më i vogël se 1


55

karakterizon formën e gjurmës (Fig. 6.1.2). Kështu, gjurmët e dukshme në formë të «majës së

shigjetës» janë rezultat i një raporti Vg/Vt të dobët, siç është rasti i apatitit dhe zirkonit, kurse në

rastet kur raporti është më i madh, gjurmët janë eliptike dhe rrethore (rasti i xhamit vullkanik).

Në apatite dhe zirkone, gjurmët e dukshme (të projektuara) tregojnë një lloj anizotropie në

relacion më drejtimet e tyre kristalografike. Kështu, në një plan paralel me aksin kristalografik C,

vërejmë se gjurmët janë të holla paralelisht me C dhe shfaqen në formën e një V më të hapur

pingul me C. Kjo vjen nga fakti që Vt është më e madhe paralelisht me C sesa vërtikalisht me

këtë aks kristalografik (Fig. 6.1.3).

Figura 6.1.1: Paraqitja skematike e procesit të formimit të një gjurme të fisionit. Modeli i kulmit

të shpërthimit jonik. Prezantimi 2D i formimit të një gjurme të fshehur (nga Fleischer dhe al.

1965). Prezantimi 3D (modifikuar nga Walter 1989).


56

Figua -6.1.2 : (A) Forma e një gjurme të fisionit e fituar pas reaksionit kimik varet nga raporti i

shpejtësisë së reaksionit të gjurmëve VT dhe asaj të mineralit VG. (B) Gjurmët që kanë kënd të

vogël (më pak se këndi φ) në raport me sipërfaqen e reaksionit nuk janë të dukshme në

mikroskop optik. (C) Disa gjurmë të reja, që fillojnë nën sipërfaqën origjinale do te shfaqën pas

këtij reaksioni. (Fleischer & Price 1963a,b, in Tagami dhe al. 2005)

Figura. 6.1.1: (A) Forma e një gjurme të fisionit, pas reaksionit kimik, në minerale me një

ansiotropi të lart VG. (B) Projektimi i këtyre gjurmëve mbi planin e vëzhgimit. Sipas Gleadow

(1981), (in tagami dhe al. 2005).

Në një plan paralel me drejtimin kristalografik C, gjurmët bëhen pak a shumë njëkohësisht të

dukshme.

Në apatite një «tretje» kimike selektive e realizuar me acid nitrik 5 N, gjatë 20 sekondave në

temperatura 21 C, mjafton për ti bërë gjurmët të dukshme në mikroskop optik (Fig. 6.1.4a). Për

zirkonët (Fig. 6.1.4b), përdorim një solucion bazik NaOH-KOH ne 220°C, por mund të shfaqen

dallime të rëndësishme. Kështu, në shembullin e shfaqur në Fig. 6.1.5, atëherë kur gjurmët e para

janë të dukshme për 24 orë, në plan paralel me aksin C, duhet pritur 60 orë për dukshmëri të

plotë dhe izotrope. Në atë moment, arrijmë dendsitetin maksimal të dukshmërisë së gjurmëve.

VG1

VG2

VG1

VG2


57

Numri i orëve i nevojshëm për të arritur një distribucion këndor uniform është i ndryshëm

varësisht nga zirkonët. Ky distribucion përbën kriterin e vazhdueshëm të përparimit nëse koha e

sulmit është optimale (Zhai & Zhao 1992).

Kur gjurmët janë të dukshme plotësisht, sipas të gjitha orientimeve kristalografike të mundshme,

po ashtu nuk vërejmë më anisotropi në gjatësi të gjurmëve të dukshme (Masumoto 1992).

Figura 6.1.4: Gjurmët e ndarjes fisionit në apatit (a) dhe në zirkon (b) mbas sulmit kimik.


58

Figura 6.1.2: A- Shpërndarja e numrit të gjurmëve sipas këndit të tyre në raport me sipërfaqen e

kristalit. Anisotropia ruhet gjatë kohës së reaksionit. B- Shpërndarja azimutale e numrit të

gjurmëve të një sipërfaqeje në raport me drejtimin kristalor C. Anisotropia zvogëlohet me kohën

e reaksionit. Sipas Masumoto (1992)

6. 2 EKUACIONI MOSHOR I DATIMIT ME GJURMËT E FISIONIT

Zvogëlimi në kohë i popullimit të një izotopi "prind" të paqëndrueshëm ndiqet nga një ligj

eksponencial. Në mënyre korrelative, numri i gjurmëve të padukshme që akumulohen në një

mineral rritet me kalimin e kohës. Dendsiteti s (numri i gjurmëve /cm2) i gjurmëve të fisionit

spontan, në sipërfaqen e brendshme te mineralit, të dukshme nga polirimi, do të jetë funksion

njëkohësisht i përmbajtjes në U dhe i kohës prej kur këto gjurmë kanë filluar të regjistrohen. Në

fakt, gjurmët e fisionit që ruhen në një mineral, janë ato që formohen pas kalimit nën

temperaturën e tij të mbylljes (gjatë ftohjes lineare në kohë).

Vetëm matja e densitetit s nuk mjafton për të përcaktuar "moshën e gjurmës së fisionit" të një

minerali: duhet të njohim gjithashtu përmbajtjen e tij në Uran. Dimë që raporti 235U/238U është

konstant. Mund ta njohim pra përmbajtjen e 238U nëse përcaktojmë atë të 235U. Për këtë

rrezatojmë mineralin me një fluks neutronesh termike, në një reaktor bërthamor. Densiteti i

gjurmëve të fisionit i të shkaktuara ose induktuara në këto kushte në një mineral varet njëherësh

nga përmbajtja 235U dhe nga fluksi d (neutron/cm2) të përdorur.


59

Në këto kushte, mund të tregojmë që ekuacioni moshor me datimin e gjurmëve të fisionit

shkruhet (të shikohet aneksi):

)g

1ln(1

fi

s It

(1)

Ku:

t- mosha e gjurmëve të fisionit, s- densiteti (numri/cm2) i gjurmëve spontane të fisionit, i,

densiteti (numri/cm2) i gjurmëve të fisionit të induktuara, g, një "faktor gjeometrik", vlera e së

cilit varët nga teknika e datimit të përdorur, fluksineutronik, seksioni efikas i kapjes se

neutroneve termike për fisionin e 235U (570,8 x 10-22

cm-2

), I, raporti i përmbajtjes izotopike

235U/238U, (7,2527 x 10-3

) f, konstantja e dezintegrimit (shpërbërjes) nga fisioni spontan i

238U (8,216 x 10-17

ans-1

), α, konstantja e dezintegrimit nga radioaktiviteti i 238U (1,55125 x

10-10

ans-1

).

Dozimetria neutronike sigurohet nëpërmjet anshlifeve qelqi, ose "monitorëve", që përmbajnë një

sasi të njohur mirë të Uranit, të cilët rrezatohen bashkërisht me mineralet që do të datohen. Gjatë

rrezatimit, sikurse në mineralet edhe ne këto monitore prodhohen gjurme te fisionit të 235U.

Densiteti d i gjurmëve të dukshme të induktuara në këto monitore është propocional me fluksin

neutronik, duke u shprehur si me poshtë:

(2)

Ku: B është një konstante karakteristike e dozimetrit.

Ekuacioni moshor bëhet atëherë:

(3)

Ne këtë ekuacion, dy terma shkaktojnë problem:

- Nga njëra anë është e vështirë të vlerësohet me saktësi termi [Van den Haute dhe al., 1988;

De Corte dhe al., 1991].

- nga ana tjetër, vlera e njihet vetëm ne masen15%. Këto vështirësi janë mënjanuar duke

vendosur parametrin ζ:

(4)

dB

)1ln(1

fi

s IdBgt

B

f

IB

f


60

Kështu, përfitojmë formën finale të ekuacionit të moshës:

(5)

Nëse densiteti i gjurmëve fosile (s) dhe atyre të induktuara (i) janë matur në një mostër

standarde (mineral ose xham vullkanik) me moshë mjaft të njohur (tst), atëherë mund të

llogarisim ζ. nga ekuacioni (6) :

(6)

Çdo përdorues i metodës së gjurmëve te fisionit duhet të përcaktojë vlerën e tij të , e cila, për

një reaktor nuklear dhe një pozicion të dhënë të rrezatimit, varet nga kushtet e dukshmërisë dhe

vëzhgimit të gjurmëve, si dhe, në një masë të caktuar, nga kriteret e njohjes së gjurmëve. Në

fund, vlera e këtij parametri varet nga monitorët e qelqit të përdorur.

Për përcaktimin e kësaj konstanteje, përdorim disa mostra etalone me mosha të njohura

ndërkombëtarisht (Tab. 6.2.1).

)1ln(1

gt d

i

s

gd

t

sti

sts

st

)(

)(

1)exp(


61

Tabela 6.2.1. Lista e etaloneve me mosha ndërkombëtarisht të njohura për datimet me gjurmët e

fisionit. Për të përcaktuar kalibrimin tonë Zeta (), kemi përdorur etalonet «Durango» dhe

«Fish Canyon Tuff». Moshat në përgjithësi janë mosha të ponderuara.

Në këtë punim (Tab. 6.2.2), për të llogaritur vlerat si dhe për datimet kemi përdorur monitorët

e qelqit 962 te Institutit Kombëtar për Standarde dhe Teknologji (NIST, Gaithersburg, Mariland,

USA, për dozimetrinë neutronike).

Vlerat e të përfituara nga dy vëzhgues janë të ngjashme Tab. 6.2.2,:


62

Tabela -6.2.2 – Vlerat e parametrit të përdorur për këtë studim. Monitorët e qelqit te përdorur:

NBS 962. Dur, Durango nga Meksika; FCT, Fish Canyon Tuff nga Kolorado.

6. 3 TEKNIKA E DETEKTORËVE TË JASHTËM

Janë propozuar disa qasje eksperimentale të datimit të gjurmëve të fisionit. Në këtë studim kemi

përdorur teknikën e datimit të quajtur metoda e detektimit të jashtëm, në të cilën datojmë

individualisht disa kristale të një lloji të një minerali. Kjo metodë është e domosdoshme kur

variacionet e përmbajtjes në Uran janë të konsiderueshme nga njëri kristal në tjetrin, sikurse tek

zirkonët, ose të çdo kristali bartës i një historie termike specifike, sikur mineralet që kanë

prejardhje nga shkëmbinjtë sedimentarë detritikë (Gleadow dhe al. 1976 ; Hurford 1990).

Në metodën e "detektorve të jashtëm", një fletë mike vendoset mbi anshlifin me kristale të

poleruar dhe së bashku rrezatohen (Fig. 6.3.1). Gjurmët e induktuara, të përfituara mbi detektorin

(fletën e mikës) janë zmadhuar kimikishit dhe te dukshme në mikroskop optik. Densitetet e

gjurmëve fosile dhe të induktuara të matura janë relativisht të njëjtës sipërfaqe të një kristali.

Megjithatë, meqë gjurmët e induktuara nuk janë drejtpërdrejt të matura mbi mineralin, por mbi

një detektor të jashtëm (flet mike) qe regjistron gjurmët e fitionit të shkaktuara në reaktor nga

fisioni i 235

U, ekziston një dallim gjeometrik ne lidhje me origjinën e gjurmëve. Gjurmët fosile,

në mineral, vijnë nga një hapë

brendshme të mineralit e cila zbulohet me polirim (gjurmët e vëzhguara vijnë në mënyrë të

barabartë nga atome të Uranit të vendosura mbi dhe nën sipërfaqen e vëzhgimit, para polerimit),

kurse gjurmët e induktuara, mbi detektorin e jashtëm vijnë nga gjysma e hapësirës së vetme të

mineralit që ka përballë detektori (Fig. 6.3.1).

Duke ndërhyrë me një faktor gjeometrik «g»; përvoja tregon që duke punuar mbi ballët paralele

të drejtimit C të zirkonit ose apatitit me një detektor të jashtëm të muscovit (Gleadow &

Lovering, 1977) përfitojmë një faktor "g" konstant afër me 0,5


63

Figura 6.3.1: Shpjegimi skematik i metodës eksperimentale përfshirë dallimin e

gjeometrisë së dy pjesëve te numërueshme.


64

6. 4. DOMETHËNIA E NJË MOSHE GJURMË E FISIONIT

6. 4. 1. Zonat e qëndrueshmërisë së gjurmëve

Eksperiencat laboratorike ne temperatura relativisht te larta dhe datimi i kristaleve të apatitit të

marra në thellësi të ndryshme në shpimet e puseve të naftës kanë treguar që temperatura është

faktori kryesor i jostabilitetit të gjurmëve spontane te fisionit, në natyrë (Fleischer dhe al. 1975).

Në një pus nafte është vënë re se sa më shumë rritet temperatura në një thellësi të caktuar, aq më

të shkurtra janë gjurmët e fisionit të shfaqura në një mineral. Kjo shkurtësi e gjurmëve është

funksion kryesisht i mineralit dhe i kohëzgjatjes së qëndrimit në një temperaturë të caktuar.

Nën efektin e temperaturës, rrjeti kristalor i dëmtuar nga kalimi i fragmenteve të fisionit (gjurmët

e fshehura) ka aftësinë e riorganizimit nga difuzioni ndërkristalor. Gjurmët e fshehura mund pra

të tregojnë një ulje të gjatësisë së tyre (Fig. 6.4.1.1).

Figura 6.4.1.1: Prezantimi skematik i mekanizmit të reduktimit të pjesshëm të gjatësisë së

gjurmëve (Carlson 1990). Figura (a) tregon gjatësinë origjinale. (b) Zvogëlimi i gjatësisë ndodh

fillimisht nga shkurtimi aksial i pjesës cilindrike më funde konike te saj. Në nivel të lart pjekje,

(c) pasi gjurma te jetë shkurtuar deri në raportin L/L0 ≈ 0.65, norma e zvogëlimit të gjatësisë së

gjurmëve shpejtohet nga segmentimi (modifikuar nga Corrigan, 1991).


65

Ky zvogëlim është gjithashtu funksion i anisotropisë së mineralit. Për kohëzgjatje të njëjtë në

një temperaturë të caktuar, norma e shkurtimit është më e madhe për gjurmët te orientuara pingul

me drejtimin C në raport me ato që gjendën paralel me këtë aks ; sa më shumë kushtet

temperaturë –kohë rriten, aq më shumë rritet ky dallim (Fig. 6.4.1.2) (për rastin e apatitit , Green

dhe al. 1986: Donelick dhe al. 1991: Donelick dhe al. 1999) dhe për zirkonit, (Tagami dhe al.

1990). Norma e zvogëlimit të gjurmëve varet gjithashtu nga përbërja kimike. Për kushtet të

njëjta, gjurmët e fisionit në apatite të pasura me Cl janë shumë më rezistente (në shkurtes) sesa

ato të pasura me OH dhe F (Green dhe al. 1985 ;Crowley dhe al. 1991: Carlson dhe al. 1999:

Barbarand dhe al. 2003b). Për mineralin e apatitit, është vëzhguar një ndikim i presionit mbi

gjatësinë e gjurmëve nga Wendt dhe al. (2002) (për presion më shumë se 1 kbar) por mbetet i

diskutueshëm (Khon dhe al. 2003). Një varësi e tillë për zirkonin është e panjohur (Fleischer dhe

al. 1965b ; Brix dhe al. 2002 ; Yamada dhe al. 2003).

Mosha «gjurmë e fisionit» (GJF) përcakton kohën (nga ekuacioni (5)) prej të cilës gjurmët

spontane (fosile) janë regjistruar, por me kusht që të jenë plotësisht të ruajtura, do të thotë që

gjatësia e tyre mesatare e dukshme të jetë e afërt me ato të gjurmëve të induktuara. Në rast të

kundërt, me gjurmë më të shkurta, të ardhura nga një histori termike e mineralit që datohet,

atëherë mosha GJF do te jetë një moshe minimale e kohës së fillimit të regjistrimit të gjurmëve të

dukshme.

Në përgjithësi, për mineralet, përcaktojmë tre fusha të stabilitetit termik të gjurmëve të fshehura

(Wagner & Storzer, 1972) (Fig. 6.4.1.3). Zona e paqëndrueshmërisë së plotë (ZPP), Zona e

mbajtjes se pjesshme (ZMP) dhe zona e qëndrueshmërisë së plotë (ZQP)

Zona e paqëndrueshmërisë së plotë (ZPP), ku temperatura është më e madhe se 120±10°C për

apatitët dhe më e madhe se ~280°C për zirkonët, është një fushë "e fshirjes" totale të gjurmëve

fosile. Në këtë zone, gjurmët nuk janë të qëndrueshme. Porsa formohen, ato zhdukën shpejt për

arsye të riorganizimit të shpejt dhe të plotë të rrjetit kristalor. Në këtë zonë gjurmët e fshehura

kanë jetëgjatësi të shkurtër.

Zona e mbajtjes së pjesshme, ose zona e pjekjes së pjesshme (ZMP), është zona ku gjurmët

shfaqen më të shkurtra nga ndikimi i kohës dhe temperaturës. Për apatitin, ndërmjet 120 dhe

60°C, (~270°C dhe ~200°C për zirkonin), si pasojë e formimit të një gjurme rrjeti kristalor nuk

riorganizohet plotësisht. Është zona në të cilën gjatësitë e dukshme të gjurmëve varen nga

temperatura e ambientit në një thellësi të caktuar. Këto gjatësi të dukshme zvogëlohen në mënyrë

progresive deri sa zhduken kur temperatura arrin~120°C, për apatitin (këto limite ndryshojnë

pak, përafërsisht 10°C, për kohëzgjatje të ndryshme: dhe mund të ndryshojnë më shumë se 40°C,


66

në funksion të përbërjes kimike) dhe ~270°C për zirkonët (në funksion të normës së ftohjes dhe

të normës së dëmtimeve te rrezatimeve alfa). Për një kohë të caktuar të qëndrimit, gjurmët e

dukshme janë edhe më të shkurtra, tek baza e kësaj ZMP (Fig. 6.4.1.3).

Figura 6.4.1.2. Prezantimi i ndryshimit të gjatësive te gjurmëve të induktuara në apatitet e

Durango-s sipas kushteve të ndryshime të pjekjes së pjesshme. Për një gradë relativisht të dobët

të pjekjes së pjesshme (a-c), gjatësitë e gjurmëve, në funksion të këndit të tyre në raport me aksin

C janë të shpërndara në mënyrë uniforme sipas një elipsi .Për gradë relativisht më të mëdha të

pjekjes së pjesshme (d-f), është i vëzhguar një ulje e rëndësishme e gjatësive të gjurmëve që kanë

një kënd të madh në raport me aksin C, ("elipsi i thyer"). Sa më shumë rritet «pjekja» e

pjesshme, aq më shumë "thyerja" e elipsit kthehet duke ardhur paralel me drejtimin C (Donelick

dhe al. 1999 ; 2005).


67

Figura 6.4.1.3. Skema që përmban zonat e mbajtjes së pjesshme (ZBP) të zirkoneve dhe

apatiteve. Zona e qëndrueshmërisë së plotë (ZQP) është zona e regjistrimit të plotë të gjurmëve.

Nga temperatura sipërfaqësore deri në 60°C për apatitët dhe 200°C për zirkonët, ekziston vetëm

një ndikim minimal i saj mbi gjatësitë e gjurmëve të cilat janë më të mëdha sesa ato të matura

mbi mineralet që kanë qëndruar në zonën e mëparshme dhe kanë gjatësi të përafërt me gjurmët e

induktuara (në reaktor bërthamor).

6. 4. 2. Shpërndarja e gjatësive të gjurmëve të mbyllura, rasti i apatitit

Nga fakti që gjatësitë e gjurmëve të fisionit ndryshojnë sipas një game të temperaturës (në

brendësi të ZMP), është e mundur të interpretojmë më mirë dhe më saktë një moshë gjurmë të

fisionit nëse përcaktojmë shpërndarjen e gjatësive të tyre të dukshme. Për këtë duhet të matim

gjurmët e përfshira plotësisht brenda kristalit, në mënyrë që të përcaktojmë gjatësinë e saj. I

kryejmë këto matje mbi gjurmët që quhen të mbyllura. Sipas një përkufizimi, do ta quajmë

gjurmë të mbyllur të gjitha gjurmët plotësisht të përfshira brenda një minerali dhe që mund të

bëhen të dukshme nga një reagent i përshtatshëm vetëm nëse ato priten nga një gjurmë tjetër e

cila prêt gjithashtu sipërfaqen e mineralit ku hidhet reagenti (TINT, "Track IN Track") ose nëse

pritet nga një thyerje edhe ajo prerëse me sipërfaqen e mineralit (TINCLE, "Track IN


68

Cleavage"), (L lëng ose përfshirja minerale e shpjegueshme (TINDEF "Track IN DEFect")

(Donelick dhe al 2005) (Fig.6.4.2.1.a). Ato që masim, janë paralele me sipërfaqen e polirimit.

(Fig 6.4.2.1.b) Në studimin kemi kryer matje vetëm mbi TINT dhe TINCLE në kristalet e

apatitit.

Figura 6.4.2.1. a) Pamje skematike në të cilën shikohet forma e gjurmëve në thellësi të quajtura

gjurmë të mbyllura të përdorura për studimin e shpërndarjes së gjatësive të tyre. b) Fotografi e

gjurmëve të mbyllura mbi sipërfaqen e kristalit të apatitit (Muceku B., 2007).

Vërejmë që në mostrat standarde të apatitit, të shkëmbinjve vullkanik të cilat nuk janë nxehur më

shumë se 60°C pas shpërthimit të tyre (Fish Canyon Tuff, Perendimi i Shteteve të Bashkuara

dhe Durango, Meksikë), që gjurmët fosile janë mesatarisht rreth 1 à 1,5 µm më të shkurtra sesa


69

gjurmët e induktuara , gjatësia mesatare e tyre (MTL) ndryshon nga 14.5 deri 15 µm me një

devijim standard midis 0,8 dhe 0,9 µm (Gleadow dhe al. 1986: MTL për zirkonët është ~10.5

µm, Hasebe dhe al. 1994). Gjurmët e fisionit të 238

U dhe 235

U teorikisht duhen të kenë

shpërndarje të njëjtë të gjatësive të tyre. Ndryshimi i vërejtur vjen ndoshta nga një riorganizim,

në kushte natyrore, ndonjë nga stabiliteti i defektit të përhapjes në ekstremitete të gjurmëve të

fshehura. Në të vërtetë, dëmi për njësitë rrugës së energjisë përgjatë rrjetit të krijuar nga fisioni

zbutët në skajet të gjurmëve, përfshirë një gjatësi të reduktuar të gjurmëve të fshehur fosile.

Kemi vërejtur edhe në laborator këtë zvogëlim në funksion të intervalit të kohës nga rrezatimi në

reaktor dhe krijimi i gjurmëve të fshehura deri në çastin e reaksionit kimik qe ato bëhen të

dukshme (Green dhe al. 1986 ; Donelick 1991). Megjithatë, pranojmë që ato shpejt përfitojnë një

qëndrueshmëri. Kështu, gjurmët e fisionit spontan të shkëmbinjve volkanikë të FCT (28 Ma) dhe

të Mont Dome … (98 Ma) prezantojnë shpërndarje të ngjashme, të përqendruar tek 14,5 µm.

Shpërndarja e gjatësive të gjurmëve fosile është kryesisht funksion i rrugës së mineralit në

hapësirën kohë-temperaturë. Figura 6.4.2.2 tregohen tre skenarë të tipit:

- Kurba I. - përfaqëson rastin e shkëmbinjve vullkanik ose të denduar shpejt, që kanë pësuar një

ftohje shumë të shpejt mbas vendosjes së tyre, për shembull nga zhvarrosja tektonike. Koha e

kaluar në ZMP është e shkurtër. Gjatësia mesatare e gjurmëve fosile të mbyllura është e lartë,

>14 μm, dhe devijimi standard është ≤1 μm (gjurmë të formuara plotësisht në një temperaturë

nën 60°C).

- Kurba II. - i korrespondon një norme të ftohjes mjaft të ngadalshme (erozion dhe denudimit

progresiv). Gjatësia mesatare e gjurmëve të mbyllura është më e vogël, deri në 12-13 μm,

devijimi standard është >1 mm, deri në 1,9 μm, sipas normës së ftohjes, minerali ka kaluar në

mënyrë efektive një kohë më të gjatë në ZMP sesa në rastin e mëparshëm. Shpërndarja paraqet

një pjerrësi karakteristike të anës së gjatësive të vogla të gjurmëve.

- Kurba III. - nshpreh rastin e një rruge më komplekse të realizuar gjatë një zhytjeje, nën

shkëmbinj sedimentarë, të një metamorfizmi të kontaktit, ose, për shembull, si pasojë e

qarkullimit të ujërave hidrotermale: ftohja e shkëmbit pas një ngjarje të tillë termike të moderuar.

Të gjitha gjurmët e prodhuara përpara maksimumit të fundit termik janë zvogëluar në një

shpërndarje të gjatësive të gjurmëve tipike të kësaj temperature. Disa gjurmë më të gjata do të

rishfaqen pastaj, gjatë ftohjes finale: kemi në këtë rast një shpërndarje te gjatësive të gjurmëve

bimodale, gjatësia mesatare e së cilës mund të zbres deri në 10-12 μm dhe devijimi standard të

arrijë 3 μm. Në raste të shumta, megjithatë, nuk kemi të bëjmë me shpërndarje aq karakteristike.

Për të interpretuar bashkësinë moshë/shpërndarje të gjatësive të gjurmëve të apatikëve, duhet pra


70

të përdorim një model optimizmi i të dhënave. Në këtë punim kemi përdorur atë të Ketcham dhe

al. (2000 ; 2005).

Figura 6.4.2.2: Diagramet e historive te ndryshme termike të mundshme të përcaktuara për një

mostër në funksion të shpërndarjes së gjatësive të gjurmëve të mbyllura

6. 4. 3. Parametri kinetik i gjurmëve të fisionit.

Kemi parë që kinetika e shkurtesës së gjurmëve të fisionit, përveç kohës dhe temperaturës, është

po ashtu e kontrolluar nga përbërja kimike e apatitit. Për të pasur një lidhshmëri ndërmjet

kinetikës së shkurtesës së gjurmëve në raport me përbërjen kimike, autorë të ndryshëm

propozojnë të masin parametrat mbi çdo kokërr të datuar dhe çdo kokërr që masim gjatësitë e

gjurmëve. Një përshkrim i hollësishëm i parametrave kinetikë dhe rëndësia e matjeve të tyre

është dhënë nga Donelick et al. (2005).


71

Këta parametra janë:

- Dpar, mesatarja aritmetike e diametrit të gjurmëve të projektuara, paralelisht me aksin

C të apatitit.

- Cl %, përmbajtja në përqindje e Klorit, ose C1 apfu, (numëri i atomëve të Cl për njesi

të formulës).

- OH apfu, përmbajtja në hidroksil, (numri i atomeve për njësi të formulës).

- mikrospektroskopia Infra-Kuq (IK), ku karakteristikat e përvetësimit IK janë funksion

i përmbajtjes në F dhe C1 të apatitit.

- Dëmet e grumbulluar nga rrezatimi α në apatit dhe në zirkon, nga zvogëlimi α të U dhe

Th.

Masa e parametrave kinetikë, Cl apfu, OH apfu (Carlson dhe al. 1999), mikrospektroskopia IK

(Siddall & Hurford 1998), dëmet e grumbulluara të rrezatimit α (Hendriks & Redfield 2004 ;

Garver dhe al. 2004), janë komplekse dhe japin rezultate të përkryera edhe Donelick dhe l.

(2005) insiston të përdoret matja e parametrave kinetik Dpar dhe Cl%. Dpar është lidhur

pozitivisht me Cl % dhe OH% dhe negativisht me Fl % (Donelick & al. 1993: Donelick & al.

1995: Burtner & al. 1994).

Studimet të kryera nga Carlson dhe et al. (1999) kanë treguar që mund të kemi një vlerësim të

efekteve të përbërjes kimike mbi ndryshimet e gjatësive të gjurmëve, duke matur Dpar. Gjurmët

e fisionit mbi apatit kanë vlera të ulëta të Dpar (≤1,7 μm, kur apatitet janë të sulmuar nga acidi

HNO3, 5,5 molar gjatë 20 sekondave, në temperaturë në 21°C), dhe që shkurtojnë relativisht

shpejt, karakterizojnë më tepër kalikan-fluorapatitë, tipi i apatitit më i përhapur. Gjurmët e

fisionit që prezantojnë vlera të larta të Dpar (≥1,7 μm) dhe shkurtohen më ngadalë nga raporti i

homologëve të tjerë, janë më tepër klorapatitët.

Kokrrizat e apatitit që kanë përqindje të vogël të Cl (<1-2 %) prezantojnë shpeshherë, por jo në

të gjitha rastet, gjurmë që shkurtohen relativisht më shpejt në raport me homologët e tyre me

vlera të larta të Cl % (>1-2 %), (Carlson dhe al. 1999: Barbarand dhe al. 2003a).

Kinetika e shkurtimit të gjurmëve të fisionit nuk është vetëm i kontrolluar nga parametri kinetik

Cl %. Elemente të tjerë mund të luajnë rol të rëndësishëm, që është vënë në dukje nga

tretshmëria e apatitit (lidhur drejtpërdrejt me Dpar, Carlson dhe al. 1999). Kokrrizat e apatitit që

i qëndrojnë më pak shkurtimit (Dpar ≤ 1,50 μm ; Cl % = 0 ), pësojnë një fshirje totale të

gjurmëve të tyre të fisionit deri në 100-110°C, në një mjedis gjeologjikë, ndërsa kokrrat që i


72

qëndrojnë më shumë shkurtimit (Dpar ≥ 3,00 μm ; Cl % ≥ 3 %), pësojnë një fshirje totale të

gjurmëve të tyre në një temperaturë që mund të arrijë 160°C. Kur kokrrizat më pak të

qëndrueshme gjenden në zonën e paqëndrueshmërisë totale, ndërsa për kokrrizat më shumë të

qëndrueshme reagojnë sikur sapo kanë hyrë në zonën e mbajtjes së pjesshme (Ketcham et al.

1999). Shohim pra, ZRP ose temperatura e mbylljes ndryshon në funksion të përbërjes kimike të

apatitit.

Donelick dhe al. (2005) nënvizon rëndësinë e matjes së këtyre dy parametrave kinetik, sidomos

për shkëmbinjtë sedimentarë. Nëse nuk marrim, të paktën, njërin nga këta parametra (Dpar et Cl

%), matja e kryer e gjatësisë së gjurmëve nuk është përfaqësuese.

6. 4. 4. Modelet termike

Sapo pamë më parë që historitë të ndryshme termike të shkëmbinjve korrespondojnë me

shpërndarjet karakteristike të gjatësive të gjurmëve të mbyllura (Fig. 6.4.2.2). Nëse njohim

shpërndarjen e gjatësive të gjurmëve, është pra e mundur të rivendoset historia termike e një

mostre nën temperaturën e saj të mbylljes. Për këtë, duhet pasur mbështetje tek një model sasior i

fshirjes termike të gjurmëve, që mundëson parashikimin e moshës dhe shpërndarjen e gjatësive

të gjurmëve të mbyllura rezultuar nga një histori termike e caktuar. Këto modele, bazuar mbi

përvojën laboratorike ekzistojnë për apatitët që prej dy dekadave te fundit. Kohët e fundit modele

të tilla janë propozuar gjithashtu për zirkonët, por nuk janë ende shumë të përdorshëm.

Modele sasiore janë propozuar nga Corrigan 1991; Crowley et al. 1993a; Gallager 1995; Hadler

et al. 2001; Issler 1996a; Ketcham et al 2000; Ketcham 2005; Lutz & Omar 1991; Willet 1997.

Karakteristikat bazë të këtyre zgjedhjeve janë të ndërtuar nga:

- një model teorik i shkurtimit të gjurmëve të mbyllura, që parashikon se si ky sistem

ndryshon në funksion të kohës dhe temperaturës.

- një algoritëm që llogarit ne mënyrë të vazhdueshme evoluimin e modelit mbi një rrugë

kohë-temperaturë.

- një mënyre statistike për të krahasuar llogaritjet modelet me të dhënat e matura.

- një strategji për zgjedhjen e rrugëve kohë-temperaturë që mund të krahasohen me të

dhënat, dhe kërkimin e modeleve optimale të rrugës kohë-temperaturë që përputhen me të dhënat

e matura.


73

- një mënyrë për të parë gamën e rrugëve kohë-temperaturë koherente me të dhënat e

matura, (Ketcham et al 2005).

Në punimin tonë kemi përdorur modelin AFTsolve (Ketcham dhe l. 2000) dhe HeFTy (Ketcham

dhe al. 2005). Ata kanë përparësinë në raport me të tjerët, parashikojnë rrugët kohë-temperaturë,

si një sistem multi-kinetik, pra, ata kryejnë korrigjimin e ndikimit të anisotropisë së apatitit mbi

gjatësinë e gjurmëve dhe marrin parasysh parametrat kinetik të secilës kokërrize dhe të secilës

kokërrize që i kemi matur gjatësinë e gjurmëve.

6. 5. SAKTËSIMI DHE PREZANTIMI I NJË MOSHE GJURMË E FISIONIT

6. 5. 1. Shpërndarjet e moshave TF.

Në një shkëmb metamorfik ose plutonik, apatitët dhe zirkonët e tyre mund të kenë më shumë se

një popullim moshash sipas historisë të qëndrimit të mostrës në ZRP. Për apatitët, kjo është për

shkak të ndryshimit të ndjeshmërisë së fshirjes së gjurmëve ndërmjet klorapatit dhe fluorapatit,

këta të fundit janë pak më të ndjeshëm sidomos kur T=90°C (Green et al. 1987). Për zirkonët,

kjo i atribuohet gradave të ndryshme të metamiktizimit, do të thotë të ndryshimit (alterimit) të

rrjetit të tyre kristalor nga lëvizja e bërthamave të transmetuesve-α që ata përmbajnë (U, Th dhe

pasardhësit e tyre radioaktiv -α). Dhe, mbi të gjitha, për të njohur moshat e ndryshe të

prejardhjeve të kristaleve, është e domosdoshme të njihen moshat individuale të çdo kristali

apatiti apo zirkoni.

6. 5. 2 Testi i χ2.

Precizioni i një moshe gjurmë e fisionit me metodën e detektorëve të jashtëm varet nga

ngjashmëria e moshave të çdo kristali të të njëjtit kampion. Varet po ashtu nga gabimet statistike

të lidhura me numërimet, po aq mbi gjurmët fosile dhe të shkaktuara (induktuara) si dhe mbi

gjurmët e monitorëve.

Për të testuar ngjashmërinë e moshave gjurmë të misionit, përdorim testin e Chi-katror (χ2)

(Galbraith, 1981 ; Green, 1981). Kjo konsiston në numërimin e gjurmëve fosilie (spontane) dhe

të shkaktuara (induktuara), dhe krahasuar ato me numrin e pritur për një shpërndarje

puasoniane(l/numër)1/2

ku mesatarja është ajo e N kokrrizave të numëruara. χ2llogaritet pra për

një shkallë lirie V = N-l ku N është numri i kokrrizave të datuara.


74

Konsiderojmë që nëse vlera e P(χ2) është më e madhe se 5%, testi është pozitiv. Jemi në

prezencë të një tipi të vetëm të popullimit, kjo do të thotë që të gjitha kokrrizat e datuara i

përkasin një popullimit të vetëm moshe. Duhet cekur që sa më shumë vlera është afër 100%, aq

më shumë kjo reflekton me një shpërndarje të ulët të moshës. Kur P(χ2) <5%, kemi të bëjmë me

më së paku dy popullime moshash. Ky test, megjithatë, nuk lejon të përcaktojmë numrin e

popullimeve të moshave të pranishme në kampionin e analizuar.

6. 5. 3. Shpërndarja e moshës qendrore

Për llogaritjen e moshës së çdo mostre, kemi përdorur metodën e moshës qendrore (Galbraith

dhe Laslett, 1993). Kjo metodë mundëson të llogarisim mesataren logartimike (moshë qendrore)

të moshave të kokrrizave të ndryshme të datuara, por edhe një parametër të shpërndarjes që

mundëson të vërejmë nëse të gjitha moshat i përkasin ose jo të njëjtit popullim. Ky parametër i

shpërndarjes shprehet në përqindje dhe konsiderojmë që ka më shumë se një popullim moshe në

një kampion nëse ky parametër është >30% dhe një popullimi të vetëm nëse është < 15%. Situata

është e pasigurt kur shpërndarja është e përfshirë në mes të këtyre dy vlerave.

6. 5. 4. Përfaqësimi i një moshe gjurmë e fisionit

Gjatë studimit tonë, moshat e fituara mbi apatitët dhe zirkonët janë llogaritur nga programi i

Dunkl (2001). Ky program ndjek procedurën e llogaritjes së moshës qendrore (Galbraith et

Laslett, 1993) dhe mundëson një pamje të diagrameve "radiale" dhe "njëkohëse". Në këta tipa

diagramesh, çdo pikë përfaqëson një kristal të analizuar (Galbraith, 1988 et 1989) (Fig. 6.5.4.1.).


75

Figura 6.5.4.1. Tipi i përfaqësimi të një moshe gjurmë e fisionit në formë të diagramit radial për

apatitët dhe për zirkonët. Çdo pikë përfaqëson moshën e kokrrës (tj).t korrespondon me moshën

qendrore të mostrës dhe .

Kjo grafikë mundëson një pamje mjaft të mirë të të dhënave, ngase çdo moshë është e

përfaqësuar me gabimin e saj në një pikë të vetme. Kjo mundëson që kështu të realizojmë

shpërndarjen e moshave te kokrrizave individuale rreth një moshe reference. Gabimet e moshave

individuale llogariten sipas statistikës së Puasonit: σ=[(1/Ns)+(1/Ni)+(1/Nd)]1/2

.


76

7. ASPEKTE EKSPERIMENTALE ME ANALIZËN E GJURMEVE TË FISIONIT

Datimet e paraqitura në këtë punim janë realizuar në mineralin e apatitit. Për këtë qëllim për

secilin nga kampionet e analizuar janë marrë në terren rreth 5 kg sasi shkëmbore, të cilat janë

bluar dhe kryer ndarja mineralogjike. Te gjitha operacionet e bluarjes dhe ndarjes janë kryer në

Laboratorët e Fakultet te Gjeologjisë dhe Minierave. Duke përdorur teknikat konvencionale që i

korrespondojnë përdorimit te lëngjeve të rënda, për të realizuar ndarjen e mineraleve të apatitit

dhe zirkonit, është punuar sipas procedurës së mëposhtme:

Për këtë qëllim janë zgjedhur 16 kampionë, të cilët janë bluar dhe, pas sitjes, janë seleksionuar

fraksionet 80 deri 160 µm si dhe nga 160 deri me 250 µm. kampionet me fraksionet e

sipërpërmendura i kemi kaluar në tavolinën gravitacionale, fraksionet e rënda që përftojmë nga

tavolina i kemi kaluar në separator magnetik, i cili lejon largimin e mineralve magmetike dhe

paramagnetike. Pastaj fraksioni “jomagnetik” është kaluar në lëngje të rënda, në tetrabromoetan,

i cili lejon përftimin e mineraleve me dendësi mbi 2.85. Për përftimin e apatitit dhe zirkonit,

mineralet me dendësi më të madhe se 2.85, i kemi kaluar në jodurin e metilenit, i cili ka dendësi

3.3, kështu që në fraksionin me dendësi më të madhe se 2.85 dhe më të vogël 3.3 do të përftojmë

mineralin e apetitit, ndërsa në fraksionin me dendësi më të madhe se 3.3 atë të zirkonit.

Sipas procedurës së mësipërme do të përftojmë mineralin e apetitit, i cili ka dendësi midis 2.85

dhe 3.3 g/cc, dhe mineralin e zirkonit, i cili ka dendësi më të madhe se 3.3 g/cc.

Si përfundim kemi montuar dhe poleruar rreth 12 kampione me mineralin e apatitit, të cilët, për

të zmadhuar gjurmët e fisionit dhe për t’i bërë të dukshme në mikroskop optik, kampionet do të

vendosen për 20 s në temperaturë 21oC ne acid Nitrik 5.5 M. Pastaj këto kampione janë dërguar

për rrezatim me neutrone termike në centralin bërthamor të kërkimit shkencor «Heinz Maier-

Leibnitz (FRM II)» ne Universitetin Teknik te Munihut ne Gjermani.

7. 1. Përgatitja e kristaleve të apatitit.

Kristalet e apatitit janë përzgjedhur në bazë të morfologjisë pak a shumë homogjene, të cilët janë

hedhur në një sipërfaqe të sheshtë në mënyrë që aksi kristalografik i tyre të jetë paralel me këtë

sipërfaqe. Mbi ta kemi hedhur rezinën d’epoxy për të përfituar një anshlif rrethor me diametër

rreth 18 mm dhe trashësi 1-2 mm, sipërfaqja e të cilit është poleruar në mënyrë që kristalet e

apatitit të «zbulohen» deri në gjysmën e tyre. Ky proces është shumë i rëndësishëm sepse gjatë


77

polerimit mund të krijohen vijëzime, të cilat, pas reaksionit kimik, zmadhohen dhe ndikojnë

shumë në datimin e kristalit, duke e komplikuar atë.

Gjurmët spontane zmadhohen pra, bëhen të dukshme në mikroskop optik me acid nitrik (5

molar) për 20 s në një temperature 21°C. Pastaj një fletë mike (muskovit i varfër në U) ngjitet në

çdo anshlif si detektor i jashtëm përpara se të rrezatohet.

7. 2. Kushtet e rrezatimit.

Rrezatimi neutronik i kampioneve është realizuar në centralin bërthamor të kërkimit shkencor

«Heinz Maier-Leibnitz (FRM II)» në Universitetin Teknik te Mynihut në Gjermani. Fluksi

nominal i neutroneve termike është rreth 1,4x1013

n/cm2. Kohëzgjatja e rrezatimit është e

variushme, me një mesatare rreth 35 sekonda për kampionet e zirkonit, duke i korresponduar një

fluence neutronike 5x1014

n/cm2 dhe 255 sekonda për kampionet e apatitit, me një fluencë rreth

4.5x1015

n/cm2.

Rrezatimet e zirkoneve dhe apatiteve kryhen të veçanta. Gjithsesi procedura është e njëjtë.

Kampionet (anshlifet me kristalet e apatiteve) vendosen në një cilindër me diametër 2 cm dhe

gjatësi rreth 7 cm. Në përgjithësi, dy dozimetra të fluencës neutronike vendosen paraprakisht në

të dy skajet e cilindrit për të kontrolluar gradientin e fluksit te neutroneve. Këta dozimetra janë

anshlife xhami CN-1, CN-5 dhe 962 te NIST (National Institute of Standards and technology,

Gaithersburg, Maryland, USA). Këta detektorë janë të mbuluar nga të dyja faqet e tij nga një

fletë mike (muskovit i varfer ne U). Pas rrezatimit, fletët e mikave vendosen ne acid fluorhidrik

(HF me 48%) përreth 18 minuta, me qellim për të zbuluar gjurmët e misionit, te cilat i quajmë të

«shkaktuara» ose të «induktuara» nga fisioni i 235

U në kampione dhe detektorët e jashtëm.

Matja e densitetit te gjurmëve të induktuara dhe fosile janë kryer me mikroskop optik me

objektiv Xl00 dhe okular Xl0 në dritë të përshkruar. Kur kristalet e apatitit janë të vendosur në

linja të rregullta, mund të identifikojmë lehtësisht imazhin (gjurmët e induktuara mbi fletën e

mikes) të një kristali. Gjithsesi, në punën tonë kristalet janë hedhur në formë pudre. Kjo teknikë

lejon të vendosim më shumë se 100 kristale për çdo kampion në sipërfaqen e një anshlifi dhe

zvogëlojmë në mënyrë domethënëse kohën e montimit të kampioneve, por ka pengesën e

vështirësisë së gjetjes se «imazhit» të kristalit në detektorin e jashtëm. Megjithatë, kjo vështirësi

zgjidhet duke përdorur një platinë automatike e komanduar nga një program (Dimitru) me anë të

cilit regjistrojmë pozicionin e dy kristaleve ne raport me një pikë reference dhe, në këtë mënyre,

në çdo moment mund të gjejmë pozicionin e çdo kristali dhe të imazhit të tij në fletën e mikes.

Ky sistem është i montuar në Departamentin e Shkencave të Tokës pranë Fakultetit të

Gjeologjisë dhe Minierave. N përfundim 9 datime moshore janë kryer në mineralin e apatitit.


78

8. REZULTATET DHE DISKUTIMI I MOSHAVE TË GJURMËVE TË FISIONIT

8.1 Rezultatet.

Në Tabela janë paraqitur 9 moshat e gjurmëve të fisionit në apatit. Të gjitha moshat e përftuara

vijnë nga shkëmbinj kristaline. Në tabelë janë paraqitur moshat qendrore (Hurford 1990;

Galbraith & Laslett 1993) me një gabim ± 1σ. Ato variojnë nga 27.5 ± 1.8 Mv dhe 34.1 ± 1.8

Mv. Me qëllim që të kemi një kontroll mbi influencën kimike të kristaleve të apatiteve në

kinetikën e gjatësive të gjurmëve ne kemi matur gjithashtu Dpar (mesatarja aritmetike e

diametrave te gjurmëve të projektuara, të matura paralelisht me aksin C të apatitit; Carlson et al.

1999). Këto vlera variojnë uar qe apatitet e analizuar kanë përbërje

dhe kinetike të krahasueshme me standardin Durango (Carlson et al. 1999 ; Barbarand et al.

2003a).

Echantillon Grid Alt. n s Ns i Ni d Nd P(2) D t±1

Reference m.

105

/cm2

105

/cm2

105

/cm2 % % Ma

AL68a

9 2.22 (200) 4.20 (378) 3.889 (7763) 66.9 0 33.7±3.1

AL68-1

18 2.30 (414) 4.51 (813) 3.889 (7763) 66.1 0 33.4±2.1

AL120

18 2.26 (389) 4.31 (745) 3.754 (7763) 94.4 0 32.6±2.1

AP19

26 3.56 (695) 6.28 (1225) 3.570 (7763) 99.6 0 34.1±1.8

AP41

20 2.35 (461) 4.54 (892) 3.720 (7763) 100 0 32.4±2.0

AP41-2

23 2.33 (524) 4.34 (975) 3.720 (7763) 99.6 0 33.7±1.9

AP47

13 1.99 (234) 4.25 (499) 3.740 (7763) 99 0 29.6±2.4

AP47-2

14 2.03 (257) 4.19 (530) 3.740 (7763) 94 1 30.6±2.4

AP47-3

21 1.93 (329) 3.68 (618) 3.740 (7763) 99.9 0 33.6±2.4

BL114

22 2.05 (488) 4.11 (980) 3.549 (7763) 100 0 29.8±1.7

BL118-b-BM

19 2.10 (391) 4.70 (875) 3.649 (7763) 97.6 0 27.5±1.8

BL118b-FK

10 2.61 (261) 4.54 (454) 3.549 (7763) 51.1 0 34.4±2.8

BL120b

24 1.63 (248) 3.13 (475) 3.395 (7763) 99.5 0 29.9±2.4

BL125

16 1.51 (334) 3.36 (741) 3.695 (7763) 98.8 0 28.1±1.9

Tabela 8.1.1: Rezultatet e datimeve me metodën e Gjurmëve të fisionit në apatit, në zonën

e studimit.


79

Figura 8.2.2: Paraqitje e moshave të përfituara të vendosura mbi hartën dhe profilin gjeologjik

të rajonit të studiuar


80

Figura 8.2.3. Paraqitja grafike e diagrameve radiale te moshat me gjurmën e fisionit në zonën e

Vardarit, Çdo pikë në diagram paraqet një moshë individuale të një kritali te apatit


81

Figura 8.2.4. Paraqitja grafike e diagrameve radiale te moshat me gjurmën e fisionit ne masivin

Dardani, Çdo pikë në diagram paraqet një moshë individuale të një kritali të apatit.


82

8.2. Ndryshimi i gjeometrisë së izotermave termike

Mosha me gjurmët e fisionit (GJF) në një shkëmb të dhënë varet shumë nga temperatura që ai ka

kaluar dhe ndryshimi i saj në kohe. Njohja mirë e variacioneve te moshave GJF në apatit është e

rëndësishme dhe e lidhur ngushtë me njohjen e variacionit te temperaturës në thellësi të tokës.

Në litosferë nxehtësia e prodhuar nga radioaktiviteti i izotopeve të paqëndrueshme në brendësi të

saj, transmetohet kryesisht nëpërmjet përçueshmërisë; fluksi i nxehtësisë është proporcional me

gradientin termik. Në zonat orogjenike nxehtësia transmetohet nëpërmjet përçueshmërisë dhe

adveksionit. Gradienti termik në këtë mënyrë mund të modifikohet nga adveksioni i nxehtësisë

së magmave ose i fluideve, nga nxehtësia e fërkimit përgjatë një thyerje dhe nga topografia, ose

nga kombinimi i këtyre faktorëve.

Adveksioni i nxehtësisë mund të jetë shumë i lokalizuar, në rastin e intruzioneve damarore ose i

qarkullimit hidrotermal përgjatë një thyerje. Ne diskutimin tonë, meqenëse të dhënat tona kanë

një shtrirje regjionale, faktorët e përmendur më lart nuk i kemi marrë në konsideratë. Rajoni i

studiuar përbëhet kryesisht nga shkëmbinj metamorfikë dhe nuk ka shenja të vullkanizmit të ri, i

cili njihet gjerësisht në Kosovë. Nuk janë evidentuar ngjarje magmatike apo vullkanike gjatë

Tercierit. Kështu, mund të përjashtojmë hipotezat e adveksionit të nxehtësisë të magmave gjatë

kësaj periudhe kohore.

8.2.1 Topografia dhe relacioni moshë - lartësi

Për një normë të ekzymimit (zhvarrosjes) konstant (V), nga shume autore është theksuar se një

shkëmb, i cili ndodhet në majën e një mali, ka kaluar më parë izotermën e temperaturës së

mbylljes së një termokronometri të dhënë, sesa një shkëmb, i cili ndodhet në luginën ose në

faqen e këtij mali. (Figura 8.2.1.1). Kjo diferencë në kohë është më e madhe për

termokronometrat me temperaturë të lartë të mbylljes së sistemit dhe zvogëlohet për

termokronometrat me temperaturë të ulët të mbylljes së sistemit. (Figura 8.2.1.1). është vërtetuar

se efekti i ndryshimit të izotermës i shkaktuar nga topografia zvogëlohet eksponecialisht me

thellësinë (Braun et al. 2006). Sa me e ulët është temperatura e mbylljes së një termokronometri,

aq më tepër izoterma e saj do të ndjekë topografinë dhe aq me e drejtë (vertikale) do të jetë

pjerrësia e lidhjes moshë-lartësi. Pjerrësia e grafikut te relacionit moshë-lartësi të përfituar nga të

dhënat e një termokronometri ku topografia nuk influencon në gjeometrinë e izotermës së

temperaturës së mbylljes, do të japë në këtë mënyrë normën reale të ekzymimit (zhvarrosjes)

(Figura 8.2.1.1 (a)). Në të kundërtën, një ndryshim i izotermave lidhur me efektet topografike do

të japë një mbivlerësim të normës së ekzymimit. (Figura 8.2.1.1(b)). Në qoftë se ndryshimi i


83

izotermës zvogëlohet eksponcialisht në raport me amplitudën topografike, ajo është

proporcionale me gjatësinë e valës topografike. Për një termokronometër të dhënë, ekziston një

gjatësi vale topografike (λc) e tillë që për vlera më të vogla se λc, topografia nuk do të

influencojë ne izotermën e temperaturës së mbylljes. Një korrigjim i efektit topografik në

influencën e ezotermës është kryer Turcotte & Shubert, 1982; House et al. 1998. Ne rastet e

mëparshme kemi konsideruar që shpejtësia e ngritjes së terrenit ishte e njëjtë me shpejtësinë e

erozionit në të gjitha pikat e zonës së ekzymimit. Do të diskutojmë këtu gjithashtu efektin e

ndryshimit të lartësisë së sipërfaqes së erozionit në relacionin moshë-lartësi në rastet e

ndryshimit të menjëhershëm të topografisë, pa riekulibrim termik, ndryshim i menjëhershëm i

topografisë me riekulibrim termik, dhe ndryshim në mënyrë progresive i topografise me

riekulibrim termik. (Maheo, 2002).


84

Figura 8.2.1.1. Tre skenarë në te cilët norma e ekzymimit vlerësohet nga pjerrësia e

relacionit moshë-lartësi. (a) në termokronometrat e temperaturave të larta, pjerrësia është e

barabartë me normën e ekzymimit; (b) në termokronometrat e temperaturave te ulëta, pjerrësia e

përftuar mbivlerëson normën e ekzymimit; (c) një zvogëlim i relievit, prodhon një mbivlerësim

suplementar të normës së ekzymimit AER. (Brawn et al. 2002).


85

Marrim në konsideratë një rast të thjeshtë, ku forma e izotermës së temperaturës së mbylljes të

një termokronometri nuk ndryshon me kohën. Topografia finale ka amplitudën Z, e përftuar

qoftë nga rritja apo zvogëlimi i menjëhershëm i relievit (Figura 8.2.1.2.). Shpejtësia e dukshme e

ekzymimit është llogaritur nga dy kampionët A dhe B me diferencë vertikale midis tyre (Figura

8.2.1.2.).

Ështe e mundur të llogarisim diferencën e lartësisë, D të izotermës nën kampionin e marrë

(deformim i izotermës nga topografia). Ne rastin kur relievi topografik nuk e ka ndryshuar këtë

vlerë, e cila është D dhe shpejtësia e dukshme e ekzymimit është , ku V

është vlera e ekzymimit real. Në rastin kur amplituda Z e topografisë është përfituar nga

ndryshimi i relievit, dhe vlera D është prodhuar nga relievi fillestar. Për rrjedhojë në rastin e

rritjes së relievit, duke qenë më i vogël relievi fillestar, vlera e D (D2 ; (Figura 8.2.1.2. (b)) është

më e vogël se ajo e D. Përkundrazi, në rastin e zvogëlimit të relievit, vlera D (D1 ; Figura

8.2.1.2, (c)) është më e madhe se D. Kjo do të thotë se për të njëjtin reliev final, efekti topografik

minimizohet në rastin kur relievi është rritur dhe, në te kundërtën, ky efekt topografik rritet nëse

relievi është zvogëluar. Për rrjedhojë në rastin e rritjes së relievit, shpejtësia e dukshme e

ekzymimit përafrohet me shpejtësinë reale të ekzymimit. (Figura 8.2.1.2.).

Përkundrazi, në rastin e një zvogëlimi të relievit, amplituda D1 e izotermës mund të jetë më e

madhe se amplituda e relievit përfundimtar. Në këtë rast kemi inversion të relacionit moshë-

lartësi (Figura 8.2.1.2.) dhe shpejtësia e dukshme e ekzymimit është negative (Braun 2002).

)( aapp DZZVxV


86

Figura 8.2.1.2. Efekti i ndryshimit të topografisë në funksionin moshë-lartësi, në rastin kur me

kalimin e kohës izoterma nuk ndryshon. Relievi final është gjithmonë i njëjtë. (a) topografi e

qëndrueshme, (b) rritje e topografisë, (c) zvogëlim i topografisë (në Maheo 2002).

Megjithatë, në rastin e një ndryshimi të menjëhershëm të topografisë, duke mos e marrë në

konsideratë adveksionin e nxehtësisë nga vet kampionët, ekuilibri termik arrihet në të paktën në

një milion vjet. (Mancktelow & Grasemann, 1997). Për rrjedhojë, në raport me rastet e

mëparshme, ekzistenca e një riekulibrimi termik do të zvogëlojë diferencat e lartësisë D1 dhe

D2, të cilat do të shkojnë drejt vlerave të D, në ekuilibër me topografinë finale. Në rastin e një

relievi të përfituar nga rritja e disnivelit, minimizimi e efektit topografik do të jetë më i ulët. Në


87

rastin e të njëjtit reliev final por i përftuar nga ulje, diferenca midis shpejtësisë së dukshme dhe

shpejtësisë reale do të jetë më pak e fortë.

Për izotermat e temperaturave të ulëta ndryshimi i relvit gjatë ekzymimit (zhvarrosjes)

shkëmbinjve influencon me shpejtësinë e dukshme të ekzymimit. Me rastin kur me kalimin e

kohës relievi rritet dhe në qoftë se ne bëjmë një korrigjim për një topografi stabile në funksionin

moshë-lartësi funksioni i korrigjuar do të nënvlerësojë në këtë rast shpejtësinë reale të ekzymimit

(zhvarrosjes), por do të jetë në të njëjtin rend madhësie. Përkundrazi, në qoftë se relievi me

kalimin e kohës zvogëlohet, atëherë funksioni i ‘korrigjuar‘ do të mbivlerësojë dukshëm

shpejtësinë reale të ekzymimit (Brown, 2002).

Në rajonin e studiuar morfologjia e relvit paraqitet ma gjatësi valësh topografike të rendit më të

vogël se 10 km sipas drejtimit lindje-perëndim ku amplitudat topografike varion nga 500-700m.

Luginat dhe majat e maleve ndjekin pak a shumë drejtimin VP-JL. Në zonës tonë të studimit të

dhënat tona kanë një shpërndarje LP përafërsisht pingul me kontaktin Lindore të zonës së

Vardarit dhe pjesën perëndimore të Masivit Dardan në një distancë për afërsisht 25 km. Në

Figurën 8.2.1.3. 3. kemi paraqitur funksionin moshë-lartësi dhe vëmë re që moshat nuk variojnë

shumë me lartësinë ose mund të themi që funksioni i moshës me lartësinë është inverst me një

moshë të re në lartësi më të madhe kjo situatë i korrespondon rastit c Figura 8.2.1.2. dhe 8.2.1.3.

Gjithsesi varacioni dhe ampiltudat shumë të ulëta të topografisë nuk na lejojnë të dalim në

përfundimin që ky relacion është domethënës për rastin tonë të studimit.

Figura 8.2.1.3. Funksioni moshë-lartësi në rajonin Gjilan-Kamenicë


88

8. 2. 2. Gradienti termik

Me qëllim që të transformojmë historin termike ose moshat e dukshme të gjurmëve të fisionit në

normë të ekzymimit (zhavrrosjes), ne duhet të njohim gradientin termik të rajonit të studimit. Me

dijen tonë, në rajonin e Kosovës nuk janë kryer studimit të fluksit të nxehtësisë të gradintit

termik. Për këtë arsye, duke u bazuar në kontekstin gjeodinamik, rajoni i studimit po kështu edhe

gjithë Kosova bëjnë pjesë në një kore kontinentale të konsoliduar dhe, duke u bazuar në

literaturën në këtë rast, do të pranojnë një gradient termik nga 25-300C për 1km me një fluks të

nxehtësisë rreth 40-50mW/m2. Duke u bazuar në këto të dhëna, mund të vlerësojmë që shpejtësia

e ftohjes së shkëmbinjve në rajonin tonë të studimit varion nga 3.2 deri 4oC për Mv kjo shpejtësi

e ftohjes e përkthyer në shpejtësi të ekzymimit korspodon një normë zhvarrosje nga 118m-142m

për Mv.

8.3 Diskutim

Datimi me metodën U-Pb (ID-TIMS) në kristalet e vetme të zirkonit në intruzionet të ndryshme

rreth 100km në veri të rajonit tonë kanë treguar dy grupe: njëri grup me moshën oligocen (31-

30Mv) dhe grupi tjetër me moshë miocenike (20-17Mv). Grupi moshave oligocenike në rajonin

Kreshtëbardhë (Kopaonik), Drenje dhe Zejlin, konsistojnë në intruzionesh granitoide të tipit I me

vlerë pozitive të ƹHf në zirkonet, duke treguar një influencë të moderuar të kores kontinentale

me origjinë e tyre. Ky grup shkëmbinjsh është propozuar të jetë formuar nëpërmjet shkrirjes së

pjesshme të shkëmbinjve me origjinë nga manteli të vendosura në pjesën e poshtme të korës

kontinentale. Grupi intruzioneve me moshë miocinke përbëhet nga granitet tipit S dhe tregojnë

një vlerë negative ƹHf (-0-2.7), duke treguar influencë të lartë të korës kontinentale gjatë

gjenerimit të magmës.

Analizat me metodën e gjurmëve të fisionit në zirkon dhe apatit kanë treguar që vendosje e

trupave intruzive me moshën oligocen kanë qëndruar në një temperaturë mbi 3000C në korën e

sipërme për një kohë rreth 10Mv përpara se sa ata të ftohën me shpejtësi si rezultat i hapjes që ka

ndodhur rreth 16 deri në 10Mv përpara.

Zhvarrosja e këtyre shkëmbinjve në një skenar hapje bën të mundur krijimin e bërthamave

komplekse dhe që janë bashkëkohës me intruzionet e graniteve të tipit S me moshën miocenike.

Ftohja finale afër sipërfaqes poshtë temperature 1000C ka ndodhur dhe ka moshën 11Mv për të

dy grupet e intruzioneve. Këta autorë propozojnë që magatizmi me moshë Eocen i vonshëm deri

në Oligocen, e cila ka prekur pllakën e poshtme që rrjedh nga pllaka Adriatike të njësive të

Dinarideve mund të jetë shkaktuar nga delaminimi (fig 8.2.2.1) i mantelit të pllakës Adriatike


89

nga mbihypja e korës pas mbylljes së oqeanit Tetis dhe përplasja midis Adrias dhe Evropës kjo

është shoqëruar me konvergjencën ndërpllakore të Dinarideve të jashtme me pllakën e poshtme e

cila fillon gjatë eocenit të vonshëm.

Magamtizimi miocenik dhe formimi i bërthamave komplekse sugjerohet nga këta autorë të jetë i

lidhur kryesisht me hapjen prapa harkut gjithashtu duke prekur edhe vargjet malore në Dinaridet

e brendshme (Senecio Schefer et. al 2010).

Figura 8.2.2.1: Profil skematik nga lindja ne perëndim qe ilustron migrimin e magmatizmit nga

pllaka e sipërme (TIZCA-DACIA dhe Rodopet) në pllkën e poshtme (Ne ditët e sotme

DINARIDET, si rezultat i delaminimit te pllakës se poshtme (Adriatikut) mantelike, mundësisht

e lidhur me thyerjen e pllakës). Gjeometria aktuale tomografike e mantelit është dhënë nga

Piromallo dhe Morelli 2003 dhe profili i kores nga Schmid et.al 2008. S


90

Të dhënat tona të moshave në gjurmët e fisionit tregojnë që zona perëndimore e Vardarit ka

pësuar ftohje dhe denudim gjatë eligocenit të poshtëm, duke filluar nga 34Mv deri 28Mv që i

korrespondojnë kufirit të poshtëm dhe kufirit të sipër të oligocenit të poshtëm ose Rupelian,

megjithëse këto mosha nuk paraqesin diferenca të mëdha midis tyre një shpërndarje

domethënëse e lehët me mosha pak më të vjetra në pjesën perëndimore dhe më të reja në pjesën

lindore në kufirin me masivin Dardan vihet re, po kështu edhe në masivin Dardan moshat kanë

pothuajse të njëjta vlera ata varion nga 33 deri 28 Mv. Norma e ekzymimit në të dy zonat është

pothuajse e njëjtë.

Norma e ftohjes dhe ajo e ekzymimit e gjetur në këtë rajon me vlerë relativisht të ulët do t’i

korrespondonte një denudimi për shkak të ngritjes dhe erozionit si rezultat i riekulibrimit te

pllakës kontinentale pas thyerjes se saj (fig. 9.2.2.1). Përgjatë kohës se denudimit dhe ekzymimit

të shkëmbinjve nga oligoceni deri sot nuk vihet re ndryshime laterale te moshave midis dy

zonave tektonike. Moshat e fituara në këtë studim janë lehtësisht më të reja sesa ato të zonës

Vardarit në veri (Kamil et al. 2010). Të dhënat termokronologjike të përftuar nga autorë të tjerë

në veri të rajonit tonë kanë treguar që faza ekstencionale (e terheqjeje) e shkëputjes së zonës së

Vardarit ka filluar para 60Mv më parë dhe ata e lidhën këtë ftohje me një fazë erozioni, i cila

është shoqëruar me mbihypjen e zonës së Vardarit ne zonat e jashtme, të dhënat e tyre me

metodën e gjurmëve të fisionit me apatit kanë treguar një ftohje të dytë që ka filluar rreth 40 Mv

më parë në të cilat tregohet që ftohja e apatiteve në zonën e pjekjes së pjesshme ka qenë e

shpejtë, duke sugjeruar që kjo lidhet me një ngjarje tektonike e cila ka ndodhur ne regjim hapje

pas stivimit të napave tektonike. Faza e tretë që, sipas tyre, fillon 25Mv më parë, është e lidhur

me një faze ekstencioni (tërheqjeje).

Megjithëse të dhënat me metodën gjurmë të fisionit në pjesën lindore të zonës së Vardarit rreth

150km në veri të rajonit tonë tregojnë fillimin e regjimit në hapje rreth 35Mv më parë, të dhënat

tona lehtësisht më të reja tregojnë që në rajonin Gjilan-Kamnicë ky regjim ka filluar rreth 34 deri

28 Mv më parë. Të dhënat tona të fituara me metodën gjurmë të fisionit janë të ngjashme me të

dhënat tjera të fituara në veri dhe jug, të cilat lidhen me një regjim në hapje të lidhur me

mekanizmin back-arc (hapje pas harkut), e cila ka fillesën që në Eocenin e mesëm.


91

PËRFUNDIME

Përshkrimet petrografike kanë evidentuar se rajoni i studimit karakterizohet nga filite,

mikashiste, mikashiste me granate, shiste jeshile, amfibolite, amfibolite me granate, gnejse dhe

intruzione granitike. Bazamenti kristalin ndërtohet nga sekuenca gnejsore, e cila vendoset

strukturalisht nën sekuencën e mikashisteve, të cilat paraqesin një vijueshmëri të qartë

strukturore.

Në rajonin e Gjilanit - Kamenicёs paraqitet një ndër zonat kryesore të kolizionit oqeanik tё

Neotetisit me kontinentin Evropian. Fenomene tё shumta tektono-metamorfike kanё prekur

shkёmbinjtё e bazamentit kristalin Variskantё Paleozoit (njёsia Dardania) së bashku me

melanzhin tektono-sedimentar dhe më pak sedimentet turbiditike tё Kretakut tё kёtij rajoni.

Strukturat e deformimit planar regjonal tё shistozitetit dhe foliacionit paraqesin njё sjellje tepër

homogjene dhe tё ngjashme si nё shkёmbinjtё tё afinitetit oqeanik të zonës së Vardarit, po ashtu

në bazamentin e tij dhe atë kristalin Palezoik të zonës Dardane.

Bazamenti kristalin përfaqëson një megasinformë të përmbysur drejt perëndimit. Kjo është e

shoqëruar me mezo e mikro- rrudha izoklinale, po me përmbysje drejt perëndimit. të tilla rrudha

vrojtohen në shtratimet tektonike të trashësisë nga disa milimetra deri në disa metra. Këto

shtratime tektonike të facies së shisteve jeshile, amfibolitike, mermereve, kuarciteve, liptoliteve

etj. Metamorfizmi rezulton i shkallës së lartë dhe të mesme gjatë fazës së deformimit D2 që

shoqërohet me një shistozitet regjional dhe homogjen S2 (plani aksial i rrudhave izoklinale). Ky i

fundit ka shtrirje VVP dhe bie drejt P me kënde rreth 45°.

Regjimin tektonik në tërheqje është i lidhur me dy stade te mëvonshme deformimi D3 dhe D4.

Shistoziteti i krenulimit është me sjellje heterogjene, duke dëshmuar se ai i përket fushës së

deformimit duktile-britell. Ndërsa shistoziteti i frakturës paraqet sjellje homogjene, me shtrirje

gjerësore, me rënie të fortë herë veriore dhe herë jugore.

Moshat e gjurmëve të fisionit tregojnë që pjesa lindore e Vardarit dhe pjesa perëndimore e

masivit Dardan kanë pësuar ftohje dhe denudim të njëkoheshëm gjatë oligocenit të poshtëm,

duke filluar nga 34Mv deri 28Mv. Këto mosha sugjerojnë se pas Oligocenit të poshtëm nuk


92

regjistrohen lëvizje diferencuese midis dy zonave tektonike (Vardarit dhe Masivit Dardan) ose, e

thënë ndryshe, në zonën e qepjes së dy pllakave tektonike (mikropllakës së Adrias dhe pllakës

Euro-aziatike).

Të dhënat tona janë pothuajse të njëjta me të dhënat e tjera në veri, duke sugjeruar se fillesa e

fazës se deformimit në terheqje (deformimi D3 dhe D4) regjistrohet rreth 35 milion vjet më parë.

Ky regjim në hapje me karakter regjional interpretohet të jete i lidhur me mekanizmin back-arc

(hapje pas harkut).

Shpejtësia e ekzymimit varion nga 0.1 mm/vit deri 0.14 mm/vit. Norma e ftohjes dhe ajo e

ekzymimit e gjetur në këtë rajon me vlerë relativisht të ulët, do t’i korrespondonte një denudimi

për shkak të erozionit apo një denudimi tektonik relativisht të ngadalshëm.

Të dhëna të tjera me datime në mineralin e zirkonit apo aplikimi i metodës (U-Th-Sm)/He në

apatit dhe zirkon, të modeluara së bashku me shpërndarjen e gjatësive te gjurmëve të fisionit në

apatit do të bëjnë të mundur deshifrimin e saktë të historisë termike të formacioneve shkëmbore

nga fillimi i regjimit në tërheqje deri në ditët tona.


93

BIBLOGRAFIA

1. Anonime (1975). Osnovna Geološka Karta SFRJ K34-56 Vranje scale: 1:100,000,

Beograd 1975 Zavodza geološka i geofizicka istraživanja Beograd, 1963-1969.

2. Anonime (1980). Osnovna Geološka Karta SFRJ K34-31 Kuršumlija scale: 1:100,000,

Beograd.

3. Anonime (1981).Geozavod - Geološki Institut Beograd, 1964-1974.Osnovna Geološka

Karta SFRJ K34-55 Uroševac scale: 1:100,000, Beograd, Geozavod - Geološki Institut

Beograd, 1966-1980.

4. Anonime (2006). Geological Map of Kosova. KPMM, Prishtinë

5. Aubouin J, Blanchet R, Cadet J-P, Celet P, Charvet J, Chorowicz J, Cousin M,

Rampnoux J-P (1970). Essai sur la géologie des Dinarides. Bulletin de la Société

Géologique de France 12 (6):1060–1095

6. Balogh K., Svingor É, Cvetković V (1994). Ages and intensities of metamorphic

processes in the Batočina area, Serbo-Macedonian massif. Acta Mineral Petr 35:81–94

7. BARBARAND J., CARTER A., WOOD I. & HURFORD A.J. 2003b. Compositional and

structural control of fission track annealing in apatite. Chemical Geology, 198, 107-137.

8. BARBARAND J., HURFORD T. & CARTER A. 2003a. Variation in apatite fission-track length

measurement: implications for thermal history modelling. Chemical Geology, 198, 77-

106.

9. Bernoulli D, Laubscher H (1972). The palinspastic problem of the Hellenides. Eclogae

Geol Helv 65:107–118

10. Bird P (1979). Continental delamination and the Colorado Plateau. J Geophys Res

84:7561–7571

11. Bonev N, Marchev P, Moritz R et al (2015). Jurassic subduction zone tectonics of the

Rhodope Massif in the Thrace region (NE Greece) as revealed by new U-Pb and

40Ar/39Ar geochronology of the Evros ophiolite and high-grade basement rocks.

Gondwana Res 27:760–775

12. Bortolotti V, Principi G (2005). Tethyan ophiolites and Pangea break-up. Isl Arc 14:442–

470

13. Bortolotti V., Chiari M., Marroni M., Pandolfi L., Principi G. and Saccani E., (2013).

Geodynamic evolution of ophiolites from Albania and Greece (Dinaric-Hellenic belt):

one, two, or more oceanic basins? Int J Earth Sci (Geol Rundsch) (2013) 102:783–811

14. BRIX M. R., STÖCKHERT B., SEIDEL E., THEYE TH., THOMSON S. N. & KÜSTER M. 2002.

Thermobarometric data from a fossil zircon partial annealing zone in high pressure–low

temperature rocks of eastern and central Crete, Greece Tectonophysics, 349, 309-326.


94

15. Brun JP, Sokoutis D (2007). Kinematics of the Southern Rhodope core complex (North

Greece).Int J Earth Sci 96.

16. Buda Gy., Koller F. dhe Ulrych J. ( 2004). Petrochemistry of Variscan granitoids Central

Europe: Correlation of Variscan granitoids of the Tisia and Pelsonia Terranes with

granitoids of the Moldanubicum, Western Carpathian and Southern Alps. A review: Part

I, Acta Geol. Hung. 47, 17- 138.

17. Burchfiel BC, Nakov R (2015). The multiply deformed foreland fold-thrust belt of the

Balkanorogen, Northern Bulgaria. Geosphere 11(2):463–490

18. Burg JP (2011). Rhodope: From Mesozoic convergence to Cenozoic extension. Review

of petro-structural data in the geochronological frame. J Virtual Explor 39/1, electronic

edition only

19. BURTNER R. L., NIGRINI A., DONELICK R. A. 1994. Thermochronology of Lower

Cretaceous source rocks in the Idaho-Wyoming Thrust Belt. Bull Amm Assoc Petrol

Geol, 78: 1613-1636.

20. CARLSON W.D., DONELICK R.A. & KETCHAM R.A. 1999. Variability of apatite fission

track annealing kinetics I: Experimental results. American Mineralogist, 84, 1213-1223.

21. Carrigan CW, Mukasa SB, Haydoutov I. etj. (2005) Age of Variscan magmatism from

the Balkan sector of the orogen, central Bulgaria. Lithos 82:125–147

22. Cherneva Z, Gheorgieva M (2005). Metamorphozed Hercynian granitoids in the Alpine

structuresof the Central Rhodope, Bulgaria: geotectonic position and geochemistry.

Lithos 82:149–168

23. CORRIGAN, J. 1991. Inversion of apatite fission track data for thermal history information.

J. Geophys. Res., 96, 10347-10360.

24. CROWLEY K.D., CAMERON M. & SCHAEFER R.L. 1991. Experimental studies of annealing

of etched tracks in fluoapatite. Geochimica and Cosmochimica Acta, 55, 1449-1465.

25. CROWLEY KD. 1993. Lenmodel: a forward model for calculating length distributions and

fission-track ages in apatite. Computer Geosci, 19, 619-626.

26. Csontos L, Vörös A (2004). Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian

region.Palaeogeogr Palaeocl 210:1–56

27. Cvetković V., Prelević D. and Schmid S. (2016). Geology of South-Eastern Europe. P.

Papić (ed.), Mineral and Thermal Waters of Southeastern Europe, Environmental Earth

Sciences. Springer International Publishing Switzerland 2016

28. Dilek Y, Flower MFG (2003). Arc-trench rollback and forearc accretion: 2. A model

template for ophiolites in Albania, Cyprus, and Oman. In: Dilek Y, Robinson PT (eds)

Ophiolites in earth history. Geol Soc London Spec Publ, vol 218 pp 43–48


95

29. Dilek, Y., M. Shallo, and H. Furnes (2005). Rift-drift, seafloor spreading, and subduction

tectonics of Albanian ophiolites, Int. Geol. Rev., 47, 147–176.

30. Dimitrijević M. D. (1957) The structure of the crystalline region between Slišane and

Preševo(English summary). Proceedings of the 2. Kongres geologa FNRJ, Sarajevo, pp

629–634

31. Dimitrijević MD (1997). Geology of Yugoslavia. Geological institute GEMINI special

publication, Belgrade.

32. DONELICK R. 1991. - Crystallographic orientation dependence of mean etchable fission

track length in apatite; an empirical model and experimental observations. American

Mineralogist, 76, 1-2, 83-91.

33. DONELICK R. A. 1993. A method of fission track analysis utlising bulk chemical etching

of apatite. Patent 5267274 U. S. A.

34. DONELICK R. A. 1995. A metho of fission track analysis utilising chemical etching of

apatite. Patent 658800.

35. DONELICK R. A., O’SULLIVAN P. B., KETCHAM R. A. 2005. Apatite fission-track analysis.

Reviews in Mineralogy & Geochemistry, 58. 49-94.

36. DONELICK R.A., KETCHAM R.A. & CARLSON, W.D. 1999. Variability of apatite fission-

track annealing kinetics II: Crystallographic orientation effects. American Mineralogist,

84, 1224-1234.

37. DUNKL I. 2002. - TRACKKEY: a Windows program for calculation and graphical

presentation of fission track data. Computers & Geosciences, 28, 3-12.

38. Ferriére J., Chanier F. and Ditbanjong P. (2012. The Hellenic ophiolites: eastward or

westward obduction of the Maliac Ocean, a discussion Int J Earth Sci (Geol Rundsch)

101:1559–1580

39. FLEISCHER R. L. & PRICE P. B. 1963a. Charged particle tracks in glass. J. Appl Phys. 34,

2903-2904.

40. FLEISCHER R. L. &CPRICE P. B. 1963b. Tracks of charged particles in high polymers.

Science, 140:1221-1222.

41. FLEISCHER R. L., PRICE P. B. ET WALKER R. M. 1965. - Effects of temperature, pressure

and ionisation on the formation and stability of fission tracks in minerals and glasses.

Journal of Geophysical Research, 70, 1497-1502.

42. FLEISCHER R. L., PRICE, P. B. ET WALKER, R. M., 1975. Nuclear Tracks In Solids.

Principles and Applications. University of California Press, Berkeley, 604.


96

43. Froitzheim N, Jahn-Awe1 S, Frei D et al (2014). Age and composition of meta-ophiolite

from the.Rhodope Middle Allochthon (Satovcha, Bulgaria): a test for the maximum-

allochthonyhypothesis of the Hellenides Tectonics. Tectonics 32.

44. Fügenschuh B, Schmid SM (2005). Age and significance of core complex formation in a

verycurved orogen: evidence from fission track studies in the South Carpathians

(Romania).Tectonophysics 404:33–53

45. Gaina, C., Torsvik, T. H., van Hinsbergen, D. J. J., Medvedev, S., Werner, S. C., and

Labails, C.: The African Plate (2013). A history of oceanic crust accretion and

subduction since the Jurassic, Tectonophysics, 604, 4–25.

46. GALBRAITH R. F. 1981. - On statistical models for fission track counts. Mathematical

Geology, 13, 471-488.

47. GALBRAITH R. F. 1988. - Graphical display of Estimates Having Differing Standard

Errors. Technometrics,30, 488- 491

48. GALBRAITH R. F. 1989. - The radial plot : graphical assessment of spreads ages. Int. J.

Radial. Appl. Instrum., 17, 207-214.

49. GALBRAITH R.F. ET LASLETT G.M. 1993. - Statistical models for mixed fission track ages.

Nuclear Tracks, 21, 459- 470

50. GALLAGHER K. 1995. - Involving temperature histories from apatite FT data. Earth and

Planet. Sci. Lett., 136, 421-435.

51. Gallhofer D, von Quadt A, Peytcheva I et al (in press). Tectonic, magmatic and

metallogenicevolution of the Late Cretaceous Arc in the Carpathian—Balkan orogen.

Tectonics

52. GARVER J. I., SOLOVIEV A. V., REINERS P. W. 2004. Field observations of stability of

fission tracks in radiation-damaged zircon. Abstr. 10th

International Conference of

Fission Track Dating of Thermocronology, Amsterdam, 56.

53. GLEADOW A. J. W. 1981. - Fission track dating methods: what are the real alternatives?

Nuclear Tracks, 5, 3-14.

54. GLEADOW A. J. W. ET LOVERING J. F. 1977. - Geometry factor for external detectors in

fission track dating. Nuclear Track Detection, 1-2, 99-106.

55. GLEADOW A. J. W., HURFORD A. ET QUAIFE D. R. 1976. - Fission track dating of zircon -

improved etching techniques. Earth and Planet. Sci. Lett., 33, 273-276.

56. GLEADOW AJW, DUDDY IR, GREEN PF, LOVERING JF. 1986. Confined fission track

lengths in apatite: a diagnostic tool for thermal history analysis. Contrib Mineral Petrol,

94, 405-415.


97

57. GREEN P. F. 1981. - A new look at statistics in fission tracks dating. Nucl. Tracks, 5, 76-

86.

58. GREEN P. F., DUDDY I. R., GLEADOW A. J. W. AND TINGATEG P. R.; LASLETT M. 1985.

Fission-track annealing in apatite: Track length measurements and the form of the

Arrhenius plot. Nuclear Tracks and Radiation Measurements (1982), 10, 323-328.

59. GREEN P. F., DUDDY I. R., GLEADOW A. J. W. ET LOVERING J. F. 1987. - Apatite fission

track analysis as a paleotemperature indicator for hydrocarbon exploration. N.D. Neaser

(ed), Springer Verlag, 1-2.

60. GREEN P.F., DUDDY I.R., GLEADOW A.J.W., TINGATE P.R. & LASLETT G.M. 1986.

Thermal annealing of fission tracks in Apatite 1. A qualitative description. Chemical

Geology, 59, 237-253.

61. Gülmez F, Genç SG, Prelević D et al (in press). Ultrapotassic volcanism from the waning

stage of the Neotethyan subduction: a key study from the Izmir-Ankara-Erzđncan suture

belt, centralnorthern Turkey. J Petrol

62. HADLER J. C., PAULO S. R., IUNES P. J, TELLO C. A. S, BALESTRIERI M. L., BIGAZZI G.,

CURVO E. A. C. & HACKSPACHER P. A. 2001. PC compatible Brazilian software for

obtaining thermal histories using apatite fission track analysis. Radiation Measurements,

34, 149-154.

63. Handy, M. R., Schmid, S. M., Bousquet, R., Kissling, E., and Bernoulli, D. (2010).

Reconciling plate-tectonic reconstructions of Alpine Tethys with the geological–

geophysical record of spreading and subduction in the Alps, Earth Sci. Rev., 102, 121–

158,.

64. HASEBE N., TAGAMI T. & NISHIMURA S. 1994. Towards zircon fission-track

thermochronology. Reference framework for confined track length measurements,

Chemical Geology, 112, 169-178.

65. HENDRICKS BVH, REDFIELD TF. 2004. AFT and (U-Th)/He data from cratonic interiors:

evidence of denudation or low-temperature annealing. Abstr. 10th

International

66. HURFORD A.J. 1990- International union of geological sciences subcommission on

geochronology recommendation for the standardization of fission track dating and

calibration and data reporting. Nuclear Tracks Radiation Measurements, 17, 233-236.

67. ISPGJ-IGJN 2003. Geological map of Kosova. Scale 1/200.000.ICMM.

68. Karamata, S. (2006). The geological development of the Balkan Peninsula related to the

approach, collision and compression of Gondwana and Eurasian units. In: Robertson,

A.H.F. &


98

69. Kemenci R, Čanović M (1997). Geologic setting of the Pre-Tertiary basement in

Vojvodina

(Yugoslavia). Part 1: The Tisza Mega-unit of North Vojvodina. Acta Geol Hung 40:1–36

70. KETCHAM R. 2005. Forward and inverse modelling of Low-Temperature

thermochronometry data. Reviews in Mineralogy & Geochemistry, 59, 275-314.

71. KETCHAM R.A., DONELICK R.A. & CARLSON W.D. 1999. Variability of apatite fission

track annealing kinetics 3: Extrapolation to geological time scales. American

Mineralogist, 84, 1235-1255.

72. KETCHAM R.A., DONELICK R.A. & DONELICK M.B. 2000. AFTSolve: A program for

multi-kinetic modeling of apatite fission-track data. Geological Materials Research, v.2,

n.1.

73. Klötzi U.S., Buda Gy. dhe Skiöld T. ( 2004). Zircon typology, geochronology and whole

rock Sr- Nd isotope systematics of the Mecsek Mountain granitoids in the Tiszia Terran

(Hungary). Miner. Petrology 81, 113-134

74. Kockel F, Mollat H, Walther HW (1971). Geologie des Serbo-Mazedonischen Massivs

und seines mesozoischen Rahmens (Nordgriechenland). Geol Jahrb 89:529–551

75. Kodra, A., Vergély, P., Gjata, K. Bakalli, F. & Godroli, M. (1993). La formation

volcano-sédimentaire du Jurassique supérieur: Témoin de l’ouverture du

domaine ophiolitique dans les Albanides internes. Bulletin de la Société

Géologique France 164, 61–70.

76. Kolb M, von Quadt A, Peytcheva I et al (2013). Adakite-like and Normal Arc Magmas:

distinctfractionation paths in the East Serbian segment of the Balkan-Carpathian arc. J

Petrol 54(3):421–451

77. Kounov A, Seward D, Bernoulli D et al (2004). Thermotectonic evolution of an

extensional dome: the Cenozoic Osogovo-Listes core complex (Kraishte zone, western

Bulgaria). Int J Earth Sci 93:1008–1024

78. Kovács, S., Haas S., Császár, G., Szederkényi. T., Buda, G. and Nagymarosy, A. (2000).

Tectonostratigraphic terranes in the pre-Neogene basement of the Hungarian part of the

Pannonian area. Acta Geologica Hungarica 43/3, 225–328.

79. Kräutner HG, Krstić B (2002). Alpine and Pre-Alpine structural units within the Southern

Carpathians and the Eastern Balkanides. Proceedings of XVII, Congress of Carpathian-

Balkan

Geological Association Bratislava, 1–4 Sept 2002. Geologica Carpathica 53 Special Issue


99

80. Kräutner HG, Krstić B (2006). Geological map of the Carpatho-Balkanides between

Mehadia,Oravita, Nis and Sofia. CD-version provided at the 18th Congress of the

Carpathian-BalkanGeological Association, Belgrade

81. LUTZ T. M. & OMAR G. 1991. An inverse method of modeling thermal histories from

apatite

82. Marchev P, Georgiev S, Raicheva R et al (2013). Adakitic magmatism in post-collisional

setting:an example from the Early-Middle Eocene Magmatic Belt in Southern Bulgaria

and NorthernGreece. Lithos 180–181:159–180

83. Márton, E. (2000). The Tisza Megatectonic Unit in the light of paleomagnetic data. Acta

Geologica Hungarica 43/3, 329– 343.

84. MASUMOTO S. 1992. - Etching characteristics of zircon in fission track dating. J. Geosci.,

Osaka City University, 35, 13-31.

85. Meshi A., Fejza I., Muceku.B. (2014). Tekst spjegues i hartës gjeologo – strukturore

1:2500 të planshetit Gjerovice. Raport i brendshem, KPMM, Prishtine, 85faqe

86. Meshi A., Fejza I., Muceku.B. (2015). Tekst spjegues i hartës gjeologo – strukturore

1:2500 të planshetit “Bjeshket e Namuna”. Raport i brendshem, KPMM, Prishtine,

87faqe

87. Meshi A., Fejza I., Muceku.B. dhe Meha M. (2010a). Tekst spjegues i hartës gjeologo –

strukturore 1:2500 të rajonit Miresh (K – 34- 56 – C–a). Raport i brendshem, KPMM,

Prishtine, 48faqe.

88. Meshi A., Fejza I., Muceku.B. dhe Meha M. (2010b). Tekst spjegues i hartës gjeologo –

strukturore 1:2500 të rajonit Miresh (K – 34- 56 – C–a). Raport i brendshem, KPMM,

Prishtine, 62faqe.


strukturore 1:2500 të rajonit Janieve-Zhegovc (K-34-55- B-c). Raport i brendshem,

KPMM, Prishtine, 65faqe.


strukturore 1:2500 të rajonit Miresh (K – 34- 55 – D–a). Raport i brendshem, KPMM,

Prishtine, 65faqe

91. Meshi, A., F. Boudier, A. Nicolas, and I. Milushi (2010). Structure and tectonics of lower

crustal and upper mantle rocks in the Jurassic Mirdita ophiolites, Albania, Int. Geol. Rev.,

52, 117–141.

92. Most, T. (2003). Geodynamic evolution of the Eastern Pelagonian Zone in NW Greece

and the Republic of Macedonia, PhD Thesis, Eberhardt-Karls-Universität Tübingen, 170

pp.


100

93. Mountrakis, D. (Eds.1984): Tectonic Development of the Eastern Mediterranean Region.

Geological Society London Special Publications 260, 155–178.

94. Moutrakis, D. (1984). Structural evolution of the Pelagonian Zone in nothëestern

Macedonia, Greece.. in Dixon J. E. and Robertson A.H.F. eds., the geological evolution

oJ the eastern Mediterranean: Ceological Society oJ London Special Publication. vol. 17,

p. 581-590.

95. Muceku, B., P. Van der Beek, M. Bernet, P. Reiners, G. Mascle and A. Tashko 2008.

Thermochronological evidence for Mio-Pliocene late orogenic extension in the eastern

Albanides. Terra Nova, 20, 180 – 187.

96. Muceku B. 2007. - Evolution verticale des Albanides : contrôle thermique, érosion et

dénudation tectonique. Géologie alpine, Mémoire HS nr. 46, Grenoble, France, 120 p

(Monografi ne gjuhen frenge).

97. Muceku B. 2006. - Evolution verticale des Albanides : contrôle thermique, érosion et

dénudation tectonique. These l’Universite Joseph Fourier, Grenoble, France, 254 p.

98. Muceku B., Mascle G and Tashko A.2006. First results of fission-track

thermochronology in the Albanides. In: Robertson, A. H. F. & Mountrakis, D. (eds)

Tectonic development of the Eastern Mediterranean Region. Geological Society, London,

Special Publications, 260, p. 539–556.

99. Muceku.B.. Beqiraj A., Fejza I., Meshi A., dhe Meha M. (2011). Tekst spjegues i hartës

gjeologo – strukturore 1:2500 të rajonit (K – 34- 55 – B–a). Raport i brendshem, KPMM,

Prishtine, 76 faqe

100. Neubauer F, Heinrich Ch (2003). Late Cretaceous and Tertiary geodynamics and ore

depositevolution of the Alpine–Balkan–Carpathian–Dinaride orogen. In: Eliopoulos et al

(eds) Mineral exploration and sustainable development. Millpress, Rotterdam, pp 1133–1136

101. Nicolas A, Boudier F, Meshi A (1999). Slow spreading accretion and mantle denudation

in the Mirdita ophiolite (Albania). J Geophys Res 104/B7:15155–15167

102.Oczlon MS, Seghedi A, Carrigan CW (2007). Avalonian and Baltican terranes in the

MoesianPlatform (southern Europe, Romainia and Bulgaria) in the context of

Caledonian terranes alongthe southwestern margin of the East European craton. Geol

Soc Am Spec Pap 423:375–400

103.Pamić J, Gušić I, Jelaska V. (1998). Geodynamic evolution of the Central Dinarides.

Tectonophysics 297:251–268


101

104.Pamić, J., Tomljenović, B. & Balen, D. (2002). Geodynamic and petrogenetic evolution

of Alpine ophiolites from the central and NW Dinarides: an overview. Lithos 65, 113–

142. (Palinkaŝ S.S. dhe Palinkaŝ L., 2007).

105.Rassios A, Dilek Y (2009) Rotational deformation in the Jurassic Mesohellenic

ophiolites, Greece, and its tectonic significance. Lithos 108:207–223

106.Robertson A (2004) Development of concepts concerning the genesis and emplacement

of Tethyan ophiolites in the Eastern Mediterranean and Oman regions. Earth Sci Rev

66:331–387

107.Robertson A.H.F., Trivić B., Đerić N.,. Bucur I. I. (2013). Tectonic development of the

Vardar ocean and its margins: Evidence from the Republic of Macedonia and Greek

Macedonia. Tectonophysics 595–596 (2013) 25–54

108.Robertson AHF (2002). Overview of the genesis and emplacement of Mesozoic

ophiolites in the Eastern Mediterranean Tethys region. Lithos 65:1–67

109.Robertson AHF (2012). Late Palaeozoic–Cenozoic tectonic development of Greece and

Albania in the context of alternative reconstructions of Tethys in the Eastern

Mediterranean region. Int Geol Rev 54(4):373–454

110.Robertson AHF, Clift PD, Degnan PJ, Jones G (1991). Palaeogeographical and

palaeotectonic evolution of the eastern Mediterranean Neotethys. Palaeo Palaeo Palaeo

87:289–343

111.Robertson AHF, Dixon JE (1984). Introduction: aspects of the geological evolution of

the Eastern Mediterranean. In Dixon JE, Robertson AHF (eds) The geological evolution

of the Eastern Mediterranean. Geol Soc London Spec Publ vol 17 pp 1–73

112.Šarić K, Erić S, Cvetković V et al (2014) LA-ICP-MS zircon dating of Variscan

granitoids in East Serbia. In: 16th Congress of Serbian Geologists, 22–25 May Donji

Milanovac, Proceedings, pp 232–233

113.Schmid, S. M., Bernoulli, D., Fügenschuh, B., Matenco, L., Schefer, S., Schuster, R.,

Tischler, M., and Ustaszewski, K. (2008). The Alpine Carpathian-Dinaridic orogenic

system: correlation and evolution of tectonic units, Swiss J Geosci, 101, 139–183.

114.Seghedi A (2001). The North Dobrogea orogenic belt (Romania). A review. In: Ziegler

PA et al (eds) Peri-Tethys Memoir 6, Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive

Margins. Mémoires Musée Histoire Naturelle Paris 186:237–257

115.Schefer S., et al (2010). Cenozoic granitodis in the Dinarides of southern Serbia: age of

intrusion, isotope geochemistry,exhumation history and significance for geodynamic

evolution of the Balkan Peninsula 21p.


102

116.Seghedi A, Berza T, Iancu V et al (2005). Neoproterozoic terranes in the Moesian

basement and in the Alpine Danubian nappes of the South Carpathians. Geol Belgica

8(4):4–19.

117.Shallo M (1995) Volcanics and sheeted dykes of the Albanian In: SSZ ophiolite. Bull

Shk Geol. 91:99–118

118.Stampfli, G. M. and Hochard, C., Eds. (2009). Plate tectonics of the Alpine realm,

Geological Society, London, Special Publications, 327, 89–111,.

119.Tremblay A., Meshi A., Deschamps Th., Goulet F. and Goulet N. (2015). The Vardar

zone as a suture for the Mirdita ophiolites, Albania: Constraints from the structural

analysis of the Korabi-Pelagonia zone. Tectonics

120.Turpaud P, Reischmann T (2010). Characterisation of igneous terranes by zircon

dating:implications for UHP occurrences and suture identification in the Central

Rhodope, northernGreece. Int J Earth Sci 99:567–591

121.Vissers, R., van Hinsbergen, D., and Meijer, P. T. (2013). Kinematics of Jurassic ultra-

slow spreading in the Piemonte Ligurian ocean, Earth Planet. Sci. Lett., 380, 138–150,.

122.Vlahovic, I., Tišljar, J., Velić, I., and Matiĉec, D.( 2005). Evolution of the Adriatic

Carbonate Platform: Palaeogeography, main events and depositional dynamics,

Palaeogeography, 220, 333–360.

123.Von Quadt A, Moritz R, Peytcheva I et al (2005). Geochronology and geodynamics of

LateCretaceous magmatism and Cu–Au mineralization in the Panagyurishte region of

theApuseni-Banat-Timok-Srednogorie belt, Bulgaria. Ore Geol Rev 27:95–126

124.WALTER, R. C., 1989. – Application and limitation of fission-track geochronology to

Quaternary tephras. Quaternary International, 1, 35-46

125.WENDT A. S, VIDAL O., CHADDERTON L. T. 2002. Experimental evidence for the

pressure dependence of fission track annealing in apatite. Earth Planet Sci Lett. 201:593-

607.

126.WILLET S. D. 1997. Inverse modelling of annealing of fission tracks in apatite 1: A

controlled random search method. Am J Sci, 297, 939-969.

127.YAMADA K., TAGAMI T., SHIMOBAYASHI N. 2003. Experimental study on hydrothermal

annealing of fission tracks in zircon. Chem Geol. 201, 351-357.

128.ZHAI P. ET ZAO Y.1992. - Angular distribution of spontaneous fission tracks in zircons

under various etching conditions, Chinese Sci. Bull., 37, 1688-1691.

aspekte petrologjike tЁ kompleksit metamorfik · 2016. 10. 9. · aspekte petrologjike tё...

Documents