Ujërat Termale dhe minerale të Shqipërisë (Thermal and Mineral Waters of Albania) 9789994323463 [PDF]

Zitiervorschau

I   

Ujërat Termale dhe minerale të Shqipërisë Thermal and Mineral Waters of Albania     Romeo Eftimi Alfred Frashëri

Tiranë 2016

II   

P Dr. Rom meo EFTIMII, Prof. Dr. Alfred A FRASH HËRI Teksti: Prof. Redaktorr letrar: Rom meo EFTIMII, Alfred FRA ASHËRI Kopertinna: Romeo EFTIMI, E Alfrred FRASHË ËRI

Të drejtaat e botimit: Autorët ISBN: 9778_99943-2--346-3 Botuesi: 2014 SHBLB B E RE

Shtypur:: PRINT-AL, Tiranë

Në kopeertinë e parë: Pusi gjeoterrmal Kozani, Elbasan. Fo oto A. Frashëëri

III   

Përmbajtja  Parathënie........................................................................................................................................V Rreth autorëve.............................................................................................................................VII KAPITULLI 1

KAPITULLI 2

KAPITULLI 3

KAPITULLI 4

UJËRAT TERMOMINERALE DHE PËRDORIMI I TYRE – R. EFTIMI 1.1 Çfarë janë ujërat termale, minerale dhe ato të industralizuara 1.2 Klasifikimi i ujërave termale dhe minerale 1.3 Mbi prejardhjen e ujërave termale dhe minerale 1.4 Ujërat termale e minerale në vende fqinje dhe përdorimi i tyre

1

KARAKTERISTIKAT GJEOLOGO-STRUKTURORE DHE HIDROGJEOLOGJIKE TË SHQIPËRISË – A. FRASHËRI DHE R. EFTIMI 2.1 Të dhëna gjeografike 2.2 Ndërtimi gjeologjiko-strukturor 2.2.1 Albanidet e brendëshme 2.2.2 Albanidet e jashtme 2.2.3 Neotektonika e Shqipërisë REGJIMI GJEOTERMAL I ALBANIDEVE – A. FRASHËR 3.1 Metodika e vrojtimit, e perpunimit dhe interpretimit të rezultateve të Studimevegjeotermale 3.1.1 Matja e temperaturës në puse dhe në miniera të thella 3.1.2 Matja e vetive termale të shkëmbinjve 3.1.3 Llogaritja e dendësisë së fluksit të nxehtësisë 3.1.4 Studimi i dukurive gjeotermale 3.1.5Mbi shfrytëzimin kompleks dhe kaskadë të energjisë gjeotermale 3.2 Temperatura 3.3 Gradienti gjeotermal 3.4 Dendësia e fluksit të nxehtësisë UJËRAT TERMOMINERALE – R. EFTIMI 4.1 Ujërat termominerale të zonës së Korabit 4.1.1 Burimet e Llixhave të Peshkopisë 4.2 Ujërat termominerale të zonës Kruja 4.2.1 Burimet termominerale të Ujit të Bardhë 4.2.2 Burimet termominerale të Llixhave, Elbasan 4.2.3 Burimet termominerale të Holtës, Gramsh 4.2.4 Burimet termomineralë të Bënjës, Përmet 4.2.5 Burimi termomineral i Leskovikut 4.2.6 Burimi i avullit të ujit, Postenan – Leskovik 4.2.7 Puse të thellë me ujëra termominerale në Zonën e Krujës 4.3 Ujrat termominerale të pellgut artezian të Ultësirës Pranadriatike 4.3.1 Burimi termomineral i Selenicës 4.3.2 Burimi i dobët termal i Karbunarës, Lushnje

1 2 3 5

9 9 9 11 13 17 21 21 21 22 23 23 23 26 28 32 35 35 37 47 47 57 70 77 92 99 103 117 119 124

IV    4.3.3 Puset e thellë me ujëra termale në pellgun artezian Pranadriatik 4.4 Ujërat termominerale të pjesë jugore të zonës Jonike 4.4.1 Burimet termal i dobët i Urrës Vajgurore 4.4.2 Burimet e Banjo Kapaj 4.4.3 Puset e thella me ujëra termominerale të pjesës jugor të zonës Jonike KAPITULLI 5

KAPITULLI 6

127 138 138 142 147

FORMIMI I I UJËRAVE TERMOMINERALE TË SHQIPËRISË – A. FRASHËRI DHE R. EFTIMI 5.1 Karakteristikat e zonave gjeotermale të Shqipërisë 5.1.1 Zona Gjeotermale Peshkopia 5.1.2 Zona gjeotermale Kruja 5.1.3 Zona gjeotermale e Ardenicës (pellgut artezian Pranadriatik) 5.2 Formimi i regjimit gjeotermal të ujërave termominerale të Shqipëris 5.3 Karakteristikat hidrokimike dhe klasifikimi i ujërave termominerale të Shqipërisë

162

UJËRAT E INDUSTRIALIZUARA – R. EFTIMI 6.1 Ç’janë ujërat e industrializuar dhe korniza ligjore 6.2 Cilësitë dhe përdorimi i ujërave të industrializuara 6.3 Burimet e industrializuara të Shqipërisë 6.4 Hidrogjeokimia e ujërave të industrializuara 6.4.1 Faciet hidrokimike dhe formimi i tyre 6.4.2 Krahasimi i të dhënave analitike me ato të etiketave 6.4.3 Mikrokomponentët në ujërat e industrializuara Literatura

171 171 173 175 182 182 184 184 190

THERMOMINERAL WATERS of ALBANIA, SUMMARY – R. EFTIMI and A. FRASHERI

151 151 151 152 155 156

201

V   

Parathënie Ujërat termominerale janë një shfaqje gjeologjike natyrore sa kërshëruese aq edhe interesante dhe të dobishme. Ky është botimi i parë i plotë mbi ujërat minerale të Shqipërisë; në të përshkruen gjithë burimet e njohura natyrore termalë dhe mineralë, si edhe ato të zbuluara nga shpimet e thella të kërkimit të naftës dhe gazit. Në libër përshkruhen gjithashtu burimet e industrializuara (të pijshëm). Në të analizohen veçoritë sasijore dhe cilësore të grupeve kryesore të ujërave termale e minerale, sistemet ujëmbajtëse që i ushqejnë ato, faktorët që kontrollojnë formimin e cilësive fiziko-kimike, si dhe grumbullimin dhe riprodhimin e rezervave të tyre. Karakterizimi i ligjësive të formimit dhe përhapjes së ujërave termale dhe minerale jepet në lidhje të ngushtë me ndërtimin gjeologjik dhe karakteristikat hidrogjeologjike të përgjithëshme të Shqipërisë. Gjithashtu përshkruhet përdorimi i tyre në fushën e shëndetit, në jetën sociale dhe ekonomike të vendit. Ndërmjet ujërave termominerale të Shqipërisë përdorimin më të gjërë e kanë burimet e mirënjohur të llixhave të Peshkopisë dhe të Elbasanit, si dhe uji i shpimit të thellë Ishmi-2, në Bilaj të Fushë Krujës. Burimet e tjerë termominerale ose përdoren shumë pak ose aspak për qëllime balneologjike megjithëse disa prej tyre kanë cilësi shumë të çmueshme fiziko-kimike për një përdorim të tillë. Përvoja e shumë vendeve ka treguar se përdorimi i ujërave termominerale mund të jetë i shumfishtë, për kurimin e mjaft sëmundjeve nëpërmjet banjave, inhalacionit dhe pirjes, për zhvllimin e turizmit gjithë sezonal dhe të shumëanëshëm (kurues, rekreativ, ekologjik, njohës etj), për shfrytëzimin e energjisë termike për ngrohje (ambjentesh publike, serash, pellgje për rritje industrial të peshkut) dhe për prodhimin industrial të kripës, squfurit, bromit, jodit dhe elementëve të tjerë të vyer. Studimi i parë dhe mjaft i plotë i ujërave termominerale të Shqipërisë është realizuar në vitet 19561957 nga Avgustinski etj., (1957) Në këtë studim janë përfshirë pjesa me e madhe e burimeve termomineralë të vendit si dhe shumë shpime të thellë të kërkimit të naftës dhe gazit që kanë dhënë ujëra vetëderdhëse termominerale. Pasuria më e madhe e këtij studimi janë analizat kimike të ujërave ku përfshihen përcaktimet e makrokomponentëve, shumë mikrokomponentë si dhe gazet e lirë dhe të tretur. Përbërësit kimikë të pa qëndrueshëm janë analizuar në vend duke përdorur një laborator fushor, kurse përbërësit e qëndrueshëm u analizuan në laboratorin e Sherbimit Gjeologjik në Moskë. Autorët mbrijnë në përfundimin se në Shqipëri ka tre tipa ujërash termo-minerale: ujëra sulfatike të pasura në gaz sulfuror, ujëra klorur natriumi me gaz sulfuror dhe ujëra klorur natriumi metanore e gaz-sulfurore. Analizat kimike të kryera nga Avgustinski etj., (1957) mbeten edhe në ditët tona me të plotat e më të mirat. Në vitin 1970 Karafil Ymeri, duke shfrytëzuar të dhënat arkivore të Institutit të Naftës e Gazit në Fier bëri një përmbledhje të të dhënave mbi ujërat termominerale të puseve të thellë duke i lidhur ato me strukturat e thella të naftës të cilat shpesh kanë rezultuar të pasura në ujëra të tilla. Një botim të veçantë ka bërë në vitin 1986 mjeku Xhemil Didi me librin “Klimatoterapia, Balneoterapia dhe Fizioterapia”. Duke shfrytëzuar studimin e Avgustinskit, e në veçanti karakteristikat kimike e termale të burimeve termominaralë, ai, bazuar në përvojën Shqiptare të përdorimit të tyre, si dhe duke shfrytëzuar literaturë mjeksore përkatëse, ka dhënë në mënyrë detajuar vlerat kurative të këtyre burimeve. Në vitin 1995 Telo Velaj mbron tezën e disertacionit për gradën Dr. Shkencave me temë “Ujërat Termominerale të Shqipërisë”. Autori i cili e njeh veçanërisht mire gjeologjinë strukturore të zones Kruja dhe asaj Jonike jep mendime të çmueshme mbi rolin e tektonikë diapirike në formimin e strukturave të thella me ujëra temominerale, e në veçanti të atyre që përmbajnë ujra sulfatike, si dhe mbi rolin e tektonikave tërthore si rrugë të preferuar të lëvizjes së ujërave termominerale nga thellësia drejt sipërfaqes së tokës. Në vitin 1999 Mane Tartari etj, në kuadrin e Shërbimit Gjeologjik Shqiptar paraqitin Raportin Teknik me titull “Studimi i burimeve minerale dhe termomineralë të Shqipërisë” në të cilin bëhet një

VI    përshkrim i shkurtër i ujërave termominerale të Shqipërisë, bazuar kryesisht në të dhënat e Avgustinskit, si dhe i disa burimeve ujore të kripëzuara të ftohta. Atlasi Gjeotermal i Shqipërisë një projekt i përbashkët i Fakultetit Gjeologji Miniera, Universiteti Politeknik Tiranë me Institutin e Gjeofizikës së Akademisë së Shkencave të Republikës Çeke (Frashri etj 1995), është një materjal shumë i pasur dhe shkencërisht i thelluar i cili ka shërbyer si bazë pë r të kuptuar regjimin gjeotermik të ujërave termale të Shqipërisë. Në këte libër termi “termal” është përdorur për të veçuar ujin e burimeve me temperature më të lartë se temperatura mesatare vjetore e ajrit të zones ku dalin burimet. Ne vazhdim, termi “mineral” është përdorur për burimet me përmbajtje të mbetjes së thatë që kalon 1000 mg/l ose kur përmbajtja e gazeve është më e lartë se niveli i zakonëshëm për ujërat natyrore. Nën kuptohet se termi “burim termomineral” është përdorur për burimet apo ujërat nëntokësore që kënaqin të dyja termat e lartpermendura. Libri që po paraqitim ka karakter monografik dhe është kryer me nisjativën e autorëve pa ndonjë mbështetje financiare apo logjistike nga asnjë drejtim. Autorët janë përpjekur të gjejnë (nganjëherë me vështirësi) dhe të përdorin gjithë materjalet arkivore egzistuese mbi ujërat termale e minerale të vendit si dhe kanë përdorur të dhënat më të reja mbi gjeologjinë e tektonikën e Shqipërisë. Përveç kësaj autorët kanë bërë shumë rikonjicione të detajuara në të gjithë ujërat termale dhe minerale të Vendit dhe kanë kryer shumë matje fushore hidrokimike. Libri ka gjashtë kapituj në Shqip dhe një përmbledhje në Anglisht. Ai përmban 42 tabela, 169 figura dhe foto dhe jepen rezultatet e 120 analizave kimike të kryera gjatë një perjudhë kohe prej rreth 60 vjetësh. Në Libër janë përfshirë edhe burimet e industrializuara (të pijshëm) të cilët trajtohen për here të parë. R. Eftimi dhe A. Frashëri

KAPITULLI 1 _________________________________________________________________________________________________________

Ujërat termale dhe minerale të Shqipërisë R. Eftimi

_____________________________________________________________________________

1.1 Ç’JANË UJËRAT TERMALE, MINERALE DHE ATO TË INDUSTRIALIZUARA Historia e zhvillimit të njerëzimit është lidhur ngushtësisht me ujin, që nga qytetërimet e lashta assirobabilonase dhe egjyptiane e deri në kohët moderne. Ujërat nëntokësore, dhe në veçanti ato termale e minerale kanë qënë objekt nderimi dhe besimi; atyre u janë veshur fuqi hyjnore, u janë falur dhe janë përdorur që në kohën e civilizimeve të vjetra dhe në forma të ndyshme dhe kjo vazhdon edhe sot. Historia e përdorimit të ujërave termale e minerale fillon rreth 5000 vjet më parë sikurse e vërtetojnë shumë tempuj dhe banja të vjetra madhështore (Käss W. Käss H 2008, cituar nga Goldscheider etj., 2010). Në literaturën e specializuar gjenden shumë të dhëna historike kurjoze mbi shfrytëzimin e ujërave termale e minerale. Për të mos rënë në përsëritje, ne i rekomandojmë lexuesve disa tituj të pasur me të dhëna historike të kësaj fushe si Albu etj. (1997), Kollman (2000) dhe LaMoreaux dhe Tanner (2001). Përkufizimi i ujërave termale, minerale dhe ato të industrializuara (të mbushura në shishe) është mjaft i ndryshëm por në pjesën më të madhe i përmbahet disa parimeve të pranuara nga të gjithë. Në këte libër termi “termal” është përdorur për të veçuar ujin e burimeve me temperature më të lartë se temperatura mesatare vjetore e ajrit të zones ku dalin burimet, kurse, termi “burim mineral” është përdorur për burimet me përmbajtje të mbetjes së thatë që kalon 1000 mg/l ose kur përmbajtja e gazeve është më e lartë se niveli i zakonëshëm për ujërat natyrore. Nënkuptohet se termi “burim termomineral” është përdorur për burimet apo ujërat nëntokësore që kënaqin të dyja termat e lartpermendura. Ujërat nëntokësore nëpërgjithësi quhen minerale atëhere kur mbetja e thatë (sasia e kriprave që depozitohet kur avullohet një litër ujë) është më e madhe se 1 g/l. Gjatë avullimit të ujit joni hidrokarbonat zbërthehet dhe në ajër largohet një molekulë uji dhe një molekulë gazi karbonik: 2 HCO3-  CO32- + H2O + CO2 Molekulat që largohen gjatë avullimit përbëjnë gjysmën e peshës (më saktë 0.508) të jonit hidrokarbonat; numerikisht mbetja e thatë është pothuaj e barabartë me mineralizimin e përgjithshëm të ujit (sasinë e përgjithëshme të kriprave të tretura në ujë) pa gjysmën e sasisë së përmbajtjes së jonit hidrokarbonat. Shpesh ujërat termale dhe minerale identifikohen me “ujërat kurative”, gjë që nuk i përgjigjet të vërtetës. Në Belgjikë, Spanjë, Itali dhe Zvicër quajnë ujëra minerale vetëm ato që kanë veti kuruese (Komatina 2001), kurse në Poloni një ujë termal i cili i është nënshtruar studimeve klinike mund të emërtohet si “ujë medicinal” vetëm nga Ministria e Shëndetësisë (Dowgiałło 1994). Vlerësimi për ujërat e industrializuara është mjaft i pa përcaktuar; ato quhen edhe “ujëra minerale natyrale” megjithse shpesh janë identike me ujin e ujësjellësave të qyteteve. Shtimi i pa krahasushëm i 1   

industrializimit të ujërave gjatë dhjetëvjeçarëve të fundit ka bërë që praktikisht gjthë burimet bakteriologjikisht të pastër emërtohen “ujë mineral natyral”. Sasia e përgjithëshme e kriprave që këto ujëra kanë në të shumtën e rasteve është më e vogëls se 1 g/l. Dallimi kryesor që duhet bërë në ujërat e industrializuara është ai ndërmjet “ujërave të tavolinës”, të cilat zëvendësojnë ujin e pijshëm që duhet të sigurohet nga ujësjellësat, dhe “ujërave biologjikisht aktive” të cilat ndikojnë në përmirësimin në një drejtim apo në një tjetër të proceseve jetësore (metabolizmit) të trupit të njeriut. ____________________________________________________________________________________

1.2 KLASIFIKIMI I UJËRAVE TERMALE DHE MINERALE Ujërat termale janë të shumëllojshme për sa i përket temperaturës, sasisë dhe llojit të kriprave, sasisë dhe llojit të gazeve që ato përmbajnë, radjoaktivitetit etj. Ato klasifikohen në varësi të vlerave të treguesve fizikë apo të përmbajtjes së treguesve kimikë të tyre, lidhur ngushtë me qëllimin për të cilin këto ujëra do përdoren. Një ndër klasifikimet më të plotë të ujërave termale e minerale për qëllime shëndetësore në formë të përmbledhur është përshtatur si më poshtë (Ivanov dhe Nevrev 1964): • Simbas temperaturës; 42 °C ujëra shumë të nxehta. • Simbas mbetjes së thatë (MbTh); 35.0 g/l shëllira. • Simbas përmbajtjes së gazit karbonik (CO2) të tretur në ujë; 0.5-1.4 g/l ujëra gazkarbonike të dobëta 1.4-2.5 g/l ujëra gazkarbonike me përqëndrim mesatar >2.5 g/l ujëra gazkarbonike të forta (ujëra që “gazojnë” lirshëm gaz karbonik). • Simbas përmbajtjes së gazit sulfhidrik të përgjithshëm (∑H2S); 10.0-50.0 mg/l ujëra sulfhidrike të dobëta 50.0-100.0 mg/l ujëra sulfhidrike me përqëndrim mesatar 100.0-250.0 mg/l ujëra sulfhidrike të forta >250.0 mg/l ujëra sulfhidrike shumë të forta. Me gaz sulfhidrik të përgjithëshëm (∑H2S) ose ndryshe shuma e squfurit (∑S) kuptohet shuma: gaz sulfihidrik i lirë – molekular [H2S], joni hidrosulfid HS-, tiosulfat S2O32sulfit SO32sulfidi S2-, ose ∑H2S = [H2S] + HS- + S2O32- + SO32- + S2molekule 2   

•

•

• • •

Simbas përmbajtjes së përgjithëshme të hekurit (Fe2+ + Fe3+); 20.0-40.0 mg/l ujëra hekurore 40.0-100.0 mg/l ujëra hekurore të forta >100.0 mg/l ujëra hekurore shumë të forta. Ujëra arsenike, As; 0.7-5.0 mg/l ujëra arsenike 5.0-10.0 mg/l ujëra arsenike të forta >10.0 mg/l ujëra arsenike shumë të forta. Ujëra bromure, Br, me përmbajtje >25 mg/l; Ujëra jodure, J, me përmbajtje >5 mg/l; Ujëra silicore (H2SiO3 + HSiO3), me përmbajtje >50 mg/l.

Termi “energjia gjeotermale” përfaqëson nxehtësinë e Tokës e cila mund të meret dhe përdoret nga njeriu. Resurset gjeotermale përgjithësisht i referohen temperaturës së fluidit gjeotermal të rezervuarit nëntokësor i cili përbëhet nga avull dhe përzjerje gazesh të ndryshme; simbas temperaturës ato klasifikohen në: • Fluide të entalpisë së lartë, me temperaturë mbi 150 oC; • fluide të entalpisë së mesme, me temperaturë midis 90oC dhe 150 oC; • fluide të entalpisë së ulët, me temperaturë nën 90 oC. Entalpia është masa e energjisë së përgjithshme i një sistemi termodinamik; në sistemin SI ajo matet me Zhul (Joule-J). Shfrytëzimi i energisë gjeotermale bëhet në mënyrë integrale dhe kaskadë. Shfrytëzimi integral nënkupton përdorimin e nxehtësisë së Tokës në kompleks me energjinë diellore, të erës, ujit dhe biomasës, sipas rastit. Përdorimi kaskadë nënkupton shfrytëzimin e nxehtësisë së Tokës në të gjithë diapazonin e saj, nga temperatura më e lartë e burimit deri në atë të mjedisit. Zinxhiri i përdorimit përcaktohet në rradhë të parë nga temperatura e burimit gjeotermal: Resurset e entalpisë së lartë fillojnë të shrytërzohen në rradhë të parë për gjenerimin e energjisë elektrike: Resurset e entalpisë së mesme dhe të ulët përdoren në tre mënyra: përdorim i drejtpërsëdrejtë, përdorimi me anën e pompave të nxehtësisë dhe, vitet e fundit, edhe për gjenerimin e energjisë elektrike. ___________________________________________________________________________________

1.3 MBI PREJARDHJEN E UJËRAVE TERMALE DHE MINERALE Formimi i ujërave termale dhe minerale lidhet me formimin e ujërave nëntokësore në përgjithësi, dhe konceptet kryesore gjenden në të gjitha tekstet bazë të hidrogjeologjisë (Schœler 1962, Todd 1967, Maksimov 1967, Davis dhe DeWiest 1970, Freeze dhe Cherry 1979, Fetter 1994). Shumë e pasuar në informacjon mbi ujërat termale e minerale është libri “Springs and Bottled Water of the World” i LaMoreaux dhe Tanner (2001) dhe dy tekste mbi ujërat termale e minerale të Ovchinikov (1963) dhe Albu etj. (1997). Enrgjia e ujërave nëntokësore të thella vjen nga brendësia e Tokës. Në zonat me gjerësi gjeografike mesatare, ku përfshihet edhe Shqipëria, thellësia e kores së tokës me temperatura afërsisht të qëndrueshme është rreth 15 m nën sipërfaqen e tokës (nst). Shpejtësia e rritjes së temperaturës së Tokës me rritjen e thellësisë njihet si gradient gjeotermale. Shkalla gjeotermale (sasia në metra që duhet të thellohemi në mënyrë që temperatura e tokës dhe ujërave të rritet 1°C) është mesatarisht 33 m, por në zonat vullkanike ajo mund të jetë edhe 1-2 m kurse në zona të tjera mund të kalojë 100 m. Në Parkun 3   

Kombëtar Yellowstone (SHBA), ku është përqëndrimi më i madh i burimeve termalë në bote, temperatura 240 °C takohet në thellësinë vetëm 300 m (Pitts dhe Alfaro 2001). Ekuilibri termal i një zonë mund të ndikohet nga: (1) prania e magmave intruzive relativisht afër sipërfaqës së tokës e që ngroh shkëmbinjtë rrethues dhe ujërat që mbushin poret dhe çarjet e tyre; (2) shpërthimi (ekstrusioni) shkëmbinjve të zjartë vullkanikë; (3) nxehtësia nga zbërthimi i elementëve radjoaktivë, dhe (4) nxehtësia e cila gjenerohet nga fërkimi në prishjet tektonike (Pitts dhe Alfaro 2001). Simbas Ovchinikov (1963), ka tre teori kryesore për prejardhjen e ujërave termale e minerale: (a) nga infiltrimi sipërfaqësor; (b) nga kondensimi i avujve me prejardhje nga magma (teorija e ujërave juvenile) me të cilën lidhen veçanërisht ujërat termale dhe me përmbajtje gazesh të shumëllojshme (por jo gaz sulfhidrik), dhe (c) nga ujërat e varrosura me prejardhje detare të cilat janë të ndrydhura brënda shkëmbinjve sedimentarë (ose ujërat relikte) të pranishme veçanërisht në zonat naftëmbajtëse. Megjithatë Ovchinikov mendon se roli i ujërave juvenile në bilancin e përgjithshëm të ujërave minerale është mjaft më i vogël se sa shpesh mendohet. Autori analizon hollësisht proces e ndryshme hidrokimike përgjegjëse për formimin e shumllojshmërisë së ujërave termominerale në bote, si dhe përcakton tipat hidrokimikë kryesore të ujërave minerale; ato janë sulfat-kalçike, kloride, gaz sulfhidrike (ujërat sulfide klasifikohen edhe si: gaz sulfhidrike, pH7.5), dhe gaz karbonike. Simbas Albu etj (1997) rëndësi të veçantë për formimin e ujërave minerale kanë proceset hidrogjeokimike duke filluar me përbërjen kimike të rreshjeve, filtrimin në shtresën e sipërme të tokës, bashkveprimi ujë-shkëmb, shkëmbimi i joneve ndërmjet ujit dhe shkëmbit si edhe përzjerja e ujërave me përbërje kimike të ndryshme. Simbas Albu etj (1997) formimi i përbërjes kimike të ujërave termale fillon në zonën e përajrimit ku ndodh infiltrimi i ujërave sipërfaqësore si dhe në pjesën pa presjon të shtresave ujëmbajtëse; këtu ujërat janë kryesisht të facies bikarbonat kalçike dhe quhen si Tipi Irë. Tipi IItë i ujërave mbizotërohet nga natriumi dhe bikarbonati, ku natriumi vjen nga shkëmbimi i joneve, kryesisht me kalciumin e argjilave. Tipi IIItë i ujërave ndodhet në shtresat ujëmbajtëse të thella dhe të ndrydhura, ato janë ”fosile”, të kripura të tipit klorur natriumi, dhe me përmbajtje të ulët të kalçiumit dhe përmbajtje të lartë të florit. Ujërat radjoaktive janë një tip i veçantë i ujërave minerale që përcaktohen nga prania e izotopëve të radonit (Rn), radiumit (Ra), uraniumit (U) dhe thoriumit (Th) të cilët janë pjesë e zinxhirëve të zbërthimit e që fillojnë me U-238, U-235 dhe Th-232. Studimet e shumta gjeotermale të dekadave të fundit, bazuar në studime komplekse gjeofizike, izotopike dhe gjeokimike, kanë evidentuar disa veçori të përbashkëta të sistemeve të thella të ujërave nëntokësore: (1) pjesa më e madhe ujërave gjeotermale, kanë prejardhje meteorike (Mutlu 2007) megjithëse mund të qarkullojnë madje në thellësi rreth 5 km nga sipërfaqja e tokës (Özgür 2010) dhe mund të kenë temperaturë deri 240 °C si në Parkun Kombëtar Yellowstone (Pitts dhe Alfaro 2001); (2) ujërat nëntokësore “prodhohen” (”gjenerojnë”) edhe nga ngjarjet metamorphike dehidratuese në shtresa të veçanta të kores tokësore (Murrell 1986); (3) nga “drenimi” i fluidev të poreve të formacjoneve sedimentare të thella nën efektin e stresit tektonike si dhe (4) nga ndryshimet mineralogjike të shkëmbinjve, si rezultat i stresit kompresional (Tianfeng W. 1984, Murrell SAF, 1986, Özgűr etj. 1997, 2010, Baietto A, etj. 2009). Shfaqjet e burimeve termalë lidhen në pjesën dërmuese me luginat që presin strukturat antiklinale, por prishjet vertikale tërthor strukturave shpesh janë shumë të rëndësishme për drenimin e ujërave termale në kushtet e presjoneve dhe temperaturave të larta mbi 150-200 oC, në thellësi të rendit 10-15 km të këtyre brezave (Pitts dhe Alfaro 2001). Përgjithësisht, zonat e burimeve të ujërave termominerale kontrollohen nga brezat neotektonikë sizmoaktivë. Thyrjet sismoaktive rezultojnë nga stresi kompresional që shpie në deformimin e shkëmbinjve. Modelimet mathematike të kryera kanë argumentuar se shtypja tektonike luan një rol të rëndësishëm në lëvizjen e ujit nëntokësor të thellësisë drejt niveleve të cekta (Yousafzai A, etj. 2009). 4   

_______________________________________________________________________________________________________________

Figura 1.1 Ilustrimi skematik i rymës së ujërave nëntokësore dhe proceseve karstike në një sistem shkëmbinjsh karbonikë të thellë kryesisht hipogjenikë. Tregohet gjithashtu mundësia e vendosjes së një dyshe pusesh për marjen e gazit CO2. Shigjetat tregojnë drejtimin e lëvizjes së rrymës, dhe ngjyrat blu, portokalli dhe të kuqë tregohen ujëra të ftohta, të ngrohta dhe të nxehta. Sistemi i rrymës është kryesisht gravitativ, i shkaktuar nga gradientet topografike ndërmjet zonës së ushqimit dhe burimeve termale; kompaktësimi i sedimenteve, ngjeshja tektonike dhe ndryshimet e densiteteve veprojnë si forca plotësuese; konvektimi termal mund të ndodhin afër zonës së shkarkimit ( Simbas Goldscheider etj., Hydrogeolgy Journal, 2010, 18)

Rezervat më të mëdha të ujërave termale jashtë zonave vullkanike e përmbajnë shtresat ujëmbajtëse karstike (Figura 1.1, Goldscheider 2010). Ujërat termale të shkëmbinjëve karbonatikë jashtë zonave vullkanike lidhen me sistemet e thella, regjionale, të cilat karakterizohen me vazhdueshmëri hidraulike tërthor formacionale (Toth 1995). Sistemet e thella (ose hipogjenike) janë shumë të rëndësishme për formimin e spelegjenezave hipogjenike të cilat kushtëzojnë formimin e disa tipave të porozitetit dhe përshkueshmërisë (Klimachouk 2007). Goldschaider etj. (2010) përmend dy sisteme të rëndësishme termale karstike që ndodhen në Europë: (1) sistemi termal i llixhave të Budës në Budapest i cili përbëhet nga 120 burime termalë (temperatura deri 65 °C) dhe rreth 80 shpime (temperatura deri 77 °C) me prurje të përgjithëshme 580 l/s; (2) sistemi i burimeve mineralë dhe termalë i Shtutgartit me prurje të përgjithëshme 500 l/s me temperaturë maksimale 21 °C dhe të pasura në gaz karbonik. Gjatë shtjellimit në libër do shikojmë se pjesa më e madhe e ujërave termominerale të Shqipërisë janë me prejardhje karstike. _____________________________________________________________________________________

1.4 UJËRAT TERMALE DHE MINERALE DHE SHFRYTZIMI I TYRE Rezervat hidrogjeotermale lidhen me shtresëzimet ujëmbajtëse natyrore në të cilën nxehtësia transportohet nga uji, avulli dhe nga përzjerja ujë-avull. Ka edhe rezerva gjeotermale të cilat lidhen me nxehtësine e grumbulluar (magazinuar) në shkëmbinjtë e thatë dhe praktikisht të pa përshkueshëm. Pasuria dhe larmia e ujërave termale dhe minerale lidhet me shkallën e ndryshueshmërisë së strukturave komplekse gjeologjike, intensiteti i veprimtarisë neotektonike, dhe me karakterin e ndërlikuar 5   

të qarkullimit të ujërave meterorike në to (Shterev dhe Zagorchev, 1996). Në vendet e Ballkanit ku më shumë e ku më pak i kanë këto karakteristika, e rrjedhimisht kanë një pasuri dhe shumllojshmëri të madhe të ujërave termale dhe minerale. Në këto vende, si edhe më gjerë, energjia gjeotermale shfrytëzohet për gjenerimin e energjisë elektrike, duke arritur një fuqi të instaluar të përgjithshme prej 700 MWt vetëm në shtetet e Ballkanit. Ujërat termale përdoren drejtpërdrejti në shumë fusha të ekonomisë, ku vendin kryesor e zënë larjet dhe banjat termale si edhe ngrohja e mjediseve (Figura 1.2, 1.3, 1.4). Ballafaqimi me grafikët e lartpërmendur tregon se përdorimi i ujërave termale në Shqipëri është praktikisht i pa përfillshëm. Në hartën e ujërave minerale të Kosovës paraqiten 27 burime; nga këto 10 burime kanë temperaturë mbi 20⁰ C (ICMM 2005). Temperaturën më të lartë të regjistruar e ka burimi Basnjskë (50⁰ C), Bajë e Pejës (48.9⁰ C) dhe Kllokot (37⁰ C). Burimet e tjerë kanë temperaturë ndërmjetr 20 dhe 30⁰ C. Shumë burime kanë gaz karbonik, por nuk kanë gaz sulfuror. Ujërat kanë kryesisht përbërje alkalino-tokësore (Ca, Mg) – hidrokarbonate (HCO3). Në Kosovë ka disa qëndra moderne balneologjike ku shfrytëzohen ujërat termale. Turizmi kurativ në Kosovë identifikohet me qendrën rehabilituese ”Nënë Naile”, Kllokot, e cila ndodhet rreth 50 km larg Prishtinës.Një tjetër qendër kurative e njohur është Banja e Malishevës ku ndodhet një burim terml me prurje që luhatet 150 deri 300 l/s dhe teperaturë 22.4⁰ C. Në Maqedoni shumë të njohura janë burimet e termalë të Dibrës dhe Kosovrastit të cilat dalin nga ana lindore e Malit të Korabit dhe janë të ngjashme me ato të Llixhës së Peshkopisë. Veçanërisht të njohura janë edhe banjat kurative në Luginën e Preshevë në Sërbinë Jugore. Zhvillimi i turizmit kurativ në trevat Shqiptare dhe perspektivat e zhvillimit të kësaj dege ekonomike përshkruhen me detaje në Disertacjonin e Albana Zejnrlhoxha (2015). Rezervat më të mëdha të ujërave termale dhe minerale, në Greqi ndodhen në pjesën lindore të saj dhe në pjesën ishullore në saj të tektonikës aktive dhe vulkanizmit të vonëshm, i cili ka filluar që nga fillimi i terciarit si rezultat i përplasjes së platformave Euroaziatike dhe Afrikane (Lambrakis etj. 2012). Në ndryshim me këtë, në pjesën perendimore të vendit ku veprimtaria neotektonike nuk është aktive rezervat e ujërave termale dhe minerale janë mjaft të kufizuara (Lambrakis dhe Kallergis, 2005). Simbas këtyre autorëve temperatura e burimeve termalë të Greqisë luhatet nga rreth 20 °C deri 80 °C, kurse temperaturat mesatare të pellgjeve gjeotermale e llogaritura me anë të gjeotermometrave luhatet nga 149 °C deri në 187 °C. Në Greqinë veri-lindore ka 7 fusha geotermale me enthalpy të ulët me temperaturë maksimale 95 °C dhe kapacitet maksimal 100 MWt (Koloios etj. 2005). Po kështu disa fusha të rëndësishme gjeotermale me enthalpi të ulët ndodhen në pellgun e Strymon, në Greqinë verjore (Karydakis etj. 2005). Gjithë strukturat gjeotermale lidhen me depozitime të trasha molasike, dhe e gjithë zona karakterizohet nga tektonikë aktive, nga prania e intruzjoneve magmatike (shkëmbinj plutonikë dhe vullkanikë), nga fluks i madh krahinor i xehtësisë, nga prishje të mëdha të hapura që ndikojnë në bazamentin metamorfik dhe në sekuencat e mbishtruara sedimentare, si dhe nga prania e shtresave ujëmbajtëse të cilat krijojnë kushte të favorshme për formimin e fushave gjeotermale në këtë pjesë të Greqisë. Në Greqi ka edhe dy fusha gjeotermale me enthlalpi të lartë, ajo e Milos dhe Nisyros, të cilat kanë përkatësisht temperatura 320 °C dhe 350 °C, kurse potenciali i energjisë me enthalapi të ulët i provuar i kalon 400 MWt, kurse ajo e supozuar është 800 MWt (Fytikas etj. 2000). Kapaciteti i përgjithshëm termal i instaluar në Greqi llogaritet që kalon 130 MW (Arvanitis, 2011). Në Greqi ka 56 qëndra balneare, të cilat lidhen me llixha termale (Fytikas etj. 2000). Italia ka ligjin më të vjetër mbi ”ujërat minerale” (që nga viti 1870). Ujërat mineral përdoren gjerësisht në Itali; në vitin 1992 përdorimi i ujit për të pirë i kalonte 108 l në vit për banor, ka 233 firma ujërash që industrializohen (mbushen) si dhe 181 llixha (Bono dhe Boni, 2001). Dy ujërat më të famëshme të industrializuara janë Ferrarele dhe Fiuggi, të dy të përdorura që në kohën e Perandorisë së Romës. Uji Ferrarele del nga depozitime vullkanike kuaternare të cilat vendosen mbi shkëmbinjtë bazë karstikë të njësisë së Monte Maggiore. Ky ujë dallohet për përmbajtje e lartë e CO2, kalçiumit dhe siliciumit të cilat karakterizojnë facien e tij kimike. Uji Fiuggi me prurje 203 l/s ndodhet rreth 100 km në 6   

jugë të Romës, në një zonë depresioni brënda një vargu karstik, por uji del nga një çveshje tufesh vullkanike të formuara nga vullkani Albano. Si një vend relativisht i ri në pikëpamje gjeologjike, Italia është e pasur në dukuri vullkanike dhe si e tillë ka edhe ujëra të shumta minerale dhe termale me përdorim të shumanëshëm. Qëndrat balneare të Italisë, të cilat përdorin ujërat termale e minerale, janë kthyer në qëndra të rëndësishme pushimi, turizmi, kurimi, zbavitje si dhe biznesi. Fusha gjeotermale e Larderellos në provincën e Pizës dallohet për praninë e burimeve të fluidve gjeotemale në trajtën e avullit dhe të ujit, me temperaturë që luhatet nga 30 oC deri (245-324) oC të pasura me mikrokomponentë e veçanërisht me bor (Bencini etj. 1976). Fluidet gjeotermale lidhen me shkëmbinjte metamorfikë të bazamentit paleozoik të Toskanës jugore në thellësi mbi 1000m. Studimet izotopike (Panichi etj., 1974) dëshmojnë se fluidet gjeotermale (uji dhe avulli) formohen nga përzjerje e ujërave meteorike me qarkullim të cekët dhe atyre me qarkullim të thellë. Lardarello është fusha e parë gjeotermale në botë, fluidi i të cilit është përdorur për gjenerimin e energjisë elektrike, qysh nga viti 1904, kur nismëtari princi Piero Ginori-Conti bëri eksperimentin e parë.

_______________________________________________________________________________ Figura1.2 a) Kapaciteti i instaluar gjeotermal në vendet e Ballkanit (2005), b) prodhim i energjisë elektrike, c) Faktori kapacitiv për përdorim drejtpërdrejtë të energjisë gjeotermale (Bojadgieva etj. 2005)

_______________________________________________________________________________________________________ Figura 1.3 Kategoritë e përdorimit të drejt- Figura 1.4 a) Energjia që shfrytëzohet në vendet e Ballkanit për përdrejtë të ujërave termale në vende ngrohjen e godinave dhe b) për larje dhe banja (Bojadgieva e Ballkanit (Bojadgieva etj. 2005) etj. 2005)

7   

Prodhimi i parë i takon vitit 1913 (Figura 1.5) kurse sot atje ka 202 puse, 27 njësi gjeneruese me kapacitet të instluar 702 MW, pronë e ENEL. Sot në botë prodhohet 56.708 GWh/vit, nga të cilat 10% i përkasin impianteve të Larderellos. Gjithashtu atje prodhohen edhe 4415 tone/vit bor, si edhe 619 tone/vit produkte amoniaku. Në Sërbi ka 159 burime termalë (me temperaturë mbi 15 °C) me prurje të përgjithëshme rreth 4000 l/s; temperatura më e lartë mbrin 96 °C në burimin Vranjska banja (Milovojević etj. 1995). Në Sërbi ka 56 banja ku ujërat termale shfrytëzohen në mënyrë moderne për kurim (balneologji) për sport dhe rekreacion si dhe qëlime turistike (Milovojević etj. 1995). Në Bullgari ka 250 vendburime ujrash termale dhe minerale të kapur me 750 puse të thellë dhe burime (Shterev 1997). Simbas Petrov (1964) prurja e përgjithëshme e burimeve termalë e mineralë në Bullgari është 3280 l/s dhe burimi më i nxehtë është Sapareva Banja me 105 °C në thellësi 130 m. Dy janë tipat kryesorë hidrokimikë të ujrave termale në Bullgari: a) HCO3-SO4-Na me temperaturë 25-100 °C, dhe Cl-Na me temperaturë 40-240 °C të pasura në H2S, J dhe Br.

_______________________________________________________________________________________________________ Figura 1.5 Impianti i parë për gjenerimin e rrymes Figura 1.6 Gejzeri Strokkur në Islandë, i cili elektrike në Larderello shpërthen në çdo disa minuta

Islanda është vëndi më i pasur në Europë me ujëra termominerale; ato përdoren gjërësisht për prodhimin e energjisë elektrike, për ngrohjen e shtëpive e të serave, për rekreacion si dhe për vaditje. Ato e kanë berë Islandën prodhuesin më të madh të bananeve në Europë. Një pjesë e madhe e ujërave termominerale të Islandës shpërthen në sipërfaqe në formë gejzerash të shumëllojshëm për nga hapi i shpërthimit dhe që përbëjnë në të njëjtën kohë një atraksjon turistik shumë të çmueshëm (Figura 1.6). Të dhëna më të plota dhe interesante për ujërat minerale dhe termale të vendeve Ballkanike jepen në librin e botuar nga Papić (2015).

8   

KAPITULLI 2 _________________________________________________________________________________________________________

Karakteristikat gjeologo-strukturore të Shqipërisë A. Frashëri dhe R. Eftimi

_____________________________________________________________________________

2.1 TË DHËNA GJEOGRAFIKE Shqipëria është kryesisht një vend malor me lartësi mestare 764 m mbi nivelin e detit (mnd.); shumë maja me lartësi mbi 2000 mnd ndodhen në pjesën verjore, lindore dhe jugore të Shqipërisë. Maja më e lartë është ajo e Korabit, 2751 m mnd. Në pjesën qëndrore-perendimore e vëndit vendoset Depresioni Adriatik i cili ndërtohet nga fusha dhe kodra me lartësi kryesisht deri 200 m mnd. Shqipëria i përket brezit të klimë Mesdhetare, i cili karakterizohet nga vera të nxehta dhe të thata dhe nga dimra të butë dhe të lagët (Inst. Hydromet. 1975). Ndikimi zbutës i detit ndjehet kryesisht në pjesën perendimore të vendit, por nëpërmjet luginave të lumenjve depërton mjaft edhe në brendësi të vendit. Rreshjet mesatare vjetore në Shqipëri janë rreth 1450 mm, por me luhatje shumë të mëdha; në pjesën qëndrore të Alpeve të Shqipërisë së Veriut bien mbi 3000 mm/vit, në depresionet lindore të Korçës dhe Kolonjës rreth 650-700 mm, në pjesët malore të Shqipërisë së Jugut rreth 2000 dhe në fushën e Muzeqesë rreth 1200. Luhatja e evapotranspirimit vjetor është shumë e gjërë; avullimi më i madh prej rreth 700-750 mm/vit është matur në Depresionin qëndror Adriatk dhe në zonën e brigjeve të Jonit, ndërsa vlerat rreth 300-400 mm/vit janë përfaqësuese për malet e lartë të pjesës verjore dhe jugë-lindore të Shqipërisë. Pellgu hidrografik i Shqipërisë me një sipërfaqe të përgjithëshme prej 43,305 km2 është rreth 50% më i Madhe se territori shtetëror i vendit; për këtë arsye Shqipëria është e pasur në rezerva ujore. Rezervat e përgjithëshme ujore të ripërtëritëshme vlerësohen në 41.7x109 m3 ose 13,300 m3 për banor, nga të cilat 65% e tyre formohet brënda teritorit të Shqipërisë dhe pjesa tjetër prej 35% vjen nga pjesët e jashtë vendit të pellgjeve lumore (Inst. Hidromet. 1984). Lumenjtë kryesorë të Shqipërisë si Drini Mati, Shkumbini, Semani dhe Vjosa derdhen në detin Adriatik. Pjesa shkëmbore e bregdetit jugor të Shqipërisë drenon drejt e në detin Jon kryesisht në formë burimesh. Në Shqipëri ka tre liqene të mëdhenj me prejardhje tektonikokarstike si Prespa, Ohri dhe Shkodra, katër liqene të mëdhej artificial si Ulza, Fierza, Komani dhe Vau i Dejës, si dhe shumë liqej të vegjël me prejardhje akullnajore dhe karstike. _____________________________________________________________________________________

2.2 NDËRTIMI GJEOLOGJIKO-STRUKTUROR Strukturat gjeologjike që shtrihen në territorin e Republikës së Shqipërisë emërtohen Albanide (Figura 2.1). Ato shtrihen midis Dinarideve në veri dhe Helenideve në jug dhe së bashku formojnë harkun Dinarid-Albanid-Helenid të Brezit të Rrudhosur Alpin Mesdhetar (Aliaj 1987; Dalipi 1985; Frashëri etj. 9   

1996; 2009; Harta Gjeologjike e Shqipërisë 2002; Harta Tektonike e Shqipërisë 1989: Meço dhe Aliaj 2000; Melo 1986; Papa 1981; 1993; Prenjasi 1999; Qirinxhi, 1970; Qirinxhi etj, 1991, Ricou etj. 1998). Albanidet filluan zhvillimin e tyre qysh në triasik, mbi një nënshtrat hercinik dhe u formuan nga orogjeneza alpine. Në tektonogjenezat kryesore veçohen ato paleotektonike (jurasike dhe jurasikokretake), tektonike (kretake e vonshme dhe paleogjenike), tarditektonike (oligocenike dhe miocenike) dhe neotektonike (pliocenike-pleistocenike). Albanidet janë breza të rrudhosur tipike alpine që shtrihen në drejtim JJL-VVP. Strukturat e tyre janë asimetrike, me anim tektonik nga perëndimi, por takohen edhe struktura të shtrira e të përmbysura dhe të komplikuara me shkëputje në krahët perëndimorë, si edhe mbihipje e branisje të mëdha drejt perëndimit të disa strukturave antiklinale të Albanideve të jashtme; të shkaktuar nga përplasja midis pllakës së Adrias e asaj Euroaziatike simbas Ricou etj. 1998 (Figura 2.1). Në Shqipëri përhapen shkëmbinjtë e moshës më të vjetër ordovikiane e deri tek ata më të rinj, antropogjenë. Struktura e Kores së Tokës, fillon të bëhet më e trashë, duke filluar nga rajonet qëndrore të detit Adriatik drejt steresë së Albanideve (Koçiu S, 1989). Korja sedimentare ka trashësi rreth 10 km në hapësirat e Adriatikut dhe rritet deri në 15 km në bregdetin e Shqipërisë (Aliaj 1987; Arapi 1982; Bushati 1997, 1998; Frashëri etj. 1996; 2009; Koçiu 1989; Lubonja etj. 1968; Sulstarova 1987; Veizaj dhe Frashëri 1995). Shkëmbinj me strukturë shumë kompakte që kanë shpejtësi të valëve sizmike 5.9-6.2km/sek përfaqësojnë shtresën e poshtme të kores sedimentare. Në Albanidet janë fiksuar katër anomali Buge krahinore të forcës së gravitacionit: dy maksimume dhe dy minimume (Bushati 1998). Maksimumi gravitativ kryesor shtrihet mbi skajin veri-lindor të brezit ofiolitik. Maksimumi i dytë ndodhet në rajonin e Vlorës, i cili shtrihet pothuajse tërthor me shtrirjen e strukturave të Albanideve të jashtme. Këto maksimume gravitative lidhen me trashësinë e kores në brezin ofiolitik si dhe në rajonin e Vlorës. Minimumi gravitativ kryesor shtrihet nga juglindja e Shqipërisë drejt bregdetit, në veri-perëndim të saj. Minimumi i dytë ndodhet në zonën e Alpeve Shqiptare.

___________________________________________________________________________________ Figura 2.1 Harta Skematike e subduksionit të Pllakës Afrikane nën atë Euroaziatike: 1 kontinenti Euro-Aziatik; 2 kontinenti Afrikan; 3 blloku Kishir; 4 basenet oqeanikë të sotëm; 5 kufinjtë e oqëanit mesozoik; 6 kufinjtë e oqeanit mesozoik dhe mbulesat ophiolitike; 7 hullitë e subduksjoneve aktuale dhe të kaluara (simbas Ricou etj., 1998)

10   

___________________________________ __________________________ _______________________________________ ____________ Figura 2..2 Profili gjeologo-gjeofizik k Albanid-1: Falco në dettin Adriatik-D Durrës-Tiranë- Peshkopi; 1 pliocen (N2);; 2 miocen i poshtëm (N1) - flishi i paleogjenit (Pg3); 3 gëlq qërorë mesozzoikë (Mz); 4 shkëmbinj ultrabazikë; u 5 ke; 8 kufiri MOHO; M 9 thye erje e thellë; 10 dendësa g/cm3; 11 kripëra; 6 bazamentti kristalin; 7 kore bazaltik atura, oC; 12 pus i thellë, ∆G ∆ B- anomalia Buge, ∆T- anomalia e fushës totale e magnetike,, q-dendësia a tempera e fluksit të t nxehtësisë (simbas Frashër etj. 2009,, gravitacioni për detin Ad driatik sipas R Richetti 1980))

k të gravitacioniit janë shkattuar nga ndëërtimi bllokoor i kores, çk ka përputhett Këtto anomali krahinore edhe mee rezultatet e studimeve sizmologjike s e. Kufiri MO OHO zhytet nga n 25 km nëë Adriatikun n qëndror, nëë 43-45 km m në pjesënn lindore të Albanidevee (Figura 2.2 2; Morelli etj. 1969; Finnetti dhe Morreli M 1972;; Frashëri etj. 1995; 19996; 2009; Richetti R 19800). Ndërtimi tektonik i niiveleve të pooshtme të korres së Tokëss në Albaanidet reflekktohet edhe në përhapjen e fushëss magnetikee. Sipas inteerpretimit tëë anomalivee magnetikke krahinoree rezulton se tavani i bazaamentit kristaalin zhytet drrejt litoralit sshqiptar. Ndëërtimi tektonnik i nivelevee të thella të kores së Tokës dhe dinaamika e saj, gjejnë pasqy yrim edhe nëë strukturaat gjeologjikke të Albanideve dhe nëë stilin e tyrre tektonik. Albanidet i karakterizojjnë dy trevaa paleogjeeografike të mëdha, Albanidet e jashhtme dhe Albanidet e brendshme b (F Figura 2.3). Albanidet e brendshm me ndëtohenn nga zonat teektonike Korrabi, Mirditaa, Gashi. Albbanidet e jashhtme nga zon nat tektonikee Alpet Shhqiptare, Kraasta-Cukali, Kruja, K Jonikee, Sazani dhee Ultësira Praanadriatike.

2.2.1 Albanide et e bren ndëshme Albanideet e brendshhme janë prekur vetëm m nga etapa paleotektonnike e tektoonike, që so olli daljen e ofiolitevve, si ashklaa të kores oqeanike, o gjatë zhytjes së Adrias, pjesës së ppllakës afrikaane nën atëë euroaziaatike. Albanidet e brenndshme karaakterizohen nga prania e brezit oofiolitik mad dhor dhe tëë tektonizuuar intensivisht, i cili venndoset si nappë nga lindjaa në perëndim m. Ka dy pikkëpamje mbi vendosjen e ofiolitevve: karakteri alokton i naapës ofiolitikke (Aubouin dhe Ndoja 1964; Cadeet etj. 1980; Frashëri etj.. 1996; 20003, 2009; Hoxha H 2000;; Langora etj tj. 1983; Qirinxhi 1970) dhe vendosjje autoktonee në zonën e Mirditëss (Beccaluva etj. 1994; Buushati 1998; Gjata dhe Kodra K 2000; Kodra K 1998; Shallo etj. 1989). 1 11   

_______________________________________________________________________________________________________ Figura 2.3 Skema tektonike e Shqipërisë, (simbas Hartës Tektonike të Shqipërisë shkalla 1:200.000, 1999)

Zona Korabi (Ko) Kjo zonë tej kufijve të Shqipërisë vazhdon me zonën Pelagoniane në Helenidet dhe Golia në Dinaridet. Në këtë zonë dalin në sipërfaqe formacjonet me moshë më të vjetër në vend, të cilat përfaqësohen nga rreshpe, ranorë, konglomeratë dhe gëlqërorë të metamorfizuar të silurianit - devonianit, shkëmbinj me pamje flishore të karboniferit, ranorë e konglomeratë të permianit-triasikut të poshtëm. Gjipset dhe anhidritet e rajonit të Peshkopisë janë të moshës permiane (Frashri dhe Qirinxhi 2010), por ka edhe mendime që janë triasike (Muhameti dhe Pajo 1974). Nga disa studiues, gjipset pranohen si të zonës së Korabit, ndërsa nga studiues të tjerë interpretohen si dritare tektonike e zonave Albanideve të jashtme në thellësi të Albanideve të brendshme (Melo 1986; Velaj 2002). Vende-vende takohen trupa të vegjël shkëmbinjsh vullkanikë e subvullkanikë, me përbërje bazike dhe acido-alkalinore. Shkëmbinjtë më të rinj janë gëlqërorët triasikë e jurasikë, flishet jurasikokretakë dhe eocen i sipërm-oligocen i poshtëm, si edhe molasat neogjenike. Zona e Korabit ka strukturë të ndërlikuar, me rrudha, shkëputje dhe mbulesa.

Zona Mirdita (M) Zona Mirdita shtrihet si brez i gjerë gjatë gjithë territorit të vendit nga veriu në jug. Tre kate strukturore janë formuar gjatë etapave të ndryshme orogjenike në zonën Mirdita. Kati i poshtëm përbëhet nga ofiolitet dhe formacjonet kontinentale në periferi të tyre. Ofiolitet përfaqësojnë ashkla të kores oqeanike 12   

(Qirinxhi 1970). Brezi ofiolitik jurasik rrethohet nga një bordurë e formacionit vullkano-sedimentar dhe gëlqërorë pelagjikë të moshës së triasikut të sipërm-jurasikut të mesëm. Mbi këta vazhdon melanzhi tektonik i jurasikut të sipërm-kretakut të poshtëm (flishi i hershëm) me olistrostrome të shumta gëlqërorësh neritikë (Prenjas etj. 1982). Brezi ofiolitik përbëhet nga masivë ultrabazikë në të dy pjesët anësore dhe nga gabro, plagjiogranitediorite kuarcore dhe vullkanogjenë në pjesën qëndrore. Ofiolitet janë formuar në trevën oqeanike të Tetisit dhe kanë dalë e kanë filluar të zënë vend nga fundi i Jurasikut, duke u zhvendosur dora-dorës drejt perëndimit mbi formacjonet e buzinës kontinentale. Profili krahinor gjeolgo-gjeofizik të paraqitur në Fig. 2.2 kalon nëpër masivin ultrabazik të Bulqizës; i cili sipas interpretimit të anomalisë gravimetrie ka trashësi rreth 6 km. Brezi ofiolitik, sipas të dhënave gravimetrike e magnetometrike krahinore, ka trashësi deri në 14 km në masivin ultrabazik të Kukësit. Drejt perëndimit dhe juglindjes së vendit, kjo trashësi reduktohet deri në 2 km (Bushati 1997; 1998; Frashëri etj., 1996; 2009; Lulo dhe Bushati 2000). Ky interpretim vërteton karakterin alokton të ofioliteve dhe atë mbulesor të kontaktit perëndimor të zonës Mirdita mbi formacjonet e zonës Krasta-Cukali. Ndarja e anomalive të gravitacionit dhe magnetike në rajonet qëndrore të Albanideve të brendshme, në korridorin flishor të Shëngjergjit, vërtetojnë gjithashtu karakterin mbulesor të ofioliteve dhe praninë e tërthores Dibër-Elbasan-Vlorë. Mbi ofiolitet vende-vende shtrihen gëlqërorë të kretakut që përbëjnë katin e dytë strukturor. Gjatë etapave tardi-tektonike, veçanërisht neotektonike, në zonën Mirdita u formuan gropat molasike të brendshme, të tre gjeneracjoneve: më të vjetra të oligocen-miocen i poshtëm, të tortonianit dhe të pliocenit, të cilat përfaqësojnë katin e tretë strukturor. Depozitimet e molasave pas-orogjenike kanë mbuluar transgresivisht pjesë të zonës Mirdita dhe pjesërisht të asaj të Krasta-Cukali në basenet e Korçës dhe të Burrelit.

Zona e Gashit (G) Tej kufijve, në veri, kjo zonë vazhdon me zonën e Durmitorit në Dinaridet. Në këtë zonë përhapen shkëmbinjtë terrigjenë dhe gëlqërorë pak të metamorfizuar të silurian-devonianit, si edhe shkëmbinj vullkanogjenë të metamorfizuar me përbërje bazike, mesatare acide dhe rrallë shkëmbinj pikritikë. Shkëmbinjtë terrigjenë e vullkanikë i ndan masivi granodiorit i Trokusit.

2.2.2

Albanidet e jashtme

Albanidet e jashtme janë prekur vetëm nga etapat e mëvonshme tektonike, tardi-tektonike dhe neotektonike. Fazat orogjenike kanë mërguar në hapësirë dhe në kohë, nga Albanidet e brendshme në lindje drejt Albanideve të jashtme në perëndim. Ato janë zhvilluar anash skajit pasiv të pllakës adriatike (Aliaj 1987; Bare etj. 1996; Dalipi 1985; Frashëri etj. 1993; 1996; Meço dhe Aliaj 2000, Mëhillka etj. 1999; Prenjasi 1992, 1999, Prenjasi dhe Rakipi 2000; Silo etj. 2010; Xhaçka etj. 1985)

Zona e Alpeve (A) Kjo zonë vazhdon me zonën e Karstit të Lartë në Dinaridet. Ranorët dhe konglomeratët e moshës permiane janë shkëmbinjtë më të vjetër të kësaj zone. Mbi këta shtrihen shkëmbinj karbonatikë me ndërshtresa të tufeve vullkanike të triasikut të mesëm, gëlqërorë e dolomite të triasikut të sipërm dhe gëlqërorë neritikë organogjenë të jurasikut-kretakut, me disa ndërshtresa stralli, si edhe flishe të majës të kretakut të poshtëm-eocenit. Kjo zonë i është nënshtruar fillimisht tektonogjenezës së eocenit të vonë. Strukturat e Alpeve përfaqësohen nga monoklinale të ndërthur me antiklinale të vogla. 13   

Zona Krasta-Cukali (KC) Kjo zonë tej kufijve shtetërorë shqiptarë identifikohet me zonën e Pindit në Helenidet dhe atë të Budvës në Dinaridet. Kjo është një zonë ndërmjetëse midis Albanideve të brendshme dhe Albanideve të jashtme dhe ndahet në dy nënzona: Nënzona Cukali, e cila shtrihet në pjesën veriore, midis Alpeve Shqiptare dhe zonës Mirdita. Ajo ndërtohet nga shkëmbinj karbonatikë të mesozoit, disa shkëmbinj vullkanogjenë të trisikut të mesëm dhe pak radiolarite në tavanin e jurasikut të sipërm. Mbi këta shkëmbinj vendoset flishi i paleocenit-eocenit. Këta shkëmbinj formojnë një antiklinal të madh, me disa rrudha të vogla në sfondin të tij. Zona e Alpeve Shqiptare dhe ajo e Mirditës janë të mbihedhur mbi nënzonën e Cukalit. Nënzona Krasta, e cila shtrihet si një brez i ngushtë nga Shkodra në veri deri në skajin juglindor të Shqipërisë, në Leskovik. Në këtë brez përhapen tre formacjone: flishi i albian - cenomanianit, seria e gëlqërorëve të Senonianit dhe flishi i maastriktian-eocenit. Flishi i nënzonës Krasta shfaqët edhe në korridorin e Shëngjergjit, duke ndarë brezin ofiolitik në dy pjesë. Kjo zonë mbihipën drejt perëndimit në formë nape mbi zonën Kruja.

Zona Kruja (Kr) Zona Kruja vijon me zonën Dalmate në Dinaridet dhe në jug me atë të Gavrovës në Helenidet. Në pjesën e poshtme të prerjes së zhveshur të saj shtrihet formacioni karbonatik, i cili përfaqësohet nga gëlqërorë neritikë, gëlqërorë dolomitikë dhe dolomite të kretak–eocenit. Mbi ta vendoset flishi oligocenik me trashësi deri në 5 km. Gëlqërorët janë me çarje dhe mikroçarje të shumta dhe të karstëzuar. Kjo zonë ndërtohet nga disa vargje antiklinale dhe sinklinale, me vendosje shkallore ulëse drejt perëndimit. Këto struktura janë lineare dhe zakonisht kanë gjatësi 20-30 km. Antiklinalet, në përgjithësi janë asimetrike dhe krahët e tyre perëndimore janë të këputur nga tektonika disjunktive mbihipëse, prandaj ato shpeshherë vrojtohen vetëm si monoklinale me rënie lindore, siç është ai i vargut Dajti-Krujë (Figura 2.4, simbas Silo etj. 2010). Ka edhe antiklinale të përmbysur dhe të mbihedhur drejt perëndimit. Karakteri mbulesor është më pak i dallueshëm në pjesën qëndrore sesa në atë veriore. Kufiri perëndimor i orogjenit të Zonës Kruja kontakton me brezin flishor oligocenik të sinklinaleve në perëndim. Në Zonën Kruja vërehen të gjitha llojet e thyerjeve tektonike: normale, afro vertikale, mbulesore dhe të tipit lule. Këto thyerje kanë shkaktuar jo vetëm deformacjonet e gëlqërorëve, por edhe thyrjen e tyre, çka vërehet në profilet sizmikë (Dhima etj. 2002; Foto 2000; Frashëri etj. 1996; Silo etj. 2010). Rrudhosja kryesore e kësaj zone u bë në oligocenin e mesëm dhe në miocenin e poshtëm e të mesëm, prandaj, vende-vende takohen edhe vendosje transgresive të depozitimeve të oligocenit të sipërm dhe sidomos të miocenit mbi ato më të vjetrat. Diapazoni i pushimit stratigrafik në nivelin e paleocen-eocenit lëviz nga një varg antiklinal në tjetrin. Në disa struktura në veri të zonës, si në atë të Ishmit, drejtpërsëdrejti mbi gëlqërorët e shplarë vendosen transgresivisht molasat e serravalian-tortonianit. Në struktura të tjera, si në Kozan, mbi prerjen flishore, transgresivisht shtrihen mergelet e Burdigalianit.

Zona Jonike (J) Zona Jonike me të njëjtin emër vazhdon në Helenidet. Kjo është zona më e madhe e Albanideve të Jashtme dhe është zhvilluar si hulli e thellë pelagjike, qysh nga liasiku i sipërm. Evaporitet e permianit janë shkëmbinjtë më të vjetër të kësaj zone. Mbi ta shtrihet formacioni i trashë i gelqërorëve neritikë dhe dolomiteve të triasikut të sipërm-jurasikut të poshtëm, gëlqërorët pelagjikë me ndërshtresa stralli të jurasikut-kretakut-paleogjenit. Gëlqërorët vijojnë me flishin oligocenik, dhe me formacionin flishoidal të akuitanianit. Shliret e burdigalianit-langhinianit dhe pjesërisht të serravalian-tortonianit mbushin kryesisht brezat sinklinalë. 14   

  P 

L 

 

L

_________________________________ ________ __________________________________________________ Figura 2.4 a) Prerja sizzmike, b) pro ofili gjeologjik Prezë-Ishëm--Krujë- Mali me m Gropa, sip pas të dhëna ave sizmike S etj. 2010) (simbas Silo

____________________________________________________________ _______________________________________ ____________ Figura 2.5 Prerje sizmike në zonën Jonike dhe në n Ultësirën Pranadriatike P e (simbas Frasshër etj. 2009)

me në zonën Jonike, J kanëë shkaktuar rrrudhosjen e strukturave.. Veprimeet e tektogjennezës, të njëë pas njëshm Rrudhosj sjet kryesore janë ato të miocenit m të poshtëm p dhee të mesëm. Janë J formuarr tre breza an ntiklinalë, tëë ndarë ngga breza sinkklinalë: 15   

a) Brezi antiklinal i Beratit, në anën lindore të zonës. b) Brezi antiklinal i Kurveleshit, në pjesën qëndrore të zonës. c) Brezi antiklinal i Çikës, që përfaqëson anën perëndimor të zonës Jonike. Këta breza, përgjithësisht, kufizohen midis tyre me mbihipje tektonike krahinore. Brezat antiklinale janë të përbërë nga vargje antiklinale, me bërthama gëlqërore dhe ndahen nga vargje sinklinale (Figura 2.5). Strukturat janë me asimetri perëndimore, kanë shtrirje të përgjithshme juglindje-veriperëndim dhe amplitudë disa kilometra. Drejt perëndimit strukturat bëhen më asimetrike dhe rrafshet aksialë bien drejt verilindjes. Në të shumtat e rasteve, krahët perëndimorë të antiklinaleve janë ndërprerë nga tektonika shkëputëse, deri në mbihipëse me amplitudë 5-10 km (Prenjasi 1992). Shkëputjet mbihipëse regjionale si ajo midis zonës Jonike dhe platformës Pre-Apuliane (Sazani) kanë amplitudë disa kilometra dhe depërtojnë në thellësi të mëdha, duke prekur të gjithë Koren e Tokës. Në to vendosen vatra tërmetesh. Tektonikat mbihipëse të kundërta janë shkaktuar nga dukuritë tektonike zbrapëse. Dy stile tektonike janë dalluar në zonën Jonike: stili i tektonikës së dyfishtë dhe ai tjegullor. Gjeodinamika e zonës Jonike është lidhur me evolucionin e prishjeve tektonike tërthore. Këto prishje e kanë ndarë basenin jonian në disa blloqe. Riaktivizimi periodik i prishjeve tërthore kanë luajtur gjithashtu, një rol të rëndësishëm në dukurinë e mbihipjes. Në profilin krahinor sizmik, që kalon nëpër zonën Jonike, duket qartë se gjatë procesit të strukturimit të zonës Jonike, nga oligoceni i sipërm deri në langhian, kanë ndikuar gëlqërorët e nënshtruar të basenit të Adriatikut dhe të zonës së Sazanit (Figura 2.5). Karakteristikë e përbashkët e brezave strukturorë të zonës Jonike dhe Kruja janë ndërlikimet tektonike dhe mbihipja e tyre perëndimore (Aliaj 1987; Bare etj. 1996; Meço dhe Aliaj 2000, Mëhillka etj. 1999; Prenjasi 1999; Xhufi dhe Canaj 1999). Procesi i mbihipjes ndihmohet edhe nga prania e trashësisë evaporitike permiane nën prerjen karbonatike. Marëdhëniet midis Zonës Kruja dhe asaj Jonike karaketrizohen nga prania e rrudhosjes nën formacionin flishor, midis të cilave dallon edhe antiklinali gëlqëror i Rovës (Silo etj. 2010), i cili vazhdon drejt veriut për rreth 22 km. Si rrjedhojë e lëvizjeve tektonike të njëpasnjëshme në Zonën Jonike, depozitimet e miocenit të poshtëm-të mesëm-të sipërm janë të vendosur me diskordancë mbi brezat antiklinalë dhe ata kalimtarë për në brezat sinklinalë. Këta të fundit janë rrudhosur në tortonian-pliocen. Kjo dukuri ka çuar në ndërtim dykatësor. Strukturat zhyten drejt veriut, ku mbulohen nga molasat e Ultësirës Pranadriatike.

Zona Sazani (S) Kjo zonë është vazhdim i platformës Apuliane. Ajo ndërtohet nga një prerje e trashë gëlqërorësh e dolomitesh kretako-oligocenike. Transgresivisht mbi formacionin karbonatik, vendosen depozitimet mergelore të burdigalianit.

Ultësira Pranadriatike (UPA) Kjo ultësirë paramalore mbushet me molasa miocenike dhe pliocenike, të cilat përgjithësisht janë të mbuluara nga depozitimet kuaternare. Depozitimet e saj janë vendosur mbi pjesën veri-perëndimore të zonës Jonike dhe pjesërisht mbi zonat Kruja dhe Sazani. Ultësira Pranadriatike filloi të zhvillohet në fazën tektogjene të seravalian-mesinianit, e cila kish filluar në oligocen dhe shkaktoi rrudhosjen e zonave Kruja, Jonike dhe Sazani. Nga juglindja në veriperëndim zmadhohet trashësia e molasave, duke arritur në 5000 m. Depozitimet ranorike-argjilore të serravalianit, të tortonianit dhe mesinianit vendosen trasgresivisht mbi ato më të vjetrat, deri te gëlqërorët, duke krijuar një ndërtim strukturor dykatësor. Depozitimet e pliocenit janë argjilore dhe ranoro-konglomeratike. Në periferinë lindore të saj, depozitimet e Ultësirës vendosen transgresivisht mbi vargjet antiklinale dhe sinklinale të zonës Jonike dhe Kruja, duke filluar që mbi shliret dhe flishin deri të gëlqërorët. 16   

Molasa e Ultësirës është e rrudhosur dhe formon disa antiklinale, brahiantiklinale dhe sinklinale. Në verilindje shtrihet sinklinali i Tiranës (Figura 2.4). Ai ka krah lindor relativisht të qëtë, ndërsa ai perëndimor ka rënie shumë të madhe deri i përmbysur. Ky krah, në veri të sinklinalit komplikohet me shkëputje tektonike. Mjaft i gjerë është edhe sinklinali i Myzeqësë (Figura 2.5). Në perëndim të tij shtrihet vargu i antiklinaleve Ardenicë-Divjakë-Kryevidh-Durrës. Baseni sedimentar shqiptar vazhdon dhe në shelfin shqiptar të detit Adriatik, si me formacionin terrigjen ashtu edhe atë karbonatik. Zonat tektonike të Albanideve të jashtme ndodhen në regjim tektonik shtypës qysh nga periudha e jurasikut të sipërm - kretakut (Aliaj 1987; Meço dhe Aliaj 2000; Sulstarova 1987). Vetëm në pjesën perëndimore, zona Apuliane dhe Baseni i Adriatikut Jugor ndodhen në regjim tektonik të vazhdueshëm në tërheqje.

2.2.3 Neotektonika e Shqipërisë Strukturat gjeologjike të Albanideve ndodhet nën veprimin e dukurive neotektonike qysh me fillimin e periudhës pliocenike dhe vazhdon në kuaternar e deri në ditët tona. Kjo veprimtari lidhet me ngritjen e fuqishme e progresive që ndodh në rajonin Mesdhetar, përfshirë edhe territorin shqiptar. Studimet neotektonike dhe seismotektonike kanë argumentuar se Orogjeni Albanid ndërtohet nga dy zona me regjim neotektonik të ndryshëm: Trevat e jashtme me regjim shtypës dhe ato të brëndëshme me regjim zgjerues (Aliaj 1988; 1998; 1999; 2000; 2006; Aliaj etj. 1995; 1996; Sulstarova etj. 1972, 2010). Veprimtaria neotektonike në territorin e Shqipërisë ka veçoritë dhe dinamikën e ndryshme në katër zona gjatë gjithë periudhës pliocen-kuaternar (Figura 2.6): 1. Njësia e brendshme e rrudhosjes alpine e kapur nga tektonika zgjeruese që nga Plioceni. 2. Njësia e jashtme e rrudhosjes alpine e kapur fuqimisht nga lëvizjet shtypëse para-pliocenike. 3. Ultësira Pranadriatike e kapur fuqimisht nga lëvizjet shtypëse pas-pliocenike. 4. Platforma pliocen-kuaternare. Në Fig. 2.6 paraqitet një prerje e orogjenit shqiptar i njësisë së jashtme të rrudhosjes alpine dhe në vijim nën veprimin e lëvizjeve neotektonike shtypëse pliocenike ka marrë pamjen e një mbi një mbulesave të zonave tektonike, që së toku i kanë mbihipur mikropllakës së Adrias. Njësia e brendëshme e kapur nga tektonika zgjeruese pas-pliocenike shtrihet në lindje të zonës Kruja, pas mbihipjes kryesore mbulesore të zonës së Krastë-Cukalit (Figura 2.6, 2.7). Nën veprimin e neotektonikës intensive u krijuan struktura horst-grabenore gjatë pliocen- kuaternarit me regjimin në zgjerim, duke krijuar shkëputje normale qysh nga fillimi i periudhës neotektonike në pliocen. Kjo njësi ndahet në tre sektorë nëpërmjet dislokacjoneve tërthore Shkodër-Tropojë dhe Elbasan-Dibër. Njësia e jashtme e kapur nga lëvizjet shtypëse para-pliocenike shtrihet në perëndim të trevës së brendëshme dhe përfshin sektorët e jashtëm të zonave Kruja, Jonike dhe Sazani deri në detet Adriatik e Jon. Këto zona janë ndërtuar me rrudha të deformuara dhe të komlikuara nga tektonikë shkëputëse lartrrëshqitëse-mbihipje dhe më rrallë kundrahipëse, si edhe me shtytje (Figura 2.7). Lëvizjet shtypëse vazhdojnë deri në ditët tona në këtë njësi, megjithëse me intensitet më të ulët (Aliaj 1998), por ka dhe shumë shkëputje edhe sot aktive (Aliaj 2000). Dallohen tri zona gjatësore dhe dy tërthore të këtyre shkëputjeve aktive, në të cilat lokalizohen epiqëndrat e tërmeteve (Aliaj 2000; Sulstarova etj. 1972, 2010). Zona Joniko-Adriatike e shkëputjeve mbihipëse me shtrirje VP deri afërsisht VVP vendoset përgjatë bregdetit Adriatik e Jon dhe ndahet në tre segmente nëpërmjet tërthoreve Shkodër-Pejë dhe VlorëTepelenë. Zona Shkodër-Mat-Librazhd e shkëputjeve normale grabenore me shtrirje VP përbëhet nga tre grabene e gjysëm-grabene të veçantë në segmentin nga Shkodra deri në Librazhd. Zona Peshkopi-Korçë e 17   

shkëputjeve normale grabenore me shtrirje V-J paraqitet me grabene e gjysëm-grabene të veçantë, të kontrolluar nga shkëputje normale aktive gjatë pliocen-kuaternarit, të vendosur nga Kukësi e deri në Ersekë. Zona e shkëputjeve normale Shkodër-Tropojë me shtrirje V-J preket nga shkëputje normale aktive në kufirin e zonës tektonike Mirdita dhe në grabenin pliocen-kuaternar të Tropojës. Zona e shkëputjeve normale Lushnje-Elbasan-Dibër me shtrirje VL preket nga shkëputje normale fragmentare që ndëpresin tërthor zonën e Krastës dhe i ndajnë në dy segmente kryesore ofiolitet e Mirditës. Shkëputja aktive MilotKrujë-Tiranë çvendos vargun Krujë-Dajt dhe e ndan atë nga Ultësira Perëndimore (Sulstarova etj. 1972, 2010).

_____________________________________________________________________________________ Figura 2.6 Harta e zonimit neotektonik të Shqipërisë: 1 njësia e brendëshme e kapur nga tektonika zgjeruese; 2 njësia e jashtme e kapur nga lëvizjet shtypëse para-pliocenike (02: sektorët detarë); 3 Ultësira Pranadriatike e kapur nga lëvizjet shtypëse pas-pliocenike (03, sektorët detarë); 4 platforma pliocenkuaternare në detet Adriatik e Jon (04a, Platforma Apuliane, 04b, Baseni Shqiptar) - (simbas Aliaj 1998, 2006)

_____________________________________________________________________________________________ Figura 2.7 Profili gjeologjik Mali me Gropa - Mali i Kërçinës. Paketat mbulesore të zonave tektonike njëra mbi tjetrën, nga jug-perëndimi në veri-lindje: J-Zona Jonike; K-Zona e Krujës; Kr-Zona e Krastës; M-Zona e Mirditës; Ko-Zona e Korabit, (Simbas Aliaj dhe Meço, 1994]

18   

Shkëputja Leskovik-Çorovodë-Gryka e Ishmit, është gjithashtu me aktivitet të theksuar sizmik. Edhe shkëputja Delvinë-Fier-Durrës, me drejtim shtrirjeje VP-JL, kalon nëpër Zonën Jonike dhe Ultësirën Pranadriatike është një zonë thyerjesh me veprimtari të theksuar sizmike. Zona Peshkopi-Korçë e Shkëputjeve Sizmoaktive të Drinit, është një zonë e shkëputjeve normale grabenore aktive gjatë Pliocen-Kuaternarit. Në territorin Shqiptar janë veçuar edhe zonat tërthore Shkodër-Pejë, Lushnjë-Elbasan-Dibër, VlorëTepelenë.të cilat luajnë edhe sot një rol thelbësor në ecurinë e zhvillimit tektonik të Shqipërisë. Ato shquhen mirë edhe në strukturën e re duke u shprehur në trajtën e shkëputjeve normale, të fleksurave, të ngritjeve apo depresjoneve tërthore dhe arakterizohen nga një aktivitet i theksuar sizmik. Këto shkëputje kanë zgjatshmëri të madhe dhe rrjedhimisht kanë rëndësi edhe në planin mbarëballkanik. Përveç tyre ka edhe shkeputje terthore sizmoaktive që presin ballin e orogjenit si ajo e shkëputjeve tërthore Ishulli Othon-Dhërmi, Gjiri i Ariut-Dukat, Borsh-Kardhiq, Gjiri i Drinit-Lezhë dhe veriu i Ishullit të Sazanit, (Aliaj 1999).

19   

20   

KAPITULLI 3 _________________________________________________________________________________________________________

Regjimi gjeotermal i Albanideve A.Frashëri

_____________________________________________________________________________

3.1 METODIKA E VROJTIMIT, PËRPUNIMIT DHE INTERPRETIMIT TË REZULTATAEVE TË STUDIMEVE GJEOTERMALE Studimet komplekse gjeotermale në Shqipëri, janë orientuar në disa drejtime, duke përdorur metodat bashkëkohore.

3.1.1 Matja e temperaturës në puse dhe në miniera të thella Temperatura është regjistruar në 120 puse të thellë nafte e gazi të vendosur në pjesën jugperëndimore të Shqipërisë dhe në 25 puse të cekët në rajonet lindore të vendit, të ndodhur në nivele hipsometrike të ndryshme. Në puset e thellë temperatura është regjistruar në mënyrë të vazhdueshme nga ekipet e karrotazhit të industrisë së naftës, Patos. Matja e temperaturës në puset e cekët dhe matjet e kontrollit të temperaturës në puset e thellë janë kryer me hap (5 – 10)m. Matjet në puset e cekët janë kryer nga ekipi kompleks gjeotermal i Institutit Gjeofizik të Akademisë së Shkencave, Pragë, Çeki dhe i Katedrës së Gjeofizikës, Fakulteti i Gjeologjisë dhe i Minierave, Universiteti Politeknik i Tiranës, në kuadrin e përpilimit të Atlasit Gjeotermal të Shqipërisë, si pjesë e Atlasit Gjeotermal të Europës (Frashëri etj. 1995). Temperatura është matur me termometra elektrikë me rezistencë dhe me termistorë. Matjet e kontrollit janë kryer nga ekipi gjeotermal i Institutit Gjeofizik të Akademisë së Shkencave, Pragë, Çeki. o

Gabimi mesatar absolut i matjes është 0.3 C. Në përgjithësi, regjistrimi i temperaturës është bërë në puse me regjim termik të vendosur dhe të mbushur me solucion argjile ose me ujë, gjatë uljes të termometrit në o

pus. Gabimi mesatar kuadratik i matjeve të kontrollit ka rezultuar ±0.14 C, çka tregon për saktësinë e lartë të matjes. Në disa raste, kur nuk ka qënë e mundur të regjistrohej temperatura në regjim termik të vendosur, gjatë procesit të shpimit, u përdor metoda e Drury (Drury 1989) dhe nomograma e Horner-it, për llogaritjen e gradientit gjeotermal. Matjet e temperaturës me termometra elektrikë u kontrolluan në disa puse edhe me matje me termometër maksimal me zhivë në thellësi. Ka patur përputhje të mirë midis dy o

mënyrave të matjes: shmangia standarde mesatare kuadratike ishte 1.6 C dhe gabimi mesatar relativ, më i vogël se 5%. Të dhënat e tre puseve, ku gabimi mesatar relativ ka qënë më i madh se 5%, nuk janë marrë parasysh për llogaritjen e dendësisë së fluksit termal. Të dhënat e regjistruara u përpunuan me analizën e trendit të rendit të parë dhe të dytë. Termogramat 21   

e të gjithë puseve të thellë e të cekët, që ndodheshin në zona me reliev të thyer janë korrigjuar për ndikimin e relievit: 12

G1 = ∑ 1

ku:

(G − Ga ) ⋅ hi ⋅ Δri ⎡ ⎛z⎞ ⎢1 + ⎜⎜ ⎟⎟ ⎢⎣ ⎝ ri ⎠

2

3 2

, [në °C/m]

(1)

⎤ ⎥ ⋅ ri ⎥⎦

hi – lartësia relative lokale e unazës me rreze mesatare ri dhe me gjerësi Δ ri, në m. G- gradienti mesatar i temperaturës në pus, në °C/m Ga - gradienti mesatar i temperaturës së ajrit, i marrë [Ga=0.006 °C/m]

U vlerësua edhe deformimi lokal i gradientit në thellësinë Z: 2 ⎡ ⎛z⎞ ⎤ ⎢1 − 2⎜⎜ ⎟⎟ ⎥ ⋅ (G − Ga ) ⋅ hi ⋅ Δri 12 ⎢ ⎝ ri ⎠ ⎥⎦ G2 = ∑ ⎣ , [në °C/m] 3 1 2 2 ⎡ ⎛z⎞ ⎤ ⎢1 + ⎜⎜ ⎟⎟ ⎥ ⋅ ri 2 ⎢⎣ ⎝ ri ⎠ ⎥⎦

(2)

Për pusin më karakteristik në Ultësirën Pranadriatike (Kolonja – 10) është bërë edhe korrigjimi për sedimentimin deri në dyshemenë e moshës së serravalianit. Me rezultatet e përpunimit shifror, duke përdorur programin Surfer u ndërtuan hartat e temperaturës për thellësinë 100, 500, 1000, 2000 dhe 3000m, dhe harta e gradientit gjeotermal mesatar. Për Albanidet e jashtme, ku ndodhen puset e naftës dhe të gazit, hartat janë ndërtuar në shkallën 1: 500.000, kurse për të gjithë territorin Shqiptar në shkallën 1: 1.000.000, në pajtim me kërkesat teknike për dendësinë e pikave të vrojtimit. Për Atlasin, hartat janë zvogëluar në shkallën 1: 1 500.000, për ti përfshirë në formatin e Altasit të miratuar nga Projekti. Mbi bazën e modeleve gjeotermale dhe të modelimit matematikor është kryer edhe ekstrapolimi për vlerësimin e temperaturës në thellësitë e mëdha në zonat e Albanideve të brendshme, ku puset janë të cekët. Modelimi mathematik është bërë në Institutin e Gjeotermisë, Tokio. Janë zgjedhur vetëm puse ku gradienti gjeotermal është i padeformuar nga faktorët e ndryshëm gjeologjikë e morfologjike, informacioni i të cilëve shërbeu edhe për llogaritjen e dendësisë së fluksit termal. Për këtë arsye janë ndërtuar dy lloj harta për këto thellësi të mëdha: Harta për të gjithë Shqipërinë dhe harta vetëm për territorin e Albanideve të jashtme ku ndodhen puset e thellë të naftës dhe të gazit dhe ku temperatura është matur deri në thellësitë (3000 – 4000)m. Këto vlera të temperaturës janë krahasuar edhe me temperaturat e ekstrapoluara, të dhëna në Atlasin Gjeotermal të Europës. Nga ky ballafaqim rezulton se temperaturat për të dyja rastet janë të afërta dhe kanë ndryshime të pranueshme.

3.1.2 Matja e vetive termale të shkëmbinjve. U përcaktuan 392 mostra, sipas modeleve gjeotermale të ndryshme. Përcaktimet janë kryer me metodën krahasuese të qëndrueshme, me aparaturat tip ISOMET Model 4 dhe "Shotherm" QTM-2 në Laboratorin e Gjeotermisë së Institutit Gjeofizik të Akademisë së Shkencave, Pragë, Çeki. Saktësia e matjes së mostrave ishte e lartë. Gabimi mesatar kuadratik i përcaktimit të përcjellshmërise termike është +/- 0.29 Wk-1m-1. 22   

3.1.3 Llogaritja e dendësisë së fluksit të nxehtësisë U realizua sipas modeleve gjeotermale të Albanideve, me formulën:

q =λ⋅ ku:

dt , [në mW/m2] dh

(3)

λ - përcjellshmëria termale e shkëmbinjve dt - gradienti gjeotermal dh

Dendësia e fluksi të nxehtësisë për Ultësirën Pranadriatike u llogarit për prerjen e suitës pliocenike Helmësi, vetëm me termogramat me cilësinë më të lartë. Për këtë vlerësim është përcaktuar madhësia mesatare (1.94 ± 0.07)Wm-1K-1 e përcjellshmërisë termike të argjilave të kësaj suite. Shmangia mesatare kuadratike është: ± 0.078 Wm-1K-1. Gabimi i mundshëm në vlerësimin e madhësisë mesatare të tij është shumë i vogël, ±3.6%, për shkallën e sigurisë 95%, për numrin e mostrave të përcaktuar. Shpërndarja faktike e vlerave të përcjellshmërisë termike të shkëmbinjve sjell luhatjen edhe të dendësisë së llogaritur të fluksit të nxehtësisë. Nga llogaritja rezulton se mesatarisht, dendësia e fluksit të nxehtësisë mund të luhatet deri në masën 10mW/m2, për prerjen flishore të oligocenit dhe 14mW/m2 për ofiolitet, në krahasim me vlerat me të cilat është ndërtuar harta. Ky vlerësim është bërë përmasën e shmangies mesatare kuadratike të përcjellshmërisë termike të komplekseve të mësipërme të shkëmbinjve.

3.1.4 Studimi i dukurive gjeotermale Si dukuri të rëndësishme në pikpamje gjeotermale ne territorin e Shqipërisë u zgjodhën tetë burime termalë, një burim avulli të nxehtë dhe tetë puse gjeotermalë në të cilët u kryen studime gjeologjike, hidrogjeologjike, kimike dhe gjeotermale. Modelimi mathematikor i temperaturave të ujërave që lëvizin drejt thellësive, si edhe nga thellësitë dalin në sipërfaqën e Tokës është kryer në Geothermie Neubrandenburg GmbH, Gjermani. Bazuar në vlerësimet gjeotermale të dukurive ujore të veçanta u bë vlerësimi i resurseve të energjisë gjeotermale dhe veçimi i zonave potenciale, në të cilat mund të shfrytëzohet energjia gjeotermale në Shqipëri. Për këto burime u llogaritën edhe rezervat e energjisë gjeotermale. Studimet gjeotermale janë shtrirë në të gjithë territorin shqiptar dhe në brezin ndërkufitar ShqipëriGreqi dhe Shqipëri-Maqëdoni. Të dhënat e puseve në territorin e Republikës së Shqipërisë janë lidhur me të dhënat e dy puseve që ndodhen pranë kufirit Shqiptaro-Grek, njëri Greqi-8 në Jug të Butrintit, si edhe tjetri Napoli-2 në lindje të Malit të Gramozit, në dy puset e shpuara në Adriatik, njëri në veriperëndim të Durrësit dhe tjetri në veriperëndim të Vlorës. Kësisoj, hartat e temperaturave, të gradientit gjeotermal dhe të dendësisë së fluksit të nxehtësisë të Republikës së Shqipërisë janë të lidhura me ato të Greqisë dhe të Shelfit të Adriatikut. Llogaritja e rezervave të fushave gjeotermale potenciale është bërë në pajtim me “Udhëzuesin e Rekomandimeve të Komisionit Ndërkombëtar të Fluksit Termal” të botuar në “Manual për përcaktimin e dendësisë së fluksit të nxehtësisë së Tokës” (Haenel etj. 1988 ; Doracaj 1986). Nxehtësia në vend (Qo), që ka një shtresë ujëmbajtëse e dhënë, përcaktohet duke shfrytëzuar modelin vëllimor të nxjerrjes së nxehtësisë:

Q = (1 − P ) ⋅ g m ⋅ c m + P ⋅ g w ⋅ c w ⋅ (Tt − T0 ) ⋅ A ⋅ ΔZ

ku:

P – poroziteti efektiv g - dendësia mesatare e shkëmbinjve ose e kolonës së ujit. 23 

 

(4)

c – kapaciteti i nxehtësisë specifike të shkëmbinjve ose të ujit. Tt – temperatura në tavanin e akuiferit T0 – temperatura në sipërfaqën e Tokës A – sipërfaqja e zonës së studiuar Δ z - trashësia reale e shtresës ujëmbajtëse m – indeksi për matriksin e shkëmbit w – indeksi për ujin Rezervat e identifikuara në grykën e pusit të vetmuar (Qi), llogaritet me funksionin:

Qi = Q0 ⋅ R0 ku:

Ro është faktor i ripërtëritjes, i ndryshëm për puset me dhe pa ri-injektim:

R0 = 0.33 ⋅ ku:

(5)

Tt − Tr Tt − T0

(6)

Tr- temperatura e ujit të ri - injektuar, oC

Rezervat e provuara në grykën e pusit (Q2), u llogaritën me ekuacionin:

Q2 = R1 ⋅ Q1

(7)

Faktori i ripërtëritjes (R1), përcaktohet nga madhësia e energjisë së nxjerrshme, kostos së instalimeve (I), dhe rezervave të identifikuara (Q1):

R1 =

E−I Q1

(8)

E = Qv ⋅ (Tt − Tr ) ⋅ g w ⋅ c w ⋅ Δt I= ku:

I$ ⋅ C Pr

(9) (10)

I – kosto e instalimeve të pusit të vetëm ose të sistemit me dy puse, e shprehur në nxehtësi, Is - kosto e instalimeve ku përfshihet kosto e shpimit dhe kompletimit të pusit, c – përmbajtja e nxehtësisë specifike të naftës, Pr – çmimi i naftës në kohën e dhënë, Δ t- afati i shërbimit të instalimit Qv – prurja e ujit nga akuifer i kufizuar

Duke konsideruar regjimin e qëndrueshëm të prurjes së ujit nga shtresa ujëmbajtëse, dhe faktin se ka vetëm luhatje shumë të vogla të prurjes dhe të presionit në grykën e pusit për një periudhë të gjatë kohe, (afërsisht 30 vjeçare) parametrat fizike, si përshkueshmëria (k), përçueshmëria hidraulike (kf) dhe transmetueshmëria (Tv), u vlerësuan me ekuacjonet :

Qv =

2πTv S ⎛R⎞ ln⎜ ⎟ ⎝r⎠

(11)

dhe

Qv = 2πrz

kf

(12)

15 24 

 

Për rastin e burimeve gjeotermale të zonës Kruja është supozuar karakteri homogjen anizotrop i kolektorit karbonatik me çarje lidhur me rrjedhjen e ujit. Në këtë rast është përcaktuar tenzori i përshkueshmërisë, d.m.th. është përllogaritur përshkueshmëria e çarshmërisë sipas dy drejtimeve, si edhe dendësia e tyre lineare:

bi2 ⋅ φ i k=∑ 12 i =1 N

(13)

N

φ = ∑ bi ⋅ Di

(14)

i =1

ku:

N - numri i sistemeve të çarjeve bi – gjerësia mesatare e sistemit të çarjeve φ i – poroziteti i sistemit të çarjeve

Di – dendësia lineare e sistemit Është vlerësuar fuqia termale e mundshme për instalim (Lund, 1996; Rybach etj., 2000): energjia vjetore e përdorur:

[

]

Fuqia termale = Pr urja max .(kg / sek ) × temper. hyrje( o C ) − temper. dalje( o C ) × 0.004184 ne MWt

[

]

Energjia vjetore e perdorur = Pr urja mes.(kg / sek ) × temper. hyrje( C ) − temper. dalje( o C ) × 0.03154 ne TJ / vit o

si edhe faktori i kapacitetit termik: Faktori i kapacitetit termik =

Energjia vjetore e perdorur (TJ / vit ) × 0.03171 Fuqia termike e instaluar ( MWt )

Njësitë matëse gjeotermike, në sistemin SI, që janë përdorur në shtjellimin e këtij kapitulli janë përmbledhur në Tabela 1.1. Tabela 3.1 Njësitë matëse gjeotermale, në sistemin SI Parametri termal

Njësia o

Temperatura (t)

C

o

Temperatura (t)

o

K K=oC+273,15 mW/m2

Dendësia e fluksit termal (q) Gradienti gjeotermal (g)

mK/m o

Gradienti gjeotermal (g)

C/100m m/oC

Shkalla gjeotermale (Sh) Entalpia (H)

Joule

Energjia gjeotermale (E)

TJ/vit (TerraJoul/vit)

Nxehtësia në vend (Q)

Joule (J)

Rezervat e energjisë gjeotermale (Q1)

Joule (J) J/m2

Rezervat e energjisë gjeotermale specifike (q) Kapaciteti i instalueshem (K)

Megawat termale (MWt)

Energjia vjetore e shfrytëzuar (Ev)

TerraJoul/vit (TJ/vit)

Energjia gjeotermale e nxjerrshme (En)

Joule (J)

Përcjellshmëria termike e shkëmbinjve (k)

W/(m.K)

Rezultatet e studimeve gjeotermale në Shqipëri janë përfshirë në: Geothermal Atlas of Europe, 1992; Atlas of Geothermal Resources of Europe, 2002. Geothermal energy in Europe (2000), si dhe në botimet: Frashëri, Čermak etj. 1995a, b, 2004; gjithashtu ato janë referuar në: disa Kongrese Botërore të Gjeotermisë si Firence 1995, Tokio 2000, Antalia 2005 dhe Bali 2010, në 22 konferenca Shkencore 25   

Ndërkombëtare jashtë shtetit, në 4 Konferenca Shkencore në Shqipëri dhe janë botuar artikuj shkencorë jashtë shtetit (Čermak etj. 1994; 1999; Frashëri A. 1998; 2005; 2007) dhe në Shqipëri (Frashëri etj. 1999; 2007; 2009; 2010; Frashëri 2000; 2001; 2006). _____________________________________________________________________________________

3.2 TEMPERATURA Fusha gjeotermale në thellësinë e Albanideve të Jashtme karakterizohet nga vlera relativisht të ulëta të temperaturës, siç është karakteristikë e baseneve sedimentare me trashësi të madhe të depozitimeve. Në thellësinë 500 m, temperaturat rriten deri në (21-25.7)°C . Në Ultësirën Pranadriatike dhe në zonën Jonike temperatura arrin deri në 32.9oC në thellësinë 1000m, 54oC në thellësinë 2000m dhe 71.8oC në thellësinë 3000m (Figura 3.1; 3.2; 3.3). Në nivele më të thellë, temperatura rritet gradualisht, deri sa arrin 105.8 °C në thellësinë 6000m, të matur në strukturën e Ardenicës. Nën këtë thellësi e deri në kufirin MOHO, temperatura është vlerësuar sipas modelimit gjeotermal. Në Zonat Kruja, Alpet dhe në Zonën Jonike në jug të Shqipërisë temperaturat janë më të ulta për të njejtën thellësi se sa në Ultësirën Pranadriatike.

_____________________________________________________________________________________ Figura 3.1 Regjimi i sotëm i temperaturës në Qëndrën e Basenit Sedimentar Shqiptar (Frashëri 2005)

26   

________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________

Figura 3.2 Harta e temperaturës në thellësinë 3000m(Atllasi Gjeotermal i I Shqipërisë, Frashri etj. 2013)

Figura 3.3 Harta e gradintit gjeotermal mesatar Atllasi gjeotermal i Shqipëris, Frashri etj. 2013)

27   

Ky brez i temperaturave të ulta, siç duket në hartën e temperaturës në thellësinë 5000 m të paraqitur në Figura 3.3 vazhdon edhe për nivelet më të thella si në zonën Kruja në Shqipëri, ashtu edhe në zonat Karsti i Lartë, Budva dhe Dalmate në Dinarided perëndimore, si edhe në zonat Gavrovo dhe Jonike në pjesën perëndimore të Helenideve (GAE 1992; Ravik dhe Rajner 1993; Fytikas dhe Kolios 1979; Milivojevic 1993; Taktikos 1993). Ecuria e izotermave (Figura 3.2 dhe 3.3), me përafrimin e parë, ruan drejtimin hapësinor të strukturave të Albanideve. Këto izoterma mbeten të hapura drejt veriperëndimit, në shelfin e detit Adriatik. Epiqëndrat e temperaturave më të larta zhvendosen drejt verilindjes të vendit. Krahas ndryshimeve krahinore të temperaturës, ekzistojnë edhe luhatje lokale anësore edhe në largësi 7-8 km. Në Ultësirën Pranadriatike, në thellësinë 3000 m janë fiksuar ndryshime të temperaturës deri në (8-9) °C në të tilla largësi. _____________________________________________________________________________________

3.3 GRADIENTI GJEOTERMAL Regjimi gjeotermal i Albanideve kushtëzohet nga shpërndarja e fushës së temperaturave në thellësi të ndryshme, e gradientit gjeotermal dhe e dendësisë së fluksit të nxehtësisë, në lidhje të ngushtë me litologjinë, me tektonikën dhe hidrodinamikën e ujërave nëntokësore (Çermak etj. 1999; Frashëri 1991; 1992; Frashëri etj. 1993; 1995; 2004). Në hartën e gradientit gjeotermal dallohen qartë disa rajone gjeotermale (Figura 3.4). I. Baseni Sedimentar Shqiptar në pjesën e sipërme të prerjes gjeologjike, karakaterizohet me vlerë më të madhe të gradientit gjeotermal se sa në zonat e tjera tektonike të Albanideve të Jashtme. Kështu, në pjesën argjilore të suitës Helmësi të pliocenit në qëndrën e Ultësirës Pranadriatike, gradienti arrin në 2.13 o C/100m (Figura 3.4, 3.5). Por, gradienti gjeotermal mesatar për të gjithë prerjen gjeologjike të këtij

________________________________________________________________________________ Figura 3.4 Harta e gradientit gjeotermal mesatar në rajonin perendimor të Albanideve, dhe i zonave, përreth (marrë nga Atlas of Geothermal Resources of Europe 2002). Numrat në izolinjat në ° C.

28   

baseni, ka madhësi rreth 1.5 oC/100m. Izolinja me vlerën e gradientit 1.5 oC/100m ka përvijëzim pothuajse të ngjashëm me kufirin e Ultësirës dhe mbetet e hapur në drejtim të veriperëndimit, drejt shelfit të detit Adriatik (Frashëri 1993). Ky zvogëlim i gradient shpjegohet me trashësinë shumë të madhe, mbi 12 000 m, të depozitimeve të Basenit Sedimentar Shqiptar. II. Brezi ofiolitik, karakterizohet nga gradiente gjeotermale, që luhaten në kufij të gjerë, nga (2.0 – 2.35) oC/100m. Gradientet e vegjël shpjegohen me qarkullimin intensiv të ujërave nëntokësore, veçanerisht në masivet ultrabazike, çka vërtetohet me temperaturat e ulëta, në nivelin (7.0)°C deri në thellësi rreth 200 m. Duke analizuar në tërësi hartën e gradientit mesatar për brezin ofiolitik, vihet re rritje e gradientit drejt verilindjes në rajonin e Kukësit dhe juglindjes, në rajonin e Korçës. Gradienti më i madh 2.35 oC/100m është regjistruar në masivin ultrabazik të Kukësit dhe Tropojës. Theksojmë se izolinja e gradientit me vlerë 2.0 oC/100m këputet në sektorin e gjuhës flishore të Shën-Gjergjit, ashtu si edhe brezi ofiolitik, duke dëshmuar me këtë ndarjen e këtij brezi, të shprehur edhe në përhapjen e fushës së gravitacionit dhe atë magnetike. Vazhdimi jugperëndimor i tërthores DibërElbasan-Vlorë, shprehet edhe në përvijëzimin e izolinjave të gradientit në zonën Jonike dhe në Ultësirën Pranadriatike. III. Zonat e gradienteve të vegjël, me madhësi nga 5 mK*m-1 deri në zero ose madje negative janë Alpet Shqiptare, rajoni Gjirokastrës dhe jug-lindja e Sarandës. Ndikim të fuqishëm në turbullimin e përhapjes së fushës termike dhe në ecurinë e temperaturës me thellësinë, ka lëvizja intensive e ujërave të ftohta sipërfaqësore deri në thellësitë e mëdha, 1000-2000 m, në prerjet gëlqërore në strukturat që kanë bërthama të zhveshura në sipërfaqën e tokës ose që shtrihen në thellësi të vogël. Kjo dukuri është fiksuar në strukturën e Kalcatit (Figura 3.6), Erindit dhe Nokovës. Kështu, ndodh edhe në prerjet gëlqërore të Alpeve Shqiptare, ku deri në thellësinë 500 m të regjistruar, gradienti gjeotermal ka madhësi pothuajse zero mK·m-1. Por, për të dy këta rajone vërehet se izolinjat e gradienti gjeotermal në jug të zonës Jonike kanë përvijëzim që përputhet me shtrirjen e brezave strukturorë. Në veri, në zonën e Alpeve dhe në atë të Krasta-Cukalit izolinjat janë pothuajse paralele me tërthoren Shkodër-Pejë.

_________________________________________________________________________________ Figura 3.5 Prerje gjeotermalë në dy puse në Ultësirën Pranadriatike; a) Divjakë, b) Këmishtaj: N - Depozitime të Neogjenit; Pg3 - Depozitime flishore të Oligocenit; Cr-Pg1-2 - Glëlqërorë të kretak-paleogjenit; N13gj Depozitime halogjene; Vija e kuqe - Tekonikë shkëputëse

29   

_____________________________________________________________________________________ Figura 3.6 Prerje gjeotermal në pusin Kalcati 2, Zona Jonike (legjenda si në Figura 3.5)

Figura 3.7 Ndikimi i trysnisë mbinormale në fushën oC; 2. e temperaturës.1. Temperatura, -1 Resistenca e dukshme, x10 Omm; 3. Presioni, Mpa; 4. Ndryshimi i diametrit të pusit, %; TM- Tavani i zonës me trysni mbinormale

IV. Rajoni Fushë-Krujë – Tiranë - Elbasan - Gramsh, karakterizohet nga gradient gjeotermal relativisht të vogël, i nivelit rreth 10 mk*m-1, që ka mundësi të kushtëzohet jo vetëm nga thellësia e basenit sedimentar por edhe me ndikimin anësor të pranisë së diapireve kripore në thellësi, të cilët deformojnë përhapjen e fushës termike të Tokës. Në pjesën veriore të zonës Kruja, gradienti gjeotermal është gjithashtu i vogël, ai ka madhësi rreth 1.25 mk*m-1 në zonën e Velipojës. Për këtë arsye, p.sh. në pusin Ishmi 1/b temperatura arrin vetëm 42.2 oC në thellësinë 2296 m. Ndryshe ndodh në sektorin juglindor, ku gradienti rritet deri në 20 mk*m-1. Rritja lidhet me ndikimin e fluksit gjeotermal më të madh në jugun e brezit ofiolitik. Gradienti gjeotermal kushtëzohet nga tektonika dhe litologjia e prerjes gjeologjike të rajonit. Vlera më të larta të gradientit gjeotermal janë fiksuar në strukturat antiklinale molasike të katit të sipërm strukturor, si në Divjakë. Në vargjet antiklinale me bërthama gëlqërore ku ka qarkullim të ujërave nëntokësore, gradientet gjeotermale kanë madhësi më të vogël në krahasim me pjesën e prerjes flishoidale. Gradienti gjeotermal zvogëlohet mesatarisht në masën 10-20%, madje edhe më shumë, deri në 24%, siç është rasti i strukturës së Ballshit, ku gradienti në thellësinë 700-800m karshi prerjes flishore të oligocenit ka vlerë 1.35 oC/100m. Në prerjen gëlqërore të Jurasikut deri në eocen, gradienti zvogëlohet deri në 1.15 mK·m-1. Gradienti merr vlera të vogla, 0.7-1.0 oC/100m, në brezat e thellë sinklinale të zonës Jonike dhe zonës Kruja. Litologjia e prerjes gjeologjike kushtëzon ecurinë anomale lokale të gradientit gjeotermal. Kjo lidhet me faktin se shkëmbinjtë me përbërje të ndryshme litologjike kanë përcjellshmëri termike të ndryshme. Tipike për këtë dukuri është prerja pliocenike e pusit Povelça-3. Pjesa konglomeratiko-ranorike e suitës Rrogozhina, ku ranorët zënë 65% të prerjes, ka gradient gjeotermal mbi dy herë më të vogël se prerja argjilore e suitës Helmësi.

30   

__________________________________________________________________________________ Figura 3.8 Profili gjeologo-gjeofizik Albanid-2: Falco në detin Adriatik-Seman-Bilisht; Legjenda si Fig. 3.2. Frashëri etj., 2003); Të dhënat e gravitacionit për detin Adriatik (sipas Richetti 1980)

____________________________________________________________________________________ Figura 3.9 Rezultatet e modelimit mathematikor gjeotermal të profilit Albanid-2 (Frashri etj. - Atlasi i Burimeve Gjeotermale në Shqipëri 2004)

Albanidet e jashtme kanë gradient gjeotermal të ngjashëm me të zonave Karsti i Lartë, Budva dhe Dalmate në Dinarided perëndimore, të cilat gjithashtu, karakterizohen nga gradient relativisht i vogël, mesatarisht 1.5 oC/100m dhe më të vogël (GAE 1992; Pasic 1983; Milivojeviç 1993; Ravik dhe Rajner 1993), dhe të zonave Gavrovo dhe Jonike në pjesën perëndimore të Helenideve, ku gradienti gjeotermal është rreth 1.2 oC/100m (GAE 1992; Fytikas dhe Kolios 1979), si edhe me shelfin shqiptar të Adriatikut (1.84 – 1.97 oC/100m) (GAE 1992). Përputhje e mirë konstatohet edhe me të dhënat gjeotermale të Maqëdonisë (Georgievna 2003; Micevsky 2003]. Në madhësinë e gradientit gjeotermal ndikon edhe shfaqja e trysnive të larta. Duke filluar nga zona kalimtare deri në thellësinë e shfaqjes së trysnive të larta anomale, ekzistojnë anomali termike lokale të qarta. Temperatura rritet me hop në masën (5-10) °C (Figura 3.7, Hoxha 1984; Liço etj. 1983). Në 31   

përhapjen e fushës termale ekzistojnë ndikime anësore, të cilat janë të mëdha veçanërisht kur në afërsi me pusin ku regjistrohet temperatura shtrihen struktura karbonatike ku qarkullojnë ujëra nëntokësore më të ftohta se gjeomjedisi rrethues. Modelimet gjeotermale kanë treguar se në Albanidet e jashtëme, vlerat e gradientit gjeotermal 1.52.13 °C/100m ruhen deri në thellësinë 20 km (Figura 3.2; 3.8; 3.9). Më thellë gradienti zvogëlohet. Ky ndryshim i madhësisë së gradientit gjeotermal përputhet me tavanin e bazamentit kristalik. Ndërsa në Albanidet e brendëshme gradienti gjeotermal zvogeleohet më thellë se 12 000 m, me tavanin e evaporiteve permiane (Frashëri etj. 1995). _____________________________________________________________________________________

3.4 DENDËSIA E FLUKSIT TË NXEHTËSISË Fusha e dendësisë së fluksit të nxehtësisë, ashtu si edhe ajo e gradientit gjeotermal, paraqet disa karakteristika, që lejojnë të veçohen disa zona (Figura 3.10).

_________________________________________________________________________________ Figura 3.10 Harta e dëndësisë së fluksit të nxehtësisë në teritorin e Shqipërisë

32   

a) Baseni Sedimentar Shqiptar, në qëndrën e Ultësirës Pranadriatike, dendësia e fluksit të nxehtësisë është deri në 41.3 mW/m2. Izoterma 30 mW/m2 mbetet e hapur drejt shelfit shqiptar të detit Adriatik, ku dendësia e fluksit arrin deri në 35.7 dhe 38.2 mW/m2, në largësi 50 km nga Durrësi dhe 35 km nga Vlora, ku janë shpuar dy puse të thellë nafte. Në veriperëndim të Durrësit, në shpatin kontinental të Adriatikut lokalizohet një anomali e dendësisë së fluksit të nxehtësisë me amplitudë 100 mW/m2 (GAE 1992). b) Në diapirin kripor të Dumresë dhe të Xarës në Sarandë, dendësia e fluksit të nxehtësisë ka, përkatësisht, madhësi 37 mW/m2 dhe 27 mW/m2. Brezi ofiolitik karakterizohet nga dendësi më e lartë e fluksit të nxehtësisë, që luhatet nga 40 mW/m2 në Rehovë të Korçës, 48.3 mW/m2 në Bulqizë dhe deri në 61.8 mW/m2 në Keçël të masivit ultrabazik të Kukësit. Edhe në masivin ultrabazik të Tropojës, dendësia e fluksit mbrin 47.2 mW/m2. Deri në 47 mW/m2 mbrin dendësia e fluksit të nxehtësisë edhe në Mirditën Qëndrore, në venburimin e bakrit të Perlatit. Izotermat me vlera 35; 40; 45 mW/m2 përvijojnë mirë brezin ofiolitik. Izotermat me vlera 45 mW/m2 në verilindje dhe me vlerë 40 mW/m2 në juglindje mbeten të hapura në drejtim të vazhdimit të brezit ofiolitik tej kufijve shtetërore të Republikës së Shqipërisë. Vlerat më të larta të dendësisë së fluksit të nxehtësisë në brezin ofiolitik, në krahasim me Albanidet e jashtme, shpjegohen me cektimin e tavanit të bazamentit kristalin, ku shtrihen shkëmbinj që gjenerojnë nxehtësi si rrjedhojë e zbërthimit të elementeve radioaktivë (Frashëri 2000). c) Në brezin ofiolitik janë fiksuar disa vatra me vlera të larta të dendësisë së fluksit të nxehtësisë. Këto anomali të fluksit të lartë lidhen me transmetimin intensiv të nxehtësisë nëpër thyerjet e thella tërthore, dhe veçanërisht në nyjet e ndërprejes së tyre me thyerjet e thella gjatësore. Këto thyerje kushtëzojnë edhe burimet e energjisë gjeotermale. Kjo tablo e përhapjes së fushës gjeotermale, ashtu si edhe ato të fushës së gravitacionit dhe magnetike, argumentojnë ndërtimin bllokor të bazamentit kristalin në Albanidet. Thellësia e tavanit të këtyre blloqëve është më e vogël në zonën tektonike Mirdita. d) Në Alpet Shqiptare, dendësia e fluksit të nxehtësisë është shumë e vogël. Ajo ka madhësi deri në 10 mW/m2, çka shpjegohet me thellësinë e madhe, 50-60 km, të Kufirit MOHO, si edhe me prerjen e trashë karbonatike, e cila gjeneron pak nxehtësi, në mungesë të përmbajtjes së elementeve radioaktive.

33   

34   

KAPITULLI 4 _________________________________________________________________________________________________________

UJËRAT TERMOMINERALE R. Eftimi _____________________________________________________________________________ Shqipëria ka një tabllo hidrogjeologjike regjionale tepër të larmishme. Ujërat nëntokësore lidhen me shkëmbinj shumë të ndryshëm për nga gjeneza, litologjia dhe përkatësisë stratigrafike të vendosur në kushte strukturale tektonike të larmishme. Si pasojë në Shqipëri ka shtresëzime ujëmbajtëse nga më të ndryshme përsa i përket shtrirjes të tyre hapsinore, veçorive hidraulike, rezervave të ujërave nëntokësore që ato përmbajnë si dhe të cilësive hidrogjeokimike. Simbas tipit hidraulik dallohen për ujëmbajtje të lartë shtresat ujëmbajtëse me përhapje të gjërë zhavorore poroze (të shkrifët) dhe shkëmbinj karstikë; më pak të pasur janë shkëmbinjtë porozë e të çarë mollasasikë ranoro-konglomeratikë, si dhe shkëmbinjtë e çarë magmatikë intruzivë. Në rreth 35% të territorit të Shqipërisë përhapen shkëmbinj argjilorë, flishorë, efuzivë dhe të metamorfizuar me përshkueshmëri shumë të ulët dhe praktikisht pa ujëra nëntokësore (Eftimi etj. 1985, Eftimi 2010). Kushtet gjeologo-strukturore dhe gjeomorfologjike të Shqipërisë kushtëzojnë formimin e disa zonave hidrogjeologjike regjionale. Zonat hidrogjeologjike përputhen përgjithësisht me zonat krahinore gjeologjike të Shqipërisë (Figura 2.3) dhe brënda tyre dallohen rajonet hidrogjeologjike të cilat lidhen me struktura më të vogëla hidrogjeologjike dhe që karakterizohen nga prania e ujërave nëntokësore në shkëmbinj me cilësi hidraulik, rezerva ujore, kushte hidrodinamike dhe karakteristika hidrokimike të ndryshme (Eftimi 2010, Eftimi etj. 1985, 1989, 2010). Burimet termomineralë janë një dukuri e veçantë të cilat shfaqen në kushte hidrogjeologjike të caktuara (Avgustinski etj. 1956, Velaj 1995, Eftimi dhe Frashëri 2012). Objekti i këtij libri janë burimet termomineralë të Shqipërisë të cilët përhapen kryesisht në zonat tektonike të Korabit, Krujës dhe asaj Jonike (Fig. 4.1), si dhe puset e thellë të kryer për kërkimin e gazit dhe naftës dhe kanë kapur ujëra termale dhe që përhapen në zonat tektonike të Kryjës dhe asaj Jonike. Zonat e tjera hidrogjeologjike si Mirdita, Gashi, Alpet Shqiptare dhe Krasta Cukali përmbajnë ujëra nëntokësore të cilat kanë qarkullim të cekët dhe dallohen për kripëzim dhe temperaturë të ulët; në këto zona nuk janë kryer shpime të thellë (Eftimi 2010; Eftimi etj. 1989, 2010, Tafilaj 1977).

____________________________________________________________________________________

4.1 UJËRAT TERMOMINERALE TË ZONËS SË KORABIT Zona e Korabit dallohet nga prania në sipërfaqe e formacjoneve me moshë më të vjetër në vend, të cilat përfaqësohen nga rreshpe, ranorë, konglomeratë dhe gëlqërorë të metamorfizuar të silurianit - devonianit, shkëmbinj me pamje flishore të karboniferit, gjipse, ranorë e konglomeratë të permianit-triasikut të poshtëm. Shkëmbinjtë që ndërtojnë zonën e Korabit, që nga ata 35   

paleozoikë dhe të triasikut të poshtëm, e deri në flishet paleogjenike dhe depozitimet kokrizore pliocenike, janë në përgjithësi të varfër në ujëra nëntokësore. Dy daljet gjipsore në qendër të Zonës së Korabit përbëjnë një rajon hidrogjeologjik tepër të veçantë. Ujërat nëntokësore të daljes gjipsore veriore, të cilat drenohen në përroin e thellë të Gramës, janë të ftohta dhe me përmbajtje SO4-Ca. Në daljen gjipsore jugore, e cila drenohet nga përroi i Peshkopisë, ka burime të mëdhenj të ftohtë me përbërje kimike SO4-Ca, por edhe burime termomineralë me të njëjtën përbërje sulfatikë dhe me përmbajtje të rritur të gazit H2S dhe temperaturë deri 43 °C. Në këtë zonë nuk janë kryer shpime të thella për studimin e ujërave termominerale.

_____________________________________________________________________________________ Figura 4.1 Harta e ujërave termalë të Shqipërisë. Burime termalë: 1 Peshkopi; 2 Mamurras; 3 Elbasan; 4 Hidraj; 5 Holta; 6 Përmet; 7 Leskovik; 8 Selenicë; Burime termalë të dobët: 1 Karbunarë;2 Ura Vajgurore; 3 Banjo Kapaj. Puset të thellë: 1 Dajç 2; 2 Ishmi 1; 3 Shupal; 4 Kozan 8; 5 Galigat 2 6 Ardenica 3; 7. Marinza 547; 8 Verbas.2; 9 Seman 3 (bazuar në Hartën Hidrogjeologjike të Evropës shk. 1:1.500.000, Eftimi etj. 2010)

36   

4.1.1 Burimet e Llixhave e të Peshkopisë Vendnddodhja Burimet e Llixhave të Peshkopissë ndodhen rreth 2.5 km m në lindje tëë qytetit të P Peshkopisë, në n shtratin e c rrjedh ngga lartësitë e pjesës jugoree të malit të Korabit (Figgura 4.2). Shttrati i përroitt përroit tëë Banjave i cili të Banjaave pret thellë depozitimeet gjipsore; në n sektorin e Llixhave gjerësia e tij ëështë rreth 70 0 deri 120 m kurse nëë lindje të Lliixhave, në pjjesën e sipërm me të saj zgjerohet deri rreth r 300 m ((Figura 4.3). Koordinatatt gjeograffike të burimiit kryesore tëë Llixhës së Peshkopisë P janë; j X=41° 41’ 9”, Y=22° 27’ 25”, Z=760 Z m. Klim ma e zonës është Mesdhhetare malorre e ftohtë; simbas s stacioonit metereoologjik të Peeshkopisë nëë qytet tem mperatura mesatare m vjetoore është 11° C, ajo e muajit m Janar është -0.2° C C, kurse në Gusht ështëë 21.6° C.. Rreshjet meastare m vjetoore janë 9200 mm nga të cilat rreth 70% 7 e tyre bbie në interv valin Tetor – Mars. Nëë malin e Koorabit, tempeeraturat dhe rreshjet r mbrijjnë përkatësiisht në 6-7° C dhe 1500 mm/vit. m

Gjeologgjia Karakterristika më e rëndësishmee gjeologjikee dhe hidrog gjeologjike e zonës së K Korabit është prania e dyy dritarevee tektonike gjipsore g në pjjesën qëndroore të tij (Fig gura 4.4). Sim mbas mendim mit të shumëë gjeologëvee këto struuktura lidhenn me zonën tektonike Kruja K (Melo etj. 1991; Xhomo X etj. 1991; 2002; Aliaj 1993).. Sipërfaqj qja e daljes verjore v të gjiipseve është rreth 66 km m2, kurse ajoo e daljes juggore është rrreth 24 km2. Daljet e gjipseve rreethohen nga formacjone paleogjenike p e (eocen i sippërm–oligocen i poshtëm m, Pg23-Pg31) të njësissë Dibra. Këëto formacjoone përfaqëssohen nga rreshpe mergglore gri derri në të zezza, gëlqërorëë mergelorrë, brekçie gëlqërore g si dhe d ndërthurje ranorësh kokërrimët k dhhe shtresa miikrokonglom meratësh. Mbi flishet paleeogjenike që rrethojnë njollën jugore të gjipseve mbihipin depozitimet e mastriktianit m t t përfaqësuaara përgjithëësisht ng rresshpe argjilo-karbonatike me alevrolitte, ranorë, konglomeratëë (Cr2m) të dhe gëlqqërorë, si dhhe depozitim met e triasikuut të poshtëm m-i mesëm (T1-2) si ranoorë, grauwak ke, gëlqërorëë reshporëë e gëlqërorë ranorike (Fiigura 4.4).

__________________________________________________ _________________________________ ___________ Fig. 4.2 Vendndodhja V a e burimeve e të Llixhës së Peshkopisë në luginën e përroit të Ba anjave

37   

b 

_____________________________________________________________________________________ Figura 4.3 Përroi i Banjave; brigjet i ka gjipsore, kurse shtreti i tij mbushet me materjale trashamane aluvialeproluviale; rrethi kuq – burimet termal, me rreth të verdhë – burim i ftohtë me kripëzim të ulët

Marëdhëniet e gjipseve me formacjonet rrethuese janë tektonike. Flishet paleogjenike dhe reshpet të Mesozoit përfaqësojnë “lëvezhgën” e cila i mbulon nga sipër dhe mban brënda gjipset; atje ku ajo është eroduar kët a të fundit dalin në sipërfaqë (Aliaj 1969, 1998). Gjipset janë kryesisht masivë, por vende vende janë edhe të shtresëzuara me shtrirje gati horizontale ose me rënie të vogël drejt perëndimit. Shpesh në qëndër të kristaleve të gjipsit vërehen kokriza anhidriti që dëshmojnë se këtu kemi patur të bëjmë me anhidride të cilat më vonë janë shëndruar në gjipse. Vende-vende ndërmjet gjipseve vërehen damarë kalciti të pasura me squfur ose fole të vogla squfuri. Ngritja aktive e Malit të Korabit gjatë pliocen-pleistocenit ka bërë që erozjoni të jetë shumë i fuqishëm. Për këtë dëshmojnë luginat e pjerta dhe të thella të përrenjve si dhe materjalet e shumta trashamane që ato kanë depozituar në rrjedhjet e tyre të poshtëme. Të dhëna mbi trashësinë e këtyre depozitimeve nuk ka por mendohet se trashësi më e madhe e tyre është rreth 15m. Përrenjtë më të mëdhenj janë ai i Banjës, në daljen jugore të gjipseve, dhe ai i Grames në daljen verjore të gjipseve. Në Figura 4.4 jepen kushtet gjeologo-hidrogjeologjike të zonës rreth burimeve të Peshkopisë.

Hidrogjeologjia Të gjithë formacjonet para-kuaternare që rrethojnë daljet e gjipseve, që nga ato Paleozoike e deri në ato të Paleogjenike, karakterizohen përgjithësisht nga përshkueshmëri shumë e ulët dhe sasira të vogëla ujërash nëntokësore. Vetëm gjipset paraqiten më ujëmbajtje lokalisht të rritur sepse ato janë të karstëzuara në një shkallë të mirë. Procesi i tjetërsimit të anhidrideve në gipse i cili shoqërohet me gjallërimin e dukurive karstike (Chiesi etj. 2010) është zhvilluar qartësisht në gjipset e Korabit. Në pjesët e larta të terrenit, në sipërfaqe të gjipseve vërehen dukuri karstike si hinka karstike, lugina të vogla karstike si dhe shpella dhe burime karstikë. Hinkat karstike kanë zakonisht diametër rreth 1-4 m dhe thellësi deri rreth 2 m. Kur ato bashkohen me njëra-tjetrën formojnë “lugina” me gjatësi mbi 70-80 m. Dëshmi e veçantë e dukurive erozjonale-karstike janë të ashtuquajturat “kulla karstike” (tower karst) të cilat përfqësojnë kodra gjipsesh të izoluara e me faqë të pjerta të rrethuarar nga materjale aluvionale ose detrite (Figura 4.5). Në rrëzë të shpateve gjipsore të përrenjve vërehen shpella karstike të ngushta në të cilat zakonisht ka rrjedhje ujërash nëntokësore. Të tilla shpella takohen gjatë përrenjve të Banjës (Figura 4.6) si dhe atij të Gramës. 38   

Formimi i burimeve. Në zonën e daljeve gjipsore dallojmë burime mineralë (të ftohtë) dhe burime termomineralë. Burimet mineralë të ftohtë. Kur ujërat nëntokësore lëvizin nëpërr rrugët karstike jo të thella formohen burime mineralë të ftohtë të përhershëm ose të përkohëshëm. Burimet e ftohtë mineralë më të rëndësishëm dalin në përroin e Banjave, në lindje të burimeve termomineralë (Figura 4.4). Ata janë: Burimi i Konrit, me prurje rreth 70 deri rreth 250 l/s, burimi i Brezhdanit me prurje rreth 100 deri mbi 300 l/s, si dhe burimi i përkohëshëm i Gjipsit me prurje maksimale mbi 200 l/s. Temperatura e burimeve mineralë është rreth 10-13° C, kurse mbetja e thatë luhatet rreth 2000-2300 mg/l. Disa burime mineralë të ftohtë ka edhe në luginën e përroit të Gramës i cili drenon çveshjen verjore të gjipseve të malit të Korabit. Përveç drenimeve lineare që ushqejne këtë përrua ka edhe burime të përqëndruar me prurje mbi 10 l/s. Ujërat nëntokësore të daljes verjore të gjipseve drenohen në përroin e Gramës nëpërmjet burimeve të shumtë të vegjël, me prurje 1 deri 10 l/s, ose ushqejnë rrymën e nënshtratit të përroit që rrjedh në depozitime trashamane aluviale-proluviale. Si rrjedhim rrjedhja e përroit edhe në stinën e thatë ka prurje rreth 200-300 l/s me përcjellshmëri elektrike rreth 2000 µS/cm. Burimet termominerale. Rol hidrogjeologjik të veçantë në formimin e burimeve termomineralë kanë prishjet tektonike të cilat zhvillohen gjatë kontaktit të gjipseve me formacjonet rrethuese të pa përshkueshme Paleogjenike dhe Mesozoike (Avgustinski 1957; Aliaj 1993) Burimet termomineralë të luginës së Banjës dalin gjatë prishjes tektonike që rrethon daljen jugore të gjipseve në Malin e Korabit. Simbas Kotevskit (1987) edhe burimet termominerale të Banishtes dhe të Kosovrastit, në territorin e Maqëdonisë dalin në vijën e një thyerje tektonike e cila shtrihet përgjatë luginës së lumit Drini i Zi duke filluar nga liqeni i Ohrit në jugë, dhe vazhdon në veri në gropën e Dibrës dhe asaj të Peshkopisë në Shqipëri. Simbas tekstit të Hartës Gjeologjike të Shqipërisë (Xhomo etj. 2002), “Gropa e Peshkopisë nuk karakterizohet me tektonika të qarta grabenore në buzët e saj, çka e dallon disi atë nga gropat e tjera, por që mund të jetë maskuar nga depozitimet Kuaternare të cilat përhapen gjerësisht në buzët e saj”. Po aty, autorët venë në dukje se ka shumë shkëputje të vogla në buzën lindore të saj. Simbas tyre “ka mundsi që mos-shprehja qartë e me amplitudë të dukshme e kësaj tektonike të ketë lidhje me ngritjen diapirike të gjipseve në Peshkopi e në malin e Bardhë të cilat mund të kenë stimuluar formimin e gropës, por pa e shoqëruar me shkëputje të mëdha për efekt të plasticitetit”. “Nuk përjashtohet mundësia që prishje gjatësore të kemi në buzë të diapireve me bazamentin e tyre të cilat jo vetëm kanë ndihmuar në inicimin e diapirizmit por mund të kenë qënë aktive edhe më vonë, në Pliokuaternar dhe të kenë ndikuar në potencialin sizmik të rajonit”. “Këto prishje mund të jenë edhe shkaku i ujërave të nxehta (termale) në Llixhat e Peshkopisë” (Xhomo etj. 2002). Prishja tektonike gjatë së cilës dalin burimet termominerale në përroin e Banjës afër Peshkopisë, si dhe ato që dalin në territorin e Maqëdonisë, në fshatrat Banishte dhe Kosovrast, nga gjeologët Shqiptarë është quajtur “thyerje e Drinit që zhvillohet përgjatë luginës së Drinit të Zi” (Xhomo etj. 2002). Burimet termominerale dalin rreth 150 m në lindje të ndërtesës kryesore të Llixhave, në luginën e ngushtë të përroit të Banjave (Figura 4.4) të mbushur me aluvjone trashamane. Shpatet e luginës afër burimeve ndërtohen nga formacjone flishore Paleogjenike. Me sa duket burimet dalin në kufi të rafshit tektonik që rrethon daljen e gjipseve e cila këtu nuk zbulohet në sipërfaqë. Kaptazhi i mbuluar i burimeve nuk lejon të shihet në se uji termomineral shkarkohet në depozitimet zhavorrore në vendin e daljes, apo ai është shkarkuar më në lindje, në kontaktin e gjipseve me flishet dhe lëviz nëpër zhavorre deri në zonën e kaptazhit. Në se ky supozim do ishte i vërtetë mund të pritej që temperatura e burimeve të luhatej gjatë vitit në varësi të shkallës së përzjerjes të ujërave termale me ujërat e ftohta të aluvjoneve.

39   

________________________________________________________________________________________________________________________________ Figura 4.4 Skema hidrogjeologjike e burimeve termominerale të Llixhës së Peshkopisë (simbas HGjSh, shk. 1:200.000, 2002; profili simbas R. Eftimi)

40   

__________________________________________________ _________________________________ ___________ Figura 4.5 “Kullë karsttike” në gjipse

Figura 4.6 Shpelllë karstike në ë gjipse, përro oi i Banjave

m spooradike, tregoojnë që ajo është ë shumëë Mattjet e temperraturës së ujjërave termoominerale, megjithse konstantte. Ky fakt dëëshmon se ujjërat termom minerale janë kaptazhuar në n vend-daljen e tyre nattyrore. Burimet e Bellovës, janë j dy burim me të vegjl që q simbas Au ugustinskit ndodhen n rrethh 600 m në veri-lindje v tëë burimeve të termom mineralë të Llixhës. L Sim mbas tij ata dalin d në krahhun e majtë të luginës së s përroit tëë Cerjanit.. Në zonën e daljes së buurimeve ka trravertinë. këtto burime kannë prurje përrkatësisht 0.4 4 dhe 0.2 l/s,, kurse tem mperatura e tyre është matur m 29.8° C deri në 35.5 5° C. Ne jem mi përpjekur për ti gjetur këto burimee në teren, por pa sukkses; me sa duket sot atto mbulohen nga depozitimet e trashha aluvialo-p proluviale tëë përroit tëë Bellovës. Ushqimi i burimevee. Burimet teermominerallë të Peshkop pisë, si dhe nëpërgjithësi n burimet që drenohen nëë përroin e Banjave, ushqëhen u ngga rezervat ujore u që form mohen nga infiltrimi i i rrreshjeve atm mosferike nëë formacjoonet gjipsoree. Sim mbas të dhënnave hidromeetereologjikee të zonës rreeshjet mesattare vjetore nnë këtë pjesëë të Malit tëë Korabit janë rreth 1200 mm/vit.. Infiltrimi mesatar m në gjipse g supozoojmë se përbbën me rezerve 30 % tëë rreshjevee vjetore, kuundrejt vlerëës prej rreth 50 % që ësshtë në zonaat karstike kaarbonatike tëë Shqipërisëë (Eftimi 2010). Si rrj rjedhim, sasiia e përgjithheshme e ujiit që infiltroohet mesatarrisht në daljeen jugore tëë m2 është 8.644*106 m3/vitt, ose 274 l/ss, kurse në daaljen verjore prej 66 km2 gjipseve me sipërfaqqë rreth 24 km 6 3 që formoheen në daljenn l Rezervatt e ujërave nëntokësore n infiltroheen rreth 23.7*10 m /viit, ose 754 l/s. jugore tëë gjipseve jaanë plotësishht të mjaftueeshme për të ushqyer burimet b e ftoohtë mineralëë si dhe atoo termomiineralë që daalin në përroiin e Banjave të Peshkopiisë. Meqënësse shtrati i pëërroit të Gram mës ndodhett rreth 1500-200 m më e lart se përrroi i Banjës, ujërat nënto okësore në pëërroin e Banjjës, përfshi edhe e burimett termomiineralë, mundd të ushqehen pjesërsiht nga n ujërat nëëntokësore tëë daljes verjoore të gjipsev ve.

Karakteeristikat hiddrogjeokimiike Rezultattet e analizavve të përgjithhshme fiziko--kimike të bu urimeve jepeen në Tabela 4.1, kurse në n Tabela 4.22 jepet përrmbajtja e mikrokomponentëve dhe e gazeve. Tem mperatura e burimit kryyesor termom mineral është 43.5° C, gjë që klasiifikon atë sii “shumë tëë nxehtë”. Për këtë tem mperaturë, siipas gjeoterm mometrave tëë Fournier, Truesdell T dhee Na+K+Cl, temperaturaa 2 270°°C dhe 144°C C (Frashëri dhe d Kodhelaaj 2010). Mbështetur M nëë e përlloggaritur e akuuiferit është 220°C, madhësinë e gradienntit gjeoterm mal mesatar prej p 33 m për 1° C mundd të pranoheet që ujërat teermale vijnëë m deri nëë 220°C. Porr, duke supozzuar se diapiiri evaporitikk nga thelllësia rreth 4.5-7 km ku teemperatura mbrin ka trashëësi 3-4 km dhhe se shkëmbbinjtë halogjjenë janë përrcjellës të miirë të nxehtëssisë, dendësiia e fluksit tëë 41   

nxehtësisë duhet të jetë më e madhe. Në këto kushte, mund të supozohet që ujërat nëntokësore termalizohen edhe në thellësi më të vogla. Uji ka reaksion “të lehtë acid”, pH luhatet rreth 6.3 deri 6.5. Kripëzimi i ujit të burimeve termomineralë luhatet rreth 4200 mg/l që i klasifikohen ato si “ujëra me kripëzim të ulët” (2.0 deri 5.0 gr/l), kurse simbas joneve mbizotëruese uji ka përbërje “sulfat-kalçike” me përmbajtje të rritur të klorurureve dhe natriumit Përmbajtja e përgjithëshme maksimale e gazit sulfihdrik (H2S) luhatet nga 32 mg/l (burimi 1/1) në rreth 50 mg/l (burimi 1/1), dhe ujërat termominerale emërtohen “ujëra sulfide të dobëta”. Përmbajtja e gazit karbonik (CO2) të lirë është rreth 540 mg/l dhe ujërat termominerale klasifikohen si “ujëra të dobëta gaz-karbonike”. Simbas një analize të paraqitur nga Mishunina (1957) gazi karbonik përbën rreth 88.7 % të gazeve të lire që ka uji termomineral, azoti së bashku me gazet e rrallë përbëjnë 8.7 %, kurse H2S përbën 2.1 % të sasisë së përgjithshme të gazeve. Burimet termominerale të Peshkopisë kanë përmbajtje të rritur të acidit silicalik (H2SiO3), ajo luhatet rreth 60 mg/l dhe ato klasifikohen si “ujëra silikate”. Përmbajtja e jodit dhe bromit në ujë është e ulët, përkatësisht rreth 0.5 mg/l dhe rreth 2 mg/l. Simbas një matje të kryer nga Instituti i Fizikës Bërthamore të Tiranës në vitin 1976 radjoaktiviteti i ujit është më pak se 0.01 Rö/h dhe burimet klasifikohen ”me radioaktivitet shumë të ulët”. Bazuar në sa më sipër burimet termominerale të Peshkopisë mund të emërtohen si: “Ujëra termominerale shumë të nxehta, sulfhidrike të dobëta dhe sulfat-kalçike”

Kaptazhi Lidhur me kohën kur është ndërtuar kaptazhi egzistues i burimeve të Peshkopisë nuk gjenden dëshmi të besueshme. Po kështu nuk gjenden edhe të dhëna teknike mbi konstruksjonin e kaptazhit dhe nëpërgjithësi për zgjidhjen hidraulike të ujësjellësit nga burimet tek Qëndra Kurative. Për më tepër në brendësi të kaptazhit nuk mund të vrojtohet dhe kjo na kufizon së tepërmi njohjen e burimeve. Kaptazhi ndodhet në anën e djathtë të përroit të banjave (Figura 4.4). Mbi kaptazh kalon rruga automobilistike lokale, dhe poshtë saj mund të shikohet një dhomë të vogël grumbulluese prej betoni, e mbuluar me pllaka betoni, prej ku uji nga kaptazhi kalon në tubacionin përcjellës dhe me vetërrjedhje shkon deri në Qëndrën Kurative, në largësi rreth 150 m. Një sasi uji prej më pak se 1 l/s rrejdh në mënyrë të pa kontrolluar nga kaptazhi ushqën një pellg të stisur në mënyrë primitive për banja kurative (Figura 4.7 dhe 4.8).

Përdorimi i burimeve Burimet e Llixhave të Peshkopisë janë ndër burimet termomineralë më të njohur të Shqipërisë. Interesi për përdorimin më të gjërë për qëllime kurative të burimeve të Peshkopisë ka filluar që në vitin 1926. Në vitin 1956 u ndërtua për herë të parë një spital kurativ me 30 vende i cili kishte 12 vaska për banja. Që në atë kohë kurimi i pacientëve filloj të kryhej nën kontrollin e mjekut. Në vitin 1979 u ndërtua hoteli i parë në hyrje të qytetit me 130 shtretër, kurse në vitin 1989 u ndërtua qëndra kurative rehabilituese me 50 vaska, dhe numri i përgjithshëm i tyre sëbashku me ato egzistueset mbriti në 62 (Fig 4.9). Mbas vitit 1990 janë ndërtuar disa hotele private të cilët kanë rritur së tepërmi numrin e shtretërve për pacientët. Megjithatë shumë pacientë në mënyrë të pamvarur nga mjeku bëjnë banja kurative në dy pellgje të zbuluar jashtë Qëndrës Kurative (Figura 4.8).

42   

Tabela 4.1 Analizat kimike të burimeve termomineralë të Llixhave të Peshkopisë dhe të Dibrës (si dhe të disa burimeve të ftohtë përreth) Emri i burimit

Llixha Peshkopi Burimi 1

Data d/m/v

Prurja l/s

T °C

pH

10/12/19551)

14

43.5

6.5

Percjell. Elektrike µS/cm

Mbetja Thate mg/l

H 2S pergj. mg/l

Ca mg/l meq/l

Mg mg/l meq/l

Na mg/l meq/l

K mg/l meq/l

NH4 mg/l meq/l

Cl mg/l meq/l

SO4 mg/l meq/l

HCO3 mg/l meq/l

Varesia e joneve

rHCO3/ rCl

Ca/ rMg

rNa/ rCl

4050

49.5

825.7 41.20

99.6 8.19

279.2 12.14

53.7 1.37

1.4 0.08

488.2 13.77

1685.6 35.09

839.4 13.75

4.010

52.4

822.5 41.05

112.5 9.25

292.6 12.72

541.8 15.28

SO4-Ca

0.99

5.03

0.88

1624.0 33.82

831.0 13.63

SO4-Ca

089

4.44

4480

50.0

771.5 38.5

97.3 9.0

369.8 16.08

762.0 21.5

1423.0 29.6

780.8 12.9

SO4-Cl-Ca-Na

0.6

4.44

0.75

411.3 11.60

1568.7 32.66

711.9 11.67

SO4-Ca

1.01

5.51

1.00

19732)

14

41

6.3

19763)

14

41

6.35

LLixha Peshkopi Burimi 2

10/12/19551)

8

35

6.4

3530

32.8

753.5 37.60

83.0 6.83

266.1 11.57

Bellova Peshkopi Burimi 3

10/12/19551)

0.4

31

6.5

4102

30.3

825.7 41.20

120.6 9.92

332.4 14.45

489.3 13.80

1677.43 34.92

1020.5 16.73

SO4-HCO3-Ca

1.21

4.15

1.05

Bellova Peshkopi Burimi 4

10/12/19551)

0.3

31

6.5

3990

28.9

785.6 39.20

115.4 9.40

338.3 14.71

461.8 13.02

1652.7 34.41

967.5 15.86

SO4-HCO3-Ca

1.21

4.17

1.13

10/12/1955

-

12.3

7.9

2042

S’ka

553.1 27.60

35.0 2.88

3.2 0.14

22.7 0.64

1295.5 26.97

183.0 3.0

SO4-Ca

4.69

9.58

02/10/20094)

100

12.7

6.67

2440

2309

-

636 31.3

22.8 1.90

18.7 0.81

3.48 0.09

26.0 0.73

1493.0 31.08

207.0 3.40

SO4-Ca

4.65

16.5

1.11

Burimi i Konrit

02/10/20094)

70

10.8

2290

2127

614.0 30.7

1.2 0.1

4.45 0.19

1.13 0.03

5.0 0.14

1404 29.5

180 2.95

SO4-Ca

21.07

307

1.36

Burimi i Gjipsit

17/08/2010

6

9.7

19685)

51

38

-

22.1 26.0

0.97

38-48

-

31.0

760.0 12.46 790.0 12.96 994.0 16.30

0.77

68.8

800.0 16.64 940.0 19.55 920.0 19.14

1.07

19685)

363.0 10.24 430.0 12.13 453.0 12.77

1.075

-

27.0 0.69 32.0 0.82 36.0 0.92

1.02

39.3

253.0 11.01 270.0 11.75 280.0 12.18

1.22

35

248.0 20.39 220.0 18.08 378.0 31.07

SO4-HCO3-Ca-Mg

19685)

420.0 20.96 280.0 13.97 420.0 20.96

Burimi i Brezhdanit

Banishte, Diber Kaptazhi i Ri Banishte, Diber Baseni i Poshtëm Kosovrast, Dibër

7.3

4060

-

1.2 0.06

gjurmë

2140

Analizuar nga Astashkina ( 1955) Analizuar nga Lefter Koço, Drejtoria e Higjis denës dhe Epidemiologjisë, Peshkopi; temperatura është matur kur uji del nga kaptazhi 3) Analizuar nga Afrim Tabaku, ish Instituti i Kërkimeve Higjieno – Epidemiologjike, Tiranë; temperatura është matur kur uji del nga kaptazhi 4) Analizuar në Universitetitn e Silezisë – Poloni 5) Analizuar nga “Industroproekt” – Zagreb. Simabs Kotevski G, (1987) 1) 2)

43   

SO4-HCO3-ClMg-Ca SO4-HCO3-ClMg-Ca

1.28

0.67

0.95

Tabela 4.2 Përmbajtja e mikrokomponentëve dhe e gazeve në burimet termo-mineralë të Llixhës së Peshkopisë, simbas Avgustinski (1957) Komponentët

Njësia

Burimi 1

Brom, Br

mg/l

2.1

Jod, J

mg/l

0.6

Hidrosulfid, HS-

mg/l

6.6

Tiosulfat, S2O32-

mg/l

1.5

Sulfit, SO32-

mg/l

0.3

Hidrofosfat, HPO4

mg/l

2.7

Acid silicalik, H2SiO3

mg/l

60.4

Acid borik, HBO2

mg/l

19.6

Gas sulfhidrik i përgjithshëm, H2S

mg/l

49.5

Gas sulfhidrik i lirë, H2S

mg/l

41.2

28.2

Gas karbonik i lirë, CO2

mg/l

542.5

423.8

Gas karbonik, CO2 Gas sulfhidrik, H2S

% volumi % volumi

88.7 2.1

Azot, N2 + gaze të rrallë

% volumi

8.7

Argon, Ar + Kripton, Kr + Ksenon, Xe

% volumi

1.16

Helium, He + Azot, N2

% volumi

Burimi 2

4.3

45.3 32.8

0.28

________________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.7 Domë grumbulluese e burimeve termominerale të Llixhës së Peshkopisë dhe një pellg që ushqëhet nga ujërat termominerale që rrjedhin jashtë kaptazhit

Simbas të dhënave të Qëndrës Kurative të Peshkopisë në të kurohen në mënyrë të kontrolluar çdo vit mbi 5000 pacientë. Kurimi bëhet me ujë termomineral në gjendje natyrore me temperature rreth 40° C. Simbas të dhënave nga Qëndra Kurative e Llixhave të Peshkopisë, këto ujëra përdoren për kurimin e sëmundjeve si më poshtë: • Gjithë shumëllojshmërinë e sëmundjeve reumatizmale kronike; • Disa sëmundje të aparatit tretës si kolitet e gastritet; sëmundje të aparatit urinar si cistitiet, urolizat, infeksjonet kronike; • Sëmundjet gjinekologjike, steriliteti, adneksitet; • Sëmundje të aparatit respirator si asma, bronkitet kronike; 44   

•

Sëmundjet e sistemit nervor, neurittet radikuliteet, parezat e paralizat, p dëm mtimet traum mataologjikee e disa sëmuundje të lëkuurës. p edhe ato a të Peshkoopisë, janë nënvizuar n mëë Cilëësitë kurativee të burimevve termomalëë sulfurore, përfshi herët edhe nga Dr. Didi D (1986),, i cili jep eddhe kontrain ndikacjonet kur k ato përddoren pa krittere të drejtaa mjekësore.

Mbrojtjja e burimeve Gjendja e kaptazhit të t burimeve termomineraal të Peshkop pisë, dhe nëppërgjithësi e gjithë sistem mit hidraulikk të ujësjeellësit të tyre, nuk plotësoon kërkesat më m elementaare të mbrojtj tjes të ujëravve nëntokëso ore. Kaptazhii dhe dhom ma e grumbbullimit të ujit kërcënoheen lehtësisht nga ndotjet sipërfaqësorre, të cilat më m së shumtii mund tëë vijnë nga rruga r automoobilistike. Kaptazhi K nuk është i konntrollueshëm dhe në të nuk n mund tëë kryhen vrojtime v sasiiore dhe cilëësore shumë të domosdoshme për shhfrytëzimin e tyre shkenccor. Burimett termomiinerale nuk kanë k sistem të mbrojtjes zonale siku urse kërkohett nga Normaativat Evropiiane dhe atoo Shtetërore.

m Vlerat mjedisore Dalja juugore e gjippseve, ku ndodhen n burrimet termom minerale të Peshkopisëë është skullpturuar ngaa veprimtaaria gërryersee e përroit tëë Banjave dhe degëve të tij. t Kjo ka krrijuar një am mfiteatër madh hështor i cilii rrethohet nga male me m lartësi mbbi 2000 m mnnd, me bjesh hkë të larta me m bar e lule të shumëllojjshme si dhee me luginna të gjëra e të pjerrëta të mbushuraa me materjaale aluvionale (Figura 4.10). Tokat bujqësore tëë punura në n formë terracash janë si ”oaze” tëë gjelbër në mes të terennit të pjerrëët malor. Kjo o kundërshtii formash reljevi e bëën mjedisin rreth burimeeve termomiinerale të Peeshkopisë një ndër më të t bukurit tëë k e Shqipëriisë. Në afërssi të qëndrës kurative nddodhen disa fshatra tradicionale si pëër shtëpitë karskteristike Dibrane prej guri, ashtu edhe të dokeve d e zakkoneve populllore, kulturees dhe prodhiimeve bujqëssore lokale. Derri më sot ky mjedis maddhështor, dhee kjo pasuri kulturore nuuk është shfrrytëzuar si njjë vlerë pluss për kurim min mjekësoor dhe zhvilliimin e turizm mit. Ky kufizzim vjen edhhe nga mungeesa e një rru uge të vërtetëë automobbilistike që tëë lidhë Qëndrrën Kurativee me pjesët e brëndëshmee të daljes gjiipsore.

_______________________________________ _____________________________ ____________________________________________ __________

Figura 4.8 Banja të th hjeshta me ujëra termominerale në një ë pellg të hap pur pranë ka aptazhit (Teto or 2009)

45   

_______ ____________________________________________ ________________________________ _____

Figura 4.9 Qëndra Ku urative e Pesh hkopisë dhe vaskat v mode erne për ban nja me ujëra ttermominera ale

__________________________________________________ _________________________________ ___________ Figura 4.10 Pjesa e sip përme e pellg gut ujëmbled dhës së përro oit të Banjave e; në horizontt duket Mali i Gramës, gurës duket një n luginë karstike në një bllok erozjonal gjipsor kurse në qendër të fig

Qytteti i Peshkoppisë lidhet me m burimet me m rrugë relaativisht e mirrë dhe përgjaatë saj vitet e fundit janëë ndërtuarr shumë shttëpi banimi, hotele, dyqqane dhe reestorante. Qëndra Q Kuraative është rrethuar r ngaa ndërtimeet e reja të vendosura v nëë mënyrë të pa kontrollu uar të cilat formojnë f njëë ”gardh” të lartë dhe tëë ngjeshurr që “kërcënoon” vetë atë. Për më tepëër përroi i Baanjave në afëërsi të burim meve termomiinerale ështëë kthyer thhuajse në njëë shesh të grrumbullimit të plehrave. Kjo gjendjee keqardhësee duhet ndry yshuar sa mëë shpejt; kurimi k me ujjëra termom minerale nuk mund të baashkëjetojë me m një mjediis të keqpërd dorur dhe tëë degraduaar. E ndodhuur pranë Parkkut Kombëtaar të Korabit,, në një trevëë me monum mente e bukurri natyrore tëë rralla, qëëndra balneoologjike e Pesshkopisë muund të bëhet një n stabilimeent ripërtëritjeje, kurimi dhe d turizmi e klasit të parë. 46   

_______________________________________________________________ 4.2 UJËRAT TERMOMINERALE TË ZONËS KRUJA Ndër zonat tektonike të Shqipërisë, zona Kruja është më interesante në pikëpamje të ujërave termominerale; ato lidhen si me strukturat karbonatike që zbulohen në sipërfaqe ashtu edhe me strukturat karbonatike të varrosura. Në zonën Kruja zbulohen disa antiklinalë gjatësorë, sikurse janë ata që lidhen me vargmalin DajtKrujë dhe me malet e Makareshit, Tërvolit dhe Tomorit, të cilët ndërtohen kryesisht nga dolomite dhe gëlqerorë dolomitikë të kretakut të sipërm si dhe gëlqeorë të paleocen-eocenit. Strukturat antiklinale ndahen nga struktura sinklinale gjatësore të mbushura me depozitime paleogjenike flishore si dhe mollasa neogjenike e pliocenike. Pjesën verjore të kësaj zone e përbën pellgu artezian i Tiranës i cili përmban tre shtresëzime ujëmbajtëse: a) Shtresëzimi ujëmbajtës i shkëmbinjve karbonatikë mesozoiko-paleogjenikë të strukturave antiklinale të varrosura, të cilat janë shumë të pasura në ujëra termale) ai i shkëmbinjëve mollasikë neogjenikë si argjila dhe alevrolite, që përmbajnë në sasi të vogël ujërash termale të ngrohta, si dhe c) shtresëzimi ujëmbajtës i zhavorreve kuaternare i pasur në ujëra të freskëta (Eftimi etj. 1085). Në zonën Kruja del numri më i madh i burimeve termomineralë të Shqipërisë si Uji i Bardhë – Mamuras, Llixha dhe Hidraj afër Elbasanit, burimet e Holtës afër Gramshit, ato të Langaricës afër Përmet si dhe burimi i Sarandaporos, Leskovik. Burimet kanë tregues tepër të ndryshëm; temperatura luhatet nga 22.5° C deri 58° C, dhe po kështu luhatje të gjërë ka edhe përmbajtja e H2S apo e Cl, Na dhe SO4. Me anë të puseve të thellë në strukturat e mbuluara karbonatike të Ishmit, në pellgun artezian të Tiranës, si dhe në atë të Kozanit, në jugë-lindje të Llixhave të Elbasanit, janë zbuluara ujëra termominerale me temperaturë rreth 60° C dhe shumë të pasura në H2S (Frashëri 1992; Eftimi dhe Frashëri 2012). Ujërat termominerale të zonës Kruja përdoren gjërësisht për cilësitë e tyre të mrekullueshme kuruese, por burimet më të njohur dhe që përdoren gjërësisht për qëllime balneologjike janë burimet e Llixhave dhe të Hidrajt afër Elbasanit.

4.2.1 Burimet termominerale të Ujit të Bardhë Vendndodhja Burimet e Ujit të Bardhë ndodhen në fshatin Zhej, rreth 2.0 km në veri-lindje të qytetit të Mamurrasit, buzë përroit të Shehut (Figura 4.11). Mund të thuhet se ato dalin në veri-lindje të Malit të Makareshit ku maja më e lartë, ajo e Picragës, ka lartësi 442 m m.n.d. Në veri-perëndim të burimeve reljevi hapet drejt fushës së Mamurrasit dhe Detit Adriatik. Rreth 1.2 km në veri perëndim të burimeve ndodhet një pus artezian me ujëra termominerale të ngjashme me ato të burimeve të lartpërmendur. Eshtë kjo arsya që burimet e Ujit të Bardhë dhe shpimi artezian, të cilin do e quajmë ”pusi i Zhejit”, do pershkryhen bashkarisht. Burimet e Ujit të Bardhë ndodhen në hartën topografike me nomenklaturë K-34-88-A-d dhe ka koordinatat: X=41° 00’ 32” Y=19° 47’ 55”, Z=28 m.

47   

__________________________________________________ ________________________________ _______ Figura 4.11 Vendndodhja e burim meve termom mineralë, Uji i Bardhë B

Klima e zonës së Mamurrasit M është e ngrrohtë Mesdh hetare Fushoore (Inst. Hiidromet. 197 78). Simbass stacionitt metereologj gjik të Tiranëës temperatuura mesatare vjetore ështtë 15.3° C, ajo e muajitt Janar ështëë 6.4, kursse në Gusht është ë 24.0° C. C Rreshjet mesatare m vjeto ore janë rrethh 1250 mm, të cilat bien kryesisht nëë gjashtëm mujorin e ftohhtë të vitit.

Gjeologgjia Burimet termominerrale të Ujit tëë Bardhë, lidhhen me struk kturën karbonatike të Maakareshit, e cila c vendosett s jugë-në anën lindore të sinklinalit të madh të Tirranës (Figuraa 4.12). Struuktura e Makkareshit ka shtrirje m dhe ndërtohhet kryesishtt nga formacj cjone të kretaakut të sipërm m dhe nga ato a eocenike.. lindje veeri-perëndim Formacjonet e krettakut të sipëërm përfaqëësohen nga dolomite dhe d gëlqërorrë dolomitik kë masivë e uara tre sistem me kryesore çarjesh nga të cilët më i shtresëtrrashë. Në forrmacjonet kaarbonatike jaanë të zhvillu zhvilluarr është ai qëë përputhet me m planet e shtresëzimit. s . Shpesh në çarjet ka mbbushje bitum mi të cilat nëë sipërfaqëët e sapo thyyera mbajnë erë e squfuri dhhe nafte. Në anën lindoree të strukturëës së Makareshit vendoseen depozitime flishore arggjilo-ranore të oligocenitt t Zonës Kru uja, strukturaa e Makareshhit në krahun n perendimorr të poshtëëm. Në përpuuthje me stillin tektonik të të saj ëshhtë e këputurr nga një prishje tektonikke mbihipësee. Ajo është një n ndër struukturat gjatëssore të zonëss Kruja; paralel me të dhe në lindje të saj venddoset antiklin nali karbonattik i Dajtit i cili është mëë i ngritur see strukturaa e Makareshhit, kurse nëë perëndim tëë tij, në sink klinalin e Tirranës, ndodhhen dy vargje antiklinalee karbonattike të mbuuluara nga depozitimevve flishore dhe mollasiike. Pjesa vverjore e sttrukturës sëë Makaresshit mbulohtt nga depoziitime të suittës Helmësi të Pliocent të poshtëm,, të përbëra nga argjila,, alevrolitte dhe ranorëë të cilat venndosen me trransgresion mbi m formacjonet karbonnatike kretakee. Mendohett se kjo pjesë p e strukkturës së Makareshit të jetë e zhytu ur nëpërmjett një thyrje ttektonike tërrthore e cilaa supozohhet se kalon në n afërsi të buurimeve term mominerale. Një dëshmi mbi m praninë e kësaj thyerje jep pusi i Zhejit; ai a është kryerr për studimiin e baoksideeve (Karoly 1959), ndoddhet rreth 1.44 km në veri--perëndim tëë burimeve Uji i Bardhhë dhe ka kappur gëlqërorët Kretakë në thellësinë 180 1 m (Figurra 4.12). Fussha e Zhejëës, e cila veendoset në liindje të stru ukturës së Makareshit M m mbushet ngaa depozitimee Kuaternaare zhavorroore-argjilore me m trashësi maksimale m rrreth 25.0 m. 48   

Hidrogjeologjia Struktura antiklinale e Makareshit përfaqëson një masiv të pasur me ujëra karstike i cili rrethohet nga formacjone mollasike dhe flishore me përshkueshmëri të ulët ose shumë të ulët (Figura 4.12). Formacjonet karbonatike të strukturës së Makareshit janë të karstëzuara; forma të shumta karstike si hinka dhe kanale vërehen veçanërisht në rrafshin që zhvillohet në pjesën e sipërme të strukturës. Puset e kryera kanë treguar se karstëzimi është i zhvilluar edhe në thellësi. Pusi nr 48, që ndodhet afë burimit të Zhejit, me thellësi 50 m jep me vetëderdhje ujë të freskët në rreth 40 l/s (Eftimi 2002). Po kështu pusi i Zhejit i cili ka kapur kanale karstike në thellësinë rreth 200 m prej vitit 1959, dhe sot, jep ujë me vetëderdhje. Formimi i burimeve. Nga masivi i Makareshit dalin disa burime të mëdhenj me temperaturë dhe kripëzim mjaft të ndryshme nga njëri-tjetri. Burimet e ftohtë: Ndërmjet tyre më të rëndësishmit janë burimi i Zhejit, disa burime të cilët dalin në grykën e lumit Droja si dhe burimi i Makareshit. Burimi i Zhejit del në periferinë veri-lindore të Mamurrasit, prurja e tij luhatet nga rreth 5 deri mbi 50 l/s. Burimet e grykës së lumit Droja kanë prurje të përgjithshme rreth 20 l/s, por në grykë ka dhe drenime të pa matëshme të ujërave karstike që derdhen në lumë. Burimi i Makareshit (Figura 4.13) del në pjesën jugë-perendimore të masivit karbonatik, nga një shpellë karstike e cila në hyrje ka gjerësi 8-10 m dhe lartësi 2-2.5 m, dhe më tej zgjerohet deri në 20 m. Muret e shpellës janë të veshura nga kalcit pjesërisht të veshura me squfur. Burimi ka karakter hipës, është i përkohëshëm, por prurjet maksimale janë rreth 500 l/s. Në burim ndjehet një erë e dobët e gazit sulfuror ndërsa uji ka ngjyrë të lehtë të bardhë. Burimet termomineralë. Këtu përfshihen burimet e Ujit të Bardhë dhe pusi i Zhejit. Burimet e Ujit të Bardhë dalin në një shesh të kënetëzuar me përmasa rreth 120X70 m. Zona ndërtohet nga depozitimet e serisë Helmësi si ranorë, konglomeratikë, dhe proluvjone Holocenike të cilat vendosen mbi formacjonet karbonatike Kretake. Avgustinski përshkruan 6 dalje ujërash nëntokësore në teracën e djathtë të shtratit të përroit Uji i Bardhë (Figura 4.14). Dalja 5, e cila ndodhet afër një “kodrine” travertine (Figura 3.15), është më e madhja. Gjatë rikonjucjoneve kemi vënë re se burimet e Ujit të Bardhë kanë edhe dy dalje të tjera të pa përshkruara më parë; daljet 7 dhe 8 të cilat ndodhen rreth 60-70 m në jugë të grupit të daljeve të tjera, në brigjet e përroit Uji i Bardhë (Figura 4.14). Nuk mund të themi në se këto dy dalje nuk janë vënë re nga Avgustinski, apo janë drenazhime të formuara më vonë si rezultat i rregullimit (thellimit) të shtratit të përroit. Dalja 7 ndodhet në faqën e bregut të djathtë të përroit Uji i Bardhë, rreth 2 m mbi nivelin e rrjedhjes së tij; prurja e saj më 15/08/2010 ishte 1.5 l/s dhe temperaturë 21.7° C. Dalja 8 ndodhet rreth 15 m në jugë të daljes 7, në anën e majtë të shtratit të përroit; prurja e saj luhatet rreth 10-20 l/s kurse temperatura luhatet rreth 20° C. Pusi i Zhejit sikurse është përmendur më lart ndodhet rreth 1.4 km në veri-perëndim të burimeve Uji i Bardhë. Prerja litoligjike e tij është si më poshtë: 0.0 – 31.0 m; zhavorr dhe argjila, holocen; 31.0 – 178.0 m; argjila, alevrolite dhe argjila, seria Helmësi (pliocen i poshtëm); 178.0 – 241.6 m; gëlqërorë, kretak i sipërm. Ky pus ka kapur periklinalin verjor të zhytyr, të antiklinalit të Makareshit (Figura4.12). Pusi fillimisht, në vitin 1959 ka dhënë me vetëderdhje afër 4 l/s ujë, kurse sot jep rreth 1.8 l/s (Figura. 4.17). Uji është i ngrohtë me temperaturë 22.0° C dhe ka erë të fortë gazi sulfuror dhe zbardhëllen nga depozitimet e squfurit. Temperatura dhe kripëzimi janë shumë të qëndrueshme gjatë vitit. Ushqimi i burimeve. Ujërart nëntokësore të strukturës së Makareshit formohen kryesisht nga infiltrimi i rreshjeve atmosferike. Bazuar në të dhënat mbi rreshjet (Inst. Hidromet. 1978) rreshjet vjetore në këtë strukturë janë mesatarisht rreth 1300 mm, kurse temperatura mesatare vjetore është rreth 14.0° C. 49   

_____________________________________________________________________________________________________________________________________________________________ Figura 4.12 Skema hidrogjeologjike e burimeve termominerale “Uji i Bardhë”, Mamurras (bazuar në HGjSh, 2002, shk. 1:200.000; profili simbas R. Eftimi)

50   

____________________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.13 Burimi i Makareshit del nga një shpellë karstike në jugë-perëndim të masivit omonim

5 3

6 4 2

1

8

7

Përroi Uji i Bardhë

____________________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.14 Daljet e burimit Uji i Bardhë

7

8

_____________________________________________________________________________________ Figura 4.15 Dalja 5, afër një “kodrine” travertine

Figura 4.16 Daljet 7 dhe 8 në përroin Uji i Bardhë

51   

_________________________________ ___________ __________________________________________________ Figura 4.17 Pusi arteziian i Zhejit, prurja p 1.8 l/s

T është 6000 mm. Rrjeedhjet sipërfa faqësore janëë Evapotraanspirimi i llogaritur mee formulën e njohur të Turc paramennduar se përbbëjë 10%, ose o 130 mm m/vit, kurse infiltrimi i dobishëm d i rrreshjeve atm mosferike nëë masiv ësshtë i barabarrtë me (13000 – 130) – 6000 = 570 mm m/vit. Për kreejt sipërfaqënn e masivit tëë Makareshitt prej 22 km2 rezervaat e ujërave nëntokësoree llogariten afërsisht në 400 l/s, osee 3.52*106 m3/vit. Këtoo rezerva pjesërisht p qaarkullojnë në thellësi dhe ushqëjnë ujëërat termomiinerale të Ujit të Bardhë me prurje tëë përgjithëëshme rreth 20 2 deri mbi 100 1 l/s.

Karakteeristikat hiddrogjeokimiike Rezultattet e analizaave të përgjiithshme fiziko-kimike të burimeve jepen në T Tabela 4.3, përmbajtja p e mikrokoomponentëvee dhe e gazeeve jepet në Tabela 4.4,, kurse në Tabela T 4.5 jeepen disa matje m fushoree cilësore si dhe rezulttatet e disa matjeve m izotoppike. mbas temperaaturës burim met e Ujit tëë Bardhë klaasifikohen si s ”ujëra terrmominerale të dobëta”.. Sim Ujëërat ka reaksjon ”të lehtë acid ose janë neutrale”, pH luhatet rrreth 6.6 deri 6.9. Ujëërat karakteriizohen nga mbetje m thatëë rreth 5200-5400 mg/l athere kur nnuk janë të përzjera mee ujërat e freskëta, e cila c zvogëloohet në rreth 1200 mg/l kur ujërat teermale përzjjehen me ujëëra të ftohtëë (dalja 1). Simbas këttij treguesi këëto ujërat klaasifikohen si ”ujëra me kripëzim k të m mesatar”. e të ujit u luhaten në n kufij të gjerë: Në daljeen 8 ato janëë më të ultat,, Vlerat e përcjeellshmërisë elektrike µ kursee rreth 42000-4900 µS/ccm; në rradhhë të dytë vjeen dalja 1 ku ky tregues luhatet rreth 5300-6300 µS/cm, vlerat më të larta rretth 7200-78000 µS/cm matten në daljen n 4. Vlera mëë e lartë, baraaz me 8200 µS/cm, µ ështëë matur nëë pusin e Zheejit. Ndryshiimet e vleravve të ujëpërcjjellshmërisë si dhe të treguesve të tjeerë kimikë sii dhe të teemperaturës lidhen l me shhkallën e ndryyshme të përrzjerejs së ujërave termalle me ato të ftohta. f Përm mbajtja e pëërgjithshme e gazit sulfihhdrik (H2S) të t tretur në ujë u luhatet nnë rreth 320-350 mg/l nëë ujërat termale të pa pëzjera, dhee zvoglohet në n rreth 70 mg/l m kur atoo përzjehen m me ujërat e ftohta. f Kjo i V burim met e Llixhë së Elbasanitt klasifikoon ato si “ujëëra termominerale sulfhiidrike shumëë të forta”. Vetëm ku përm mbajtja e gaziit sulfihdrik mbrin deri në 410 mg/ll tejkalojnë burimet b e Ujjit të Bardhëë. Në rast see përmbajttja e lartë e gazit g sulfhidrrik do të shoqërohej edhee me temperaaturë të ujit m mbi 30-35° C do ti bëntee ato ujëraa të cilësisë shumë s të lartëë për qëllimee kurative. 52   

Në gazet që çlirrohen lirishtt nga uji mbiizotëron azoti me 71.5 % të volumitt dhe mbas tij t vijnë gazii karbonikk (15.41 %), dhe më tej metani dhe dhe d gazi sulfuror që përffaqëson shum mën e S2O32+ dhe SO32+. Ndër gazzet e tretur mbizotëron m g sulfuror (61.99 %), gazi karboniik është i dyyti (28.64 %)), pastaj vjenn gazi azoti dhee metani (Taabela 4.4). Sim mbas joneve mbizotëruese m e ujërat janë të tipit ”klorrur-natriumii”. Në vend ttë dytë për katjonet k në tëë gjitha daaljet ujore qëëndron kalçiiumi dhe në vend të tretë magnezium mi. Ndër aniionet në ven nd të dytë nëë ujërat terrmominirale të pa pëzjera është joni sulfat, s kurse në ato të përrzjerat (daljaa 1) në vend të t dytë ështëë joni bikaarbonat. Këtoo ligjësi pasqqyrohen shum më qartë edh he në vlerat e raporteve joonike të dhën na në Tabelaa 4.3. Ngaa sa më sipëër mund të përmbledhim se burimet termomineraale të Ujit tëë Bardhë afërr Mamurasitt emërtoheen si: “uujëra termom minerla të nggrohta dhe ga az-sulfihidrikke shumë të fforta”

Shkallaa e përzjerjees së ujërave termomin nerale Në Figura 4.18 jepet grafikku i varësisëë së ujëpërcjjellshmërisë së ujit me ttemperaturën n i cili ështëë ndërtuarr vetëm me të t dhënat e matjeve m të 15/08/2010. Në N grafik mee numra jepen daljet e burimit b Uji i Bardhë. Nga shqyrtimi i grafikutt duket se daalja 8, dhe në n një shkallëë më të vogëël dalja 1, fo ormohen ngaa 4 dhe daljenn përzjerjaa e ujërave teermale me ujjërat e ftohtaa. Duke marëë si vlera skajjore të përzjeerjes pusin 48 4, mundd të llogaritim m shkallën e përzjerjes tëë pikave që ndodhen ndërmjet tyre. Për ditën ku ur janë kryerr matjet, llogaritim l see dalja 8 forrmohet nga përzjerja p afëërsisht 50% me 50% e uujërave të fttohta me atoo termomiinerale; kursee dalja 1 form mohet nga pëërzjerja e rreth 75% uji teermal me rreeth 25 % ujë të t ftohtë.

Disa të dhëna izotoopike Gjaatë studimit izotopik të pellgut aluvvial të Tiran nës (Eftimi etj. e 2006) jaanë analizuaar izotopët e 18 2 qëndruesshëm të oksiigjenit – δ O, O deuterium mit – δ H dhee tritiumit – T. Matjet jannë bërë në Laboratorin L e Izotopëvve në IAEA në Vjenë dhhe rezultatet jepen j në Taabela 4.5. Nëë Figura 3.199 jepet grafik ku i varësisëë δ18O - δ2H në të cilinn përfshihen disa pika ujoore termomin nerale të struukturës së Maakareshit (daaljet 3 dhe 8,, burimi Uji U i Bardhë dhe pusi i Zhhejit) si edhee dy puse qëë ndodhen nëë fshatin Bilaaj; shpimi i cekët c nr 31, i cili kap ujërat nëntookësore të alluvjoneve nëë fushën e Tiranës, T dhe pusi i thelllë Ishmi-1b që ka kapurr strukturëën e varrosurr karbonatikee të Ishmit.

_________________________________ _______ __________________________________________________ Fig. 4.18 8 Varësia e përcjellshmë ërisë elektrike e nga temp peratura për ujërat nënttokësore të strukturës së ë Makaresshit matur datë 15/08/2010

53   

Tabela 4.3 Analizat kimike të burimeve termomineralë të Ujit të Bardhë, Mamurras (si dhe të disa burimeve të ftohtë) Emri i burimit

Data [d/m/v]

Prurja l/s

T [°C]

pH

1/12/19551)

20.0

18.5

-/10/19702)

7.0

1/12/19551)

Percjell. Elektrike [µS/cm]

Mb. Thate [mg/l]

H2S pergj. mg/l

Ca mg/l meq/l

Mg mg/l meq/l

6.9

1254

69.7

150.3 7.50

51.1 4.20

19.7

6.6

1005

70.0

144.1 7.19

74.3 3.06

10.0

21.2

6.8

1/12/19551)

20.0

22.5

6.75

5332

357.8

388.8 19.40

167.8 13.80

-/10/19703)

6.0

22.3

6.65

6130

-

583.0 29.09

168.0 13.8

Uji i Bardhë - 6

1/12/19551)

7.0

21.5

6.85

5190

326.5

Pusi i Zhjejit

-/10/19702)

3.8

22.0

6.90

5282

388.8 19.40 434.4 21.16

Burimi i Makareshit

27/12/19551)

500

16.2

6.95

616.3

14.8

Burimi i freskët, Zheji

07/02/19903)

6.0

14.1

7.14

577

340.0

S,ka

Pusi nr 48, Mamurras

25/11/2002

40

16.6

7.4

645

350.0

S’ka

Uji i Bardhë - 1 Uji i Bardhë - 3

Na mg/l meq/l

NH4 mg/l meq/l

Cl mg/l meq/l

SO4 mg/l meq/l

242.4 10.54

2.4 0.13

432.6 12.20

131.7 2.74

145.1 6.34

10.0 0.83

294.3 8.30

97.1 2.02

16.6 0.92

2382.0 67.18

615.6 12.82

1011.6 44.0

-

2220 62.6

788.0 16.39

166.4 13.68 91.66 7.53

1300.9 56.56 1044.3 45.43

6.1 0.34 125.0 6.93

2340.5 66.01 2109.9 59.5

599.0 12.47 579.4 12.05

102.4 5.11

53.7 4.42

29.4 1.28

115.6 3.26

83.1 1.73

341.0 HCO3-Cl-Ca-Mg 5.59

87.4 4.36 98.2 4.90

25.0 2.05 22.5 1.85

16.1 0.70 16.1 0.70

14.2 0.40 16.0 0.45

30.4 0.63 12.8 0.26

370.9 6.08 409.9 6.72

1264.5 54.98

1) Analizuar 3)

nga Astashkina (Avgustinski 1955) Analizuar nga ish Instituti i Kërkimeve Higjieno - Epidemiologjike, Tiranë Analizuar në ish Ndërmarja Hidrogjeologjike, Tiranë

54   

HS HCO3 mg/l mg/l meq/l meq/l 21.5 0.66

Facia hidrokimike

rHCO3/ rCl

rCa/ rMg

rNa/ rCl

413.6 6.78

Cl>HCO3-Na

0.56

1.79

0.86

420.9 6.90

Cl-HCO3-Ca-Na

0.83

2.35

0.76

531.9 8.72

Cl-Na-Ca

0.13

1.41

0.82

480.6 7.89

Cl-Na-Ca

0.13

2,11

0.70

Cl-Na-Ca

0.13

1.42

0.86

Cl-Na-Ca

0.16

2.77

0.82

1.71

1.51

0.39

HCO3-Ca-Mg

15.2

2.13

1.75

HCO3-Ca-Mg

15.0

2.65

1.56

271.7

Uji i Bardhë - 5

2)

K mg/l meq/l

121.9 3.12

S,ka S’ka

114.2 3.46

94.7 2.87

526.4 8.63 579.3 9.50

Tabela 4.4 Përmbajtja e mikrokomponentëve dhe e gazeve në burimet termomineralë të Ujit të Bardhë, Mamurras (marrë nga Avgustinski 1957) Komponentët

Njësia

Dalja 5

Brom, Br

mg/l

1.2

Jod, J

mg/l

0.4

Hidrosulfit, HS

mg/l

114.2

Tiosulfat, S2O3

mg/l

1.1

Sulfit, SO3

mg/l

0.2

Acid silicalik, H2SiO3

mg/l

28.0

Acid borik, HBO2

mg/l

17.8

Gas sulfhidrik i përgjithshëm, H2S

mg/l

Gas sulfhidrik i lirë, H2S Gas karbonik i lirë, CO2

Dalja 1

Burimi 6

Burimi i Makareshit

21.5

94.7

6.9 1.1 0.2

13.0

27.6

32.4

357.8

69.7

326.5

14.8

mg/l

239.0

47.3

228.7

mg/l

141.7

74.4

Gaz azot i lirë, N2

% volumi

71.5

Gas karbonik i lirë, CO2

% volumi

15.41

Gaz metan i lirë, CH4

% volumi

8.66

Gas sulfhidrik i lirë, H2S

% volumi

4.43

Gaz sulfhidrik i tretur, H2S

ml/l

155.1

Gaz karbonik i tretur, CO2

ml/l

71.7

Gaz Azot i tretur, N2

ml/l

14.7

Gaz metan i tretur, CH4

ml/l

8.75

7.2 138.6

Tabela 4.5 Rezultatet e matjeve fushore të burimeve termomineralë të Ujit të Bardhë dhe përmbajtja e izotopëve të oksigjenit dhe deuterit Emri i burimit

Data

Prurja l/s

T

pH

Percjell. Elektrike µS/cm

δ18O

17/11/1999 10/02/2002 13/04/2000 02/08/2000 15/12/2000 15/08/2010 17/11/1999

‰

‰

Tepërica deuterit ‰

3.0 3.5 0.7

21.1 20.9 21.2 21.2 21.0 21.2 21.3

6.8 -

5530 5720 5730 5340 6350 6080 6970

-6.85 -6.82 -6.85

-44.3 -43.8 -43.7

10.5 10.8 11.1

3.7

15/08/2010

3.0

17/11/1999

0.8

22.3

6.6

6890

20.9

-

15/08/2010

7430

1.0

22.6

6.6

5990

17/11/1999

3.0

21.2

-

7210

15/08/2010

1.5

22.8

6.6

7840

Uji i Bardhë, dalja 5

17/11/1999 15/08/2010

8.0 4.7

21.7 22.5

6.63

6880 7260

Uji i Bardhë, dalja 7

15/08/2010

1.5

21.7

6.65

7390

17/11/1999 10/02/2000 13/04/2000 02/08/2000 15/12/2000 15/08/2010 16/11/1999 10/02/2000 13/04/2000 02/08/2000 15/12/2000 15/08/2010 27/06/2007 07/02/19903) 25/11/2002

20.0 11.0 2.2 1.8 85 6.0 40

20.1 19.9 20.0 20.2 20.2 19.8 22.0 22.0 22.1 22.8 22.0 22.0 16.2 14.1 16.6

6.7 6.75 7.14 7.4

4430 4190 4120 4700 4900 4300 6380 6417 6880 7400 7470 8200 970 577 645

-6.75 -6.77 -6.75

-43.2 -42.8 -43.2

10.8 11.4 10.8

4.2

-6.94 -6.88 -6.88

-44.3 -44.0 -43.8

11.2 11.1 11.2

1.1

d/m/v

Uji i Bardhë, dalja 1

Uji i Bardhë, dalja 2

Uji i Bardhë, dalja 3 Uji i Bardhë, dalja 4

Uji i Bardhë, dalja 8

Pusi i Zhjejit

Burimi i Makareshit Burimi i Zhejit Shpimi nr 48

°C

55   

δ2H

Tritium TU

___________________________________________________________________________________ Figura 4.19 a) Varësia δ18O – δ2H për ujërat termominerale të strukturës së Makareshit dhe dy shpime në Bilaj, b) Varësia δ18O – temperaturë për tre pika ujore të së njëjtës strukturë hidrogjeologjike

Sikurse vërehet në Figura 4.19a izotopët e qëndrueshëm dhe δD për pikat ujore të matura qëndrojnë paralel me Vijën Ujore Metereologjike Lokale (VUML). Në grafik vërehet gjithashtu se ndërmjet ujërave nëntokësore të struktures së Makareshit të studjuara më i varfër në isotopë është Shpimi i Zhejit, pas tij vjen dalja 1 e burimit Uji i Bardhe dhe më e pasura në isotope është dalja 8 e këtij burimi. Në rastin që po shqyrtojme me sa duket ndryshimi i përmbajtjes izotopike te pikave ujore të lartpërmendura mund të jetë rezultat i përzjerjes me ujërat e freskëta të cilat kanë ushqim lokal me lartësi të ulët të zones së ushqimit sikurse u dëshmua edhe nga grafiku (Figura 4.18). Për tre pika ujore është ndërtuar edhe grafiku i lidhjes Megjithëse ndryshimet e përmbajtjeve së δ18O me temperature e ujërave nëntokësore (Figura 4.19b). izotopike për të tre pikat e studjuara janë relativisht të vogla, bazuar në hidrologjinë izotopike (Pain në IAEA 1981, Clark & Fritz 1997, IAEA-IHLS 2004) ato dëshmojnë se ujërat nëntokësore me temperature më të lartë janë më të varfëra me isotopët oksigjen-18 dhe deuterium-D (Panichi dhe Gonfiantini 1981). Kjo do të thotë se zona e ushqimit e ujit nëntokësor që drenohet nga shpimi Zhej është hipsometrikisht më e lartë, zona e ushqimit të daljes 8; ndërmjet dy pikave të lartpërmendura qëndron uji nëntokësor i daljes 1. Përmbajtjen izotopike të pusit të thellë, Bilaj do ta komentojmë kur do flasim për ujërat termominerale të kapura nga puset e thella në sinklinaline Tiranës.

Kaptazhi, përdorimi i ujit dhe mbrojtja e burimeve Burimet e Ujit të Bardhë afër Mamurasit nuk janë të kapura dhe nuk përdoren për qëllime kuruese. Kjo për arsye se temperatura e tyre nuk është mjaftueshmërisht e lartë për tu përdorur për këtë qëllim megjithse përmbajtja e gazit sulfhidrik (H2S) në ujë është mjaft më e madhe se në burimet e Peshkopisë. Megjithatë banorët vendas në stinën e verës i përdorin ato pjesërisht për banja kurative në pellgje të sajuara. Janë të gjitha gjasat se në qoftë se në zonën e burimeve të Ujit të Ftohtë, me anë të shpimeve të thellë do siguroheshin ujëra termale me temperaturë rreth 35-40° C ose dhe më të lartë, ato mund të kishin cilësi më të mirë se burimet e Peshkopisë. Kjo për arsye se ato do kenë kripëzim mjaft më të lartë se 5 gr/l dhe përmbajtje mjaft më të lartë të gazit sulfihdrik e cila mund të kalojë 400 mg/l. Meqënëse burimet e Ujit të Bardhë nuk përdoren ato edhe nuk mbrohen; vitet e fundit banesat fshatare janë afruar pranë tyre dhe kërcënojnë zonën e daljes së tyre.

Vlerat mjedisore Vlerat mjedisore të zonës së burimeve termalë Uji i Bardhë, janë tepër të çmushme për nga bukuria e natyrës përreth si dhe për nga vendosja e privilegjuar gjeografik e tyre. 56   

Fusha e Zhejit ku dalin burimet së bashku me malet që e rrethojnë formojnë një amfiteatër natyror madhështor i cili në anën veri-perendimore hapet drejt detit Adriatik. Ana lindore e këtij amfiteatri natyror përbëhet nga Vargmali Krujë-Dajt, kurse ajo perendimore kufizohet nga Mali i Makareshit. Jo më shumë se 12 km në jugë-lindje të burimeve ndodhet qyteti i Krujës me pasuritë e paçmushme natyrore, historike e kulturore. Burimet e Ujit të Bardhë ndodhen jo më shumë se rreth 35 km në veri-perëndim të Tiranës dhe në rreth 40 km në Veri-perëndim të Durrësit, ndërsa Deti Adriatik ndodhet 12 km në perëndim të burimeve në fjalë. Autostrada që lidh gjithë qytetet kryesore të Shqipërisë së Ulët kalon vetëm rreth 3 km në perendim të burimeve. Zbulimi me anë të puseve të thellë të ujërave termominerale me temperaturë të lartë dhe në sasi të mjaftueshme do mundësonte organizimin në zonën e burimeve të Ujit të Bardhë të një qëndëre kurimi dhe turistike të klasit të parë. Premisat gjeolog-hidrogjeologjike e mbështesin një supozim të tillë.

4.2.2 Burimet termominerale të Llixhave, Elbasan Vendndodhja Burimet termominerale të Llixhave të Elbasanit ndodhen rreth 12 km në jugë të qytetit të Elbasanit (Figura 4.20). Ato përbëhen nga dy grupe burimesh: burimet e Llixhës, dhe burimet e Hidrajt. Burimet e Llixhës ndodhen në përroin e Priftit, rreth 1.2 km në veri-perëndim të majës Guri i Këçikut (351.0 m). Koordinatat gjeografike të qëndrës zonës së burimeve nxjerë nga harata topografike shkallë 1:25.000, nomenklatura K-34-77-D-d janë: X = 4544500 – 4544900; Y = 4421950 – 4422400; Z = 140 – 165 m. Burimet e Hidrajt ndodhen në përroin e Banjës, rreth 1.5 km në jugë-lindje të gupit të parë të burimeve. Koordinatat gjeografike të burimeve të nxjera nga e njëjta hartë topografike janë: X = 4543375 – 4543625; Y = 4423200 – 4423350; Z = 210 – 245 m. Reljevi rreth burimeve është kodrinor. Dukuria gjeomorfologjike më e spikatur e zonës është vargu i kodrave që ndodhen në anën perendimore të burimeve të Llixhës. Majat më të larta të këtij vargu kodrinor me lartësi deri 350 m m.n.d. ndërtohen nga gëlqërorë të cilët rrethohen nga formacjone flishore. Një qafë flishore me lartësi rreth 300 m m.n.d. ndan pellgjet ujore të vogëla të Llixhës dhe të Hidrajt. Në veri të qafës ndodhen burimet e Llixhës të cilat dalin gjatë përroit të Priftit, kurse në jugë të saj, në përroin e Banjës ndodhen burimet e Hidrajt (Figura 4.20). Klima e zonës është e ngrohtë mesdhetare kodrinore. Simbas stacionit metereologjik të Elbasanit, i cili ndodhet 12 km në veri të burimeve temperatura mesatare vjetore atje është 15.4° C, ajo e muajit Janar është 6.5° C, kurse në Gusht është 24.1° C. Rreshjet meastare vjetore janë 1157 mm nga të cilat mbi 70 % bien ndërmjet muajve Tetor – Mars. Me dy grup-burimet e lartpërmendura është lidhur edhe qëndra kurative me ujëra termale më e rëndësishme dhe më e vjetra e vendit. Nga dy-tre hotele që kjo qëndër ka patur deri në vitin 1991, tashti ajo është tjetërsuar në një qëndër të madhe kaotike kurative dhe banimi (Figura 4.21; 4.22).

Gjeologjia Zona e Llixhave të Elbasanit ndërtohet nga formacjone flishoidale të oligocenit si dhe nga formacjone mollasike të miocenit (Figura 4.23). Kufiri ndërmjet këtyre formacjoneve kalon paralal me vijën e daljes së burimeve dhe në lindje të tyre në largësi vende-vende më të vogël se 100 m. Formacjonet oligocenike përfaqësohen të plota, por në vetë zonën e burimeve zbulohen ato të oligocenit të mesëm dhe të sipërm (Valbona etj. 1982).

57   

____________________________________________________________ _______________________________________ ____________ Figura 4.20 Vendndodhja e burrimeve termomineralë të ë Llixhave dhe d Hidrajt të Elbasanit dhe numratt përkatëss

_________________________________ _____ __________________________________________________ Figura 4.21 Pamje e përgjithshme p e Llixhës Elb basan. Vija e verdhë kufizo ohn sheshin kku dalin burim met nr 6÷13

Në këto të fundit dallohen d dy pako të ndrryshme flish hore, e poshttëmja argjiloo-ranore dhee e sipërmjaa argjiloree me linza mergelore. m Nëë pakon e sippërm ndesheen burimet e Llixhave tëë Elbasanit (Valbona etj.. 1982; Çeela, 1991). Kjo K pako ka element e shum më të qartë shtresëzimi s m shtrirje veeriperendimo me ore 320° dhee rënie lindore me kënnde të butë 200° - 30°. Këëto elementë ruhen që nga Banjat e H Hidrajt në jug gë-lindje derii n veriperënddim dhe vazhhdojnë edhë më në veri. tek Guri i Kuvendit në 58   

3 2 1

____________________________________________________________________________________ Figura 4.22 Pamje e përgjithshme e Llixhave të Hidrajt dhe vendosja e burimeve termalë

Mbi pakon oligocenike vendosen tre blloqe gëlqërorësh gravitative (olistolite) numulitikë kretakoeocenikë pllakorë me shtresëzim të qartë kryq me shtrirjen e pakos së lartpërmendur. Elementët e shtrirjes janë 50° - 60° dhe këndi i rënies 36° deri 75°. Pra shtresëzimi i tyre është me mospërputhje me shtrirjen e pakos argjilo-ranore. Gëlqërorët ndërtojnë pikat më të larta të reljevit, ndërsa poshtë tyre ata nënshtrohen nga pakua argjilo-ranore (Figura 4.23). Në lindje të depozitimeve oligocenike vendosen depozitimet e akuaitanianit (N1a); ato përfaqësohen nga konglomeratë me kokëriza të ndryshme nga përbërja dhe madhësia si dhe të çimentuara dobët. Depozitimet akuatiane shtrihen në formë shiriti relativisht të ngushtë; trashësia e tyre është rreth 220 m. Konglomeratët përmbajnë shumë materjal mbushës kokërimët që ndikon në uljen e përshkueshmërisë ujore të tyre. Mbi to shtrihen depozitimet argjilo-alevrolitike-mergelore të burdigalianit (N1b); ato përbëjnë pjesën më të madhe të formacjoneve mbulesore të sinklinalit të Llixhës. Në pikpamje strukturore, zona që shqyrtojmë përbën sinklinalin e Llixhës ku formacjonet më të reja molasike të miocenitke qëndrojnë mbi flisht e oligocenit. Struktura ka shtrirje veri-perendimore, të ngjashme me atë sinklinalit të Tiranës, dhe duket që zhvillohet në vazhdim të saj. Vrojtimet sizmike kanë hartografuar një rrafsh reflektues antiklinal i cili i nënshtrohet sinklinalit të Llixhave në thellësinë 1800-2000 m (Valbona, 1982). Rafshi përputhet me tavanin e gëlqërorëve të një antiklinali të varrosur, të emërtuar i Llixhave (Figura 4.23). Ky antiklinal ndodhet në brezin gjeotermal të strukturave të Kozanit në veri dhe të Galigatit në jugë. Antiklinali i varrosur i Galigatit, tregohet në thellësi rreth 4000 m n.s.t. Shpimi Galigati 2, i cili ndodhet rreth 9 km në jugë të Llixhave të Hidrajt, vertetoi praninë e kësaj strukture antiklinale dhe kapi formacajonet karbonatike në thellësi 2900 m. Nga ky pus gjatë përvehtësimit ka fontanuar ujë termominerale me temperaturë rreth 45-50° C në grykë, në sipërfaqë të tokës. Simbas Velaj (2001) në zonën Kruja nuk zbulohen evaporate, por prania e ujërave sulfhidrike në këtë zone simbas tij janë tregues i pranisë të evaporiteve në thellësi. Po simbas Velaj (1995) disa shpime të thellë të kryer në zonën e Elbasanit kanë vertetuar praninë e strukturave antiklinale karbonatike të varrosura të cilat “notojnë” mbi gjuhët e evaporiteve të Dumresë (Velaj 1995).

59   

__________________________________________________________________________________________________________________________ Figura 4.23 Skema hidrogjeologjike e burimeve termomineralë të Llixhës dhe Idrajt, Elbasan (bazuar në HGSh shk 1:200.000, 2002)

60   

Hidrogjeologjia Skema e formimit të burimeve Llixha e Elbasanit si dhe të dhënat kryesore të dy grup-burimeve që përbëjnë ato jepen në Figura 4.23 dhe Tabela 4.6. Burimet e Llixhës dalin në një vijë me gjatësi rreth 500 m dhe me azimut 320°. Vija e daljes së burimeve kalon në anën lindore të blloqëve gravitative gëlqërore, në kontakt me formacjonet flishore oligocenike ose me depozitimet konglomeratike akuitaniane. Gjithsej janë 20 burime dhe grupimi i tyre është bërë simbas përshkrimit të Avgustinskit (1957). Prurja e përgjithëshme e burimeve të Llixhave është rreth 15 l/s dhe kjo prurje duket se ruhet edhe sot. Gjendja natyrore e burimeve e përshkruar prej tij mund të vrojtohej deri rreth vitit 1998 (Figura 3.24; 3.25; 3.26), kurse më vonë kaptazhimet e shumta primitive dhe ndërtimet e pa kontrolluara e ndryshuan plotësisht gjendjen (Figura 3.27). Në ditët e sotme është pothuaj e pamundur të gjenden shumica e burimeve simbas përshkrimit fillestar të Avgustinskit; çdo gjë është fshehur brënda kaptazheve të një pas njëshëm e teknikisht të diskutueshme. Tabela 4.6 Të dhënat kryesore të burimeve të Llixhave të Elbasanit Burimet

Grupi

Përshkrimi

Nr

Q l/s

T °C

I sipërm

Ndodhen në skain jugor të vijës së daljes së burimeve dhe janë të çvendosur drejt lindjes në një degë të vogël të përroit të Priftit.

a

0.5

53.0

b

0.2

53.0

1

0.3

52.5

2

0.4

51.7

I-rë

Dalin gjatë përroit të Priftit dhe rreth 2.0-2.5 mbi nivelin e tij. Janë pesë burime që dalin rreth 10-15 m larg njëri tjetrit në një shesh me sipërfaqë rreth 300 m2. Burimet dalin nga depozitiemet konglomeratike akuitaniane. Sot janë të gjithë të kaptazhuar me dhoma betoni të pa kontrollueshme prej nga uji përcillet në hotelet apo qëndrat e kurimit të ndërtuara në afërsi të tyre. Kaptazhet konsiderohen private nga pronarët e hoteleve.

3

0.03

46.2

4

0.05

52.2

5

0.20

52.5

II-të

Ka vetëm një burim, ”Kali” që del nga një bllok gëlqëror; ka shumë dalje gazi sulfihdrik, është i kaptazhauar me dhomë betoni nëntokësore (Fig. 3.25).

6

3.0

56.0

III-të

Ka vetëm një burim, “Nosi”; del rreth 25 m në veri të burimit nr.6. Është i kaptazhuar (Fig. 3.26) dhe përdoret kryesisht nga hotel “Nosi”.

7

6.0

55.6

IV-të

Ka dy burime të vegjël me prurje të pamatëshme, të cilët nxjerin shumë gaz që digjet lehtë.

8

-

-

9

-

-

V-të

Përbëhet nga katër dalje të vogla afër njëri tjetrit.

10

0.6

54.0

Dalin në pjesën verjore të vijës së daljes së burimeve. Janë tre burime që dalin afër shtratit të përroit. Sot janë të kaptazhuar dhe përdoren në disa “baraka kurative” të ndërtuara pranë burimeve.

11

0.8

50.0

VI-të

12

0.4

51.0

13

0.3

52.5

14

0.4

53.0

15

0.4

41.0

16

0.3

49.0

17

-

38.0

18

1.9

51.0

1

Është burimi më verjor. Deri në vitin 1998 nuk ishte i kaptazhuar; sot është i kaptazhuar primitivisht (Fig. 3.28). Del në faqën jugore të majës Guri i Këçikut pranë një “kodrine” të vogël travertine me diametër rreth 25 m (Fig. 3.29). Sot kodra e travertinit është gërmuar dhe është mbuluar nga depozitat e kaptazheve, pompat dhe tubacjonet e panumurta që përcjellin ujin drejt hoteleve. Avgustinski në Nëntor 1955 ka matur prurje 18 l/s, kurse ne më 20 janar 1997 e kemi matur 5 l/s.

1

6.0

55.0

2

Ndodhet rreth 80 m në jugë të burimit 1, në bregun e djathtë të përroit (Fig. 3.30). Del nga zgavrat e një mbulese travertine e cila në ditët e sotme është e mbuluar nga dhera suargjilore dhe mbetje ndërtimi. Burimi duket se formohet nga humbjet e pjesëshme të burimit nr 1 nëpër labirintet e mbulesës travertinore të cilat rrishfaqën në formë burimi në kuotë më të ulët.

2

0.6

45.0

3

Del në sakain më jugë-lindor të burimeve të Llixhave, në anën e majtë të përroit të Banjës, në lartësi rreth 12 m mbi nivelin e shtratit të tij Fig. 3.31). Burimi del nga një pako konglomeratësh të çimentuar fort dhe me çarje. Dalja e burimit shoqërohet me dalje të shumta gazi sulfihdrik dhe avuj uji që në stinën e dimrit formojnë një “mjegull” të përherëshme mbi burim. Burimi del në një shesh me diametër rreth 7 m i mbuluar nga depozitime travertine që “rrjedhin” në drejtim të shtratit të përroit të Banjës dhe formojnë një bregore karakteristike. Vlerësimet mbi prurjen e këtij burimi janë mjaft të ndryshme. Avgustinski në Nëntor 1955 e ka matur 9.8 l/s, kurse ne më 20 Janar 1997 e kemi matur 3 l/s. Po kaq kjo prurje është vlerësuar me afërsi edhe më 8 Gusht 2010. Ndërsa temperatura e ujit është praktikisht e pa ndryshueshme 57-58° C.

3

5.0

Llixha

Ndodhen në skaiin më veri-perendimor të vijës së daljes së burimeve. Janë pesë burime të cilët dalin në një shesh me sipërfaqë rreth 400 m2. Burimi 15 del në një pellg ku përzjehet me argjilë dhe formon VII-të baltë kurative. Burimet 15 dhe 17 me sa duket përzjehen me ujërat freatike të ftohta. Burimet 14 dhe 16 përdoren për banja kurative tek hotel ”Ylli” (Fig. 3.24).

Hidraj

61   

58

_________________________________ ___________ __________________________________________________ Figura 4..24 Pamje e sheshit qënd dror të burim meve nr 6 de eri 10. Majtass duket një b bllok gravitativ gëlqërori,, kurse dja athtas duken depozitieme et konglomerratike Akutan niane. Në sfond duket hotel “Ylli” (foto o viti 1966)

__________________________________________________ _________________________________ ___________ Figura 4.25 Burimi nr 6, 6 “Kali” del nga n një bllok gëlqërorr (foto viti 196 66)

Fiigura 4.26 Bu urimi nr 7 (“No osi”); në veri të t tij janë burimet e grup pit të IV dhe V (foto viti 19 966)

_________________________________ ___________ __________________________________________________ Figura 4..27 Ndërtime e primitive të mbas vitit 19 997 kanë pusshtuar blloku un gëlqëror kku dalin burim met kryesore e të Llixhav ve nr 6 - “Ka ali” dhe 7 – “Nosi” “ (foto viti v 2010). Ky bllok gëlqëro or përfaqëson identitetin gjeologjik të ë burimeve e dhe padyshim në gjend dje filestare përbënte p një gjeomonum ment natyror

62   

__________________________________________________ _________________________________ ____ Figura 4.28 Kaptazhi kryesor i burim mit nr. 1; Çdo o tub qëndarve kurative”, Hidra aj furnizon me ujë një ”q

Fig gura 4.29 Kod drina e traverrtinit pranë burimit nr 1 e gë ërmuar për ”n ndërtime të rreja”, Hidraj

__________________________________________________ _________________________________ ________ Figura 4..30 Në kodrin nën e traverttinit afër burimit 3 janë ven ndosur depozzitat uji të ”që ëndrave kura ative”

Figu ura 4.31 Burim mi nr 2 nuk p përdoret; ësh htë kthyer në ë kossh plehrash

_________________________________ ___________ __________________________________________________ Figura 4.32 4 Tuba të shumta me etalike dhe plastike shpërndajnë ujin termal ng ga burimet në n “qëndratt kurative”” në Llixhat e Elbasanit (fo oto viti 2010)

63   

Burimet e Hidrajt janë gjithsej tre; ata dalin në pjerësinë jugore të majës së Kyçykës deri në përroin e Banjës. Prurja e përgjithëshme e burimeve të Hidrajt në ditët e sotme është rreth 13-14 l/s kundrejt rreth 28 l/s të dhëna nga Avgustinski. Gjendja natyrore e burimeve të Hidrajt e cila ruhej deri rreth viti 1997 tashti është plotësisht e ndryshuar. Kaptazhet primitive, hotelet e qëndrat e shumta kurative të vendosura në mënyrë kaotike nuk kanë kursyer as dy kodrinat e travertinit që ndodhen pranë burimve nr 1 dhe 3 (Figura 4.29; 4,30), kurse burimin nr 2 është kthyer në kosh plehrash. Prania e tyre në pejsazhin natyror të Llixhave, së bashku me burimet termomineralë, përbëjnë dy elementë të veçantë dhe të pa ndashëm të tij. Kodrinat e travertinit dëshmojnë në mënyrë besnike përbërjen kimike dhe historinë gjeologjike të ujërave temominerale dhe i kujton gjithë vizitorëve praninë e ujërave termale me cilësi kimike tepër të veçanta. Formimi i burimeve. Nëpërgjithësi formimi i burimeve lidhet me tre hallka të rëndësishme të cilat janë: struktura ujëmbajtëse, ushqimi i ujërave nëntokësore dhe rrugët e drenimit të tyre. Struktura ujëmbajtëse e burimeve të Llixhave të Elbasanit, nga sa u shpjegua më sipër, është struktura antiklinale karbonatike e varrosur e Llixhave. Bazuar në analizën e karakteristikave gjeologostrukturore dhe hidrogjeologjike të zonës së Llixhave të Elbasanit mund të themi se kemi të bëjmë me një pellg artezian ndërmalor të cilët janë karakteristike për zonat e rrudhosura. Shkëmbinjtë ujëmbajtëse përfaqësohen nga formacjonet karbonatike kretake dhe paleogjenike që vendosen në thellësi, të cilat janë të karstëzuara dhe kanë përshkueshmëri të lartë; ato mbulohen nga formacjone flishore dhe mollasike oligocenike dhe miocenike me përshkueshmëri shumë të ulët. Flishet dhe mollasat përbëjnë mbulesën ujëizoluese për ujërat nëntokësore të formacjoneve karbonatike të poshtështruara të cilat për rrjedhim fitojnë karakter artezian (vetëderdhës). Ushqimi i burimeve. Formacjonet karbonatike të strukturës të Llixhave supozohet se kanë lidhje me strukturën antiklinale të Tërvolit e cila zbulohet rreth 17 km në jugë-lindje të burimeve të Llixhave të Elbasanit. Antiklinali i Tërvolit ndërtohet kryeshit nga gëlqërorë të paleocen–eocenit dhe në pjesët më të larta të strukturës zbulohen edhe gëlqërorë të Kretakut të sipërm. Ai është një masiv karstik ujëmbajtës me sipërfaqë afërsisht 15 km2. Rezervat e përgjithëshme të ujërave nëntokësore të një masivi karbonatik i cili s’ka rrjedhje sipërfaqësore, sikurse është ai i Tërvolit, janë të barabarta me infiltrimin efektiv të rreshjeve atmosferike (Castany 1968). Ato i llogaritëm si ndryshim ndërmjet rreshjeve mesatare vjetore dhe evapotranspirimit. Me metodën e njohur të Turc (1954) u llogarit evapotranspirimi për të dhënat klimatike mesatare vjetore të zonës, rreshjet 1200 mm dhe temperatura 13.5 ° C, i cili është 651 mm/vit. Duke pranuar rrejdhjen sipërfaqësore sa 10% të rreshjeve, infiltrimi efektiv del baraz me 429 mm dhe koefiçinti i infiltrimit efektiv është 0.36. Rezervat e përgjithëshme vjetore të masivit e Tërvolit përbëjnë rreth 6.43*106 m3/vit ose rreth 204 l/s. Rezervat e llogaritura të ujërave karstike janë një burim i mundëshëm i ushqimit të burimeve të Llixhave të Elbasanit ashtu edhe të burimeve që dalin nga vetë masivi i Tërvollit (shiko paragrafin 4.2.3: burimi termomineral i Holtës). Megjithatë temperatura e lartë e tyre dhe përmbajtja e rritur e sulfateve dëshmojnë qarkullimin relativisht të thellë të ujërave nëntokësore si dhe praninë e fludeve hipëse të poreve të formacioneve sedimentare të thella nën efektin e stresit tektonik. Në shtresën ujëmbajtëse fluidet hipëse përzjehen me ujërat e freskëta të strukturave ushqyese sipërfaqësore. Rrugët e shkarkimit në sipërfaqë të ujërave arteziane termominerale të strukturës së Llixhave nuk janë shumë të e qarta. Formacjonet mbulesore të kësaj strukture si flishet paleogjenike ashtu edhe mollasat akuitanane dhe burdigaliane kanë përshkueshmëri të ulët dhe depertimi i ujërave arteziane në to në kushte normale do ishte i vështirë. Mjaft gjeologë supozojnë se ka një prishje tektonike gjatësore që zhvillohet në depozitimet flishore oligocenike (Valbona etj. 1982; Çela 1991; Velaj 1995; Naço etj. 2004; Frashëri etj. 2010) në të cilin ndodhet një horizont olistolitesh gëlqerore me trashësi rreth 20 m dhe me përshkueshmëri të rritur dhe që lehtëson lëvizjen e rrymmës ngjitëse të ujërave termale. Ajo është 64   

vazhdim i prishjes mbihipëse gjatësore e cila zhvillohet në anën perendimore të strukturës karbonatike të Galigatit, por megjithatë ajo nuk pasqyrohet në Hartën Gjeologjike të Shqipërisë (Xhomo etj. 2002). Prania e prishjeve tektonike ujëpërshkuese në formacjone jo ujëmbajtës që lehtësojnë daljen e ujërave të thella termominerale në sipërfaqë është një dukuri e zakonshme e cila përshkryhet shpesh në literaturën teknike të specialitetit (Shterev 1994; Krunić 2000; Lambrakis dhe Kallergis 2005). Për ti paraprirë synimit të kapjes së ujërave termominerale me puse të thellë, në vitin 2008 u kryhen vrojtime gjeofizike me metodën e polarizimit të provokuar (PP), për të vlerësuar thellësinë e zonës me qarkullimi të rritur të rrymave ngjitëse të ujërave termominerale (Kasapi, 2009). Profili u trasua në pjesën qëndrore të burimeve ku dalin burimet më të mëdha dhe ka orjentim jugë-perëndim veri-lindje. Këto punime nxorën në pah praninë e një anomalie të PP e cila pozicjonohet pikërisht në lindje të olistoliteve gëlqerore dhe përputhet me vijën e daljes së burimeve termalë. Anomali e PP pasqyrohet me uljen relative të vlerave të rezistencës elektrike specifike të dukshme. Anomalia në fjalë mund të lidhet me praninë e pesë mjediseve gjeotermale (Frashëri 2010), të cilët të gjithë drejt për së drejti ose tërthorazi dëshmojnë mbi aktivitetin gjeotermal me prejardhje nga thellësia. Megjithatë skema studimore e përdorur lejon vlerësimin për thellësi relativisht të vogël, deri 120 m (Kasapi 2009). Studime të tjera më në thellësi janë të domosdoshme para se të meren vendime për kryerjen e shpimeve të thellë për kapjen e ujërave termale për shfrytëzim.

Karakteristikat hidrogjeokimike Rezultatet e analizave të përgjithshme fiziko-kimike të burimeve, dhe përmbajtja e mikrokomponentëve dhe e gazeve jepen përkatësisht në Tabela 4.7 dhe Tabela 4.8, ndërsa rezultatet e disa matjeve fushore jepen në Tabela 4.9. Analizat kimike janë kryesisht ato të Avgustinski etj. (1957) dhe vetëm tre janë kryer në ish Institutin e Kërkimeve Epidemiologjieke, Tiranë. Temperatura e burimeve kryesorë termomineralë luhatet nga 50 në 58° C, gjë që i klasifikon ata si “shumë të nxehtë”. Uji ka reaksion “të lehtë acid” ose është “neutral”, pH luhatet rreth 6.8 deri 7.1. Burimet e Llixhave të Elbasanit klasifikohen me “kripëzim mesatar”; mbetaj e thatë në pjesën më të madhe të burimeve luhatet në rreth 6800 mg/l. Simbas joneve mbizotëruese me përmbajtje mbi 25 % mg/eq, uji emërtohet si “klorur-sulfatnatrium-kalçiumi”. Vlera mbizotëruese e përmbajtjes së përgjithëshme të gazit sulfihdrik (H2S) luhatet rreth 350 deri 400 mg/l; përmbajtje më të ulët ka burimi nr 3 me 178 mg/l. Sipas përmbajtjes të këtij treguesi burimet termomineralë të llixhave klasifikohen si “sulfide shumë të forta”. Përmbajtja e gazit karbonik (CO2) të lirë luhatet rreth 160-180 mg/l dhe ujërat termominerale klasifikohen si “ujëra gaz-karbonike të dobëta”. Përmbajtja në acidit silicalik (H2SiO3) është e ulët; ajo luhatet rreth 35 deri 45 mg/l. Edhe përmbajtja e jodit dhe bromit në burimet e Llixhave të Elbasanit është e ulët; zakonisht ato nuk kalojnë 2-3 mg/l. Uji i burimit nr 7 – “Nosi” përmban < 1.2 TU tritium (3H), kurse përmbajtja e oksigjenit 18 (δ18O) është -7.66 SMOW. Përmbajtja shumë e ulët e tritiumit dëshmon se uji është infiltruar në strukturën ujëmbajtëse të paktën para vitit 1960, (IAEA 1968; 1981). Sa më sipër burimet termominerale të Llixhave të Elbasanit klasifikohen si më poshtë; “Ujëra termale shumë të nxehta, sulfhidrike të forta dhe me kripëzim mesatar”.

65   

Tabela 4.7: Analizat kimike të burimeve termominerale të Llixhës së Elbasanit dhe të Hidrajt Nr. dhe emri i burimit

Data d/m/v]

Prurja l/s

T °C]

pH

Mbetja Thate mg/l]

H2S pergj mg/l

Ca mg/l meq/l

Mg mg/l meq/l

Nr. 1, Llixha

19/11/19551)

0.2

52.5

6.80

6802

405.5

825.7 41.20

190.5 15.66

Nr. 2, Llixha

19/111/19551)

0.5

51.7

6.85

6758

375.1

813.6 40.60

Nr. 3, Llixha

../../19762)

-

46.0

6.85

5710

178.5

Nr. 4, Llixha

19/11/19551)

0.1

46.2

6.85

6790

19/11/19551)

3.1

56.0

6.85

NH4 mg/l meq/l

Cl mg/l meq/l

SO4 HS mg/l mg/l meq/l meq/l

HCO3 mg/l meq/l

1276.3 55.49

20.2 1.12

2351.9 66.33

1764.9 36.74

109.9 3.33

197.0 16.20

1291.4 56.16

-

2348.0 66.2

1753.0 36.49

661.3 33.00

188.5 15.50

783.5 34.01

3.3 0.18

2056.0 37.78

345.1

817.6 40.80

193.3 15.90

1287.8 55.99

15.0 0.83

6827

405.5

801.8 40.01

197.5 16.24

1300.9 56.56

../../19762)

-

57.0

6.65

6194

370.6

761.5 38.00

212.8 17.5

1137.6 49.46

19/11/19551)

5.8

55.0

6.70

6805

403.4

794.0 39.62

198.7 16.33

22/11/19551)

0.2

54.0

6.85

6881

329.7

799.2 39.88

200.3 16.47

../../19762)

-

55.0

6.60

6650

380.8

711.4 35.50

Nr. 11, Llixha

22/11/19551)

0.8

50.0

6.85

6808

398.5

Nr. 14, Llixha

22/11/19551)

1.0

53.0

7.10

6984

Nr. 15, Llixha

22/11/19551)

0.4

41.0

7.10

Nr. 17, Llixha

22/11/19551)

0.8

38.0

Nr. 1, Hidraj

22/11/19551)

18.0

Nr. 2, Hidraj

22/11/19551)

Nr. 3, Hidraj

22/11/19551)

Nr. 6, Llixha - ”Kali”

Nr. 7, Llixha - “Nosi”

rHCO3/ rCl

rCa/ rMg

rNa/ rCl

431.3 Cl-SO4-Na-Ca 7.07

0.11

2.63

0.84

108.9 3.29

423.3 Cl-SO4-Na-Ca 6.94

0.10

2.51

0.85

164.6 34.27

-

644.6 Cl-SO4-Na-Ca 10.56

0.28

2.13

0.90

2350.8 66.30

1782.1 37.1

100.3 3.04

431.9 Cl-SO4-Na-Ca 7.08

0.11

2.57

0.84

23.1 1.28

2351.8 66.33

1799.4 37.46

109.9 3.33

425.2 Cl-SO4-Na-Ca 6.97

0.11

2.46

0.85

5.4 0.30

2234.0 63.00

1588.0 33.03

-

488.0 Cl-SO4-Na-Ca 7.99

0.13

2.17

0.79

22.3 1.24

2359.0 66.52

1778.3 37.02

99.9 3.02

426.4 Cl-SO4-Na-Ca 7.00

0.11

2.43

0.78

1334.0 58.00

-

2391.6 67.45

1811.0 36.70

95.7 2.90

445.3 Cl-SO4-Na-Ca 7.30

0.11

2.42

0.86

194.5 16.00

1383.7 60.25

5.70 0.31

2376.0 67.00

1670.0 34.78

-

610.0 Cl-SO4-Na-Ca 9.99

0.15

2.22

0.90

793.4 39.59

211.0 17.35

1299.0 56.48

11.2 0.62

2389.9 67.16

1755.2 36.52

115.9 3.51

417.9 Cl-SO4-Na-Ca 6.85

0.10

2.28

0.84

335.8

801.8 40.01

194.0 15.96

1356.5 58.98

12.0 0.66

2407.5 67.90

1800.9 37.49

130.0 3.94

383.1 Cl-SO4-Na-Ca 6.28

0.90

2.52

0.87

6824

211.0

796.0 39.72

189.7 15.60

1333.3 58.0

5.0 0.28

2358.3 66.51

1809.1 37.66

81.9 2.48

422.1 Cl-SO4-Na-Ca 6.92

0.10

2.55

0.87

7.30

6796

291.0

797.6 39.80

195.2 16.05

1322.7 57.51

-

2390.5 67.42

1750.4 36.44

140.9 4.27

317.8 Cl-SO4-Na-Ca 5.23

0.08

2.48

0.85

55.0

6.80

6746

378.4

802.0 40.02

200.3 16.47

1257.0 54.65

-

2311.0 65.18

1731.1 36.04

102.6 3.11

455.7 Cl-SO4-Na-Ca 7.47

0.11

2.43

0.84

0.6

46.0

6.80

6805

378.4

797.6 39.8

199.4 16.40

1306.2 56.79

-

2311.0 65.18

1731.1 36.04

102.6 3.11

455.7 Cl-SO4-Na-Ca 7.47

0.11

2.43

9.8

58.0

6.70

6745

408.3

794.4 39.64

202.7 16.67

20.9 1.16

2302.2 64.93

1752.8 36.49

94.6 2.86

447.1 Cl-SO4-Na-Ca 7.33

0.11

2.38

Nr. 9, Llixha

Na mg/l meq/l

1194.6 51.97

1150.5 50.02

1) Analizuar 2)

nga Astashkina (Avgustinski 1955) Analizuar nga Afrim Tabaku, ish Instituti i Kërkimeve Higjieno - Epidemiologjie, Tiranë

66   

K mg/l meq/l

178.4 4.57

166.0 4.25

Facia hidrokimike

0.77

Tabela 4.8 Përmbajtja e mikrokomponentëve dhe gazeve në burimet termomineralë të Llixhave Elbasan dhe Hidraj Komponentët

Njësia

Nr. 1 Llixha

Nr. 3(2) Llixha

Nr. 6(2) Llixha

Nr. 7(1) Llixha

Nr. 9(1) Llixha

Nr. 11(1) Llixha

Nr. 14(1) Llixha

Nr 15 Llixha

Nr. 17(1) Llixha

Nr. 3(1) Hidraj

Brom, Br

mg/l

2.8

5.5

2.8

5.0(2)

2.8

Jod, J

mg/l

1.3

1.1

1.0

1.3(2)

1.0

Nitrite, NO2

mg/l

0.05

0.08

S’ka

Nitrate, NO3

mg/l

5.9

3.5

S’ka

Amonjak, NH4

mg/l

3.3

5.4

22.3

Lëndë organike

mg/l

480.0

304.0

Hidrosulfid, HS-

mg/l

99.9

94.6

Tiosulfat, S2O32-

mg/l

2.0

1.8

Sulfit, SO32-

mg/l

0.1

0.2

Hidrofosfat, HPO4

mg/l

0.4

Acid silicalik, H2SiO3

mg/l

Acid borik, HBO2

mg/l

Gaz sulfihdrik i përgj. H2S

mg/l

405.5

Gas sulfhidrik i lirë, H2S

mg/l

Gas karbonik i lirë, CO2

mg/l

20.2

42.0

-

44.3

360.0(2)

36.4

35.4

35.6

40.1

36.1

39.2

403.4

329.7

398.5

335.8

211.0

291.0

408.3

292.0

299.2

230.8

278.1

201.5

126.4

145.5

309.8

176.0

161.5

180.1

181.2

154.5

65.1

123.2

174.2

25.4 178.5

370.6

25.0

Analizuar nga Astashkina (Avgustinski 1955) 2) Analizuar nga Afrim Tabaku, ish Instituti i Kërkimeve Higjieno - Epidemiologjie, Tiranë 1)

Tabela 4.9 Rezultatet e matjeve fushore të burimeve termomineralë të Llixhave Elbasan dhe Hidraj Emri i burimit

Llixha, burimi 7 “Nosi”

Llixha, burimi 18 Hidraj, Burimi 1 Hidraj, Burimi 2 Hidraj, Burimi 3

Data d/m/v]

Prurja l/s

T °C

pH

Percjell. elektrike µS/cm

20/01/1997

?

55.3

7.1

10200

09/09/2010

?

55.6

7.0

9510

20/01/1997

-

50.1

6.75

9800

09/09/2010

1.6

50.7

9700

09/09/2010

?

53.2

10800

20/01/1997

0.6

44.5

9660

20/01/1997

3.5

56.9

10120

09/09/2010

4.5

54.2

10600

20/01/1997

9600

Mbi formimin e travertinës. Kodrinat e travertinës tek burimet 1 dhe 3 në Banjat e Hidrajt janë një dukuri e veçantë që lidhet me veprimtarinë gjeologjike të ujërave nëntokësore. Ato, në thellësi të mëdha tokës ngrohen si për efekt te gradientit gjreotermik ashtu edhe nga fluidet hipëse, si dhe pasurohen me kripra dhe gaze të cilat qëndrojnë në ekuilibër hidrokimik në kushtet e një presion të madh hidrostatik. Kur ato shfaqën në sipërfaqën e tokës gazi karbonik i tretur, i cili mban në ekulibër dhe kriprat e tretura në ujërat nëntokësore, largohet pjesërsiht për shkak të presionit pjesor më të vogël që ai ka në atmosferë. Si rrjedhim, gazi karbonik i mbetur në ujë nuk mund të mbajë në ekuilibër gjithë kriprat e tretura, kryesisht karbonatet (indeksi i ngopjes së ujit me kalcit rritet), ato pjesërisht depozitohen duke formuar travertinën simbas barazimit (Appelo dhe Postma 1999): Ca2+ + HCO3- + OH- ˆ CaCO3↓ + H2O Traverinat në përgjithësi janë kristalike, kalcite, të dëndura dhe shpesh të shtresëzuar dhe pa përmbajtje të dukshme mbetjesh bimore. Pranë burimeve të nxehtë travertina është kryesisht me prejardhje inorganike, në dallim nga “tufa” e cila ka përmbajtje të larta lëndësh organike dhe ka porozitet të lartë (Ford dhe Williams 1998). 67   

Kaptazhet dhe përdorimi i burimeve Deri rreth vitit 1995 çfrytëzoheshin në mënyrë të centralizuar kryesisht burimet nr 6 (Kali), nr 7 (Nosi), si dhe grupi i burimeve më verjorë nr 13 deri 17. Kaptazhet ishin tepër të thjeshta; uji me vetërrjedhje shkonte drejt qëndrave kurative (Figura 4.25 deri 4.27). Në ditët tona çfrytëzohen të gjitha burimet pa përjashtim, me kaptazhe tepër të thjeshtë deri në primitivë. Në të shumtën ato s’janë gjë tjetër veç tuba gome të futur në çarjen apo hapësirën nga del uji temal. Pjesërsiht uji termal përcillet deri tek përdoruesi me anë të pompave; vetëm tek burimi nr. 1 në Hidraj janë vendosur rreth 15 pompa të tilla (Figura 4.28). Kaptazhe janë ndërtuar pa marë parasysh veçoritë e ujërave termale; ato nuk sigurojnë marjen e plotë të ujit në kushte higjieno-sanitare, si dhe nuk ruajnë temperaturën natyrore të ujit. Në kaptazhe nuk ka mundësi të matet prurja si dhe në to nuk janë vendosur instrumenta për të bërë matje stacionare të treguesve fizikë dhe kimikë të ujit. Ata janë ndërtuar pa konsulencë hidrogjeologjike paraprake dhe rrjedhimisht nuk janë përcaktuar as zonat e mbrojtjes së tyre sikurse parashikohet në Ligjin e Ujit. Burimet e Llixhave të Elbasanit janë burimet termomineralë më të njohur të Shqipërisë. Të ndodhur në afërsi të rrugës antike Egnatia, këto burime kanë shërbyer si banja termale qysh në lashtësi. Ato janë përdorur si banja kurative edhe në Mesjetë, gjatë pushtimit Otoman. Përdorimi i tyre më sistematik ka filluar gjatë vitit 1932 kur u ndërtua hotel ”Nosi” (Figura 4.33) i cili është hoteli i parë ku kurimi filloj të bëhet nën kontrollin e mjekut. Gjatë viteve 1965-1970 u ndërtua edhe hotel Ylli (Figura 4.45).

_____________________________________________________________________________________ Figura 4.33 Qëndra kurative ”Nosi”, ndërtuar më 1932

Figura 4.34 Qëndra kurative “Ylli”, ndërtuar më 1970

a c b

_____________________________________________________________________________________ Figura 4.35 “Qëndër kurative” e ndërtuar më 2010 (a) e paisur me vaska (b) si dhe me pellg të hapur (c)

68   

Figura 4.36 Baraka me vaska pranë hoteleve të rinj

Mbas vitit 1991, dhe veçanërisht mbas vitit 1997, në Llixhat e Elbasanit dhe në Hidraj mbinë me dhjetra hotele, qëndra kurative apo baraka të paisura me vaska për banja (Figura 4.35; 4.36). Ato vazhdojnë të vendosen pa studim urbanistik, pa përfillur veçoritë mjedisore të zonë dhe pa marë parasysh kapacitetin e burimeve. Si pasojë deri në mesin e vitit 2010, në burimet e Llixhave të Elbasanit ushtronin veprimtarinë ”kuruese” rreth 50 bisnese nga të cilët vetëm pesë kanë patur liçencë për shfrytëzimin e ujit termomineral. Mbasi prurjet e burimev nuk përputhen me kërkesat për ujë, shpesh duhet të ndërhyjë policia për të ndërë sheret e ”biznesmenëve” (Dybeli 2010). Praktika ndërkombëtare, ka treguar se çfrytëzimi i ujërave termale mund të bëhet më i plotë, më cilësor, dhe njëkohësisht ato të mbrohen e vrojtohen shkencërisht, vetëm atëhere kur e gjithë sasia e ujit termal me koncesion apo në rrugë të tjera përqëndrohet në një qëndër koncesionare (Shterev 1996),. Ajo organizon shpërndarjen e ujit termal vetëm në qëndrat shëndetësore të njohura dhe të miratuara nga organet shëndetësore duke përjashtuar në këtë mënyrë përdorimin i tyre të pa kontrolluar dhe pa mbështetjen mjeksore. Krahas kësaj qëndra koncesionare organizon edhe vrojtimet saiore e cilësore të ujërave termale si dhe mbrojtjen e tyre sikurse parashikon edhe ligji i energjisë gjeotermale.. Ujërat termominerale të Llixhave të Elbasanit përdoren për kurimin e shumë sëmundjeve, në mënyrë të ngjashme me burimet e Llixhave të Peshkopisë: Sëmundjet reumatizmale kronike, sëmundjet e aparatit tretës si kolitet e gastritet; sëmundje të aparatit urinar si cistitiet, urolizat, infeksjonet kronike; sëmundjet gjinekologjike si steriliteti, dhe adneksitet; sëmundje të aparatit respirator asma, bronkitet kronike; sëmundje të sistemit nervor, neuritet radikulitet, parezat e paralizat, dëmtimet traumataologjike, si dhe disa sëmundje të lëkurës (Didi 1986). Ajo që i bën ato shumë cilësore është temperatura e lartë dhe përmbajtja e rritur e gazit sulfihdrik. Temperatura më e përshtatëshme për banja kurative është rreth 34 deri 38° C. Meqënëse burimet e Llixhave të Elbasanit dhe të Hidrajt kanë temperaturë mjaft më të lartë, ato para përdorimit ftohen në disa depozita të hapura ku temperatura e ujit nga mbi 50° C ulet në rreth 38-36°C. Gjatë ftohjes së ujit largohet edhe një pjesë e gazit sulfhidrik dhe përmbajtja e tij nga rreth 350-400 mg/l ulet në rreth 150-200 mg/l, sasi kjo që është shumë optimale për banjat kurative (Didi 1986). Simbas të dhënave të Qëndrës Kurative të Llixhave të Elbasanit në të kurohen në mënyrë të kontrolluar çdo vit disa mijra pacientë.

Vlerat mjedisore Cilësitë e rralla të burimeve termalë të llixhave të Elbasanit, aftësia e tyre për të kuruar, çlodhur dhe rigjeneruar organizmin e njeriut, i bëjnë ato të vlefshme jo vetëm për të sëmurët. Ato janë gjithashtu shumë të dobishme për gjithë njerzit për të pushuar në mënyrë të dobishme si dhe për ripërtëritjen e shëndetit. Të shpërndara në dy lugina të bukura dhe të gjelbëruara, në afërsi edhe të vendeve turistike të tilla si malësia e Gjinarit, si dhe liqenet e Belshit, këto burime janë perla të ekoturizmit. Burimet e Llixhave mund të bëhen një vend i vizituar sistematikisht nga nxënësit e shkollave të cilët përveç të tjerave atje mund të shikojnë nga afër këtë shfaqje të energjisë ngrohëse që planeti ynë Toka ruan në thellësitë e vet.

69   

4.2.3 Burimet termomin t nerale të Holtës, Gramsh G Vendnddodhja Burimet termominerrale të Holtëës ndodhen rreth 7 km, në vijë ajroore, në veri veri-lindje të qytetit tëë t kanionit tëë lumit Holtaa i cili pret ttërthor Malin n e Tërvollitt Gramshiit. Ato vendoosen në pjesën fundore të (Fig. 4.337). Lumi rrjedh në lartëssi rreth 350 m m.n.d. kurrse lartësia maksimale m e bbrigjeve të tiij është rrethh 600 m. Kanioni K i lum mit Holta kaa gjatësi rrethh 3.0 km, dh he zhvillohett në shkëmbbinj të thepissur gëlqërorëë (Fig. 4.338) dhe shpeesh kalueshm mëria në të vështirësoheet shumë ngga prania e ppellgjeve ujo ore të lumit.. Burimet ndodhen në hartën me nomenklaturë n ë K-34-113-A A-b dhe koorrdinatat gjeoografike të bu urimit 1 i cilii është mëë i madhi i grrupit janë; X = 40° 55’ 399”; Y = 20° 13’ 26”; Z = 270 m. Klim ma e zonës është ë Mesdhetare kodrinoore (Inst. Hid dromet. 19788). Simbas stacionit meteereologjik tëë Gramshiit temperaturra mesatare vjetore është 15.1° C, ajo a e muajit Janar është 5.8° C, kurrse në Gushtt është 24.4° C. Rreshjjet meastare vjetore janë rreth 1100 mm; m rreth 700% e tyre bie nga Tetori në n Mars.

__________________________________________________ _________________________________ ___________ Figura 4.37 Vendndodhja e burim meve termom mineralë të Ho oltës, Gramsh h

Kanioni i Holtës H

z Burrimi nr 1 

__________________________________________________ _________________________________ ______ Figura 4.38 Pamje pa anoramike e zonës z së daljes së burime e termominera alë të Holtës

70   

Gjeologjia Burimet e Holtës dalin në anën veri-perendimore të strukturës antiklinale të Tërvollit i cili është vazhdimi më jugor i vargut strukturor antiklinal Dajt-Letan-Velësh (Xhomo etj. 2002). Struktura e Tërvollit ndërtohet nga formacjone karbonatike gëlqërore të kretakut të sipërm dhe të paleocenit dhe eocenit (Figura 4.39). Formacjonet kretake përfaqësohen nga gëlqerorë me rudiste dhe gëlqërorë të dolomitizuar, kurse ato paleocenike-eocenike përfaqësohen nga gëlqërorë biomikritikë. Antiklinali i Tërvollit rrethohet tërësisht nga flish argjilo-alevrolitiko-ranor i oligocenit të poshtëm (Naço etj. 2003). Në pjesën jugore të strukturës takohen pulla transgresive të depozitimeve argjilo-ranore akuitaniane. Gëlqerorët nëpërgjithësi kanë rënie pothuaj vertikale (Figura 4.40), ndërsa shtrirja e tyre përputhet me shtrirjen e strukturës së Tërvolit, VP-JL. Antiklinali i Tërvolit në thellësi ka mbihipur krahun lindor të antiklinalit të zhytur të Galigatit, ku edhe formacjonet gëlqërore të dy strukturave kontaktojnë me njeri tjetrin (Xhomo etj. 2002) . Megjithëse në gjithë Zonën Kruja evaporitet nuk zbulohen në sipërfaqe) prania e mjaft burimeve termale sulfhidrike në këtë zonë, simbas Velaj (2001), dëshmon praninë e evaporiteve në thellësi.

Hidrogjeologjia Struktura e Tërvollit përfaqëson një masiv ujëmbajtës ku dukuritë karstike kanë një zhvillim të gjërë. Në depozitimet karbonatike të strukturës në fjalë më të zhvilluara janë dy sisteme çarjesh; ato vertikale që përputhen me rënien e shtresave karbonatike, kurse sistemi i dytë zhvillohet perpendikular me të. Çarjet shtresore, shpesh kanë shërbyer si rrugë të preferuara te qarkullimit të ujërave nëntokësore dhe rrjedhimisht edhe të zhvillimit të dukurive karstike. Qarkullimi i ujërave karstike është lidhur edhe me prishjet tektonike lokale të cilat shpesh zgjerohen dhe formojnë kanale karstike. Në kanionin e Holtës ka shpella të shumta karstike të cilat vendosen në disa nivele (Figura 4.41), por ato ende nuk janë studjuar. Formimi i burimeve. Në rreth 300 metrat e fundit të kanionit të lumit Holta ndodhen katër burime termominerale; një burim ndodhet jashtë kanionit, kurse tre të tjerë ndodhen brënda kanionit (Figura 4.37). Në Figura 4.42 deri Figura 4.45 jepen fotot e të katër burimeve termomineralë, kurse disa të dhënat mbi këto burime jepen në Tabela 4.10. Burimet termominerale të Holtës po trajtohen për herë të parë. Studimi i tyre është mjaft i mangët; relativisht më mirë njihet vetëm burimi 1, kurse tre burimet e tjerë që dalin brënda kanionit njihen më pak. Ushqimi kryesor i ujërave nëntokësore janë infiltrimi i rreshjeve në masivin karstik ose dhe infiltrimet e lumit Holta, pa përjashtuar fluidet e pellgut të cilat vijnë nga thellësia. Sikurse tregohet në prerjen hidrogjeologjike I-I (Figura 4.39) supozohet se në masivin karstik të Tërvollit është shumë aktiv sistemi lokal i qarkullimit të ujërave nëntokësore i cili zhvillohet në thellësi të vogël, por pa përjashtuar sistemine qarkullimit të thellë të ujërave nëntokësore me temperaturë të lartë e të pasura në sulfate të cilat përzjehen me të parat (Tabela 4.10). Dalja e burimeve të Holtës lidhet me vendosjen e formacioneve flishore ujëizoluese afër periferisë perendimore të strukturës së Tërvollit. Ky kontakt është normal në sipërfaqë por në thellësi struktura e Tërvollit mbihidhet drejt perëndimit dhe kontakton tektonikisht me strukturën e varosur të Galigatit (Velaj 2001). Prania e prishjes tektonike është një faktor që mundëson lëvizjen e ujërave të thella drejt sipërfaqës. Ushqimi i burimeve. Rezervat natyrore të përgjithëshme të ujërave nëntokësore që formohen në masivin karstike të Tërvollit janë llogaritur në 6.43*106 m3, baraz me rreth 204 l/s. Kjo sasi është e krahasueshme me prurjet e burimeve të Holtës si edhe ato të Llixhave të Elbasanit të cilat mund të ushqëhen gjithashtu nga ujërat nëntokësore të masivit të Tërvollit.

71   

______________________________________________________________________________________________________________________________________________________________ Figura. 4.39 Skema gjeologo-hidrogjeologjike e burimeve termalë të Holtës (bazuar në HGjSh shk. 1:200.000, Xhomo etj. 2002; profili simbas R. Eftimi)

72   

___________________________________________________________________________________ Figura 4.40 Gëlqerorë paleocenikë me rënie dhe Figura 4.41 Shpella karstike në kanionin e Holtës çarje vertikale tektonike-karstike në kanionin e Holtës të zhvilluara në disa nivele Tabela 4.10 Të dhënat kryesore të burimeve termomineralë të Holtës, Gramsh Burimi

Përshkrimi

Q,l/s

T,°C

1

Del në fundin e kanionit të Holtës, në anën e djathtë të rrjedhjes së lumit dhe rreth 3 m mbi nivelin e shtratit të lumit. Burimi ka shumë dalje të cilat vendosen në një vijë me gjatësi rreth 70 m. Burimi del nga depozitimet e shpatit të cilat mbulojnë dhe fshehin kontaktin e formacioneve karbonatike me ato flishore (Fig. 4.41). 30.0 Burimi në dukje ka karakter zbritës por në të vërtetë ai është burim hipë i cili del në kontaktin e gëlqerorëve me -70.0 flishet. Burimi nuk është i kaptazhuar dhe praktikisht nuk përdoret. Ndjehet erë e lehtë gazi sulfhidrik dhe uji ka ngjyrë të lehtë të bardhë. Burimi nr 1 është burimi më madh i grupit të burimeve termominerale të Holtës.

24.1

2

Burimi ndodhet rreth 30 m nga fundi i kanionint të Holtës, në anën e majtë të rrjedhjs së lumit. Burimi del nga një shpellë karstike me lartësi rreth 7-8 m dhe thellësi rreth 15 m (Fig. 4.42). Hyrja e shpellës ka gjërësi rreth 1.8 m kurse lartësia është rreth 3.5 m. Në tavanin dhe në faqet e shpellës ka depozitime kalcite si dhe stalagmite të vegjël fatkeqësisht të thyer nga vizitorë keqbërës. Burimi është hipës dhe del i përqëndruar në tre pika të vendosura në një front me gjatësi rreth 2.5 m. Uji i burimit ka ngjyrë të bardhë të theksuar, era e gazit sulfuror ndjehet mirë, ndërsa rreth burimit ka depozitime squfuri me ngjyrë të bardhë,

9.0

22.9

3

Burimi ndodhet rreth 20 m larg burimit nr 2 dhe rreth 50-60 m larg fundit të kanionit të Holtës. Burimi formon një pellg me përmasa afërsisht 6.0X7.0 m i cili vendoset në anën e djathtë të shtratit të lumit dhe me lartësi rreth 1.0 m mbi nivelin e shtratit të lumit (Fig. 4.43). Dalja e ujit lidhet me një çarje vertikale me prejardhje tektonike e kthyer në një kanal karstik. Rryma e ujrave nëntokësore nuk duket, ajo del në tabanin e pellgut dhe dëshmon për karakterin hipës të burimit. Në pellgun e burimit derdhet edhe një rrjedhje sipërfaqësore me prurje afërsisht 2.0 l/s e cila zbret nga faqja shkëmbore vertikale. Uji i burimit në pellg ka ngjyrë të bardhë dhe era e gazit sulfihdrik është shumë e dobët.

8.0

22.9

4

Burimi nr 4 ndodhet rreth 150 m mbi burimin nr 3, në anën e majtë të shtratit të lumit Holta. Ky burim del buzë shtratit të lumit në kontaktin e formacioneve gëlqerore me një bregore konglomeratike me lartësi rreth 0.5 m mbi nivelin e tabanit të lumit. Uji me ngjyrë të bardhi i burimit dallohet lehtësisht nga uji i lumit (Fig. 4/44). Dalja e burimit lidhet me një kanal karstik i zhvilluar gjatë një çarje vertikale. Pranë burimit ka edhe shumë kanale karstike të tjera me hapësira deri rreth 60-70 cm të cilat lidhen me dy sistemet e çarjeve të formacjoneve gëlqerore. Bregu konglomeartik ku del burimi përbëhet nga aluvionet trashamane të lumit Holta të cilat janë çimentuar nga kriprat (kryesisht karbonat kalçiumi) i cili depozitohet nga ujrat termale kur dalin në sipërfaqe.

1.0

23.0

73   

____________________________________________________________________________ _________________________________________________ ________

Figura 4.42 Burimi 1 ka a dalje gjatë ësore

Figura 4.4 43 Burimi 2 de el në një shpe ellë karstike

K K m meeerrraaattteee Kooonnnggglllooom

_________________________________ ___________ __________________________________________________ Figura 4.44 Burimi 3 del nga një ça arje tektonike e-karstike

Figura 4.45 Burimi B 4 del buzë shtratit të ë lumit Holta a

Karakteeristikat hiddrogjeokimiike Për ujëraat termomineerale të Holtëës kemi vetëëm një analizzë jo të plotëë kimike e cilla i përket bu urimit 1. Përr burimet që ndodhen brëna kanionnit, janë bërëë vetëm matjje të përcjellshmërisë eleektrike, temp peraturës dhee ( 4.11 dhe 4.12). prurjes (Tabela

74   

Përcjellshmëria elektrike e ujit të lumit Holta ritet nga 284 µS/cm, në hyrje të lumit në kanion, në 1197 µS/cm në dalje të kanionit, pranë burimeve termalë. Rritja e madhe e vlerës ujëpërcjellshmërisë së ujit të lumit shpjegohet vetëm me drenimeve ujërave termale gaz sulfhidrike dhe të kripëzuara në brendi të kanionit. Kjo duket qartë edhe nga ngjyra karakteristike e bardhë e ujit të lumit Holta në dalje nga kanioni. Megjithëse të mangëta të dhënat tregojnë se të katër burimet kanë cilësi mjaft të ngjashme; temperatura e burimeve luhatet rreth 23-24° C, gjë që i klasifikon ato si të “të ngrohtë”. Nisur nga temperatura mesatare vjetore në zonën e ushqimit të ujërave nëntokësore prej 13.5° C, dhe për shkallë gjeotermale mesatare 33 m për 1° C, supozohet se uji vjen nga thellësia rreth 350-400 m n.s.t. Në llogaritje nuk marret parasysh ftohja e ujit gjatë ngjitjes drejt sipërfaqës së tokës, rrjedhimisht pritet që uji vjen nga thellësi mjaft më e madhe se ajo e llogaritur. Kripëzimi i ujit të burimit nr 1 të Holtës luhatet rreth 2500 mg/l që e klasifikon si “ujë me kripëzim të vogël” (1.0 deri 5.0 gr/l). Simbas joneve mbizotëruese uji ka përbërje “sulfat-magnezium-kalçike” me përmbajtje të rritur të natriumit dhe klorureve. Përmbajtja e lartë e sulfateve me sa duket lidhet me praninë e evaporiteve që nga gjithë gjeologët supozohet se në këtë zonë ndodhen në thellësi të mëdha (Velaj 1995, 2001; Aliaj 1998; Valbon etj., 1982). Procese të tjera që ndikojnë në ritjen e përmbajtjes së sulfateve në ujërat karstike janë edhe tretja e pikëzimeve gjipsore (Back dhe Zötl 1975) dhe oksidimi i i mineraleve si piriti dhe markeziti (Longmuir 1971). Këto procese njihen si përgjegjëse edhe për përmbajtjen e rritur të sulfateve në ujërat nëntokësore të qarkullimit intensiv në formacjonet karbonatike të malit të Dajtit (Eftimi 1998). Tabela 4.11 Analiza kimike e burimit termomineral nr 1 të Holtës Jonet

Katjonet

gr/l

meq/l

Na+ + K+

180.9

7.87

Ca2+

216.7

10.81

Mg2+

222.0

18.25

Fe2+

-

-

Fe3+

-

-

NH4

-

-

622.4

36.93

231.8

3.80

Shuma e katjoneve HCO3-

Anjonet

CO32-

-

-

Cl-

244.9

6.91

SO42-

1260.8

26.22

NO3-

-

-

NO2Shuma e anjoneve Data Temperatura pH Mbeja e thatë Kripëzimi i përgjithshëm

-

-

1737.5

36.93

Plotësime

Tipi hidrokimik SO4-Mg-Ca rHCO3/rCl = 0.55 rSO4/rHCO3 = 6.93 rCa/rMg = 0.59 rNa/rCl = 1.16

1970 24° C 7.0 2224 mg/l 2360 mg/l

Tabela 4.12 Disa të dhëna mbi cilësinë e burimit të Holtës dhe të lumit Holta Burimi

Data d/m/v

Prurja l/s

T °C

Percjellsh. elektrike µS/cm

9/09/2010

70.0

24.1

2870

6/11/2011

30.0

23.8

2800

2

6/11/2011

9.0

22.9

2640

3

6/11/2011

8.0

22.9

2650

4

6/11/2011

1.0

23.8

2800

1

75   

Përmbajtja e përgjithëshme e gazit sulfihidrik (H2S) në burimin e Holtës nuk është analizuar, por me sa duket nuk është e lartë; megjithatë në një studim jepet se përmbajtja e H2S në të është 400 mg/l (Taratari etj., 1999), vlerë kjo që duket e mbirritur e që mbetet për tu verifikuar. Duke përgjithësuar treguesit hidrogjeokimikë burimet termomineralë të Holtës mund të karakterizohet si : “Burime termominerale të ngrohtë, sulfhidrik dhe me kripëzim të vogël”.

Kaptazhi dhe përdorimi Burimet e Holtës nuk janë të kaptazhuar dhe nuk përdoren për qëllime kurative, megjithëse prurja e madhe dhe temperatura prej 23-24° C mundëson përdorimin e tyre për këtë qëllim. Kushte më të mira për kaptazhim dhe për përdorim ka burimi nr 1. Kaptazhi i mundëshëm i këtij burimi duhet të sigurojë marjen e ujit termal në vetë shkëmbin ujëmbajtës. Kjo do të thotë se depozitimet e shpatit prej nga sot del burimi nr 1 duhet të pastrohen deri në zbulimin e kontaktit ndërmjet formacjoneve ujëmbajtëse gëlqërore dhe atyre ujëizoluese flishore. Kaptazhi do jetë drejtvizor dhe do zhvillohet gjatë gjithë vijës së daljes së burimit me gjatësi në sipërfaqe rreth 70 m.

____________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.46 Pamja nga pjesa fundore e kanionit të lumit Holta

____________________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.47 Dukuri karstike dhe erozionale-lumore në brendësi të kanionit të lumit Holta

76   

Zona ku lokalizohet burimi termomineral i Holtës karakterizohet nga një natyrë me vlera të mëdha turistike. Vendosja pranë njëri tjetrit e Malit të Tërvollit, e kanionit që e çan atë tërthor në pjesën verjore me gjatësi rreth 3.0 km, burimet me ujëra të çmueshme termale në dalje të tij, si dhe e burimeve të tjerë në brendësi të kanionit, shpella e Kabashit si dhe lugina e gjërë aluviale e cila zhvillohet mbas kanionit përbëjnë një bashkësi formash natyrore të admirueshme. Kalimi nëpër kanion do befasonte çdo vizitor; pellgjet ujore, shpellat karstike, format e shumta erozionale-lumore, shpatet e pjerëta gëlqerore herë të çveshura dhe herë dëndësisht të gjelbëruara krijojnë pamje të panumurta sa të bukura aq edhe të pa parashikueshme të cilat zëvendësojnë njera tjetrën mbas çdo meandre të lumit (Figura 4.46 dhe 4.47). Vetë kanioni lartësohet mbi zonë kodronore e cila përshkohet nga lugina e gjërë e lumit Holta mbas daljes të saj nga kanioni.

4.2.4 Burimet termomineralë të Bënjës, Përmet Vendndodhja Burimet në fjalë ndodhen në skain perendimore të kanionit të lumit Lëngarica, 7 km në veri-lindje të Përmetit dhe afër fshatit Bënjë prej ku burimet marin emrin (Figura 4.48). Pranë burimeve, ndodhet një urë e vjetër mesdhetare e ndërtuar me gurrë dhe me një bukuri të rrallë, e cila quhet Urra e Katiut. Lumi i Lëngaricës është një degë e lumit Vjosa dhe bashkohet me të në fshatin Petran. Sipërfaqja ujëmbledhëse e lumit në derdhje është 337 km2 dhe ka prurje mesatare vjetore 8.22 m3/s. Në perëndim të burimeve termalë, në largësi rreth 8 km horizonti kufizohet nga mali i Dhëmbelit me lartësi 2050 m. Burimet e Bënjës përfshihen në fletën K-34-137-B-d të hartave shkallë 1:25.000 të Shqipërisë dhe koordinatat gjeografike janë: X = 40° 55’ 39”; Y = 20° 13’ 26”; Z ≈ 430 m. Klima e zonës është e ngrohtë Mesdhetare kodrinore. Në qytetin e Përmetit temperatura mesatare vjetore është 15.3° C, ajo e muajit Janar është 5.4° C, kurse në Gusht është 25.2° C. Rreshjet meastare vjetore janë 1315 mm nga të cilat rreth 900 mm bien ndërmjet muajve Tetor – Mars. Në pjesët e larta të malit të Dhëmbelit klima është mjaft më e ftohtë e me shumë rreshje dëbore.

Gjeologjia Burimet termomineralë të Bënjës vendosen në pjesën më jugë-perendimore të zonës tektonike Kruja, në afërsi të kontaktit mbihedhës me zonën Jonike. Zona Kruja këtu karakterizohet nga prania e disa strukturave karbonatike pjesa më e madhe e të cilave fshihet poshtë formacioneve flishore. Gjatë lumit të Lëngaricës zbulohet krahu perëndimor pranëkulmor i njërës nga këto struktura e cila është prekur nga tektonika shkëputëse (Figura 4.49). Kjo strukturë (e Lëngaricës) është vazhdimi i ngritjes antiklinale të Postenanit e cila ndodhet rreth 10 km në jugë-lindje të saj. Në drejtimin veri-perendimore të strukturës së Lëngaricës gjatë grykave të disa lumejve deri në strukturëne madhe të Tomor-Kulmakës zbulohen një varg strukturash të vogëla antiklinale gëlqerore. Në perëndim të këtij vargu strukturash, dhe afër tyre, zona Kruja i mbihidhet zonës Jonike. Mbihedhja zhvillohet në formacionet flishore të oligocenit të poshtëm të cilat e bëjnë atë të pa dukëshme në sipërfaqe. Bërthama e strukturës së Lëngaricës përbëhet nga gëlqërore shtresëhollë deri në masivë të eocenit të cilët në mënyrë pajtuese mbulohen nga flishet e oligocenit. Gëlqërorët janë përgjithësisht pllakorë dhe vetëm në pjesën e sipërme mbulohen nga gëlqërorë masivë me trashësi rreth 15 m (Figura 4.50). Mbi gëlqërorët vendosen flishet argjilore të oligocenit të poshëm të cilët mbushin gjërësisht sinklinalin e madh të Përmetit. Karakteristike për zonën Kruja është prania e prishjeve transversale të zhvilluara mirë me orjentim jugë-perëndim veri-lindje, të cilat duken mirë veçanërisht në strukturën antiklinale të Postenanit.

77   

Në hartën gjeologjike të Shqipërisë shkallë 1:200.000, publikuar në vitin 1967, një prishje e tillë tregohej gjithashtu edhe në Kanjonin e Lëngaricës. Në perëndim të mbihedhjes vendoset sinklinali i Përmetit, i cili mbushet nga formacione Oligocenike me trashësi maksimale mbi 4000 m. Në perëndim të sinklinalit të Përmetit, dhe paralel me të, vendoset antiklinali i madh i Dhembelit i cili ndërtohet nga formacione gëlqerore mesozoike dhe paleogjenike të cilat qëndrojnë mbi formacionet evaporiteke (Figura 4.50). Poshtë formacineve flishore të sinklinalit të Përmetit vendosen formacione karbonatike të cilat lidhin antiklinalin e Dhëmbelit me vargun e antiklinaleve të zonës Kruja. Bënjë

Burimet e Bënjës

z

PERMETI

____________________________________________________________________________________ Figura 4.48 Vendndodhja e burimeve termomineralë të Bënjës, Përmet

c  b 

a 

_______________________________________________________________________________ Figura 4.49 Faqja verjore e Kanionit të Lëngaricës; a-gëlqërorë pllakorë, b-gëlqërorë masivë, eocen, c-flish argjilor, oligocen poshtëm

78   

_______________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.50 Skema gjeologo-hidrogjeologjike e burimeve termalë të Bënjës, Përmet (përpunuar simbas HGjSh sh.1:200.000, 2002).

79   

Në formacionett gëlqërore janë j të zhvillluara mirë kryesisht k dyy sisteme çarrjesh; i pari,, i cili ështëë zhvilluarr më mirë, liidhet me plannet e shtresëëzimit, kurse sistemi i dytë i çarjeve ëështë pingul me të parin.. Meqënësse çarjet apoo prishjet shhërbejnë si rrugë r të prefferuara të lëëvizjes së ujjërave nënto okësore edhee dukuritë karstike përrqëndrohen kryesisht k në sistemet e çarjeve gjatë të cilave dallin edhe buriimet termalëë o çarje tektoonike të zhvvilluara mirëë pingul mee (Fig. 4.551). Në kannjon ka gjithhashtu edhe prishje apo sipërfaqeen e tokës taa cilat shquheen mirë. Gjitthashtu ka ed dhe shumë shpella s me ppërmasa të ndryshme n mee gjatësi deri d rreth 20 m dhe dhe lartësi deri 5 m të cilat jaanë zhvilluarr në prishjet ttektonike pin ngule ose nëë planet e shtresëzimitt (Fig. 4.52)). Njëra nga shpellat e cila c quhet “S Shpella e Pëllumbave” përfshihet p nëë m ve të natyrës , dhe është nën n mbrojtje.. listën e monumentev

_______________________________________ _____________________________ ____________________________________________ ___

Figura 4.51 Burim term mal që del ng ga një çarje shtresore s e zg gjeruar nga karstëzimi k

a

__________________________________________________ _________________________________ ___________ b ka Figura 4.52 Shpella arstike të zhvilluara nëpërr një çarje pin ngule (a), dhe në planet e shtresëzimit (b) 80   

_______________________________________________________________________________________________________________

Figura 4.53 Burimet termalë në kanionin e Lëngaricës; majtas numri i burimit, djathtas temperatura e ujit

Hidrogjeologjia Burimet termale dalin në pjesën fundore të kanionin të lumit Lëngarica, në një gjatësi rreth 600-700 m. Gjithsej janë 8 burime kryesorë nga të cilët 4 dalin gjatë bregut të djathtë të lumit, kurse 4 dalin gjatë bregut të majtë të lumit. Shumica e burimeve dalin brënda kanionit të lumit, kurse burimet 1, 7 dhe 8, dalin në pjesën fundore të tij, në perëndim të Urrës së Katiut (Figura 4.53). Prurja e përgjithëshme e burimeve luhatet nga rreth 70 l/s deri në mbi 200 l/s. Të gjithë burimet dalin nga shkëmbinj gëlqërorë të Eocenit dhe zakonisht nga çarje shtresore të zgjeruara nga tretja e gëlqërorëve. Dalja e burimeve të Bënjës lidhet me tektonikën shkëputëse pranëkulmore të vargut të antiklinaleve Bodar-Postenan (Frashëri dhe Kodhelaj 2010). Të dhënat kryesore mbi burimet jepen në Tabela 4.13. Një dukuri kërshëruese e burimeve lidhet me ndryshimet e cilësive fizike dhe kimike ndërmjet burimeve që dalin në dy brigjet e ndryshme të lumit. Temperatura e burimeve të bregut të majtë të lumit është rreth 4° C më e lartë se ajo e burimeve që dalin në bregun e djathtë të lumit; ndërsa në burimet e bregut të majtë të lumit temperatura luhatet rreth 29.6 der 30.0° C, në burimet e bregut të djathtë të lumit ajo luhatet rreth 23.8 deri 26.6° C. Burimet dallohen edhe për nga lartësia e daljes; ajo luhatet nga 330.2 në 332.6 m m.n.d. për burimet e bregut të djathtë, dhe 327.8–337.8 m mnd për burimet e bregut të majtë. Në shumicën e burimeve janë ndërtuar pellgje uji për banja të thjeshta (Figura 4.54 deri 4.60)

Karakteristikat hidrogjeokimike Rezultatet e disa matjeve fushore të burimeve termomineralë të Bënjës jepen në Tabela 4.15, kurse rezultatet e analizave të përgjithshme fiziko-kimike jepen në Tabela 4.16 nga të cilat shtatë janë marë nga Avgustinski (1957), tre janë kryer në ish Institutin e Kërkimeve Higjieno - Epidemiologjike, Tiranë, dhe tre analiza janë kryer në laboratorin e Holding Graz, Austri (Zojer etj. 2012). Në Tabelën 4.17 jepet përmbajtja mesatare e treguesve kimikë të ujit lumit Lëngarica para futjes në kanion dhe në dalje të tij. Megjithëse të dhënat regjimore janë të pamjaftueshme, ato dëshmojnë se temperatura e çdo burimi është mjaft e qëndrueshme pavarsisht luhatjes së madhe stinore të prurjeve të tyre; ndryshimi i temperaturës nuk i kalon 0.5 °C në vit. Përsëri këtu vërehet një dukuri e rëndësishme; burimet e bregut të majtë të lumit kanë luhatje më të vogël të temperaturës së ujit krahasuar me ato të bregut të djathtë (Tabela 4.15). 81   

Tabela 4.13 Të dhënat kryesore të burimeve termomineralë të Bënjës, Përmet Vendndodhaj

Bregu i djathtë i lumit Lëngarica

Nr

Q l/s

T °C

1

Ndodhet në skain më perendimor të zonës së daljes së burimeve; rreth 30 m poshtë Urrës së Katiut dhe rreth 2 m mbi nivelin e shtratit të lumit. Del në kontaktin e gëlqërorëve me pakon kalimtare mergelore të oligocenit. Burimi është i përqëndruar, ka karakter zbritës 2.0-5.0 dhe është i kaptazhuar në mënyë primitive. Ndjehet erë e lehtë gazi sulfhidrik. Deri në vitin 2005 burimi përdorej për banja kurative (Fig. 4.52). Nga viti 2005 është shpallur i “privatizuar” dhe rekomandohet si ujë për “të pirë”. Z = 331.0 m m.n.d.

26.0-26.8

2

Ndodhet mbi Urrën e Katiut, rreth 8-10 m sipër saj; burimi del në nivelin e shtratit të lumit. Para burimit formohet një pellg i cili vështirëson vlerësimine prurjes së ujit. Burimi nuk është i 4.0-5.0 kaptazhuar dhe nuk përdoret. Z = 331.4 m m.n.d.

26.0

3

Ndodhet rreth 25 m mbi Urrë. Burimi del rreth 2.3 m mbi nivelin e lumit nga një çarje e madhe shtresore dhe në pamje ka karaktert zbritës. Ai është i pa kapur por përpara tij 8.0-15.0 26.0-26.5 është ndërtuar (sajuar) një pellg i vogël i rrethuar me murr gurri i cili përdoret për banja (Fig. 4.53). Uji ka erë të lehtë gazi sulfhidrik. Z = 330.2 m m.nd.

4

Ndodhet rreth 300 m mbi Urrën. Del i përqëndruar nga një çarje shtresore në lartësi rreth 0.8-1.0 m mbi shtratit të lumit. Para burimit nëpërmjet një rrethimi me gurrë është krijuar një 7.0-15.0 23.0-24.8 pellg i thjeshtë me diametër rreth 5.0 m i cili përdoret për banja kurative (Fig. 4.54). Uji ka erë shumë të lehtë gazi sulfhidrik. Z = 331.9 m m.n.d.

Ndodhet rreth 30m në lindje të burimit nr 4 (kundër rrjedhjes). Burimi del i përqëndruar nga 4a një çarje shtresore dhe është i tipit zbritës (Fig. 4.55). Burimi del rreth 1.0 m mbi nivelin e 4.0-7.0 shtratit të lumit; nuk është i kaptazhuar. Z = 332.6 m m.n.d.

23.8-24.5

Një dalje tjetër ndodhet rreth 15 m në lindjem të daljes 4/1; del nga një çarje shtresore në 1.5-4.0 lartësi rreth 1.5 m mbi nivelin e shtratit të lumit. Z = 332.6 m m.n.d.

23.0-24.8

4b

Bregu i majtë i lumit Lëngarica

Përshkrimi

5

Burimi ndodhet rreth 600 m, në vijë të drejtë, në lindje të Urrës. Del rreth 3.0 m mbi nivelin e lumit; në këtë lartësi është ndërtuar një pritë primitive që mundëson formimin e një pellgu relativisht të madh që përdoret për banja (Fig. 4.56). Burimi ka karakter hipës; prurja ka 0.0-50.0 29.6-30.0 luhatje të madhe stinore; Agustinski më 4/4/1956 e ka matur 6 l/s Ky është i vetmi burim që thahet një herë në disa vjet. Uji ka erë të lehtë gazi sulfhidrik. Z = 337.3 m m.n.d.

6

Del rëzë këmbës së majtë të Urrës, në anaën lindore të saj. Është burim hipës dhe del i përqëndruar nga një çarje shtresore (Fig. 4.57). Prurja e burimit është mjaft e 5.0-50.0 29.7-30.0 ndryshueshme. Z = 327.8 m m.n.d.

7

Ndodhet rreth 30 m poshtë Urrës së Katiut dhe rreth 15 larg daljes 8; del i përqëndruar, 4.0-30 0 është zbritës dhe nuk është i kaptazhuar. Z ≈ 328.3 m m.n.d.

8

Ndodhet rreth 70 m poshtë Urrës së Katiut dhe rreth 1.0 m mbi nivelin e shtratit të lumit. Burimi del në kontaktin e gëlqërorëve me pakon kalimtare mergelore të oligocenit. Ai është burimi më i madh, ka karakter hipës dhe del i përqëndruar. Burimi ka një kaptazh të 30.0-70.0 29.8-30.0 thjeshtë dhe një pritë përpara që mundëson formimin e një pellgu me gjatësi 12 m dhe gjërësi 7 m (Fig. 4.58). Uji ka erë të lehtë gazi sulfhidrik. Z = 328.8 m m.n.d.

30.0

____________________________________________________________________________________ Figura 4.54 Burimi 1, (viti 1996)

Figura 4.55 Burimi 3 del në një çarje shtresore, (viti 2010)

82   

_______________________________________ _____________________________ ____________________________________________ _____________

Figura 4.56 Burimi 4, (viti 2010)

Fig gura 4.57 Burim mi 4/1 (viti 20 010)

_______________________________________ _____________________________ ____________________________________________ _____________

Figura 4.58 Burimi 5 del rreth 3.0 m mbi nivelin e lumit Figura 4.59 Burim mi 6, tek Urra e Katiut (Nen ntor 2015)

_________________________________ ______ __________________________________________________ Figura 4.60 Burimi 8 ka a karakter hip pës dhe ështtë më i madh hi i grupit (fotto P. Stefanov v, 2008).

83   

Tabela 4.14 Rezultatet e disa matjeve fushore të burimeve termomineralë të Bënjës Emri i burimit

Burimi 1 Burimi 2 Burimi 3

Burimi 4

Burimi 4ª

Burimi 4b

Burimi 5

Burimi 6

Brurimi 8

Data d/m/v

Prurja l/s

T °C

Percjell. Elektrike µS/cm

02/08/1996

2.5

26.8

2700

31/10/2010

5

26.6

2110

23/6/2011

6.5

25.9

1865

31/10/2010

4.0

26.0

2140

02/08/1996

8.0

26.3

2636

31/10/2010

10.0

26.0

2150

23/6/2011

15.0

26.1

1870

02/08/1996

15.0

24.8

2400

31/10/2010

10.0

23.8

1990

23/6/2011

14.0

24.5

1940

02/08/1996

4.0

24.5

2294

31/10/2010

7.0

23.8

1988

23/6/2011

5.0

24.5

2020

31/5/2010

1.5

24.0

2500

23/6/2011

2.0

24.0

2300

02/08/1969

12.0

29.6

3470

31/10/2010

50.0

29.6

2970

23/6/2011

35.0

29.6

2500

02/08/1969

15.0

29.8

2820

31/10/2010

5.0

29.7

2900

23/6/2011

7.0

29.8

3080

02/08/1969

45.0

30.0

2860

31/10/2010

70.0

29.8

2980

23/6/2011

65.0

29.9

3080

Një ligjësi e ngjashme vihet re edhe në cilësitë kimike të burimeve termalë të Urrës së Katiut. Le të shohim vetëm vlerat e përcjellshmërinë elektrike të ujit, e cila për burimet më të ngrohtë (të bregut të majtë) luhatet rreth 3000 µS/cm, kurse në burimet më të ftohtë (ata të krahut të djathtë të lumit) ajo luhatet rreth 2000 µS/cm (Tabela 4.14). Po kështu edhe mbetja e thatë luhatet rreth vlerës 1150 mg/l, per burimet e bregut te djathtë dhe rreth vlerës 1550 mg/l për burimet e bregut të majtë. Grafiku i përcjellshmërisë elektrike kundrejt temperatrurës (Figura 4.61) tregon lidhjen e ndërsjelltë shumë të mirë ndërmjet këtyre treguesve, si dhe grupimin e burimeve simbas bregjeve lumor ku ato dalin. Të njëjtën sjellje kanë edhe përqëndrimet e klorureve kundrejt mbetjes së thetë (Figura 4.62). Nëpërgjithësi burimet e bregut të majtë të lumit, nr 5, 6 dhe 8 kanë përqëndrim më të madh të joneve krahasuar me burimet e bregut të djathtë, nr 1, 2, 3, 4 dhe 5. Këto ndryshime pasqyrohen edhe në vlerat mesatare të joneve dhe në raporteve jonike (Tabela 4.15). Langarica pasurohet me kripëra nga derdhja ne të e burimeve termalë (Tabela 4.16). Simbas joneve me përmbajtje mbi 25% eqv të gjithë burimet e Urrës së Katiut kanë përbërje Cl-Na(Ca). Një tjetër veçori e burimeve të Bënjës është edhe përmbajtja relativisht e ulët e sulfateve (rreth 157 mg/l për burimet e bregut të majtë, dhe rreth 107 mg/l për burimet e bregut të djathtë). Po kështu përmbajtja e gazit sulfihdrik nëpërgjithësi është e ulët, ajo luhatet në rreth 2 deri 5 mg/l. Duke përmbledhur sa u tha më sipër vijmë në disa përfundime mbi këto burime: a) Burimet e bregut të majtë të lumit Lëmgarice (nr 5, 6, 7 dhe 8) lidhen më drejt për së drejti me ndonjë prishje vertikale ujëpërcjellëse të zhvilluar mirë; b) Burimet e bregut të djathtë (nr 1, 2, 3 dhe 4) të paktën afër sipërfaqes së tokës janë më të shpërndara (difuzive) dhe përzjehen me ujëra nëntokësore të ftohta të infiltrimit lokal. Përzjerjen më të madhe me ujërat e cekëta e ka burimi 4 i cili dallohet për temperaturën më të ulët dhe përmbajtjen më të ulët të kripërave. 84   

__________________________________________________________________________________ Figura 4.61 Grafiku i përcjellshmëria elektrike kundrejt temperaturës, burimet e Lëngaricës (matjet 31/10/2010)

_____________________________________________________________________________ Figura 4.62 Grafiku i mbetjes së thatë kundrejt klorureve për burimet e Bënjës (matjet 31/10/2010)

c)

d)

Përmbajtja e rritur e natriumit dhe klorureve dëshmon për mundësinë që ujërat nëntokësore gjatë qarkullimit të tyre të thellë takojnë dome kripërash të cilat janë të pranishme në zonën Kruja (Velaj 2010), ose rryma të thella të pasurura me kripëra ushqejnë ujërat nëntokësore.. Krahasimi i rezultateve të analizave për të njëjtët burime por të kryera në një hark kohor rreth 45 vjet, dëshmojnë për qëndrueshmërinë e plotë të cilësive fizike dhe kimike të ujërave termale.

Klasifikimi hidrokimik. Në pikpamje kimike burimet e Bënjës, Përmet klasifikohen si më poshtë: Simbas temperaturës - ”ujëra të ngrohta”; Simbas përmbajtjes së përgjithëshme të kriprave – ”ujëra me kripëzim të vogël”; Simbas joneve mbizotëruese mbi 25% eqv – ”tipi Cl-Na-(Ca)”; Simbas përmbajtjes të gazit sulfihdrik (H2S) – “praktikisht pa përmbajtje të gazit sulfhidrik” ose “me përmbajtje shumë të ulët të gazit sulfhidrik”, (përmbajtja e H2S është rreth 2 deri 5 mg/l, ndërsa kufiri i poshtëm që ujërat të quhen gazsulfhidrike është 10 mg/l). Duke përgjithësuar klasifikimet e mësipërme për tregues të veçantë fizikë dhe kimikë, ujërat termominerale të Bënjës mund të emërtohen si: “Ujëra të ngrohta, me përbërje Cl-Na, me kripëzim të dobët dhe përmbajtje shumë të ulët të gazit sulfihdrik”. 85   

Tabela 4.15 Analizat kimike të burimeve termomineralë të Bënjës, Përmet Emri i burimit

Data

Prurja

T

pH

d/m/v]

l/s

°C]

04/04/19561)

-

26.0

7.4

30/11/20093)

-

25.2

7.37

04/04/19561)

1.8

26.0

7.5

09/07/19692)

12.0

26.5

7.4

04/04/19561)

8.0

26.0

7.5

04/04/19561)

20.0

23.4

8.0

09/07/19692)

12.0

30.0

7.6

04/04/19561)

35.0

30.0

7.4

04/04/19561)

30.0

30.0

7.4

0.9/07/19692)

65.0

30.0

7.5

04/04/19561)

30.0

30.0

7.4

08/08/20123)

-

30.1

7.1

10/10/20123)

-

29.9

7.04

Burimi 1

Burimi 2

Burimi 3

Burimi 4

Burimi 5

Burimi 6

Përcjell. Mbetja Elekt. Thate µS/cm mg/l

NO3 mg/l meq/l

NO2 mg/l meq/l

285.5 4.68

gjurmë

gjurmë

90.4 1.88

286.0 4.60

0.1 0.0

0.002 0.0

503.5 14.02

151.3 3.36

213.5 3.50

gjurmë

s’ka

0.8 0.04

485.6 13.69

90.8 1.89

265.6 4.36

-

-

297.4 12.93

gjurme

496.4 14.00

85.6 1.78

274.5 4.50

s’ka

s’ka

29.3 2.41

213.0 9.26

gjurme

382.9 10.80

94.6 1.97

219.6 3.60

s’ka

s’ka

125.2 6.25

39.2 3.22

410.6 17.86

0.7 0.39

683.7 19.28

154.9 3.22

210.0 3.44

-

-

4.2

128.3 6.40

34.3 2.83

394.9 17.17

0.4 0.02

695.0 19.60

160.1 3.33

212.3 3.48

s’ka

s’ka

1564

S’ka

127.3 6.35

33.0 2.71

402.5 17.5

0.2 0.01

705.6 19.90

155.1 3.23

210.5 3.45

s’ka

s’ka

1527

2.1

125.3 6.25

33.1 2.72

399.1 17.36

0.5 0.03

700.0 19.74

152.9 3.18

206.2 3.38

-

-

1567

S’ka

127.3 6.35

34.5 2.84

398.6 17.33

gjurme

702.1 19.80

156.6 3.26

211.7 3.47

gjurmë

gjurmë

2760

-

-

130.0 6.49

30.0 2.47

411.0 17.88

18.5 0.47

0.05 -

715.0 20.16

153.0 3.18

-

3.5

0.012

2750

-

-

131.0 6.54

29.5 2.42

414.0 18.0

18.5 0.47

< 0.02 -

740.0 20.87

153.0 3.18

-

4.3

0.009

2180 -

H 2S pergj. mg/l

Ca mg/l meq/l

Mg mg/l meq/l

1188

2.6

100.2 5.00

28.8 2.37

-

-

96.1 4.80

29.1 2.39

1205

2.0

100.6 5.02

28.3 2.33

1144

3.5

107.0 5.34

1152

2.1

935

NH4 mg/l meq/l

Cl mg/l meq/l

0.4 0.02

496.4 14.40

97.0 1.80

-

501.0 14.31

314.9 13.69

0.4 0.02

26.3 2.16

286.9 12.48

101.0 5.04

28.1 2.31

gjurme

94.2 4.70

1532

5.8

1560

Burimi 8

Na mg/l meq/l

K mg/l meq/l

310.3 13.49 309.0 13.45

12.0 0.31

SO4 HCO3 mg/l mg/l meq/l meq/l

Facia hidrokimike

rHCO3 /rCl

rCa /rMg

rNa /rCl

Cl-Na

0.33

2.11

0.94

Cl-Na

0.32

2.01

0.94

Cl-Na

0.25

2.15

0.96

Cl-Na-Ca

0.32

2.47

0.91

Cl-Na-Ca

0.32

2.18

0.92

Cl-Na-Ca

0.33

1.95

0.86

Cl-Na

0.23

1.94

0.93

Cl-Na

0.18

2.26

0.87

Cl-Na

0.17

2.43

0.89

Cl-Na

0.17

2.30

0.88

Cl-Na

0.175

2.24

0.86

Cl-Na

2.63

0.86

Cl-Na

2.70

0.86

rCa/ rMg

rNa/ rCl

1) Analizuar nga Astashkina (Avgustinski 1957).2) Analizuar nga Instituti i Shëndetit Publik, 1969. 3) Analizuar nga Laboratori Holding Graz, Austri

Tabela 4.16 Rezultatet e analizave kimike të lumit Lëngarica në hyrje të kanionit - 1, dhe në dalje të kanionit mbas derdhjes së burimeve termale në lumë – 2 7

Data

Prurja

T

pH

Përcjell. Mbetja e Elekt. thate µS/cm mg/l

d/m/v

l/s

°C

1

09/10/2012

-

19.5

8.2

386

2

10/10/2012

-

20.3

8.12

1302

Ca mg/l meq/l

Mg mg/l meq/l

Na mg/l meq/l

K mg/l meq/l

NH4 mg/l meq/l

Cl mg/l meq/l

-

36.2 1.81

23.3 1.92

17.0 0.74

1.9 0.05