Metode geofizice de sondă pentru identificarea și plasarea limitelor dintre fluide Coordonator științific : Conf. dr. ing. Bogdan Mihai NICULESCU… [603355]

Universitatea din București
Facultatea de Geologie și Geofizică

LUCRARE DE LICENȚĂ

Metode geofizice de sondă pentru
identificarea și plasarea limitelor
dintre fluide

Coordonator științific :
Conf. dr. ing. Bogdan Mihai NICULESCU
Absolvent: [anonimizat]2018 –

2
Cuprins
Introducere 3
Capitolul 1.Metode geofizice de estimare a poziției contactelor dintre fluide 5
1.1 Interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice 5
1.2 Testerul de formațiu ne 10
1.3 Rezonanță Magnetică Nucleară 18
Capitolul 2. Studiu de caz 26
2.1 Ca racterizarea geologică și tectonică a zonei 26
2.1.1 Zăcăminte din Bazinul Vestic al Mării Negre 34
2.2 Setul de date geofizice disponibile 37
2.3 Prelucrarea și interpretarea datelor geofizice. Rezultate obținute 39
Concluzii 67
Referințe bibliografice 68

3
Introducere

Rezervoarele de petrol și gaze au luat naștere pe perioade mari de timp ca urmare a
proceselor geologice. Gazele și p etrolul s -au format din resturi organice, care au migrat în rocile
rezervoare și apoi au fost captate sub formațiuni de roci cu permeabilitate foarte scăzută. Prin
urmare, ca un rezervor de hidrocarburi să existe, în aceeași locație trebuie să se îndeplinească
următoarele:
1. O rocă sur să care conț ine resturi organice .
2. Condiții de presiune și temperatură adecvate pentru a transforma resturile organice în
petrol și gaz.
3. O rocă rezervor poroasă, permeabilă, unde se pot acumula hidrocarburi.
4. O cale de migrare de la roca sursă la r oca rezervor
5. O capcană adecvată pentru a menține hidrocarburile în roca rezervor până când dorim să
exploatăm.
Aceste procese pot dura perioade extrem de lungi de timp. Cele mai multe formațiuni cu
caracter de rezervor sunt rocile sedimentare, unde dep unerile de materiale bogate din punct de
vedere organic au fost acoperite de gresii curate care formează sisteme de pori bine conectați și
sunt apoi acoperite de argile cu permeabilități foarte scăzute. Aici, îngroparea depozitelor inițiale
asigură presiun ile și temperaturile pentru a produce hidrocarburi. Hidrocarburile sunt mai puțin
dense decât apa, migrează astfel în sus prin gresie, înlocuind apa care inițial ocupa porii din roca
rezervorului, unde hidrocarburile sunt constrânse să urce până la roca ca pcană. Hidrocarburile
așteaptă până se va decide exploatare a. Istoricul depozițional și post -depozițional al rocii rezervor,
precum și istoricul diagenetic (compactare, cimentare și dizolvare), toate contribuind la formarea
compoziției mineralogice a rocii , și, prin urmare, la distribuția granulometrică, porozitatea,
dimensiunile porilor și conectivitatea porilor (Paul Glover) .
În practică, înlocuirea apei din roca rezervor cu hidrocarburi nu este niciodată completă,
acestea având și un mic conținut de apa, chiar și în cele mai bune acumulări de hidrocarburi. Apa
nu este total înlocuită, deoarece granulele care formează roca rezervor sunt de obicei umectate cu
apă, astfel acestea au o preferință chimică de a reține mai degrabă apă decât hidrocarburi. Prin
urmare, în roca rezervor rămâne o porțiune de apă în urma înlocuirii apei de către hidrocarburi, în
porii rocii. Există de asemenea și roci umectate cu petrol iar distincția între cele 2 tipuri de roci
este extrem de importantă în gestionarea rezervoarelor , în special în etapele finale de producție a
acestora. În general, porii rocilor rezervor sunt ocupate de o saturație a apei (Sw), o saturație a
gazului (Sg) și o saturație a petrolului (So)(Paul Glover) .
Deoarece gazul este mai puțin dens decât petrolul , care la rândul său este mai puțin dens
decât apa, fluidele se separă în rezervoarele de hidrocarburi cu: gazul care se află chiar sub litologia
capcanei, petrolul, puțin mai în adâncime și apa, cea mai de jos. Fluidele sunt în mod obișnuit
nemiscibile și astfel se definește un contact gaz -petrol (GOC) și un contact apa -petrol (OWC).
Deoarece gravitația este forța care separă fluidele în această succesiune, GOC și OWC sunt
orizontale, cu condiția ca permeabilitatea pe verticală și pe orizontală să fie bun ă în rezervor și să
nu existe structuri complicate sau fracturi. Nu este obligatoriu ca toate cele trei fluide să se producă
împreună. Prin urmare, în rezervoarele de gaz , petrolul lipsește și există un contact gaz -apă (GWC).
Similar, rezervoarele de pe trol pot exista fără prezența gazului(petrowiki.org ).

4
Scopul acestei lucrări este identificare și plasarea contactelor dintre fluide, cu ajutorul
metodelor geofizice de sondă.
Determinarea adâncimii contactelor dintre fluide, în anumite condiții de rezervor este
esențială pentru calculele volumetrice și pentru calculele petrofizice detaliate. De exemplu, pentru
calcule precise ale porozității, intervalul vertical al rezervorului trebuie împărțit în funcție de tipul
lichidului pentru a face diferența între sat urațiile medii ale fluidelor și, prin urmare diferențele
dintre densitatea fluidului sau timpul de deplasare sonic în diferitele intervale cu conținut de lichid
(wiki.aapg.org) .

Figura 1 . Geometria contactelor dintre fluide. (a) Contactul orizontal care indică condițiile hidrostatice în
roca rezervor omogenă. (b) Contactele înclinate, netede care rezultă din condiții hidrodinamice. (c)
Contactul din elevație este constant pentru fiecare t ip de litologie, însă contactul dintre fluide este neregulat
datorită eterogenității rezervorului. (d) Contacte neregulate datorate unei bariere semipermeabile dintr -un
rezervor cu o omogenitate diferită. (sursa: wiki.aapg.org )

5
Capitolul 1.Metode geofizice de estimare a poziției contactelor dintre
fluide

1.1 Interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice

Interpretarea cantitativă standard (deterministică) a diagrafiilor geofizice, se realizează într-
o succesiune de etape: estimarea conținutului în argilă al fomaț iunilor, estimarea porozității
efective și, uneori, a compoziției litologice a formațiunilor, estimarea saturațiilor în fluide (apă și
hidrocarburi) și a fracțiunilor volumetrice de fluide.
O altă modalitate de interpretare cantitativă a diagr afiilor geofizice, de analiză a rezultatelor
si de verificare a corectitudinii acestor rezultate este posibilă dacă diagrafiile sunt interpretate
simultan, prin intermediul unui algoritm speciali zat de optimizare (minimizare a erorilor) . Acest
procedeu este inclus în majoritatea pachetelor softw are de interpretate petrofizică sub forma unui
solver de sisteme de ecuații liniare/liniarizate sau neliniare, care permite o așa -numită interpretare
probabilisti că (statistică) a diagrafiilor (Ni culescu & Andrei, 2016).
În cadrul interpretării probabilistice, parametrii care trebuie definiți și specificați de către
interpretator sunt reprezentați de:
 Modelul petrofizic de interpretare, definit sub forma frac țiunilor volumetrice solide ș i fluide
care compun formaț iunile ;
 Ecuațiile de ră spuns (liniare sau neliniare) ale disp ozitivelor de carotaj geofizic în funcție
de fracțiunile volumetrice solide ș i fluide;
 Incertitudinea datelor de intra re ("confidence"), materializată prin deviaț iile standard (σ)
ale diagrafiilor geofizice sau ecuațiilor utilizate și exprimată în unitățile de măsură specifice
fiecărei diagrafii/ecuații. Acestă incertitudine se referă atât la erorile de măsură sau
"zgomotul geologic" care pot afecta diagrafiile, câ t și la ince rtitudinea/aplicabilitatea
ecuațiilor de răspuns î n raport cu modelul petrofizic de interpretare adoptat;
 Proprietăț ile fizice ale tuturor componentelor care definesc modelul de interpretare (așa-
numitele " mineral /fluid end -points "), reprezentate de ră spunsurile teoretice ale
dispozitivelor de carotaj în componentele solide ș i fluide pure (fracțiuni volumetrice de
100%) (Niculescu & Andrei, 2016).
Luând î n considerare un model petrofizic cu M componente / fracț iuni volumetrice necunosc ute
(V1, V2, …, Vk, …, VM) și un set de N diagrafii măsurate ( D1, D2, …, Di, …, DN), putem defini formal
sistemul de ecuaț ii:
D1 ± σ1 = f1(V1, V2, …, Vk, …, VM)
D2 ± σ2 = f2(V1, V2, …, Vk, …, VM)
.
.
.
DN ± σN = fN(V1, V2, …, Vk, …, VM)
DN+1 ± σN+1 = 1 ± σN+1 = V1 + V2 + … + Vk + … + VM

6
în care f1, f2, …, fi, …, fN reprezintă ecuaț iile de răspuns ale dispozitivelor de carotaj geofizic, iar
ultima ecuație ("ecuația unitară") exprimă condiția de bilanț volumetric. Fiecare diagrafie sau
ecuaț ie Di are asociată o incertitudine (deviaț ie standard) σi, de obicei în ipoteza unei distribuții
normale (gaussiene) a erori lor. Scopul interpretă rii cantitative este reprezentat de determinarea la
fiecare nivel de adâncime a fracț iunilor volumetrice necunoscute Vk, pe baza datelor de intrare Di.
În cadrul interpretă rii probabilistice, valorile Dij înregistrate pe fiecare diagr afie geofizică "i" la un
nivel de adâ ncime oarecare "j " sunt luate î n considerare ca media unei distribuț ii no rmale de
probabilitate cu deviaț ia standard σi ; adoptarea unor deviații standard σi = 0, ar avea semnificaț ia
unei certitudini absolute (diagrafii geofizice neafectate de erori de măsură și/sau de zgomot, ecuații
de ră spuns perfect aplicabile, model petrofizic de interpretare perfect valid) (Niculescu & Andrei,
2016).
Dacă toate ecuaț iile de răspuns ar fi liniare în raport cu Vk și dacă numărul necunoscutelor
ar fi egal c u numărul ecuațiilor (incluzând și ecuaț ia unitară), adică M = N + 1, sistemul de ecuații
menț ionat ar putea fi exprimat în forma matriceală D = C·V și ar avea soluția unică V = C-1·D,
unde V = (V1, V2, …, Vk, …, VM) reprezintă vectorul fracțiunilor volumetrice necunoscute la un
nivel de adâncime oarecare, D = (D1, D2, …, Di, …, DN) este vectorul răspunsurilor geofizice
măsurate la nivelul de adâncime respectiv, iar C este o matrice a coeficienților conț inând
răspunsurile teoretice ale dispozitive lor de carotaj în componentele volumetrice pure (pentru Vk =
1; k = 1, …, M). Dacă M > N + 1, sistemul de ecuaț ii ar fi subdet erminat, nu ar avea nici o soluție
și, în acest caz, ar fi necesară simplificarea modelului de interpretare prin eliminarea uneia sa u mai
multor fracțiuni volumetrice Vk (Niculescu & Andrei, 2016).
În realitate, ecuaț iile de răspuns ale dispozitivelor geofizice nu sunt întotdeauna liniare în
raport cu Vk și, de obicei, numărul ecuațiilor disponibile depășește numărul necunoscut elor Vk,
astfel încât sistemul me nționat poate fi supradeterminat ( M < N + 1) și nu admite o soluție unică.
De asemenea, pentru a se evita obținerea unor soluții imposibile din punct de vedere fizic sau
nerealiste din punct de vedere pe trofizic/geologic, este necesar adeseori ca în sistem ul de ecuaț ii
utilizat pentru interpretarea p robabilistică a diagrafiilor să fie incluse și constrângeri fizice sau
petrofizice/geol ogice, exprimate sub forma unor inecuații/inegalităț i. De aceea , în pra ctică,
sistemul de ecuații/inecuații utilizat pentru interpretare poate fi exprimat în forma generală:
D1 ± σ1 = f1(V1, V2, …, Vk, …, VM)
D2 ± σ2 = f2(V1, V2, …, Vk, …, VM)
.
.
.
DN ± σN = fN(V1, V2, …, Vk, …, VM)
DN+1 ± σN+1 = 1 ± σN+1 = V1 + V2 + … + Vk + … + VM
0 ≤ Vk ≤ 1 ; k = 1, …, M
Vk,min ≤ Vk ≤ Vk,max ; k = 1, …, M

,în care penultima inecuaț ie reprezintă constrângeri de ordin fizic (toate componentele volumetrice
rezultate din interpretare trebuie s ă aibă valori cuprinse între 0 și 1), iar ultima inecuaț ie exprimă

7
constrângeri de ordin petrofizic/geologic, Vk,min și Vk,max fiind valori limitative impuse de către
interpretator (ex. 0 ≤ P ≤ 0.4). Astfel, soluț ia volumetrică V obținută la fiecare nivel de adâncime
va fi una optimă, satisfăcând simultan toate diagrafiile (ecuațiile) utilizate și constrângerile
(inecuaț iile) impuse. Principial, rezolvarea sist emului se bazează pe definirea și minimizarea unei
funcț ii de eroare E = E(V, σ ) (numită și "funcț ie-obiectiv" sau " incoherence function"), frecvent
sub una dintre formele:

𝐄=∑[(𝐃𝒊−𝑹𝒊)/𝝈𝒊]2𝑁+1
𝒊=𝟏↔𝐄(𝐕,𝛔)=∑[(𝐃(𝐕)𝑖−𝐑(𝐕)𝑖)/𝝈𝑖]𝟐N+1
𝒊=𝟏
𝐄=∑|𝐃𝒊−𝑹𝒊|/𝝈𝒊𝑁+1
𝒊=𝟏↔𝐄(𝐕,𝛔)=∑|𝐃(𝐕)𝑖−𝐑(𝐕)𝑖|/𝝈𝑖N+1
𝒊=𝟏

unde Ri = R(V) i reprezintă diagrafii reconstruite (teoretice), corespunzătoare efectului unui anumit
model petrofizic de interpretare V. În cadrul funcț iei de eroare, incertitudinile σi asociate
diagrafiilor/ecuațiilor au rolul unor coeficienți de pondere și pot fi modif icate convenabil, de
exemplu pentru a reflecta condiț iile nefa vorabile de măsură din gaura de sondă.
Diagrafiile/ecuaț iile caracterizate prin valori σi mici (grad ridicat de încredere, erori de măsură
reduse) vor influenț a mai mult rezultatele inter pretări i decât diagrafiile/ecuațiile caracterizate prin
valori σi mari (grad scăzut de încreder e, erori de măsură importante). Uneori, este foarte util ca
pentru unele diagrafii/ec uații (ex. cele corespunzătoare dispozit ivelor de carotaj cu patină) să se
foloseas că o incertitudine variabilă cu adâncimea: σi mică pe in tervalele în care condițiile de
măsură sunt bune ș i σi mare pe intervalele afectate de cavernă ri/excavări sau variații rapide ale
diametrului găurii de sondă (Niculescu & Andrei, 2016).
Plecând de la o estimare iniț ială V0 = (V1, V2, …, Vk, …, V M)0 a modelului de interpretare,
algoritmii de optimizare îndeplinesc, iterativ, următoarel e funcț ii principale:
 Calculul răspunsurilor teoretice ale dispozitivelor de carotaj geofizic (diagrafiile
reconstruite Ri) pentru mode lul de interpretare curent (iniț ial);
 Compararea diagrafiilor reconstruite Ri cu diagrafiile măsurate Di;
 Îmbunătăț irea modelului de interpre tare curent prin ajustarea fracț iunilor volumetrice Vk,
cu luarea în considerare a even tualelor constrângeri impuse. Vectorial, modelul de
interpretare actualizat poate fi scris V = V 0 + ΔV , unde V0 reprezintă modelul curent
(inițial), iar ΔV = (ΔV 1, ΔV 2, …, ΔV k, …, ΔV M) reprezintă un vector de corecție.
Acest proces numeric iterativ continuă, la fiecare nivel de adâncime, până când valoarea
funcț iei de eroare E devine minimă, adică până când e fectul teoretic al modelului de interpretare
curent aproximează în mod optim diagrafiile măsurate, în condițiile respectării ecuației volumetric e
unitare ș i, de asemenea, a constrângerilor ( Ri ≈ Di ; i = 1, …, N+1). Alte criterii de oprire a
procesului iterativ de interpretare, pentru fiecare nivel de adâncime, sunt reprezentate de efectuarea
unui număr maxim admisibil de iterații și de scăderea valorii funcț iei de eroare sub o anumită limită
admisibilă (Niculescu & Andrei, 2016) .
În Fig . 1.1 este prezentat un exemplu de interpretare probab ilistică a unui set de diagrafii
geofizice . Acest interval include colectorul superior cu hidrocarburi (2371 – 2415 m) identificat în
urma interpretării standard (non-probabilistică) a diagrafiilor, ș i un strat colector acvife r localizat
imediat sub acesta. Pentru interpretarea probabilistică s -a adoptat modelul petrofizic matrice
minerală (cuarț) + argilă + apă + hidrocarburi , iar pentru principalii parametri de calcul ( a, m,
n, ρ ai, ρfn, ρa) s-au utilizat a celeași valori ca ș i în cazul interpretării standard. Vectorul fracțiunilor

8
volumetrice care trebuie determinat la fiecare nivel de adâ ncime este V = (V m, Ca, VA, VH) pentru
zona neinvadată ș i, respectiv, V = (V m, C a, V Aio, V HR) pentru subzona spălată a formațiunilor
colectoare.

Figura. 1.1 Modul de prezentare a rezultatelor interpretării cantitative probabilistice a diagrafiilor
geofizice. Sunt indicate valorile utilizate pentru rezistivitatea apelor de formațiune ρ ai și a filtratului de
noroi ρ fn. (sursa: Niculescu & Gina, 2016)

În Figura 1.1:
 trasa 1 – rezistivit atea aparentă a apelor de formaț iune ρA,ai (Rw App ) și rezistivitatea
aparentă a filtratului de noroi ρA,fn (Rmf App );

9
 trasa 2 – saturaț iile în apă "nelimitate" SA (SWU ) și SAio (SXOU );
 trasa 3 – analiza volumetrică a fluidelor din spaț iul poros al formaț iunilor: P (PHIE )=
porozitatea efectivă, VA (BVW ) = fracțiunea de apă în zona neinvadată, VAio (BVWSXO ) =
fracțiunea de apă (filtrat de noroi) în subzona spălată;
 trasa 4 – analiza volumetrică a formaț iunilor (modelul petrofizic optim): Ca (VClay ) =
conținutul în argilă, Vm (VSand ) = fracțiunea de matrice m inerală (cuarț ), VH (VHyd ) =
fracțiunea de hidrocarburi totale, VA (Vwater , similar cu BVW ) = fracțiunea de apă în zona
neinvadată.
Trasele 5 – 9 din Fig. 1,1 sunt trase de control și permit evaluarea corectitudinii și calității
interpretării probabilistice .
 Trasa 5 ( TotErr ) prezintă valorile finale (minime) ale funcției de eroare E rezultate în
urma interpretării, acestea reflectând gradul general de aproximare a diagrafiilor
geofizice măsurate prin efectul teoretic al modelului petrofizic optim, reprezentat în
trasa 4.
 Trasele 6 – 9 prezintă separat diagrafiile măsurate ( SGR, TNPH, RHOB, DTLN – culoare
neagră), diagrafiile reconstruite ( SGR_r, TNPH_r, RHOB_r, DTLN_r – culoare roș ie)
reprezentând efectul teore tic al modelului optim, precum ș i benzile de incertitudine
("Input Confidence" – culoare galbenă) specificate de către interpretator. Pentru fiecare
diagrafie Di, acestea sunt definite de diferenț a dintre curbele Di – σi și Di + σi, prezentate
în trasele 6 – 9 cu sufixul " _me" ("minus error ") și " _pe" ("plus error ").
Valorile cât mai reduse ale funcției de eroare E ș i reconstrucția cât mai exactă diagrafiilor
măsurate (menț inerea diagrafiilor reconstruite în b enzile de incertitudine impuse) au semnificaț ia
unui model petrofizic adecvat ș i a unei calități bune a interpretării probabilistice. Dacă în urma
interpretării nu se obț ine o aproximare satisfăcătoare a diagrafiilor măsurate prin efectul teoretic al
modelului (valori mari ale funcț iei de eroare E și diagrafii reconst ruite care se plasea ză în afara
benzilor de incertitudine), cauzele pot fi următoarele:
 Modelul petrofizic de interpretare ales este eronat , inaplicabil sau incomplet din punct de
vedere al numărului și tipului fracț iunilor vo lumetrice solide ș i fluide incluse;
 Unul sau mai m ulți parametri de calcul specificaț i de către interpretator (ex. rezistivitățile
apelor de formaț iune sau filtratului de noroi, parametrii fizici ai argilei, matricei minerale sau
hidrocarburilor etc.) nu su nt adecvaț i sau au fost incorect selectaț i (Nicul escu & Andrei, 2016).
În această situaț ie, este necesară modificarea/complet area modelului de petrofizic de
interpretare, verificarea tuturor parametrilor de calcul ș i reluarea interpretării, până la obținerea
unor erori de reconstrucț ie acceptabile. Erorile de rec onstrucție pot fi, de asemenea, reduse ș i prin
specificarea unui grad mai ridicat de incertitudi ne a diagrafiilor/ecuațiilor Di (mărirea benzilor de
incertitudine ± σi), cu menț iunea că în acest caz și gradul de incertitudine al modelului pet rofizic
rezultat din interpretare va fi mai mare.

10
1.2 Testerul de formațiune

Testerele de formațiune sunt o clasă de instrumente de tip wireline utilizate pentru a măsura
presiunea formațiunilor în sondă. Măsurătorile staționare ale presiunii de formațiune într -o gaură
de sondă deschisă se fac la adâncimi diferite în timpul unei singure operațiuni în gaura de sondă.
Aceste măsurători de presiune sunt utile în determinarea: variațiilor de presiune între diferitele
tipuri de formațiuni, gradienți d e presiune a fluidului în cadrul unei formațiuni care indică un
conținut de lichid, contactele dintre gaz -petrol sau apă – petrol și permeabilitatea locală
(http://wiki.aapg. org).
Procedeul de funcționare a instrumentelor: atunci când instrumentul este introdus în gaura
de sondă, testerul de formațiune se află în configurația de retragere. Când este selectată o adâncime
pentru măsurarea presiunii testerul de formațiune este activat și este poziționat hidraulic sau apăsat
pe formațiunile din peretele găurii de sondă. Aceste condiții sunt prezentate schematic în Figura
1.2.

Figura 1.2 Cablu cu tester de formațiune. (a) Configurația retrasă (instrument închis). (b) Configurație
setat ă (instrumentu l este activat). (Sursa: wiki.aapg.org )
Există doua moduri de măsurători: (1) o măsurare pretestată în care sunt examinate
presiunile formațiunilor și (2) o măsurare a probei fluide în care lichidele de formațiune sunt extrase
fizic și aduse la suprafață pentru examinare. Sistemul de eșantionare prezentat în Figura 1.3
ilustrează modul în care se efectuează această măsurare.

11

Figura 1.3 Sistem dual de prelevare a probelor de formațiune (sursa: wiki.aapg.org )
Înainte de activarea instrumentului, manometrul măsoară presiunea hidrostatică a noroi ului
de foraj. La activare, supapa de egalizare ( equalizing valve ) este închisă iar rambleiatorul ( packer )
este lipit de formațiunile din peretele găurii de sondă. Astfel, instrumentul este setat. După câteva
secunde pistoanele camerelor de pretest ( pretes t chamber ) vor începe să se retragă, determinând
fluidul din formațiu ni să intre în interiorul dispozitivului prin intermediul ansamblului rambleiator
(packer ) și sonda de filtrare ( filter probe ). Pretestările se fac secvențial cu un volum mic (în mod
obișnuit de 10 cm3) de lichid extras în camera 1 ( chamber #1) timp de 15 secunde, urmat de un
volum similar care curge în camera 2 ( chamber #2) cu un debit mai mare. La terminarea pretestului
pot fi prelevate eșantioane sau instrumentul poate fi retras. În timpul retragerii, supapa de egalizare
este deschisă iar pistoanele de pretestare elimină lichidul preluat. Instrumentul trece la următoarea
adâncime de testare. Există variante de instrument cu o singură cameră de pretest cu volum fix sau
variabil (http://wiki.aapg. org).
În timpul procesului de pretestare, presiunea este monitorizată cu ajutorul sistemului de
prelevare a probelor. Schema din Figura 1.4 arată presiunea tipică înregistrată în timpul pretestării.
În această figură, timpul este afișat pe axa X, iar presiunea și debitul pe axa Y.

12

Figura 1.4 Înregistrarea presiunii de către un tester de formațiune dual
(sursa: wiki.aapg.org )
Inițial, și când instrumentul este fixat, valva de egalizare este deschisă, iar presiunea
înregistrată este presiunea hidrostatică a noroiului de foraj . În timpul extragerii asociate cu primul
pretest, se observă faptul că presiune scade, se stabilizează ș i apoi scade din nou în timpul celei de –
a doua pretestări. Când are loc cea de -a doua pretestare debitul se stabilizează și presiunea crește
până la presiunea formațiunilor. Presiunea reală a formațiunilor poate fi î nregistrată atunci când
presiunea devine stabilă sau poate fi estimată din caracterul de acumulare, dacă nu sa s tabilizat încă
atunci când dispozitivul a fost retras (http://wiki.aapg. org).

Figura 1.5 Diagrafie tipică pentru un pretest din testerul de formațiune care prezintă atât rezultate
analogic e, cât și digitale (sursa: wiki.aapg.org )

13
Figura 1.5 reprezintă o înregistrare a unui tester de formațiune ce are o singură cameră de
pretestare. În trasa din stânga, curba neîntreruptă reprezintă presiunea detectată în cadrul sistemului
de prelevare a probelor. Timpul crește în jos de -a lungul înregistrării . Creșterea bruscă la 105
secunde corespunde închiderii și deschiderii valvei de egalizare. În partea dreaptă sunt patru trase
înguste ce afișează cifrele de mii, sute, zeci și unități ale presiunii măsurate. De exemplu, după 80
de secunde, presiunea forma țiunilor este de 3927 psi ( pound per square inch – kilogram pe inch la
pătrat ). Se observă faptul că presiune a crește iar presiunea reală a form ațiunilor nu a fost încă atinsă
(http://wiki.aapg. org).
Permeabilitatea formațiunilor are un efect semnificati v asupra răspunsului la retragere în
timpul unui pretest. Înregistrările de presiune pretestate, prezentate în Figura 1.6 ilustrează
înregistrările tipice pentr u gresie la 0.1, 1, 10 și 100 mD (milidarcys). Deși aceste cifre sunt
calitative, există tehnici cantitative pentru estimarea permeabilității utilizând caracteristicile de
creștere și scădere a presiunii în timpul pretestului sau de caracteristicile probei test
(http://wiki.aapg. org).

Figura 1.6 Răspunsul presiunii la permeabilitatea formațiunilor măsurată cu un instrument de pretest dual
(sursa: wiki.aapg.org )
Deși testerele de formațiune pot lua probe, acestea sunt adesea prelevate doar pentru
informațiile de presiune necesare în pretest. Figura 1.7 arată modul în care aceste date din pretest
pot fi utile. În această figură, sonda interceptează un rezervor care are intervale de gaz, petrol și
apă. Testerul de formațiune este setat la numeroase intervale de adâncime în acest rezervor
(http://wiki.aapg. org).

14

Figura 1.7 Măsurători de presiune într -un pretest pe un rezervor.
(Sursa: S chlumberger Well Services, 1981)
Presiune a de formațiune este indicată de un ”x”, în timp de presiunea hidrostatică a
noroiului de foraj este indicată de un ”o”. Gradul de supraestimare (diferența dintre presiune
noroiului și presiunea formațiunilor) este clar vizibilă în schemă. G radienții lichidului sunt, de
asemenea, detectabili, iar coloana de gaz este ușor de diferențiat de petrol, care, de asemenea, se
diferențiază ușor de apă. Localizarea contactelor dintre gaz -petrol și petrol -apă pot fi determinate
din profilul de presiune a formațiunilor (http://wiki.aapg. org).
După exploatarea unui rezervor, se așteaptă la o scădere a presiunii. Testerele de formațiune
sunt realizate frecvent în sondele de dezvoltare sau in -fill. În comparație cu presiunile inițiale ale
rezervoarelor, pr ofilurile de presiune din aceste sonde arată de multe ori faptul că anumite zone au
produs mai mult decât zonele învecinate, indicând astfel existența barierelor de permeabilitate
(http://wiki.aapg. org).

15

Figura 1.8 Contactul dintre fluide cu ajutorul datelor de presiune.
(sursa: Weatherford presentation, 28 July 06 )
Exemple de instrumente:

16

Figura 1.9 Instrumente Tester Watherford (sursa: Weatherford presentation, 28 July 06)

Figura 1.10 Instrumente Tester Schlumberger (sursa: Weatherford presentation 28 July 06 )

17

Figura 1.11 Instrumente Tester Baker Hughes (sursa: Weatherford presentation , 28 July 06)

Figura 1.12 Instrumente Tester Halliburton (sursa: Weatherford presentation 28 July 06 )

18
1.3 Rezonanță Magnetică Nucleară

Orice sarcină electrică în mișcare generează în jurul său un câmp magnetic. Rezonanța
magnetică nucleară se realizează pe nucleele atomilor iar informația furnizată se referă la
poziționarea spațială a acestor nuclee în compusul chimic studiat. Aceste nuclee au proprietatea
intrinsecă numită spin. Așadar, rezonanța magnetică nucleară se referă la un principiu fizic:
răspunsul nucleelor la un câmp magnetic indus. Nucleele se comportă ca niște mini bare magnetice
rotitoare ce interacționează cu câmpurile magnetice induse și răspund într -un anumit mod,
caracteristică ce poate fi exploatată pentru măsurători ale proprietăților fizice ale rocilor, în
principal porozitatea (și parametrii aferenți, cum ar fi permeabilitatea) (Kenyon et al., 1995 ).

Figura 1.13 Precesie protonică – modul de rotire într -un câmp magnetic (stânga) și un câmp gravitațional
(dreapta) (sursa: Kenyon et al ., 1995)
Hidrogenul (H) are un moment magnetic relativ mare și este, de asemenea, abundent în
roci. Prin reglarea instrumentelor de înregistrare a rezonanței magnetice nucleare la rezonanța
magnetică a hidrogenului, semnalul precesiei nucleelor este maximizat și măsurat. Proprietățile
măsurate sunt amplitudinea și decăderea semnalului. Amplitudinea semnalului rezonanței
magnetice nucleare este proporțională cu numărul nucleelor de hidrogen prezente și este calibrată
pentru a da porozitatea, fără surse radioactive și fără efecte litologice. Decăderea semnalului în
timpul unui ciclu de măsurar e se nume ște timp de relaxare. Timpii de relaxare depinde de
dimensiunile porilor. De exemplu porii mici au un timp de relaxare mic ce corespunde apei imobile
cantonată în argile și silturi. Porii mari au timpi mari de relaxare și conțin fluide libere. Prin urmare,
distribuția timpilor de relaxare este o măsură a distribuției dimensiunilor porilor. Timpii de relaxare
și distribuțiile lor pot fi interpretați pentru a determina și alți parametri petrofizici, cum ar fi
permeabilitatea, porozitatea efectivă și saturația ireductibilă a apei. Alte aplicații includ curbele de
presiune capilară, identificare hidrocarburilor și un ajutor pentru analiza faciesurilor. Doi timpi de
relaxare, și distribuțiile lor, pot fi măsurați în timpul unui experiment RMN. Instrumentele de
laborator măsoară de obicei timpul de relaxare longitudinal, T 1, în timp ce instrumentele de foraj
fac măsurători mai rapide ale timpului de relaxare transversal, T 2 și distribuția acestuia (Kenyon et
al., 1995) .
Timpul de relaxare, adică răspunsul nucleelor de hidrogen la un câmp magnetic indus și
amplitudinea totală a semnalului sunt măsurători obținute cu ajutorul instrumentelor de RMN.

19
Secvența de măsurare începe cu alinierea protonilor, desprinderea prin rotir e, urmată de defazare
și reorientare repetată. Timpul de relaxare depinde de dimensiunea porilor și es te, astfel , o
măsurătoare directă a porozității (Kenyon et al., 1995) .
Alinierea protonilor: Protonii se aliniază prin aplicarea unui câmp magnetic const ant(B 0). Acest
proces durează câteva secunde, iar protonii vor rămâne aliniați atâta timp cât B 0 este neschimbat.
Protonii sunt mereu într -o fază de precesie, aici însă, aceștia sunt paraleli cu axa câmpului magnetic
indus (Kenyon et al., 1995) .

Figura. 1.14 Alinierea protonilor (sursa: Kenyon et al ., 1995)
Desprinderea prin rotire. Următoarea etapă din secvența de măsurare este desprinderea prin
rotire, adică protonii sunt desprinși prin aplicarea unui câmp magnetic oscilant B 1. Frecvența lui
B1 este setată la așa -numita frecventă Larmo, o frecvență specifică pentru fiecare tip de nucleu.
Hidrogenul are o frecvență Larmo de 2,3 MHz într -un câmp magnetic de 550 Gauss. Mărimea
unghiului este o funcție a intensității câmpului magnetic B 1, atâta timp cât acesta este pornit. Pentru
a obține un unghi de 90 de grade pentru hidrogen, este nevoie de un câmp de 4 gauss pornit timp
de 16 micro -secunde (Kenyon et al., 1995) .

Figura 1.15 Despinderea prin rotire (sursa: Kenyon et al ., 1995)
Defazajul. Protonii au o mișcare de precesie în jurul noii direcții B 1 la unison generând un câmp
magnetic mic care este măsurat de o antenă din instrumentul RMN. Cu toate acestea, B 0 nu este
perfect omogen și protonii execută precesia la aceeași frecvență. Treptat, se pierde sincronizarea
(defazaj) și se măsoară semnalul de decădere (Kenyon et al., 1995) .

20
Reorientare, ecouri de spin. Defazajul cauzat de omogenitatea lui B 0 este (oarecum) reversibil.
Protonii pot fi reorientați de un nou impuls ce este orientat la 18 0 de grade față de impulsul inițial
și de asemenea de 2 ori mai lung. Pe măsură ce protonii sunt desprinși, de mai multe ori, aceștia
generează un nou semnal în antenă – se numește ecou de spin. Aceste impulsuri sunt aplicate în mod
repetat într -o singură m ăsurătoare de RMN. Întreaga secvență de impulsuri: 90 de grade și o lungă
serie de impulsuri de 180 de grade, se numește secvența CPMG, denumită după inventatorii ei:
Carr, Purcell, Mayboom and Gill (Kenyon et al., 1995) .

Figura 1.16 Secvența de impulsuri CPMG în analogie cu o cursă. O cursă cu pista de pornire (1) analogă
cu impulsul de 900. Alergătorii pornesc la unison, dar după un timp ei se dispersează în jurul pistei (2,3).
Apoi se emite un nou semnal de impulsuri de 1800 (4), iar alergători i se rotesc și pornesc în direcția opusă
(5). Dacă toți alergătorii au aceeași viteză aceștia ajung toți în același timp (6a), dar în cazul acesta, nu
este așa. Cu variația vitezei, adică frecvența alergătorii ajung înapoi în momente diferite (6b). (sursa :
Kenyon et al. , 1995)

Figura 1.17 Secvența de impulsuri CPMG. De fiecare dată când este dat un impuls de 180o, ecoul de spin
devine mai mic. Rata de descreștere a ecoului de spin este timpul de relaxare T 2, caracteristic proprietăților
fizice ale rocilor. (sursa: Kenyon et al ., 1995) .

21
Când se termină secvența CPGM, protonii se relaxează treptat înapoi spre câmpul magnetic
static B 0. Acest lucru se realizează cu o constantă caracteristică de timp, denumită timp T 1 , sau
decalaj longitudinal sau tim p de relaxare. T 1 este de 1,5 mai frecvent față de T2, dar acest raport se
schimbă puternic dacă petrolul și gazul sunt prezente în spațiul poros. Există trei procese principale
de relaxare: relaxarea suprafeței granulelor, relaxarea prin difuziune molecu lară în gradientele
câmpului magnetic și relaxarea dată de efectul fluidului (Kenyon et al., 1995).
Relaxarea suprafeței granulelor este mecanismul cel mai important în procesul de pierdere
a magnetizării protonilor. Moleculele din fluide sunt întotdeauna în mișcare și difuzează într -un
spațiu poros. În timpul mișcării, acestea se ciocnesc cu suprafețele granulelor în timpul secvenței
de măsurare RMN. Protonii pot transfera o parte din rotația lor spre granule (și astfel contribuie la
T1) sau din defazarea ireversibilă (T 2). Viteza de relaxare depinde parțial de tipul rocă (de exemplu
nisipurile sunt de trei ori mai eficiente decât carbonații pentru relaxarea hidrogenului) și cantitatea
de fier sau alte minerale magnetice prezente în rocă. Dimensiunea porilo r joacă, de departe cel mai
important rol (Kenyon et al., 1995) .
Viteza de relaxare depinde de cât de des protonii se ciocnesc cu granulele din rocă, adică
depinde raportul dintre suprafață și volum (S/V). Coliziunile sunt mai puțin frecvente în porii ma ri,
deoarece au un raport S/V mai mic. Rezultatul este un timp mare de relaxare T 2. Similar, porii mici
au un raport S/V mare si un timp de relaxare T 2 scurt (Kenyon et al., 1995) .

Figura 1.18 Suprafața de relaxare a granulelor (sursa: Kenyon et al ., 1995)
Relaxarea prin difuziune moleculară în gradienți de câmp magnetic. Când există gradienți
în câmpul magnetic static, mișcarea moleculară poate provoca defazare și poate contribui la timpul
de relaxare T 2. T1 nu este afectat. Gradientul B 0 poate avea două surse posibile: configurația cu
magnet a uneltelor de măsură și contrastul de susceptibilitate magnetică între granulele minerale și
fluidele din rocile poroase (Kenyon et al., 1995) .
Relaxarea dată de efectul fluidului. Chiar dacă suprafața granule lor și gradientele interne
ale câmpului sunt absente, relaxarea se produce. Acest lucru poate fi adesea neglijat, dar devine
semnificativ în porii foarte mari, cum ar fi în pori de tip vacuolar sau când sunt prezente
hidrocarburile umezind granulele și împ iedicând coliziune dintre fluid și granule (Kenyon et al.,
1995) .

22
Instrumentul RMN măsoară amplitudinea semnalului de relaxare, care este suma tuturor
semnalelor T 2 generate de protonii de hidrogen în volumul măsurat. Procesarea (prin inversie
matematică) a amplitudinii măsurate determină curba de distribuție T 2 a dimensiunilor porilor iar
aria de dedesubtul curbei este porozitatea CMR(Rezonanță Magnetică Combinată) (Kenyon et al.,
1995) .

Figura 1.19 Amplitudinea semnalului (sursa: Kenyon et al ., 1995)

Figura 1.20 Instrumentul de RMN modern (sursa: Kenyon et al ., 1995)
Senzorul este montat înclinat pentru a tăia turta de noroi și asigură un contact bun cu
formațiunile. Doi magneți puternici asigură câmpul magnetic static B 0. Antena acționează ca
transmițător al secvenței CPGM cât și ca receptor al ecourilor pulsurilor din formațiuni (Kenyon
et al., 1995) .

23

Figura 1.21 Porozi tatea independentă de litologie (sursa: Kenyon et a l., 1995 )
Imagine de mai sus arată diferența dintre densitate -porozitate (utilizând parametrii litologici
ai calcarelor și dolomitelor) și porozitatea CMR. Porozitatea CMR nu este influențată de litologie
și include doar fluidele libere și cele capilare. Acest lucru se datorează faptului că hidrogenul din
matricea rocii și din apa prezentă în argile are timpi de relaxare destul de scurți pentru T 2 încât
semnalul este pierdut în timpul opririi aparatului.

Figura 1.22 Porozitatea CMR (sursa: Kenyon et all., 1995)

24

Figura 1.23 Distribuția dimensiunilor porii. Acest log a fost realizat pentru a identifica zonele cu apă ce
pot afecta producția. Intervalul de sub X405 ft indică o saturație în apă de aproape 100% prin interpretarea
cantitativă a diagrafiilor. (trasa 3). Cu toate acestea, CMR arată valori scăzute de distribuție a timpilor T 2
în acest interval (trasa 4) indicând pori mici. Porii mai mari au fost identificați deasupra valorii de X405
ft, prin di stribuții mai mare de T 2. Aplicarea unei valori de cutt -off pentru fluidele mobile, de 100 msec, la
această distribuție, arată că cea mai mare parte a apei este imobilă. Astfel, intervalul X380 ft – X395 ft este
acela corespunzător apei mobile. (sursa: Keny on et al., 1995)

25

Figura 1.24 Indicele pentru fluidele mobile. Valoarea pentru fluidele mobile este determinată aplicând o
valoare de cut -off pentru curba timpilor de relaxare T 2. Valorile mai mari de cut -off (33 msec) indică porii
potențiali producători și valorile mai mici indică pori mici ce conțin fluide imobile, prinse sub presiunea
capilară, neproducătoare. (sursa: Kenyon et a l., 1995)

26
Capitolul 2. Studiu de caz

2.1 Caracterizarea geologică și tectonică a zonei

Marea Neagră este situată între România, Ucraina, Rusia, Georgia, Turcia și Bulgaria. Este
una dintre cele mai mari mări închise, cu o suprafață de 423.000 km2, un volum de 534000 km3 și
o adâncime m aximă de 2206 m (Ross et al., 1978). Bazinul Mării Negre a început să se fo rmeze
acum aproximativ 200 de milioane de ani, iar în unele părți s -au acumulat sedimente cu o grosime
mai mare de 15 km (Neprochnov et al., 1978).
Marea Neagră este situată între placa Eurasiatică la nord și plăcile Africană și Arabă la sud,
formându -se în sectorul Anatolian al sistemului orogenic Alpino -Carpato -Himalaian, începând cu
Apțianul. Aceasta reprezintă un bazin Cretacic -Terțiar. Studiile de reflexie de mare adâncime
indică 2 sub -bazine de extensie separate printr -o creastă mediană cu orientare NW-SE (ridicarea
centrală a Mării Negre sau ridicarea Andrusov). Cele două bazine au o istorie geologică și
cinematică diferită. Bazinul de Vest al Mării Negre s -a deschis odată cu separarea zonei Istanbul
de Platforma Moesică. La sfârșitul Barremianului – Albian superior a avut loc un rift, urmat de o
subsidență majoră, de vârstă Cenomanian – Maastrichtian urmată de formarea crustei oceanice
(Finetti et al., 1988; Artyushkov, 1992). Bazinul vestic prezintă o cuvertură cvasiorizontală de
sedimente Albian -Cuaternare de 3000 m grosime (Finetti et al., 1988; Okay et al., 1994). Bazinul
Estic al Mării Negre, cu orientare NW, s -a format în urma riftului din paleocenul inferior, urmat
de formarea crustei oceanice la mijlocul eocenului (Robinson et al., 1996). Crus ta oceanică este
acoperită de aproape 10.000 m de sedimente, intersectate de numeroase falii (Okay & Görür, 2004).
Platforma Continentală a Mării Negre, prin definiție, este prelungire unităților
geostructurale limitrofe sub apele mării. Această prelungire dă o prispă (șelf) cu lățime variabilă,
care urmărește tot țărmul Mării Negre constituind Platforma Continentală, care, la rândul ei,
înconjoară o zonă mediană mult mai adâncă dar care, este compartimentată de o ridicare mediană
în două depresiuni, una es tică și alta vestică (Mutihac et al., 2004). Pe litoralul românesc, se poate
spune că Platforma Continentală românească se extinde spre est până la povârnișul continental
care, prin parte sa bazală, ia contact cu substratul presupus de origine oceanică. Su prafața zonei de
șelf până la marginea superioară a povârnișului (care se găsește la o adâncime de 130 m) are o
lățime de 130 -150 km fiind mai largă în partea de sud.
Din punct de vedere structural, Platforma Continentală românească reprezintă prelungirea
unităților dobrogene. Se înțelege deci că Platforma Continentală românească nu se individualizează
ca o unitate de platformă tipică, ci este consolidată cu soclu heterocron care s -a individualizat ca
unitate geostructurală distinctă atunci când spațiul sub mers a început să evolueze unitar. În timp,
acest moment s -ar plasa în Neocretacic (la limita Turonian – Senonian), pe alocuri coborând chiar
în Albian. Cu alte cuvinte, Marea Neagră s -a format și a evoluat ca atare începând din Neocretacic
(Mutihac et al., 2004).
Unitățile structurale majore din aria Mării Negre cuprind orogene și platforme cu orientare
generală E -W, separate prin fracturi majore. La sud de Cratonul Est European (reprezentat prin
Scutul Ucrainean, aparținând segmentului crustal al Sarmației , Bogdanova, 1993), se dezvoltă
Platforma Scitică. Această unitate structurală se extinde de -a lungul marginii sudice a Cratonului

27
Est European, din forlandul Carpaților românești până în Pre -Caucaz și continuă spre est până în
Kopet Dag. Platforma Scitică este mărginită spre sud de orogenele Dobrogei de Nord, ale Crimeii
de Sud și Caucazului Mare. Pe țărmul vestic al Mării Negre, între orogenul Chimmeric al Dobrogei
de Nord și Centura orogenă alpină a Balcanidelor, se află o zonă plată corespunzând Platfo rmei
Moesice. La sud de Platforma Moesică se dezvoltă Prebalcanii, Balcanii și Srednogorie. (Seghedi
A., 2001 ).
În partea de est a Mării Negre, Caucazul Mare reprezintă partea nordică a segmentului
Anatolian -Caucazian -Iranian al centurii Alpine mediteranee ne cu deformare majoră cretacică și
terțiară (Săndulescu, 1980; Nikishin et al., 2001). Caucazul Mare prezintă un fundament hercinic
acoperit discordant de formațiuni sedimentare jurasic -eocene și vulcanite mezozoice, strâns cutate
și afectate de încălecă ri. Caucazul mare este divizat în mai multe unități structurale cu orientare
WNW -ESE, separate prin falii puternic înclinate (Somin, 1969; Khain, 1975; Shamygin & Khain,
1985).
De-a lungul marginii sudice a Mării Negre se dezvoltă Pontidele, o unitate cu o structură
complexă, separată de platformele Anatolidelor și Tauridelor de la sud de -a lungul suturii Izmir –
Ankara -Erzincan. Pontidele sunt separate în trei segmente, și anume Pontide Estice, Centrale și
Vestice, cu istorie geologică diferită. Elementul s tructural major în aria Pontidelor îl reprezintă
Falia Nord -Anatoliană, care constituie o zonă de falie strike -slip dextru ce traversează partea
nordică a Asiei Mici și marchează limita dintre placa Anatoliei și blocul continental al Eurasiei
(Sengör et al ., 2005). Datorită instabilității acestui sistem tectonic, rama sudică a Mării Negre este
considerată una dintre zonele cu cea mai activă seismicitate din lume, comparabilă cu Falia San
Andreas.

Figura 2.1 Unitățile structurale din jurul Mării Negre
(compilata dupa Okay et al., 1994; Yilmaz et al., 1997; Robinson & Kerusov, 1997;Nikishin et al., 2001)

Platforma Scitică. Din datele geologice și geofizice de adâncime rezultă că rama sudică a
cratonului Est -European este bordată de o centură orogenă pa leozoică denumită mai recent
orogenul Scitic -Marele Caucaz sau orogenul Euxinus și care în linii mati reprezintă continuarea
spre est a Variscidelor Europei Centrale și de Vest (Nikishin et al., 2000,2001).

28
Platforma Scitică este constituită din mai mult e segmente, și anume Depresiunea
Predobrogeană, Pricernomorie, Stepele Crimeeii, Marea Azov și Precau cazul . Pe partea sudică a
Platformei Scitice, ca răspuns la încălecările alpine din orogenele Crimeii de Sud și Marele Caucaz,
s-au format depresiunile cen ozoice Alma, Indol -Kuban și Terek -Kuma.
Segmentul vestic al Platformei Scitice este mascat de depozitele Depresiunii Predob rogene,
o depresiune Mezozoică -Cenozoică dezvoltată pe un bazin de rift permo -triasic. Fundamentul
depresiunii, canstând în roci ma gmatice Neoproterozoice, este acoperit discordant de siliciclastite
marine la continentale depuse în intervalul Vendian -Siluarian (Neaga & Moroz, 1987; Vaida &
Seghedi, 1997). Devonianul inferior cuprinde mai ales clastite marine de apă puțin adâncă, urmat e
de o succesiune groasă carbonatică Devonian medie -Carbonifer inferioară a unei margini pasive
nordice; ele sunt acoperite de clastitele neritice la clastite continentale cu cărbuni ale Carboniferului
superior. Structura paleozoică este controlată de rift ogeneza din timpul Permianului. În cadrul
bazinului de rift au o mare răspândire vulcanitele bimodale Permian superioare ale asociației
bazalte alcaline -trahite, care formează complexe vulcanice -vulcanoclastice în semigrabenele
Sulina și Sărata, precum și dykeuri și mici intruziuni puse din loc în loc în succesiune paleozoice
pre-rift (Neaga & Moroz, 1987; Seghedi et al., 2003). Complexele vulcano -sedimentare sau
evaporitice legate de riftogeneza permiană sunt urmate local de succesiuni triasice epicontinen tale.
Succesiunile discordante ale Jurasicului includ argile marine ce suportă calcare recifale.
Succesiunile continentale și neritice ale Cretacicului inferior, în care se remarcă prezența
faciesurilor continentale -lagunare, cu argile roșii sau vărgate, g resii și siltite cu ciment feruginos
sau evaporitic (Ion et al., 2002), sunt urmate de succesiuni epicontinentale transgresive ale
Cretacicului superior.
Orogenul Nord Dobrogean. La sud de Depresiunea Predobrogeană, Orogenul Nord –
Dobrogean reprezintă o z onă îngustă deformată chimeric (Murgoci, 1914), cu orientare NW -SE.
Orogenul Nord Dobrogean vine în contact cu Despresiune Predobrogeană de -a lungul faliei Sfântul
Gheorghe, iar spre sud vine în contact cu segmentul estic al Platformei Moesice de -a lungul Faliei
Peceneaga -Camena. Partea de NW a Orogenului Nord Dobrogean (Promotoriul Nord -Dobrogean),
constând în principal din roci metamorfice cu rare petece de depozite Peleozoice, este puternic
coborâtă de -a lungul faliei N -S a Dunării și acoperită de sedime ntele conozoice ale Depresiunii
Pericarpatice. Partea care aflorează a orogenului, cunoscută ca Dobrogea de Nord, constituită din
formațiuni ale fundamentului paleozoic cu deformare hercinică, precu m și din depozite triasice și
jurasice, în facies carbonat ic și turbiditic, cutate în timpul deformărilor chimerice.
Fundamentul preeunxinic Nord -Dobrogean reprezintă prelungirea structurilor nord –
dobrogene sub apele Mării Negre. Acestea sunt delimitate la sud de prelungirea faliei Peceneaga –
Camena, iar la nord de prelungirea faliei Trotușului. De fapt, între limitele prezentate, se întâlnesc
numai structurile unităților Tulcea și ale zonei Cârjelari -Camena; lipsesc acelea ale unităților Măcin
și Niculițel. Prin foraje s -au întâlnit formațiunile cunoscute din Dob rogea de Nord, până la Triasic
inclusiv. Jurasicul are o răspândire generală fiind predominant detritic, iar în partea sudică se
întâlnesc și produsele unui vulcanism bimodal de tipul celor din zona Cârjelari -Camena. Se mai
întâlnesc și depozite detritice neocomiene și barremian -apțiene care nu au corespondent în zona
Tulcea (Mutihac et al., 2004).
Centura cutată a Crimeii de Sud reprezintă marginea nordică a unui bazin back -arc
jurasic, care a fost despicat în Cretacicul superior ca urmare a expansiunii c rustale din Bazinul
Vestic al Mării Negre (Adamiya et al., 1972; Zonenshain & Le Pichon, 1986; Zonenshain et al.,
1990). Centura Crimeii de Sud constă din turbidite Triasic -Liasice puternic cutate (Flisul Tauric),
acoperite discordant de o cuvertură slab î nclinată, fiind constituită dintr -o succesiune de

29
siliciclastite Jurasic superior – Cretacic inferior. Echivalentele sudice ale Flișului Tauric se găsesc
în bazinul Kure din Pontidele Vestice (Robinson & Kerusov, 1997; Üstaomer & Robertson, 1994).
Continu area spre est, pe șerful Odesei, a Orogenului Nord -Dobrogean și a Depresiunii
Predobrogene spre Crimea, nu poate fi observată datorită structurii șelfului în blocuri tectonice
ridicate și coborâte cu orientare E -W, acestea fiind rezultatul procesului de r iftogeneză din timpul
Cratecicului inferior și a inversiunii cenozoice (Robinson & Kerusov, 1997). Deoarece în zona
șelfului Odesei Orogenul Nord -Dobrogean este trunchiat spre est, au fost sugerate două posibilități
pentru continuarea lui spre est: 1. cont inuarea spre NE, prin bazinele Tarkhankut și Azov, până în
PreCaucaz (Mura tov, 1969; Muratov et al., 1968 ; Nikishin et al., 1996; 2001; Stampfli et al., 2001);
în acestă situație, continuarea spre est a orogenului Carpato -Balcanic ar avea loc prin Crimeea –
Caucazul Mare, dar și prin Pontidele de Nord și de Vest; 2. Continuarea spre SE, spre Caucazul
Mare, prin Munții Crimeii de Sud (Murgoci, 1914; Săndulescu, 1980; Sengör, 1984; Kräutner et
al., 1988).
Platforma Moesică este o unitate cu un fundament Preca mbrian heterogen și complex,
acoperit de o cuvertură groasă de sedimente de la Paleozoic la Cenozoic. Marginea sa nordică este
reprezentată de fractura Peceneaga -Camena, o fractură crustală majoră, cu orintare generală NW,
ce se continuă spre NW pe sub cuv ertura cenozoică până în zona Vrancea a curburii Carpaților
Orientali.
Moesia de est (sectorul dobrogean al platforme, sensu Săndulescu, 1984) constituită din
două blocuri tectonice separate de -a lungul faliei Capidava -Ovidiu, o fractură cu o istorie
îndelungată de reactivare tectonică. De sub pătura subțire, puternic discordantă, a depozitelor
cuaternare, blocul tectonic al Dobrogei Centrale expune fundamentul Neoproterozoic -Cambrian
inferior, acoperit doar local de cuvertura Jurasic superioară (Bathonia n-Kimmeridgian).
Fundamentul Dobrogei Centrale cuprinde formațiuni metamorfice Neoproterozoice de afinitate
probabil pan -Africană și turbidite ale Vendianului. Cuvertura jurasică, păstrată în axul unor
sinclinale largi, puternic erodate, constituită din su ccesiuni de platformă carbonatică, ce se aștern
local pe relicte ale unei scoarțe de alterare de vârstă pre -Bathoniană (Rădan, 1999).
În Dobrogea de Sud, partea mai veche a fundamentului Moesic se află la adâncimi de peste
600 m sub cuvertura Paleozoică și succesiune Mezo -Cenozoică cu frecvente discontinu ități și
lacune stratigrafice. Fundamentul cratonic cuprinde o formațiune de gnaise și migmatite atribuită
Arhaicului, peste care se dispune o formațiune feruginoasă atribuită Paleoproterozoicului, care
suportă o succesiune vulcano -sedimentară cu bazalte alcaline aparținând Rifeanului sau
Vendianului (Giușca et al., 1967, 1976; Visarion et al., 1979; Kräutner et al., 1988; Seghedi et al.,
2000). Cuvertura de platformă cuprinde succesiuni Paleozoice, Mezoz oice și Cezonoice separate
prin frecvente lacune (Ion et al., 2002). Ciclul Paleozoic cuprinde: clastite marine în intervalul
Cambrian superior -Devonian inferior; sedimente carbonatice și serii paralice cu cărbuni în
intervalul Devonian mediu -Carbonifer in ferior. Ciclul Permo -Triasic de dezvoltă în facies
germanic, prezentând secvențe inferioare și superioare detritice, separate printr -o succesiune
carbonatică, la fel ca în Prebalcani. Ciclul Jurasic și Cretacic este detritic în Jurasicul mediu,
dominant ca rbonatic în intervalul Jurasic superior -Barremian și calcaros -marnos în Cretacicul
superior. O mare varietate de litofaciesuri, cu frecvente schimbări laterale de facies, reflectă medii
de sedimentare neritice sau pelagice -calcaroase, local evaporitice. Cu excepția calcarelor eocene,
ciclul Badenian – Pleistocen include depozite detritice care reflectă evoluția bazinului de la un bazin
marin de mică adâncime la continental.
Lacuna stratigrafică dintre sedimentele Jurasicului superior și ale Cenomanianului, care
sigilează atât structurile chimerice ale Dobrogei de Nord, cât și parțial Fractura Peceneaga Camena
și fundamentul Neoproterozoic – Eocambrian al Dobrogei Centrale, sugerează că în timpul

30
Cretacicului inferior Dobrogea de Nord aparținea umărului nordi c de rift al bazinului Vestic al
Mării Negre, reprezentând sursa s edimentelor apț iene syn -rift bogate în caolinit și păstrate atât în
Depresiunea Predobrogeană, cât și în Dobrogea de Sud, la sud de fractura Capidava -Ovidiu (Rădan,
1999; Ion et al., 2002).
În acceptul că Marea Neagră s -a format și a evoluat ca atare începând din Neocretacic, în
Platforma Continentală românească se disting 2 etaje structurale: un prim etaj constituie
fundamentul preeuxinic incluzând soclul cutat și cuvertura sa preeuxinică. A l doilea etaj structural
îl constituie învelișul sedimentar euxinic incluzând depozite care încep cu cele neocretacice până
la cele cuaternare (Mutihac et al., 2004).
Învelișul sedimentar euxinic include formațiunile care au luat naștere după individualiza rea
Mării Negre și conturarea acesteia ca bazin de acumulare. Momentul formării Mării Negre, așa
cum s -a amintit, se consideră a fi limita dintre Turonian și Senonian pentru că, începând cu acest
moment, acumulările au căpătat o grosime foarte mare și unif ormă și o omogenitate litofacială
foarte constantă în timp, pe toată aria șelfului. Sedimentarul euxinic mulează un paleorelief
eocratacic și corespunde intervalului de timp Senonian -Cuaternar; însă nu constituie o suită
sedimentară neîntreruptă. Se cunoa ște o discontinuitate majoră corespunzătoare Miocenului
inferior. Acest fapt face ca în cuprinsul cuverturii euxinice să se delimiteze două cicluri de
sedimentare majore: un ciclu Senonian -Paleogen și un altul Badenian -Cuaternar; se mai recunosc
și alte di scontinuități însă de mică amploare (Mutihac et al., 2004).
Ciclul Albian -Paleogen are dezvoltarea mai completă în partea sudică a zonei de șelf și
include o suită de formațiuni predominant detritice -argiloase, care se încheie cu șisturi argiloase,
bituino ase, de tipul disodilelor, atribuite Oligocenului. În general, conținutul în alge, spongieri,
foraminifere etc. indică pentru depozitele acestui ciclu apartenența la intervalul Neocretacic –
Paleogen. Cel din partea nordică și centrală ar putea coborî chiar și în Albian (Mutihac et al., 2004).
Ciclul Badenian -Cuaternar debutează prin depozite marno -detritice și subordonat calcare
micritice revenind Badenianului superior. Sarmațianul este de asemenea preponderent argilos –
siltic. Ponțian -Romanianului revin depo zite detritice, adesea preponderent grosiere; subor donat se
întalnesc marne . Cuaternarului îi revin prundișurile, nisipurile și mâlurile cele mai recente precum
și depozitele loessoide. De remarcat este omogenitatea litofacială a întreg ciclului Badenian –
Cuaternar pe toată suprafața șelfului românesc; această uniformitate de fapt a început încă din
Oligocen (Mutihac et al., 2004).
Șelful românesc, până spre sfârșitul Jurasicului și chiar până spre sfârșitul Eocretacicului,
aparținea unei arii continentale mult mai întinse care, la rândul ei, era formată din mai multe unități
structurale. Spre sfârșitul Eocratacicului, această arie continentală a suferit o fracturare profundă
creându -se una sau două zone depresionare de tip graben -rift din care a evoluat Mar ea Neagră. Cei
mai mulți cercetători admit că substratul depresiunii vestice din Marea Neagră ar fi de origine
oceanică. Spre sfârșitul Jurasicului, la marginea sudică a Structogenului Nord -Dobrogean, în
lungul faliei Peceneaga -Camena, s -a format și a evol uat un graben -rift în care s -a desfășurat și o
activitate vulcanică bimodală. Asemenea vulcanite se găsesc și în acvatoriu în prelungirea zonei
Cânjelari -Camena; se poate presupune că acest graben -rift nu este străin de apariția și evoluția
Mării Negre car e și-ar avea începutul chiar din Neojurasic. Cert este că, odată cu apariția
depresiunii graben -rift, marginea estică a unităților dobrogene a suferit o puternică fracturare
distensională creându -se un sistem de falii, printre care falia est -moesică, fa lia est -Calic a etc.,
aproximativ perpendiculare pe sistemul de falii crustale (Palazu, Peceneaga -Camena etc.). Acest

31
fapt a determinat compartimentarea întregii arii în mai multe blocuri care s -au mișcat diferențiat
atât pe verticală cât și pe orizontală, însă tendința generală a fost de afundare accentuată spre est.
În felul acesta, spre sfârșitul Eocretacicului s -a creat un paleorelief pronunțat, delimitandu -se zone
depresionare ca: depresiunea Eforie, depresiunea Istria etc. și zone de ridicare. Acestea din urmă
adesea se aliniază dând un prag euxinic (Mutihac et al., 2004).
Începând din Neocretacic, acumulările constituind sedientarul euxinic mulează
paleorelieful Eocretacic. În timpul acumulărilor cuverturii sedimentare euxinice, regiunea a fost
afectat ă de mișcări epirogenetice care adesea au atins cote pozitive încât procesul de sedimentare
care a generat cuvertura euxinică a cunoscut mai multe în treruperi, dar, în ansamblu, miș cările
epirogenetice au fost preponderent negative asigurând astfel permane nța acvatorului Mării Negre
și extinderea acestuia asupra șelfului (Mutihac et al., 2004).
În general se acceptă că Marea Neagră este un bazin de back -arc, care s -a deschis în timpul
Mezozoicului deasupra litosferei oceanice Tethysiene care se subducea spr e nord (Bocaletti et al.,
1974; Sengör & Yilmaz, 1981). Datele geologice și geofizice indică faptul că în Cretacicul mediu
întreaga arie a Mării Negre a fost afectată de extensie și rifting (Finetti et al., 1988; Görür, 1988;
1997; Banks & Robinson, 1997; Yilmaz et al., 1997; Nikishin et al., 2001). Vârsta procesului de
rifting în întreaga arie a Mării Negre a fost sugerată ca Apțian -Albian (Görür, 1997).
Analiza recentă a datelor geologice existente a condus la concluzia că deschiderea bazinului
Vestic al Mării Negre a avut loc în intervalul Apțian -Cenomanian, prin riftingul unui fragment
continental de pe șelful Odesei (blocul Istanbul), de -a lungul faliilor Vest Marea Neagră și Vest
Crimea (Okay & Görür, 2004). Blocul Istanbul a suferit drifting spre sud, deschizând la nord
Bazinul Vestic al Mării Negre și închizând concomitent la sud Oceanul Tethys (Okay et al., 1994).
Analiza de paleostress confirmă faptul că în intervalul Apțian -Coniacian Dobrogea a fost
afectată de extensie pe direcție SE (Hippolyte, 2002), extensie compatibilă cu procesele de rifting
din bazinul vestic al Mării Negre, urmate de driftul spre SE al blocului Istanbul din Pontidele
Vestice. În Cretacicul terminal -Paleogen, fractura Peceneaga -Camena a fost reactivată ca o falie
inversă. Di scordanța de la baza Cenomanianului din Bazinul Babadag, dispus atât peste
formațiunile orogenului nord -dobrogean puternic erodat, cât și peste rocile fundamentului
Neoproterozoic din nord -estul Dobrogei Centrale, reprezintă discordanța de spargere (breaku p
unconformity) legată de inițierea expansiunii crustale în Bazinul Vestic al Mării Negre. În timpul
Eocenului inferior blocul Istanbul a suferit o coliz iune cu blocul Sakarya de la sud . Coliziunea a
declanșat o schimbare majoră a regimului tectonic din ar ia Mării Negre, de la extensie la compresie
(Okay & Görür, 2004). Se consideră că extremitatea estică a Bazinului Vestic al Mării Negre s -a
deschis în intervalul Aptian -Turonian, prin rotire senestră (Okay & Görür, 2004).
Spre deosebire de bazinul vestic, bazinul Est Marea Neagră s -a format în intervalul
Maastrichtian – Paleocen, prin rotire senestră a unui bloc continental în jurul unui pol situat în
Crimea (Okay et al., 1994; Okay & Görür, 2004), deschidere ce explică compresiunea Terțiară din
Caucaz. După închiderea Neotethysului, Marea Neagră a început să se închidă în intervalul Eocen –
Oligocen, iar bazinul estic a continuat să se închidă din Miocen până în prezent (Tari et al., 2000).
În prezent, pe fondul deplasării spre nord a regiunilor învecinate, p lăcile Africană și Arabă,
suferă coliziune cu placa Eurasiatică (Tari et al., 2000). Coliziunea are drept consecință mișcarea
spre vest a blocului Anatolian, cu un pol de rotire aflat în nordul peninsulei Sinai. Neotectonica

32
zonei vestice a bazinul Mării N egre este complicată datorită deplasării spre vest a blocului
Anatoliei, mișcarea spre nord a plăcii Africane și extensia din Marea Egee.
Partea de vest a Mării Negre, și anume coastele Ucrainei, României și Bulgariei, precum și
nordul Mării Marmara, ar t rebui să fie influențate de tectonica extensională activă în vestul
Pontidelor și Marea Egee. Măsurătorile de GPS indică o mișcare spre vest în zona Anatoliană cu
viteze de 10 -20 mm pe an și o ușoară scurtare crustală pe direcție N -S, cu câțiva mm pe an, î n
jumătatea estică a coastei sudice a Mării Negre (Tari et al., 2000). De altfel, există numeroase
dovezi geologice și geofizice pentru existența unui regim tectonic compresiv în partea de est a
Mării Negre (profile de reflexie seismică în offshore, morfol ogia zonei din offshore, geologia și
morfologia țărmului și date privind activitatea seismică recentă) (Finetti et al., 1988; Meisner et
al., 1995; Okay & Sahinturk, 1997 ).

Figura 2.2 Hartă tectonică a colțului vestic al Mării Negre. F3A, F3B, F5, F6, F7 A, F7B, F8, F9 sunt linii
de profile seismice. (sursa: Dinu et. al.,2005)

33

Figura 2.3 Linia seismică 5 din figura 2.3 și interpretarea acesteia în termeni litologici. Gs: greenschist
(șisturi verzi); Tr: Triasic; Jr: Jurasic; Jr1: Jurasic inferior; Jr2: Jurasic Mediu; K1: Cretacic inferior;
K2: Cretacic Superior; Eo: Eocen (sursa: Dinu et. al.,2005).

34
2.1.1 Zăcăminte din Bazinul Vestic al Mării Negre

Partea nord -vestică a Mării Negre (șelful României) este singura descoperită, dezvoltată și
producătoare de petrol din Marea Neagră din rezervoare de vârstă pre -Oligocen (Cretacic -Eocen).
Rezervoarele pre -Oligocene sunt, de asemenea, productive și în alte regiuni ale Mării Negre
(Golful Odesa, șelful Bulgariei și al Turciei), dar acestea sunt productive doar pentru gaze uscate.
În mod tradițional, pentru exploatare au fost vizate strict structurile pre -oligocene. Cu toate acestea,
interesul pentru exploatar ea hidrocarburilor s -a îndreptat treptat spre structurile neogene.

Figura 2.4 Offshore Romania, vestul Mării Negre
(Sursa:”Geology and Hydrocarbon Systems in the Western Black Sea„ , GEORGI GEORGIEV)

În partea de nord -vest a Mării Negre, depozitele neogene cu o grosime de până la 5 -6 km
provin din cele mai mari sisteme de paleo -drenaj din regiunea Mării Negre (de exemplu: paleo –
Nistru, paleo -Dniepr, paleo -Prut și paleo -Dunărean). Zonele de drenaj ale a cestor sisteme au
proveniențe pe platforma Est -Europeană, și deci, rezervoarele neogene, în special cele care se află
în apele adânci ar putea deveni obiective importante pentru viitoarele exploatări. Aranjamentul
general al colțului nord -vestic al bazinul ui vestic al Mării Negre este unul de margine pasivă tipică,
cu depozite groase de tip șelf, dezvoltate atât pe marginea nordică a bazinului cât și pe cea vestică
depusă din Cretacic până în prezent.
Până în prezent, au fost descoperite mai multe acumul ări de hidrocarburi în Bazinul Vestic
al Mării Negre, dovedindu -se prezența atât a sis temelor petroliere termogene cât și biogene. În total
au fost descoperite 15 zăcăminte de hidrocarburi în Bazinul Vestic al Mării Negre: 6 de gaze, 2 de
gaz condensat și 7 câmpuri de petrol sau gaz -petrol. 9 dintre ele se află în zona de offshore a
României, 4 în zona de offshore a Bulgariei și 2 în zona de offshore a Ucrainei.
Cele 15 zăcăminte descoperite sunt: Bezimennoe (gaz), Odessa (gaz), Olimpyiskoe (petrol
și gaz) , Lebăda Est (petrol și gaz condensat), Lebăda Vest (petrol și gaz), Sinoe (petrol și gaz),
Portița (petrol), Pescăruș (petrol -gaz), Cobălcescu (gaz), Doina (gaz), Ana (gaz), Tjulenovo (petrol
și gaz), Galata (gaz), Samotino More (gaz condensat), La -1 (ga z condensat).
Toate acumulările de hidrocarburi se găsesc în zone cu apă de mică adâncime, 100 m. Ele
sunt legate de diferite bazine de sedimentare: 8 dintre ele sun t în sub -bazinul Histria; 2 în
depresiune Vilkoviană, interpretată ca fiind o ramură de vest a bazinului Karkinit; 3 în bazinul

35
subacvatic Kamchia și la margine sudică adiacentă a Platformei Moesice. Câmpul Tyulenovo este
foarte aproape de estul Vernei, în timp ce câmpul Olimpiyskoe este aprope de bazinul Histria.
Aceste acumulări de hidrocarburi au fost descoperite în rezervoare de vârste destul de diferite. În
acest sens, corelațiile lor genetice sunt de mare importanță .

Figura 2.5 Harta cu bazinele de sedimentare din Bazinul Vestic al Mării Negre și zăcămintele de
hidrocarburi descoperite (Sursa:”Geology and Hydrocarbon Systems in the Western Black Sea„ , GEORGI
GEORGIEV)
Corelația genetică a petrolului la petrol cuprinde petroluri brute din următoarel e domenii:
Lebăda Est ( rezervor Albian), Lebăda Vest (rezervor Eocen), Sinoe (rezervor Eocen), Portița
(rezervor Oligocen) și Olimpiyskoe (rezervor Paleocen), aceste fiind din zona de offshore a
României; Tyulenovo (rezevor Valanginian) și Samotino More ( rezervor Eocen mediu) în zona de
offshore a Bulgariei.
Estimarea potențialului de generare a hidrocarburilor se face pentru fiecare dintre bazinele
principale de sedimentare din Bazinul Vestic al Mării Negre. Sedimentele terțiare din cadrul
Bazinului Ves tic au fost considerate ca fiind principala potențială sursă cu mult timp în urmă
(Geodekjan et al., 1982, 1984). Rezultatele unor foraje recente din sectorul românesc și turcesc,
au permis, totuși, o evaluare mai precisă a rocii sursă.

36
Secvența Oligoce n-Miocen inferior este considerată a fi o sursă primară de hidrocarburi în
cadrul succesiunii terțiare. Șisturile din intervalul Paleocen -Eocen sunt considerate ca fiind sursă
secundară de hidrocarburi. Secvența Miocen mediu – Pliocen, care este bogată în ș isturi diatomeece,
este, de asemenea, considerată o sursă secundară de hidrocarburi. Secvența Oligocenă (formațiunea
de Ruslar) cu un conținut în materie organică mai mare de 1% este considerată ca fiind o sursă
principală de hidrocarburi. Secvența Eocen mediu și superior (formațiunea de Avren) este
considerată o sursă secundară de hidrocarburi, de asemenea și secvența Cretacic superior – Eocen
inferior. Secvența Neogenă este subțire în apropierea țărmului (<400 m), dar spre Bazinul Vestic
ajunge până la 20 00 m. Este o potențială bună sursă pentru hidrocarburi. Acestea sunt principalele
secvențe considerate ca fiind surse pentru hidrocarburi.
În urma efectuării lucrărilor anterioare în zona șelfului Românesc au fost prelevate probe
de carote:

Figura 2.6 Carote cu bioturbații (D), plante fosile (Plant), laminație (suscesiune fină de gresii cu argile).
Aceste caractere indică un mediu depozițional, marin, de mică adâncime ce imbunătățește permeabilitatea
pe verticală. Se observă faptul că scade calitatea odată cu adâncimea (succesiunea fină nu se mai
păstrează).

37
2.2 Setul de date geofizice disponibile

Setul de date folosit în această lucrare a fost obținut în urma unor măsurători de geofizică
de sondă în zona Mării Negre , sonda A1 și sonda A2 , în apropierea țărmului, în zona structuri
Ana, reprezentată în Figura 2.6 , din interiorul chenarului negru.

Figura 2.7 Zăcămintele de hidrocarburi din apropierea țărmului românesc
(sursa: Obiectiv.info )

Figura 2.8 Model seismic a celor 2 formațiuni (Ana și Doina)
În Figura 2.8 se observă faptul că ambele structuri au forma unor domuri, aflate
cam la aceeași adâncime de aproximativ 1,2 sec TVD (True Vertical Depth) echivalent cu 1100
m, de impedanță acustică între componentele gazeifere și restul rocilor.

38

Figura 2.9 Imagine seismică de detaliu asupra interceptării structurii de către cele 2 sonde ce vor fi
analizate în această lucrare

Figura 2.10 Imagine plană a anomaliilor seismice de amplitudine asociată cu prezența gazelor în
structura analizată. Conturul anomaliilor de amplitudine (roz) definesc cu aproximație forma structurii de
dom care cantonează gazele. Pe direcție NE -SV se observă prezența unor falii gravitaționale.

39
2.3 Prelucrarea și interpretarea datelor geofizice. Rezultate obținute

Sonda A1
Pentru identificarea intervalului de adâncime a zăcământului și a contactului dintre apă și
hidrocarburi am început cu realizarea interpretării cantitative a diagrafiilor geofizice de sond ă,
folosind programul Interactive Petrophy sics.

Figura 2.11 Datele brute pentru sonda A1. Trasa 1 – adâncimea măsurată în metri (DEPTH) și temperatura
(HTEM); trasa 2 cuprinde adâncimea reală (TVDSS – True Vertical Depth Sub Sea) care în cazul nostru
este: TVDSS= MD (measured depth -adâncimea măsurată) + 25m (distanța dintre platformă și nivelul
mării); trasa 3 cuprinde împă rțirea pe zone a adâncimii în funcție de rezult atele măsurătorilor ( Figura
2.12); trasa 5 – o diagrafie a măsur ătorilor de radioactivitate gam a natural (verde), GR (GAPI), o diagrafie
a potențialului spontan (roșu), SP(MV) și 2 diagrafii de monitorizare a găurii de sondă; trasa 6 conține o
diagrafie de rezitivitate cu raza de investigare mică (micro) – RXOZ(OHMM) și alte 5 diagrafii de
rezistivitate cu raze de investigare din ce în ce mai mari (RLA1 are raza cea mai mică – RLA5 are raza cea
mai mare); trasa 7 conține o diagrafie TNPH (V/V) ce reprezintă o metodă de determinare a porozității,
numită și porozitate neutronică efectivă , o diagrafie a carotajului densităț ii formațiunilor – RHOZ (g/cm3)
și o diagrafie PEFZ (B/E – barn/e-) fiind un răspuns al litologiei; trasa 8 conține 2 diagrafii a carotajului
acustic de viteză DTCO și DTSM (us/ft) reprezentând timpi de parcurs a undelor compresionale și
transversale ; trasa 9 conține punctele de presiune măsurate cu testerul de formațiune; trasele 11,12,13
reprezintă model e de preinterpretare a valorilor măsurate . Acest model ajută la interpreta rea cantitativă,
având ca obiectiv determinarea porozității efective și a saturației în apă a formațiunilor poros -permeabile.

40

Figura 2.12 Împărțirea pe zone în funcție de parametri măsurați
În cadrul interpretării probabilistice primul pas este realizarea modelului petrofizic de
interpretare, definit sub forma fracțiunilor volumetrice solide și fluide care compun formațiunile
(conținutul în argilă Ca, volumul matricei V m, porozitatea P, volumul de apă V a și VAi0 ).
Pentru a determ ina conținutul în argilă este necesar să se calculeze volumul argilelor astfel :
1. Din dependența porozității neutronice cu densitatea. Sepa rația maximă între diagrafia de
porozitate (stânga) și cea de densitate (dreapta) indică un conținut maxim a argilelor.
Crossoverul (inversarea separației) dintre cele 2 diagrafii este specific gazelor.
2. Din diagr afia de radioactivitate gam a natural pentru a stabili valorile corespunzătoare
formațiunilor argiloase și a formațiunilor curate (GClay și GClean)

Figura 2.13 Dependența dintre porozitate și densitate pe tot intervalul de adâncime. S -a folosit
pentru scara de cul ori curba de radioactivitate ga ma natural .

În Figura 2.13 valorile cele mai mici, reprezentate pe grafic cu culoare verde, corespund
cu proprietățile gazelor, având valori scăzute de radioactivitate, porozitate și densitate. Trendul
valorilor cele mai ridicate de pe grafic, corespund cu proprietățile argilelor. Trasând liniile ce

41
definesc limitele dintre va lorile reprezentative formațiunilor argiloase și valor ile reprezentative
pentru formațiunile curate am obținut următorii parametri : valoarea pentru argile din porozitatea
neutronică ca fiind 0,48 (V/V) și valoare pentru argile din densitate ca fiind 2,265 (g/cm3).

Figura 2.14 Histograma curbei GR pentru stabilirea valoriilor de minim și maxim pentru argile.
În urma analizei histogramei GR, valoarea maximă am aproximat -o ca fiind 125 GAPI
pentru GClay . Măsu rătorile de radioactivitate gam a natural nu funcționează bine ca indicator al
mineralelor argiloase , separarea rezervorului nu se poate realiza doar după diagrafia GR, deoarece
diferențele reale dintre minima corespunzătoare formațiunilor argiloase și maxima formațiunilor
rezervor sunt foarte mici.
Pentru a calibra volumul de argilă din GR după rezultatele din dependența N -D și pentru a
determina valoare de minim GClean am rea lizat graficul :

Figura 2.15 Calibrare GR după N -D. În urma realizării graficului am obținut valoare de 50 GAPI pentru
GClean

42
Astfel am obținut:

Figura 2.16 Rezultatul volumul ui de argilă pe tot intervalul de adâncime
Deoarece pe intervalul gazelor linia de GClean se schimbă, am împărțit adâncimea în 3
zone: zona 1 reprezintă intervalul de adâncime din top până la formațiunile gazeifere, zona 2
cuprinde intervalul formațiunilor gazeifere acolo unde volumul de argilă determinat prin cele 2
metode începe să se suprapună, și zona 3 ce cuprinde intervalul de la baza formațiunilor gazeifere
până în baza măsurătorilor.

43

Figura 2.17 Dependența dintre porozitatea neutronică și densitate în zona 1 , specifică formațiunilor
argiloase.

Figura 2.18 Dependența dintre PN și D în zona 2, specifică formațiunilor gazeifere. S-a determinat un
GClean pentru acest interval cu scopul de a pozitiva valorile

44
Astfel, volumul de argilă a fost corectat pentru z ona 2, acolo unde gazele sunt prezente:

Figura 2.19 Volum de argilă corectat.
După corecțiile pentru efectul al hidrocarburilor asupra curbelor de densitate și porozitate
neutronică constatăm că cele 2 conținuturi în argilă calculate sunt foarte apropiate. Având în vedere
că, în general, toți indicatorii argilei au tendința de a supraestima conținutul volumetric, am ales la
fiecare nivel valoarea minimă dintre cei 2 indicatori ca fiind cea ai probabilă.

45

Figura 2.20 Conținutul final în argilă
Pentru interpretarea probabilistică (statistică) a diagrafiilor convenționale am realizat
interpretarea sub forma unui solver de sisteme de ecuații cu scopul de a de termina fracțiunile
volumetrice la fiecare nivel de adâncime.
Acest solver determină fracțiunile volumetrice prin problema inversă din matricea
răspunsurilor teoretice a diagrafiilor în componente volumetrice și răspunsurile măs urate ale
diagrafiilor convenționale .

46

Figura 2.21 Modulul Mineral Solver
Pentru a obține diagrafii le necesare interpretării am folosit diagrafia de temperatură,
diagrafia de rezistivitate cu cea mai mare rază de investigare (zona neinvadată) și diagrafia de
rezistivitate cu cea mai mică rază de investigare (zona subspălată).
Pentru a realiza modelul astfel încât să nu avem soluții nerealiste din punct de vedere
petrofizic/geologic am inclus constrângeri fizice sau petrofizice/geologice.

Figura 2.22 Parametrii forajului ce vor fi folosiți în calculele ulterioare

47

Figura 2.23 Modelul propus ce conține: matrice minerală (cuarț), argilă, apă și gaz. Pentru fiecare
componentă s -au impus parametri caracteristici din diferite metode. Pentru cuarț densitatea matricei
măsurate este 2,65 g/cm3, chiar mai mare deoarece există contaminar e cu minerale mai grele (mice,
feldspați) iar din carotajul acustic de v iteză valoarea pentru timpi de parcurs ale undelor este de 56 US/FT ,
valoare reprezentativă pentru matricea cuarț. Pentru argilă valorile de densitate și porozitate neutronică
au fost determinate anterior în calculul volumul de argilă iar din carotajul acustic de viteză am obținut
valoare de 130 US/FT ca fiind valoare cu cea mai mare frecvență aflată cu ajutorul histogramei.

48

Figura 2.24 Histograma de frecv ență a valorilor din carotajului acustic de viteză aplicată pe tot intervalul
de adâncime

Figura 2.25 Histograma de frecv ență a valorilor din carotajului acustic de viteză, discriminată după
conținutul în argilă pentru a vizualiza frecvența valorilor reprezentative pentru a rgilă (valori
corespunzătoare conținutul de minim 70 % argilă)

49

Figura 2.26 Modelul rezultat. Diagrafiile de rezistivitate Deep și Micro se folosesc pentru a selecta
rezistivitatea argilelor pentru saturația în apă S w. Rwapp este rezistivitatea apelor de formațiune
iar Rmfapp este rezistivitatea filtratului de noroi calculat. Trasele Saturation , Porosity și
Combined reprezintă soluția petrofizică propriu -zisă a interpretării cantitative. Saturation
cuprinde cele 2 saturații în apă, în zona neinvadată și în zona spălată calculate. Pe intervalele de
adâncime 1100 -1140 m, respectiv 1190 -1250 m , cele 2 saturații S a și SAi0 au valori de aproximativ
1 (100%) ceea ce indică fie prezența argilelor, fie a ro cilor poros -permeabile acv ifere, complet
saturate în apă. Dacă toți parametri interpretării au fost selectați corespunzător, pe intervalele
respective ar trebui să obținem în medie S w unitare. Porosity reprezintă analiza volumetrică a
fluidelor din spațiul poros. Fracțiune volumetrică de apă (albastru) și fractiunea volumetrică de
hidrocarburi mobile și imobile (galben și verde). Combined este soluția litologică(componenta

50
litologică) în termeni de fracț iune în argilă, matrice minerală (cuarț) și volumul spațiului poros.
Cele 4 trase din dreapta reprezintă trase de control pe baza cărora analizăm sau cuantificăm
corectitudinea interpretării cantitative. Cu negru sunt re prezentate diagrafiile măsurate, fo losite
ca date de intrare în cadrul modului Mineral Solver, cu galben sunt reprezentate benzile de
incertit udine ale diagrafiilor iar cu roșu sunt diagrafiile teoretice reprezentând răspunsul calculat
al modelului de interpretare optim. Cu cât răspunsul te oretic (calculat) este mai apropiat de
diagrafiile de intrare cu atât modelul este mai apropiat de realitate.
Din analiza rezultatelor interpretării cantitative efectuate pentru sonda de exploatare A1, se
constată că saturațiile în apă calculate scad sub stanțial sub valoarea unitară (100%) începând din
topul rezervorului superior (1140 m) și coborând până la o valoare de 12 % (S w) după care crește
gradat, prezentând o zonă de tranziție până când atinge din nou valoarea unitară, la circa 1191 m
în rezervor ul inferior. Pe baza interpretării cant itative a diagrafiilor convenționale se poate estima
faptul că, limita apă – hidrocarburi poate fi plasată la adâncimea de 1191 m. În consecință, rezultă
că, sonda de exploatare A1 a interceptat un interval gazifer de 51 m grosime în cadrul rezervorului
superior și parțial în rezervorul inferior.
Cea de a doua metodă de identificare/plasare a contactului dintre fluide este reprezentată
de măsurători de presiune a fluidelor realizate cu ”Testerul de formațiune” .

Figura 2.27 Punctele de presiune măsurate ce se situează în intervalul 1686 PSI (la 1140m) – 1771 PSI
(1240m)

51

Figura 2.28 Crossplot Presiuni -Adâncime pentru a vizualiza distribuția punctelor de presiune în adâncime

Figura 2.29 Trasarea dreptelor de regresie prin punctele de presiune obținând 2 drepte cu pantă diferită
pentru cele 2 tipuri de fluide identificate
Din dreptele de regresie rezultă 2 legi de variație a presiunii cu adâncimea:
P1= TVDSS*0,189 + 1475,703 (gaz) (1)

52
P2= TVDSS*1,349 + 132,885 (apa de formațiune) (2)

Figura 2.30 Încadrarea în arii diferite a punctelor de presiune în funcție de panta dreptelor de regresie.
Panta reprezintă raportul din tre presiune și adâncime, aceasta fiind funcție de densitatea fluidu lui.
Chenarul albastru închis cuprinde punctele de presiune caracteristice gazului iar chenarul albastru deschis
cuprinde punctele caracteristice apelor de formațiune.
Astfel am obținut:

Figura 2.31 Gradienții de presiune. Gradientul 1 cu valoarea de 0 ,18863 PSI/m corespunzând unui fluid
cu densitatea de 0,13262 g/cm3 (gaz).Gradientul 2 cu valoarea de 1,34884 PSI/m corespunde unui fluid cu
densitatea de 0,94833 g/ cm3(apa de formațiune).

53

Figura 2.32 Reprezentarea simultan a rezultatelor interpretării cantitative a diagrafiilo r convenționale ,
datele de presiune măsurate cu testerul de formațiune MDT pe intervalul de adâncime 1140 -1240 m precum
și prelucrarea măsurătorilor de presiune.
Din analiza rezultatelor măsu rătorilor de presiune din Figura 2.32, din ultimele trase, se
constată că intersecția dreptelor descrise de ecuațiile 1 și 2 are loc la adâncimea de aproximativ
1182 m MD (measured depth – adâncimea măsurată) echivalentă cu adâncimea de 1157 TVDSS
(true vertical depth sub sea – adâncimea de la nivelul mării), cu 9 m mai sus decât poziția contactului
dedusă din interpretarea cant itativă a diagrafiilor convenționale . Luând în considerare faptul că, în
condițiile de temperatură și presiune ale intervalulu i rezervor din sonda A1, gazele (metanul) ar
trebui sa aibă o densitate de aproximativ 0,08 g/cm3 iar apele de formațiune 1 g/cm3. Se constată
faptul că , densitățile calculate ale fluidelor rezultate din prelucrarea datelor de presiune sunt diferite
densitatea gazului este mai mare decât cea reală iar densitatea apei este mai mică față de cea reală.
1182 m MD
1191 m MD

54
Sonda A2
Interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice

55
Figura 2 .33 Datele brute pentru sonda A2 . Trasa 1 – adâncimea măsurată în metri (DEPTH) și temperatura
(HTEM); trasa 2 cuprinde adâncimea reală (TVDSS – True Vertical Depth Sub Sea) care în cazul nostru
este: TVDSS= MD (measured depth -adâncimea măsurată) + distanța dintre platformă și nivelul mării ;
trasa 3 cuprinde împărțirea pe zone a adâncimii în funcție de rezultatele măsurătorilor ( Figura 2.34 ); trasa
4- o diagrafie a măsurătorilor de radioactivitate gama natural (verde) ECGR (GAPI), o diagrafie a
potențialului spontan (roșu) SP(MV) și 2 diagrafii de monitorizare a găurii de sondă; trasa 5 conține o
diagrafie de rezi stivitate cu raza de investigare mică – RXOZ(OHMM) și alte 5 diagrafii de rezistivitate cu
raze de investigare din ce în ce mai mari (RLA1 are raza cea mai mică – RLA5 are raza cea mai mare); trasa
7 conține o diagrafie TNPH (V/V) ce reprezintă o metodă de determinare a porozității, numită și porozitate
neutronică, o diagrafie a carotajului densității formațiunilor – RHOZ (g/cm3) și o diagrafie PEFZ (B/E –
barn/e-) fiind un răspuns al litologie i. Diagrafiile de porozitate neutronică și cea de densitate sunt
reprezentate la scara calcarului ; trasa 8 conține aceleași diagrafii ca și trasa 7 însă acestea sunt
reprezentate la scara gresiilor; trasa 9 conține 2 diagrafii a carotajului acustic de viteză, reprezentând
timpi de parcurs a undelor prin formațiuni, DTCO (us/ft) – timpi de parcurs a undelor compresionale și
DTSM (us/ft) -timpi de parcurs a undelor transversale ; trasa 10 conține distribuția timpi lor de relaxare
transv ersali din măsurătorile de Rezonanță Magnetică Nucleară; trasa 11 conține punctele de presiune
măsu rate cu testerul de formațiune.

Figura 2.34 Împărțirea pe zone în funcție de parametri măsurați
Pentru calculul volumul de argilă din sonda A2 au fost u rmați aceeași pași ca și în cazul
sondei A1, acestea având mici diferențe a parametrilor deoarece sonda A2 se află la o distanță de
603 m față de A1 și este deviată.
Parametri obținuți pentru calculul volumul de argilă sunt: d in histograma diagrafiei de
radioactivitate gama natural am stabilit valorile pentru GR Clean de 60 API și pentru GR Clay 110
API, d in dependența porozitate -densitate am obținut valoarea argilei din porozitatea neutronică
fiind 0,478 dec și densitatea pent ru argilă 2,254 g/cm3. Dependența porozitate -densitate este
reprezentată în Figura 2.35 .

56

Figura 2.35 Dependența dintre porozitate și densitate pe tot intervalul de adâncime. S -a folosit pentru
scara de culori, curba de radioactivitate gama natural. Valorile cele mai mici, reprezentate pe grafic,
corespund formațiunilor gazeifere, valoril e cele mai mari corespund argil elor.

Figura 2.36 Rezultatul volumului de argilă pe tot intervalul de adâncime

57
În Figura 2.36 se observă faptul că gamma natural funcționează bine pe tot intervalul.
Așadar, pe majoritatea intervalului suprapunerea celor 2 volume este bună, cu excepția zonei de
crossover (inversarea separației) a rezervorului (din topul rezervorului sup. 1391,2 m -1425 m, în
special între 1391,2m – 1410m).
Ca și la sonda A1 am împărțit intervalul de adâncime în 3 zone. Zona 1 cuprinde post –
rezervorul, zona 2 cuprinde rezervorul sup. corespunzător formațiunilor gazeifere și zona 3
cuprinde rezervorul inf. și pre -rezerv orul. Zonarea s -a realizat deoarece în intervalul rezervorului
sup. GR Clean (linia curată) se schimbă. Corectarea liniei curate este reprezentată în Figura 2.37 .

Figura 2.37 Dependența dintre PN și D în zona 2, specifică formațiunilor gazeifere.

58

Figura 2.38 Volum de argilă corectat.

59
Astfel, conținutul în argilă a fost calculat ca fiind minima dintre cele 2 volume deoarece
acestea sunt aproape coincident e.

Figura 2.39 Conținutul final în argilă

60

Pentru sonda A2 am folosit același model de solver.

Figura 2.40 Modulul Mineral Solver

Figura 2.41 Modelul propus. Valorile parametrilor din model au fost determinați în etapa calcului
conținutului în argilă și din histogramele de frecvență a valorilor.

61
Pentru modelul propus am definit următorii parametri:

Figura 2.42 Distribuția argilelor în funcție de rezistivitatea Deep (în zona invadată). Am obținut valoarea
de 6,04 ohmm pentru argile , din rezistivitatea Deep.

Figura 2.43 Distribuția argilelor în funcție de rezistivitatea Micro (în zona spălată). Am obținut valoarea
de 2,91 ohmm pentru argile , din rezistivitatea Micro.

62

Figura 2.44 Pickettul variației rezistivității deep în funcție de porozitate pentru a stabili saturația apei
unitar e. Linia saturației în apă (roșie) este poziționată la rezistivitatea corespunzătoare schimbării de trend.
În urma realizării pickettului am obținut o rezistivitate a apei de formațiune de 0,25 ohmm.
Astfel, parametri folosiți în modului solver sunt:

Figura 2.45 Rezistivitatea apei la temperatura formațiunilor .

63

Figura 2.46 Saturația apei unitare .

Figura 2.47 Parametri Archie .

64

Figura 2.48 Modelul rezultat al interpretării cantitative.
Din interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice, spre deosebire de sonda A1 unde era
un singur rezervor, aici se disting 2 rezervoare individuale, cu hidrocarburi, primul localizat
preponderent în zona rezervorului sup (1). iar al doilea în zona rez ervorului inf. (2).
Plasând limitele acolo unde saturația în apă este 1 (100%), adâncimile acestora sunt:
 Pentru rezervorul 1: 1428 m MD= 1145,3 m TVDSS
 Pentru rezervorul 2: 1467,5 m MD= 1172,9 TVDSS

65

Figura 2.49 Reprezentarea simultan a rezultatelor interpretării cantitative a diagrafiilor geofizice (Porosity
și Combined) , datele de presiune măsurate cu testerul de formațiune (MDT ), preluc rarea măsurătorilor de
presiune, distribuția timpilor de re laxare transversali măsurați prin carotajul RMN – rezonanță magnetică
nucleară ( T2) și ultima trasă reprezintă prelucrarea datelor de RMN.
Din prelucrarea datelor de presiune au rezultat 2 gradienți co respunzători unor densități ale
fluidelor de 0,194 g/cm3 respectiv 0,849 g/cm3. Și în acest caz densitățile nu corespund cu
densitățile reale ale fluidelor. Intersecția gradienților de presiune are loc la adâncimea de 1445 m
MD = 1157,2 m TVDSS. Se observă că această adâncime este situată între cele 2 poziții ale
contactelor gaz -apă rezultate din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale, ca si cum ar
”media” adâncimile celor 2 contacte.
Prelucrarea distribuției T2 ( timpi de relaxare transver sali) ai carotajului de rezonanță
magnetică nucleară a condus la estimarea volumelor de pori delimita te de valorile de cut -off de 3
ms și 33 ms. Cut -off-ul de 3 ms reprezintă limita superioară a timpilor T2 înregistrați în cei mai
mici pori (de dimensiunil e cele mai mici), corespunzătoare argilelor (pori saturați cu apă imobilă).
T2 între cut -off-ul de 3 ms și cel de 33 ms corespund distribuției de pori cu dimensiuni intermediare
1428m
1467,5 m 1445m
Fluid liber
F.l.
Apă imobilă
Apă imobilă
A.i.

66
caracterizând rocile de granulație siltică (apă imobilă). T2 mai lungi decât valoarea de cut -off de
33 ms (clastice) corespund porilor de dimensiunile cele mai mari, caracterizând rocile rezervor
nisipoase -grezoase.
În sonda analizată, rezultatele prelucrării datelor de RMN ce sunt reprezentate în ultima
trasă din Figura 2.49 au semnificația culorilor: albastru – valorile porilor corespunzători argilelor
(apă imobilă), albastru intermediar – valorile porilor siltitelor (apă imobilă reținută capilar), albastru
deschis – fluide libere (apă și hidrocarburi) .
Analizând aceste rezultate RMN pe intervalul de adâncime studiat se constată că principala
zonă cu fluide libere coincide cu rezervorul sup. (interval de adâncime 1391,2 – 1427 m MD). În
cadrul rezervorului inf. se evidențiază o a doua zonă cu fluid liber (în intervalul 1458 -1466 m M D).
Ambele zone cu fluid liber evidențiate de RMN coincid cu cele 2 zone cu saturație mare în gaze,
rezultate din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale.

67
Concluzii

În urma interpretării datelor geofizice am obținut următoarele poziții ale contactelor dintre
fluide:
 Pentru sonda A1: din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale, limita apă –
hidrocarburi a fost plasată la adâncimea de 1191 m MD iar din pre lucrarea datelor de
presiune măsurate cu testerul de formațiune, intersecția dreptelor de regresie are loc la
adâncimea de aproximativ 1182 m MD, cu 9 m mai sus față de contactul dedus din
interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale.
Putem cons idera că această diferență se datorează fie impreciziei calculării/ definirii dreptelor
de regresie prin numărul relativ redus de puncte de presiune măsurate, fie posibilității ca, testerul
de formațiune să nu fi citit presiuni corespunzătoare unor fluide pure (100% gaz sau 100% apă).
În consecință este posibil ca poziția limitei definite pe baza gradienților de presiune să se afle
la o adâncime mult mai mică decât cea reală iar limita dintre fluide plasată pe baza interpretării
cantitative a diagrafiilor convenționale să fie mai corectă. Acest lucru poate avea consecințe extrem
de importante din punct de vedere al estimării rezervelor de hidrocarburi, existând posibilitatea ca
evaluarea acestora doar pe baza datelor de presiune să fie puternic subestimată.
 Pentru sonda A2: din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale, limita pentru
primul rezervor se află la adâncimea de 1428 m MD iar pentru rezervorul al doilea limita
se află la adâncimea de 1467,5 m MD, iar din prelucrarea datelor de presiu ne, intersecția
dreptelor de regresie se află la adâncimea de aproximativ 1445 m .
Adâncimea limitei determinată pe baza punctelor de presiune se află între cele 2 poziții rezultate
din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale.
Din rezultatele prelucrării datelor de RMN sa constatat faptul că zonele cu fluide libere sunt:
în rezervorul sup pe intervalul 1391,2m – 1427 m MD și în rezervorul inferior pe intervalul 1458
m-1466 m MD. Aceste intervale cu fluid liber coincid cu zonele c u saturație mare în gaze, rezultate
din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale. Datele RMN sunt extrem de utile pentru
verificarea faptului că, limita gaz -apă rezultată din interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice
se află în inte riorul unui interval cu fluide libere.
Din analiza prelucrării datelor de presiune s -a observat faptul că adâncimea intersecției celor 2
gradienți de presiune se află într -o zonă în care RMN -ul indică numai apă imobilă fără existența
unor fluide libere. Intersecția gradienților are loc la aproximativ 17 m sub intervalul superior indicat
de RMN ca având fluid liber și la apro ximativ 13 m mai sus față de cea de-a doua zonă indicată de
RMN ca având fluid liber. Acest lucru demonstrează faptul că intersecția g radienților de presiune
nu corespund unor limite reale între fluide .
Astfel, ca și la prima sondă, plasarea contactelor între fluide, exclusiv pe baza gradienților de
presiune, poate conduce la erori semnificative în calcului de volum al rezervorului.
Pentru o precizie mai bună a datelor de presiune se pot reface măsurătorile pe intervalele de
adâncime corespunzătoare zăcămintelor, dacă problema datelor este identificată în timp util.

68
Referințe bibliografice

Adamia Sh.A., Gamkrelidze I.P., Zakaridze G.S., Lordkipanidze M.B. 1972 . ”Adzhar – Trialet Trough
and the Problem of t he Black Sea Deep Water Trough” . Geotectonics.
Artyushkov, E.V., 1992 . ”Role of crustal stretching on subsidence of con tinental crust. Tectonophysics” .
Bega Z., Ionescu G ., ”Neogene structural styles of the NW Black Sea region, offshore Romania.” . Petrom
Banks C.J., Robinson A.G, 1997. ”Mesozoic strike -slip back -arc basins of the western Black Sea region”.
In: A.G. Robinson, editor, Regional and Petroleum Geology of the Blac k Sea and Surroun ding Regions.
AAPG Memoir no 68.
Bocaletti M., Gocev P., Manetti P., 1974 . ”Mesozoic isopic zones in the Black Sea Region”. Bolletino di
Geofisica Teorica e Applicata.
Bogdanova S.V., 1993 . ”Segments of the East European Craton. In Ge e, D.G., Beckholmen, M. (Eds.)” .
Europrobe Symposium in Jablonna 1991, Institute of Geophysics, Polish Academy of Sciences -Europea n
Science Foundation, Warszawa.
Dinu C., Wong H.K., Tambrea D., Matenco L., 2005. ”Stratigraphic and structural characteristics o f
the Romanian Black Sea shelf”,Tectonophysics 410.
Finetti, I., Bricchi, G., Del Ben, A., Papin, M., Xuan, Z., 1988 . ”Geophysical study of the Black Sea
area”. Bull. Ge ofis. Teor. Appl.
Geodekjan, A., Trotsjuk, V., Monahov, I. & Berlin, J. 1982 . ”A quantitative evaluation of the scale of
oil-gas formation in the Mesozoic and Cenozoic deposits of the Bulgarian Black Sea sector (northern part)”.
Geologica Balcanica [in Russian].
Geodekjan, A., Trotsjuk, V. & Monahov, I. (eds) 1984 . ”Oil and Gas Geneti c Studies of the Bulgarian
Black Sea Sector”. Sofi a, Publis hing House of BAS [in Russian].
Georgiev G., ”Geology and Hydrocarbon Systems in the Western Black Se a„
Giuscă D., Ianovici V., Mînzatu S., Soroiu E., Lemne M., Tănăsescu A., Ioncică M., 1967. ”Asupra
vârstei absolute a formațiunilor cristalofiliene din forlandul orogenului carpatic. Studii si cercetări de
geologie, geofizică, geografie” .seria Geologie.
Görür N., 1988. ”Timing of opening of the Black Sea basin”. Tectonophysics.
Görür N., 1997 . ”Cretaceous syn – to postrift sedimentation on the southern continental margin of the
western Black Sea Basin ”. In: A.G. Robinson, editor, Regional and Petroleum Geology of the Black Sea
and Surrounding Regi ons. AAPG Memoir no 68.
Hippolyte J. -C., 2002. ”Geo dynamics of Dobrogea (Romania): new constraints on the evolution of the
Tornquist -Teisseyre Line, the Black Sea and the Carpathians”. Tectonophysics.
Ion J., Iordan M., Mărunțeanu M., Seghedi A., 2002 . ”Palaeogeography of Dobrogea based on
lithofacies mape s of the Moesian cover”. GEO -ECO -MARINA 5 -6.
Kenyon B., Kleinberg R., Straley C. , 1995 , ” Nuclear Magnetic Resonance Imaging –Technology of the
21stcentury” . Sugar Land, Texas, USA.
Khain Ye.V. 1975. ”Principal Stages of Tectono -Magmatic Development of the Caucasus. An Experiment
in Geodynamical Interpretation”. Geotectonics.

69
Kräutner H. G., Muresan M., Seghedi A. 1988 . ”Precambrian of Dobrogea. In: Zoubek, V. (ed)
Precambrian in Younger Fold Belts” , John Willey, NY.
Meisner L.B., Gorshkoz A.S., Tugoleso v D. A., 1995. ”Neogene -Quaternary sedimentation in the Black
Sea region”. In: A. Erler, T.Ercan, E. Bingöl & S. Örçen (editori ), Geology of the Black Sea Basin, General
Directorate of Mineral Resources and Exploration, Ankara.
Muratov M.V. 1969 . ”Structur e and Evolution of the Folded basement of the Mediterranean Belt of Europe
and Western Asia”. Geotectonics .
Muratov M.V., Bondarenko V.G., Plakhotnyy L.G., Chernyak N.I. 1968 . ”Structure of the Folded
Basement in the Crimean Plainland”. Geotectonics .
Murgo ci G. M, 1914 . ”Cercetari geologice in Dobrogea nordica, cu privire speciala asupra Paleozoicului
si tectonicei”. An. Inst. Geol. Rom .
Mutihac V., Stratulat I.M., Fechet R.M., 2004 , Geologia României.
Neaga V. I., Moroz V. F., 1987 . ”Die jungpalaozoischen Rotsedimente im Sudteil des Gebietes zwischen
Dnestr und Prut. Zeitschrift fur angewandte” . Geologie, Berlin.
Neprochnov, Y.P., and D.A. Ross, 1978 . ”Black Sea geophysical framework: Initial reports of the Deep
Sea Drilling Project”. 42 (2), U.S. Govt. Pr inting Office, Washington, D.C.
Niculescu B.N. & Andrei G. , 2016 . ”Îndrumar pentru lucrări practice de geofizică de sondă” . Ed.
Universității din București.
Nikishin A.M., Seghedi A., Bolotov S.N., Stephenson R.A. 2000. ”Crimea and Dobrogea: a comparison
of their Mesozoic geological histories”. Geophysical Journal .
Nikishin A., Ustaomer T., Robertson A.H.F., Seghedi A., Ziegler P.A., 2001 . ”Role of Crustal Extension
and Basin Inversion in Late Palaeozoic -Early Tertiary Tectonic Evolution of the South Margin of Eurasia
in the Circum Black Sea Region” . EUG XI Conference – Strasbourg, Fra nce, Abstracts Volume
Okay A., Sahinturk O., 1997 . ”Geology of the Eastern Pontides. In: A.G. Robinson, editor, Regional and
Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Region ”. AAPG Memoir .
Okay A.I., Sengör, A.M.C., Görür, N. 1994. ”The Black Sea: Kinematic history of opening and its effect
on the surrounding regions”. Geology .
Okay A., Görür N., 2004 . ”Tectonic evolution models for the Black Sea”. AAPG Regional International
Conference, 90024, Istanbul (Turkey) .
Paul W.J.Glover . ”Petrophysics, MSc Petroleum Geo logy” . Departament of Geology and Petr oleum
Geology , University of Aberdeen, UK .
Rădan, S. 1999. ”Lateritic palaeoweathering crusts in Dobrogea”. In: Excursion Guide of the Joint
Meeting of EUROPROBE TESZ, PANCARDI and Georift Projects,Tulcea, 1999. Romanian Journal of
Tectonics & Regional G eology, 77, suppl. no. 2.
Robinson, A.G., Rudat, J.H., B anks, C.J., Wiles, R.L.F., 1996. ”Petroleum geology of the Black Sea” .
Mar. Pet. Geol .
Robinson A.G., Kerusov E. 1997 . ”Stratigraphic and structural development of the Gulf of Odessa,
Ukrainian Black Sea: implications for Petroleum Explorations. In: Robinson, A.G. (ed) Regional and
Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Areas”. American Association of Petroleu m
Geologists, Memoir .

70
Ross, D.A., P. Stoffers, and E.S. Trimonis, 1978 . ”Black Sea sedimentary framework: Initial reports of
the Deep Sea Drilling Project”. 42 (2), U.S. Govt. Printing Office, Washington, D.C.
Săndulescu M., 1984 . ”Geotecto nica României. Editura Tehnică”. Bucuresti.
Săndulescu M., 1980 . ”Analiza geotectonica a catenelor alpine situate în jurul Marii Negre Occidentale”.
An. Inst. Geol . Geofiz., LVI, 5 -55, Bucuresti. .
Seghedi A. , 2001. ”The North Dobrogea orogenic belt (Romania) ”: a review. In: Ziegler, P.A., Cavazza,
W., A.H.F. Robertson & Crasquin -Soleau, S. (eds) Peri -Tethys Memoir 6: Peri-Tethyan Rif t/Wrench Basins
and Passive Margins. Memoires du Museum National d'Histoire Naturelle, Paris.
Seghedi A., Stephenson R., Neaga V., Dimitriu R., Ioane D., Stovba S. 2003. ”The Scythian Platfor m
North of Dobrogea (România, Moldova and Ukraine)”. Abstracts volume AGU -EGU International
Conference, Nice 2003.
Sengör A.M.C., 1984. ”The Cimmeride orogenic system and the tectonic of Eurasia”. Geol. Soc. Am.
Spec. Pap.
Sengör A.M.C., Yilmaz Y. , 1981 . ”Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach ”.
Tectonophysics .
Sengör A.M.C. , Tüysüz O., , Đmren C., Sakınç M., Eyidoğan H., Görür N., Le Pichon, X., Rangin C.,
2005 . ”The North Anatolian Fault: A New Look”. Annual Review of Earth an d Planetary Sciences.
Shamygin S.G., Khain Ye.V. 1985. ”The Southern Urals and North Caucasus in the Paleozoic, an
Experiment in Correlation ”. Geotectonics .
Somin M. L. 1969. ”The Most Ancient Structural Complexes in the Main Caucasian Range and Adjacent
Regions”. Geotectonics .
Stampfli G.M., Mosar J., Favre P., Pillevui, A., Vannay J. -C. 2001. ”Late Palaeozoic tobMesozoic
evolution of the Western Tethyan realm: the Neothethys – East Mediterranean basin connection. In: Ziegler,
P.A., Cavazza, W., Robertson, A.H.F. & Crasquin -Soleau, S. (eds) Peri -Tethys Memoir 6. PeriTethyan
Rift/Wrench Basins and Passive Margins”. Memoires du Mus»um National d ’Histoire Naturelle .
Tari E., Sahin M., Barka A., Reilinger R., King R.W., McKlusky S., Prilepin M., 2000 . ”Active
tectonics of the Black Sea with GPS”. Earth Planets Space .
Ustaömer T., Robertson A.H.F. 1994 . ”Late Palaeozoic marginal basin and subductionaccretion: the
Palaoetethyan Kure Complex, Central Pontides, northern Turkey”. Journal of the Geologic al Society,
London .
Vaida M., Seghedi A., 1997 . ”Palynological study of cores from the Borehole 1 Liman (Scythian Platform,
Moldavia)”. N. Jb. Geol. Palaont. Mh
Visarion M., Maier O., Nedelcu -Ion C., Alexandrescu R., 1979 . ”Modelul structural al metamorfitelor
de la Palazu Mare, rezultat din studiul integrat al datelor geologice, geofizice si petrografice”. St. Cerc.
Geol. G eofiz., geogr., ser. geofiz .
Zonenshain L.P., Le Pichon X.. 1986 . ”Deep basins of the Black Sea and Caspian Sea as remnants of
Mesozoic back -arc basins”. Tectonophysics .
Zonenshain L.P., Kuzmin M.I., Natapov L.M., 1990 . ”Geology of the USSR: A Plate tectonic Synthesis”.
American Geophysical Uni on, Geodynamic Series .

71
Yilmaz Y., Tüysüz E., Yigitbas, E., Can Genc, S., Sengör A.M.C., 1997. ”Geology and tectoni c evolution
of the Pontides”. In: A.G. Robinson (Ed.), Regional and petroleum geology of the Black Sea and
surround ing areas, AAPG. Mem .
Weatherford presentation ”MFT – Compact Formation Tester 28 July 06 ”
http://petrowiki.org/Fluid_contacts_identification
http://wiki.aapg.org/Fluid_contacts
http://wiki.aapg.org/Wireline_formation_testers
http://wiki.aapg.org/images/Fluid -contacts