Introducere … … 3 [614306]

CUPRINS
Introducere ………………………………………………………………………………………………………… …. 3
Capitolul 1 Date generale ………………………………………………………………………………… ……… 5
1.1 Date morfologice …………………………………………………………………………… ……….. ………… 6
1.2 Istoricul c ercetărilor……………………………………………………………………………. ………………. 8
Capitolul 2 Geologia regiunii ………………………………………………………………………… ………… 10
2.1 Platforma Moldovenească…………………………………………………………………………. …………. 10
2.1.1 Stratigrafi e………………………………………………………………………………… …………… ……. 11
2.1.2 Tectonica …………………………………………………………………………………… ……………….. 18
2.2 Depresiunea B ârladului …………………………………………………………………….. ………………… 20
2.2.1 Stratigrafie ……………………………………………………………………………. …………………….. 22
2.2.2 Tectonica ……………………………………………………………………………… …………………….. 29
Capitolul 3 Geologia structurii ……………………………………………………………………… ………… 31
3.1 Stratigrafia zăcămintelor………………………………………………………………………….. ………….. 31
3.2 Tectonica……………………………………………………………………………….. ……………….. ………… 32
Capitolul 4 Geologia zăcămintelor ………………………………………………………… 34
4.1. Condițiile de formare a z ăcămintelor de hidrocarburi…………………… …………….. 34
4.2. Propriet ăți fizice ale mediului poros permeabil (modelul fizic).…………………….. 38
4.2.1. Distribuția iniț ială a fluidelor ………………………………………………………. 44
4.2.2. Tipul acumulărilor de gaze ………………………………………………………… 44
4.2.3. Parametrii fizici ai rocii …………………………………………………………. 44
4.2.4. Parametrii fizici ai fluidelor conținute ……………………………………………… 48
4.2.5. Presiunea iniț ială și temperatur a de zăcământ ……………………………………… 48
Capitolul 5 Clasificarea rezervelor și resurselor de gaze naturale …………………… … 51

2
Capitolul 6 Metode de estimare a resurselor de gaze …………………………………… 55
6.1. Noțiuni teoretice ………………………………………………………………………… 55
6.2. Modele de calcul al resurselor ………………………………………………………….. 56
6.3. Studiu de caz – calculul resurselor de gaze pe structura Gl ăvănești ……………………. 59
6.3.1. Calculul resursei de gaze prin metoda volumetrică …………………………………. 60
6.3.2. Calculul resursei de gaze prin metoda declinului de presiune ……………………… 63
Capitolul 7 Protecția mediului …………………………………………………………….. 66
Concluzii …………………………………………………………………………………………………… ………….. 70
Bibliografie ……………………………………………………………… …………………. …….. 71
Anexe ……………………………………………………………………………… …….. …… 72

Introducere

3

În prezenta lucrare intitulată “Studiul acumulărilor de gaze din structura Glă vănești și
calculul resurselor ș i a rezervelor ”, îmi propun s ă aborde z tematica deosebit de importantă și de
vastă a zăcămintelor de hidrocarburi și în special a cel or de gaze naturale din România, structura
Glăvănești , și de asemenea metodele de estimare a resurselor de gaze naturale.
În ansamblul ei, lucrarea este structurată în 7 capitole.
Primul capitol prezintă o scurtă introducere, în care sunt prezentate informații generale
despre zona Glăvănești , legate de poziția geografică , clim ă , relief , hidrologie.
Al doilea capitol prezintă cadrul geologic regional din care face parte structura studiată .
În capitolul 3 se regăsește o abordare compl exă și completă a structurii Glăvănești.
Capitolul 4 înglobeaz ă noțiuni le principale despre condițiile de formare a z ăcămintelor de
hidrocarburi accentuându -se asupra modului de formare a z ăcămintelor de hidrocarburi, condițiile
biologice, geochimice, litologice și litostratigrafice care au determinat formarea acestor z ăcăminte.
Sunt prezentate cele cinci condiții fundamentale de a c ăror existenț ă depinde formarea unui
zăcământ de hidrocarburi și anume:
Roca -mam ă de hidrocarburi
Rocă-rezervor (magazin )
Migrație
Roci protectoare (roci de etanșare, ecranare)
Capcane
De asemenea c uprinde propriet ățile fizice ale mediului poros permeabil și anume: presiunea
de zăcământ, temperatura de z ăcământ, porozit atea, saturația în ap ă și în gaz, punându -se accent în
principal pe repreze ntarea relațiilor matematice al acestor parametri .
Capitolul 5. Acest capitol cuprinde clasificarea rezervelor și resurselor de gaze naturale,
definirea noțiunilor de rezerve dovedite, probabile și posibile, modul de aplicabilitate a l acestor
noțiuni și definițiile importante utilizate.
În capitol ul 6 sunt prezentate metodele de estimare a resurselor de gaze naturale și anume
metoda volumetric ă și metoda declinului de presiune. Se abordeaz ă un exemplu de calcul pentru o
structur ă gazeifer ă cunoscut ă.
În ultimul capitol sunt prezentate c âteva noțiuni legate de protecția mediului , în care s -a pus
acentul pe exemplificarea principalelor surse de poluare, a poluanților posibili, precum și
prezentarea c âtorva măsuri de prevenire a polu ării.
CAPITOLUL 1 DATE GENERALE

4
Glăvănești (în trecut Muncelu) este o comună în județul Bacău, Moldova , Rom ânia, format
din satele Frumușelu, Glăvănești ( reședința), Muncelu , Putredeni și Răzeșu.
Figura 1. Localizare pe hart ă- Glăvănești
(După http://glavanesti.ro/ )

Comuna se află în sud -estul județului, în Colinele Tutovei, pe valea r âului Zeletin.
Coordonate: 46°14'35''N 27°23'49”E/46.24306° N 27.39694°E.
Este traversată de șoseaua județeană DJ241, care o leagă spre nord de Motoșeni, Răchitoasa,
Colonești și Izvoru Berheciului și spre sud de Podu Turcului ( unde se intersectează cu DN1 IA),
mai departe în județul Vrancea de Boghești și Tănăsoaia și mai departe în județul Galați de Gohor
(unde se te rmină în DN24) .
Conform recensăm ântulu i efectuat în 2011 , populația comunei Glăvănești se ridic ă la 3321
de locuitori , în scădere față de recensăm ântul anterior din 2002 , când se î nregistraseră 3788 de
locuitori . Majoritatea locuitorilor sunt rom âni (95,87% ) . Pentru 3,55 % din populație , aparența
etnică nu este cunoscută . Din punct de vedere confesional, majoritatea locuitorilor sunt ortodocși
(96,3 % ). Pentru 3,58% din populație , nu este cunoscută apartenența confesională. ∗∗∗

1.1 DATE MORFOLOGICE

5
RELIEF
Municipiul Bacău, reședința județului cu același nume, se află în Nord -Estul țării, în partea
central -vestică a Moldovei, la doar 9,6 Km în amonte de confluența Siret -Bistrița.
Între Siret și Bârlad este un relief de coline, denumite Colinele Tutovei. Trăsătura esențială
este dată de interfluviile înguste, alungite pe zeci de kilometri, pe direție N – S, separate de văi
paralele, cu versanți abrupți, afectați de procese erozive puternice. În partea nord – vestică, colinele
sunt înalte, cea mai caracteristică fiind Arinoasa (lungă de 90 km și cu înălțimea maximă de 530 m),
iar în partea de S și E colinele sunt joase, cu altitudini sub 400 m (I. Hîrjoabă, 1968). Pe cineritele
de Nuțasca – Ruseni se suprapun câteva platouri structurale, iar cuestele sunt mai frecvente în V.
Între Bârlad și P rut, relieful este format din culmi relativ scurte, netede, cu înălțimi de 250 –
376 m, denumite Dealurile Fălciului. Și aici, versanții sunt afectați de procese active de eroziune,
favorizate de natura litologică predominant nisipoasă. Pe latura sud – vesti că a Dealurilor Fălciului
se desfășoară cueste. [5]
Exista 3 zone geografice distincte:
– zona de dealuri în propor ție de 48 % ,
– zona de munte în propor ție de 36 % ,
– zona de lunc ă și teras ă care ocup ă 16 % din suprafa ță.
Spre S, între Prut si Bârlad, unde regiunea este alcătuită din depozite noi -Pliocen mediu și
superior – aspect ul reliefului se schimbă. Intref luviile se prezintă sub forma unor culmi înguste
orientate N -S, cu un grad de fragmentare avansat al versanților și cu eroziune lineară puternică.
Acest caracter de tinerețe al reliefului, manifestat prin predominarea proceselor de eroziune, c are
favorizează formarea de tăieturi verticale adânci, se înt âlnește și la E de Valea Bârladului, în
bazinele văilor Chineja și Horincea.
Caracter de tinerețe p rezintă și relieful de pe dreapta văii Siret , deorece eroziunea râului se
exercită evident asupra malulu i stâng al acestuia , lipsit complet aproape de terase.
La sud de linia Bacău – Costuleni (SE județului Iași) urmează formațiunile meoțiene: argile,
nisipuri cu intercalații de cinerite andezitice. În extremitatea sudică, peste acestea urmează depozite
ponțiene și daciene.
Deosebit de caracteristice pentru Podișul Bârladului sunt platourile structurale și cuestele,
condiționate de orizonturile de gresii și calcare sarmațiene. Ele sunt specifice mai ales părții nordice
a acestui podiș, cunoscută sub denumirea de Podișul Central Moldovenesc.
Relieful de acumulare (lunci, glacisuri, conuri de dejecție) ocupă circa 20% din suprafața
depresiunii și are răspândirea cea mai mare în lungul văilor Prutului și Bârladului. Lunca Prutului
pe malul românesc are lățimi de 4 -8 km, o constituție argilo – nisipoasă și un microrelief specific de
albii părăsite (numite local „Prutețe”), microdepresiuni de tasa re, grinduri etc. Ea evoluează de
câțiva ani în regim amenajat, din care cauză, în fizionomia actuală, alături de microformele naturale

6
(în mare parte nivelate) apar elemente de origine antropică (diguri, canale) care au rolul de a -i spori
utilitatea agric olă.[*]
HIDROGRAFIE ȘI HIDROGEOLOGIE
Principala arteră hidrografică este Bârladul cu afluenții săi (Tutova, Berheci, Bogdana,
Zeletin), la care se adaugă afluenți de dreapta ai Prutului ( Elan, Sărata, Horincea) și de stânga ai
Siretului (Răcătău, Polocin) .[5]
Datorită influenței antropice regimul hidrologic al celor două râuri a fost complet modificat,
amenajările hidroenergetice contribuind la regularizarea scurgerii. Pe Bistrița au fost create lacurile
de acumulare Lilieci, Șerbănești cu rol complex: asi gurarea energiei electrice, combaterea
inundațiilor, alimentarea cu apă potabilă și industrială, practicarea sporturilor nautice.
Valea comună a celor două râuri are aspectul unui vast uluc depresionar cu orientare nord –
sud, cu o deschidere laterală spre vest, spre valea Bistrței, și o îngustare spre sud, "poarta Siretului",
suprapunându -se contactului dintre Colinele Tutovei și culmile subcarpatice Pi etricica -Barboiu.
Sub raport hidrogeologic, zona studiată dispune de importante rezerve ce apar sub formă de
izvoare la baza versanților. În Podisul Moldovei, resu rsele de ape freatice se diminuează de la V‐ de
Carpați spre Prut. Marile acumulări se mențin în cazul marilor culuoare de vale , cum es te cazul
culuoarului Siretului, cele mai bogate ape freatice sunt in ariile de confluent ale Siretului cu
principalele râuri carpatice în medie).
În spa țiul dintre Siret și Prut scad din rez ervoarele de apă freat ică cât și calitatea acestora.
Astfel în Câmpia Colinară a Moldovei, dar și în subunități mai joase ale Podi șului Bârladului apele
freatice au debite specific mai mici, iar calit atea apelor scade înregistrându -se o minerlizare ceva
mai mare, fiind vorba de ape calcice și magneziene sau cu un conținut ridicat de carbonat de calciu.
Pot să apară și mineralizări sl abe de natur ă sulfatică datorită prezenței stratelor cu gips (lunca din
Câmpia Moldovei,Bahluiului, Bârladului și lunca Prutului.) [**]

CLIMA
Clima jude țului este temperat continental ă, cu numeroase nuan țe locale.
Temperatura medie anual ă a aerului variaz ă între 4 – 6 grade în zona muntoas ă din vest și 8
– 9 grade în est. Schimbarile rapide de fronturi atmosferice în tranzi ție favorizeaz ă producerea
brumelor timpuri i de toamn ă și a celor târzii de prim ăvară, cu consecin țe mai ales la cultura
legumelor și a pomilor.
Temperaturile extreme se situeaz ă iarna pâna la – 29șC și vara pân ă la + 39șC.
Precipita țiile medii anuale dep ășesc 500 / 550 mm/mp.

7
Precipita țiile variaz ă între 500 și 1100 mm/an.
Direc ția predominantă a vânturilor este dinspre nord și nord -vest.[*]

1.2. ISTORICUL CERCETĂRILOR
Într-o regiune în care depozitele sunt de o mare monotonie litologică , puțin fosiliere , iar
aflorimentele sunt rare , primele informații geologice , dat ând din perioada 1890 -1910, sunt cu
totul sporadice. Se semnalizează de către Gr.Ștefănescu (1890) Dinotherium gigantissimum , formă
miocenă, la Mânzați și se recunoaște de către Sabba Ștefănescu (1897) că regiunea este alcătuită din
marne și n isipuri cu concrețiuni grezoase , nefosilife re, atribuite Sarmația nului , acoperite cu loess
cuaternar.
I.Siminescu (1903) re cunoaște prezența Volhinianului, posibil și a Bessanabianului , dar
Kersonianul și Meoțianul lipsesc . Abia in 1909 , vârsta ponțiană a depozitelor este confirmată de
I.Sim ionescu și V.Teodorescu la Berești.
În 1911, P. Enculescu semnalează prezența cinerite lor andezitice în marginea de N V a
regiunii, la Parincea, și le consider ă intercalate în depozite sarmațiene, conform concepției de atunci
asupra v ârstei acestor depozite. Mai t ârziu R. Seva stos (1922) după cercetările ef ectuate în partea
central ă a Podișului moldovenesc, recunoaște că cineritele andezitice sunt intercalate în depozite cu
Hipparion , atribuite de el Meoțianului. Resturile de mamifere de v ârstă pleistocen -inferioară din
zăcăm ântul d e la Mălușteni, descri se de S. Athanasiu (191 5) și I. Simionescu (1930,1932) ,
completează datele privind geologia acestui teritoriu.
Încep ând din 1929, regiunile central ă și de sud ale Moldovei, au constituit o preocupare
permanent pentru N. Macarovici, con cretizată în numeroase lucrări (1929, 1955, 1958, 1960),
depozitele miocen -superioare și pliocene sunt amănunțit caracterizate și s -au alcătuit primele hărți
geologice a le regiunii.
În 1940 I.Atanasiu a discutat problemele cele mai importante al e startigrafiei acestei regiuni ,
a demonstrat că se ria Sarnațianului este completă, dar că delimitarea Sarmațianului superior de
Meoțian nu este încă posibilă. În urma semnalării f aunei de moluște kersoniene de către N.
Macarovici (1955) și a cercetărilor lui P. Jeanrenaud (1961, 1965, 1966) în partea de NE a Podișului
moldovenesc, se constată că totuși în această parte cele două etaje pot fi separate.
Studii geologice recente, care se referă la o mare suprafață cuprinsă pe foaia B ârlad, au fost
întreprinse de C. Ghenea și Ana Ghenea (1964, 1965, 1968) ele privesc orizontări detaliate ale
Pliocenului și au adus dovezi paleontologice decisive asupra prezenței Ponțianului.

8
Asupra formațiunilor din fundamentul regiunii, explorate prin foraje de către Comitetul de
Stat al Geologiei și de Ministerul Petrolului, dispunem de date abia în 1950. O prezentare sumară a
acestora și o intrepretare a structurii regiunii au fost făcute d e N.Grigoras (1961), I.Pătruț (1961,
1965). 9

CAPITOLUL 2 GEOLOGIA REGIUNII
2.1. PLATFORMA MOLDOVENEASCĂ

9
2.1.1. STRATIGRAFIE
Zona studiată , Glăvănești , este situat ă în nordul Platformei Moldovenești de Sud la contactul
cu Platforma Moldoveneasc ă de Nord, la NV de localitatea Bârlad . Geomorfologic, zona studiată
face parte din Platforma Moldovenească . Așa cum sugerează și n umele, Platforma Moldovenească
reprezintă o unitate geostructurală precarpatică cu structură tipică de platformă.
Platforma Moldovenesc ă este o unitate consolidat ă ce ocupă cea mai mare parte a
estului României , reprezent ând marginea V a Plaformei Est -Europene în România , din fa ța
Carpaților, fiind delimitată de:

Fig. 2 Hartă structurală a Platform ei Moldovene ști
(După http://www.scritub.com/geografie/STUDIUL -FIZICOGEOGRAFIC -AL-BAZ61288.php )

-în partea de N – granița de nord a țării, dată în cea mai mare parte de valea Prutului ;
– în partea de E -valea Prutului
-în partea de V –falia pericarpatică care o separă de molasa pericarpatică. La suprafață, fal ia
pericarpatică poate fi urmarită de la N la S pe aliniamentul localităților Vicov, Solca,
Păltinoasa, Tg.Neamț, Buhuși.
-în partea de S –falia Vasluiului dublată de falia Fălciu -Plopan a.

10

Fig. 3 Zona Glăvănești
(După harta geologică a României, 1:200000 )

Din punct de vedere morfologic are aspect de câmpie înaltă, cu o succesiune de platouri și
coline separate de văile rețelei hidrografice. Relieful este sculptat în depozitele Sarmațianului, ale
cărei subetaje se succed de la nord la sud într -o structură monoclinală.
Întreaga platformă prezintă o înclinare generală de la nord -est spre sud -vest, pătrunzând sub
depozitele orogenului carpatic. Această cunoaștere detaliată a structurii gelogice a Platformei
Moldovenești se datorează forajelor care s -au produs în această zonă și au pătruns pe anumite
intervale în soclul platformei.
În alcătuirea ei se disting cele două elemente structurale specifi ce: unul inferior, cutat,
constituind soclul și care corespunde etapei în care spațiul moldav a evoluat ca arie labilă, și altul
superior, cuvertura, corespunzând etapei în care spațiul moldav a evoluat ca domeniu stabilizat,
fragmentată de sisteme de fali i.

SOCLUL
Fundamentul cristalin este cunoscut numai prin foraje, acesta apărând la zi în malul
Nistrului și la est de acesta în ceea ce s -a denumit Scutul Ucrainian. Prin urmare, suprafața
superioară cade continu spre vest, către orogenul Carpaților Orientali .

11
În Platforma Moldovenească au fost efectuate mai multe foraje dintre care unele (de la Iași,
Todireni, Bătrânești), la adâncimea în jur de 1000 m au atins și au pătruns pe anumite intervale în
soclul platformei .
În jumătatea sudică a Platformei Moldovenești, soclul nu a fost atins de foraje întrucât acesta
coboară spre sud în lungul unor fracturi profunde cum este f alia Siret -Târgu Plopana -Fălciu .
Această falie delimitează la sud de ea, o zonă mai coborâtă a Platformei Moldovenești aparținând
unui sistem depresionar marginal care ar porni din ținuturile predobrogene și s -ar prelungi în
direcția Bârlad -Pașcani -Lvov.
Unele foraje (Bârlad, Crasn a) au atins depozite paleozoice (devoniene) necutate aparținând
cuverturii Platformei Moldovenești, dovadă că soclul acesteia se întinde și la sud de falia Siret –
Târgu Plopana Fălciu. Indicii asupra limitei sudice a soclului Platformei Moldovenești oferă
forajele de la Băneasa și de la Crăi ești din Depresiunea Bârladului . Astfel, în ti mp ce forajul de la
Băneas a s-a oprit în depozite detritico -pelitice violacee cu anhidrite aparținând Triasicului
cuverturii Platformei Moldovenești, forajul de la Crăiești, situat imediat la sud, a intrat în formațiuni
aparținâ nd structurilor nord -dobrogene. Este evident că limita sudică a soclului Platformei
Moldovenești trece printre cele două localități amintite (Băneasa și Crăiești) și este dată de falia
Solca -Trotuș.
În Sarmațian au loc strangeri si dăramări ale pereților găurilor de sondă, precum și
gazeificări ale fluidului de foraj. În dreptul zonelor purtătoare de gaze se forează cu fluide de foraj
cu densitatea cuprins ă între 1,6 -2kg/m.
În Tortonian are loc cantaminarea fluidului de foraj cu anhidrit și pentru diminuarea
efectului anhidritului se forează cu fluide pe bază de var. De asemenea , în Tortonianul grezos au loc
pierderi de fluide de foraj la densitați ale fluidului mai mari de 1,25kg/dm.
În Cretacic , în pa rtea superioară a acestuia , în zona marnocalcarelor cenușii, fisurate, au loc
pierderi de fluid de foraj . [6]
În concluzie fundamentul este heterocron si heterogen petrografic .

12

Fig.4 Constituția fundamentul Platformei Moldovenești
(După Săndulescu, 1984; Ionesi, 1994)
CUVERTURA SEDIMENTARĂ
Peste soclul eoproterozoic se dispune transgresiv și discordant o stivă de depozite
sedimentare cu grosime variabilă însă de ordinul a mii de metri, care corespunde intervalului
Neoproterozoic târziu -Cuaternar. Firește că aria moldavă nu a fost acoperită c ontinuu de ape în tot
acest interval de timp, iar când a fost acoperită, acoperirea nu totdeauna a fost totală.
Prin urmare, suita de depozite din cuvertură nu este o succesiune stratigrafică neîntreruptă,
ci prezintă discontinuități cu durate inegale și mai ales nu totdeauna generalizate la întreaga
suprafață a platformei. În consecință, în unele părți ale platformei și de regulă în jumătatea sudică,
se întâlnesc succesiuni mai complete, dar care nu sunt suficient cunoscute găsindu -se la mare

13
adâncime în schimb, în jumătatea nordică a platformei nu s -au dezvoltat ciclurile de sedimentare
complete, însă a fost interceptată, prin foraje, întreaga succesiune care s -a depus.

Fig. 5 Coloan ă stratigrafic ă pentru partea central și de sud a Platformei Moldovene ști
(După Vasile Mutihac (2004) )
Cuvertura sedimentară, depusă peste paleoreli eful fundamentului cristalin, deci într -o poziție
discordantă, este constituită din formațiuni paleozoice, mezozoice și neozoice, neafectate de mișcări
cu caracter explicativ.
Platforma Est – Europeană a evoluat multă vreme ca o masă continentală insulară, cum a
fost în timpul orogenezei ca ledoniene. Odată cu Cambrianul superior ea se îndreaptă spre placa
laurențiană cu care intră în coliziunea caledoniană și, mai târziu, în cea hercinică, în condiții parțial
submerse, ceea ce a determinat depunerea unei cuverturi paleozoice. În lungul drum parcurs până în
poziția actuală a suferit mișcări oscilatorii traversând perioade emerse, fiind o masă continentală
aproape integral, și peri oade submerse, când s -au acumulat stive groase de roci sedimentare. Astfel,
acestea pot fi cuprinse în trei cicluri de sedimentare: Paleozoicul, Mezozoicul și Neozoicul.

14
Ciclul I de sedimentare , al Paleozoicului, se derulează cu unele intermitențe pe inter valul
Cambrian – Carbonifer. Este răspândit în mod inegal, fiind cunoscut numai prin foraje (Todireni,
Iași, Popești, Bătrânești etc.). Paleozoicul debutează cu o succesiune de 400 – 600 m grosime
constituită din conglomerate cu elemente de cristalin, gres ii cuarțitice, gresii arcoziene, gresii
argiloase, cu intercalații de șisturi argil oase ardeziene cenușii – verzui, (fără material
paleontologic).
Partea inferioară poate fi corelată cu gresia de Cosăuți ce aflorează în malul Nistrului, care
este atribuit ă de geologii basarabeni Proterozoicului terminal – Cambrianului inferior. În alte zone,
cum este forajul de la Bătrânești, la partea superioară apare o succesiune ce poate fi corelată cu
Gresia de Moldova de pe teritoriul Basarabiei, care prin conținutul faunistic este atribuită
Ordovicianului superior. Așadar, pe parcursul Cambrianului superior – Ordovician inferior
platforma a fost emersă, probabil, ca un ecou al orogenezei cadomiene și mișcările premonitorii ale
orogenezei caledoniene.
Silurianul , la no rd se aprop ie de suprafață (la 60 – 70 m.), la vest coboară la 1000 metri, iar
la sud – vest la aproape1500 metri adâncime. Constituie prima secvența dovedită printr -un bogat
conținut faunistic, fiind reprezentată printr -o succesiune de culoare cenușie – negricioasă (grosime
120 – 300 m ) de calcare fine cu intercalații de marne, gresii calcaroase si argile .
Devonianul , este întâlnit, de asemenea, pe marginea de vest și sud – vest într -o succesiune de
gresii silicioase cenușii, violacee și brune în alternanț ă cu argile nisipoase brune și violacee (100 m
grosime) .
Carboniferul e pus în evidență pe marginile afundate ale platformei, și constă într -o
alternanță de gresii silicioase cu șisturi argiloase. De culoare cenușie, verzuie și violacee ce dă
secvenței un aspect vărgat.
Ciclul II de sedimentare cuprinde depozite sedimentare din intervalul Jurasic – Senonian,
de asemenea dispuse discontinuu la ansamblul platformei .
Jurasicul apare pe rama vestică, într -o succesiune de160 m grosime, neargumentată
paleontologi c, de calcare, marne și dolomite brune și roșietice, cu intercalați de anhidrite. Prin
corelație cu alte zone această secvență este atribuită părții superioare a Jurasicului.
Cretacicul este prezent numai parțial și dispus inegal. Debutul acestuia găsește platforma în
poziție continentală, mișcarea pozitivă, fiind un ecou al mișcările preaustrice ce pregăteau ridicarea
părții mai interne a Carpaților Orientali. Astfel, sedimentarea depozitelor Cretacicului debutează cu
Apțianul, când platforma începe să cob oare spre vest, într -o mișcare incipientă de subducție, care
ridică prismul de cristalin al Orientalilor și deschide fosa flișului.

15
Aptian , este pus în eviden ță de foraje numai în sectorul nordic, fiind depus pe paleorelieful
Jurasicului superior într -o succesiune de marne calcare, gresii calcaroase, cu fauna de foraminifere
(70 – 100 m grosime) .
Albianul , este semnalat mai ales î n zona vestic ă și sud vestic ă (Rad ăuti, T ârgu Frumos) și
este alcătuit din gresii calcaroase cu fauna săracă de foraminifere.
Cenomanianului , îi sunt atribuite cele mai vechi depozite ale platformei ce apar la zi in
malul Prutului (Rădăuți – Liveni). Depozitele ce apar la zi debutează cu gresii și nisipuri acoperite
de calcare albicioase cu aspect de creta. Prezen ța formațiunilor grosiere la baz ă marchează debutul
transgresiunii ce a cuprins întreaga platform ă.
Senonianul , apare în zonele mai afundate ale platformei în vest si sud, sub forma unui
complex calcaro – cretos.
Ciclul III de sedimentare , al Neozoicul este reprezentat pr in: Paleocen, Eocen, Badenian,
Sarmațian, Meoțian.
Paleogenul este prezent, de asemenea, numai pe marginea sudică și sud -vestică a platformei,
spre fosa Carpaților Orientali. Acesta debutează cu Paleocenul în facies argilos – marnos (45 – 90 m
grosime) și continuă cu Eocenul reprezentat p rin gresii calcaroase cenușii – verzui, slab
glauconitice, sau marne și calcare verzui, uneori cu faună d e numuliți (10 –100 m grosime).
Miocenul apare la zi pe suprafața întregii platforme, fiind reprezentat de Badenian și
Sarmațian .
Badenianul , apare la zi spre nord -est în malul Prutului. Grosimea cre ște spre sud și vest de la
20 m în malul Prutului până la 100 m în Valea Siretului si 400 m la contactul cu orogenul carpatic.
Sedimentarea s -a produs în condiții diferite, de larg la est, în facies marnos – calcaros, și de margine
continentală, în condiții lagunare la vest și sud (gipsuri cu intercalații de marne).
Ca urmare a fazei de tectogeneză stirice noi care structurează flișul extern al Carpaților
Orientali sistemul de platforme al vorlandului intră într -o amplă mișcare subsiden ță prin care se
deschide o arie marină denumită Bazinul Dacic. Condițiile de sedimentare devin salmastre și
debutează prin depozite de tip transgresiv.
Sarmațianul este cunoscut în succesiune completă sub forma unui monoclin cu înclinarea de
la nord la sud, fiind deschis în lungul rețelei hidrografice ce brăzdează platforma.
Buglovianul marchează trecerea de la mediul salin la mediul salmastru., dezvoltându -se în
facies recifal, de margine cont inentală, spre est, și facies detritic argilos – nisipos, de mare mai
adâncă, spre vest și sud. Faciesul recifal este constituit din calcare organogene albe – gălbui cu o
bogată faună de lamelibranhiate și briozoare. Faciesul de larg este reprezentat de o succesiune de
nisipuri, argile, argile nisispoase cu intercalații rare de gresii, calcare grezoase, bentonite și cinerite.

16
Volhinianul evoluează, de asemenea, în faciesuri diferite, și anume: argile cenușii – albăstrui
cu intercal ări de argile nisipoase și nisipuri, spre est, și cu o creștere a intercalațiilor nisipoase, spre
vest, unde atinge (valea Siretului) 500 m grosime.

Fig. 6 Substratul geologic pe care a fost sculptat Podișul Moldovei
(după Ionesi L., 2005)
Basarabianul are caracter regresiv, în facies predominant argilos (argile cenușii – albăstrui),
cu intercalații de nisipuri, la est. Spre vest, crește frecvența orizonurilor de nisipuri și nisipuri
argiloase, însumând grosimi de are 400 – 500 m, la care se adaugă inte rcalații de gresii și calcare
oolitice.
Kersonianul reprezintă o succesiune cu grosime de 130 – 150 m de calcare urmate de argile
nisipoase, nisipuri argiloase și nisipuri.
Meoțianul este prezent printr -un orizontul inferior, gros de 70 – 80 m cu tufuri andezitice
separate de nisipuri și marne argiloase, și cel superior, gros de 80 – 180 m, cu nisipuri argiloase și
argile cu intercalari de gresii subțiri. 3

17
2.1.2 Tectonica
Platforma Moldovenească este parte integrantă a Platformei Est -Europene și în mod firesc a
evoluat în cadrul acesteia. Investigațiile geofizice din ultimii ani sugerează că cele mai vechi
formațiuni din soclul profund al platformei aparțin Arhaicului și sunt reprezentate prin granitoide.
Acestea ar corespunde unei prime etape din evoluț ia ariei moldave desfășurate înain te de
consolidarea soclului. Tot înainte de a se ajunge la cratonizare, spațiul moldav a mai cunoscut o
nouă etapă când au fost generate mezometamorfitele și corpurile granitice asociate care sunt
cunoscute direct prin for aje. Această etapă a avut loc în Eoproterozoicul timpuriu și a dus în final la
cratonizarea (formarea) soclului. Cu aceasta, spațiul moldav și în general spațiul est -european, a
trecut la o a doua fază calitativ bine distinctă din punct de vedere geodinami c și anume, faza de
stabilitate.
Ca arie stabilă, Platforma Moldovenească a cunoscut doar mișcări epirogenetice care au
generat transgresiuni și regresiuni de anverguri diferite. Aceste evenimente au adus Platforma
Moldoveneasă de mai multe ori în situația de uscat supus eroziunii.
Cea mai îndelungată perioadă de timp, în care arii întinse din Platforma Moldovenească au
fost exondate, acoperă intervalul Paleozoic târziu – Eocretacic. O a doua se plasează în intervalul
Paleogen târziu – Eomiocen. Ultima fază de exondare, care durează și în prezent, a început în
Sarmațian .
Pe lângă mișcările epirogenetice la care a fost supusă Platforma Moldoveneasc ă , aceasta, și
în primul rând zonele de margine, au suferit și importante deformări rupturale.
Principalele f alii după care s -a produs ruperea și afundarea zonelor de margine ale
platformei sunt falia externă Solca -Trotuș care reprez intă limita sud -vestică a Platformei
Moldovenești și falia Siret -Plopana -Fălciu. Aceasta delimitează la vest și sud un sistem depres ionar
marginal predobrogean care se extinde în direcția Bârlad -Pașcani -Lvov. Acest sistem depresionar
reprezintă structura majoră a Platformei Moldovenești și a funcționat ca atare începând din Triasic,
cunoscând etape de subsidență foarte active. Așa se e xplică faptul că aici se găsesc succesiunile cele
mai complete și grosimea cea mai mare a depozitelor.
Din Jurasicul mediu, acestei arii depresionare cu substrat eoproterozoic, i s -a adăugat și
marginea zonei de structuri hercinic -chimerice din imediata ve cinătate vestică și sudvestică, adică
partea nordică a Orogenului Nord -Dobrogean, cu care, în continuare a avut o evoluție comună.
În afară de faliile majore menționate, Platforma Moldovenească a mai fost afectată de un
sistem de falii aproximativ paralel cu faliile majore, după care soclul eoproterozoic, dar și
cuvertura, coboară spre Orogenul carpatic. Vârsta faliilor este, în general, cadomiană însă acestea
au evoluat ca falii active în diferite epoci când au afectat și cuvertura sedimentară.

18
În concl uzie se poate spune că Platforma Moldovenească prezintă o tectonică rupturală
specifică unităților stabilizate. Aceasta se recunoaște m ai ales la nivelul soclului. Ca efect al
neotectonicii, Platforma Moldovenească, în ansamblu, arată o înclinare de 5 -8o spre sud -est, care
afectează și depozitele cuaternare. [6]

Fig. 7 Secțiune geologică prin Platforma Moldovenească
(După Vasile Mutihac (2004) )

2.2. DEPRESIUNEA BÂRLADULUI
Geologic, zona studiată face parte din zona unității structurale denumită Depresiunea
Bârladului. Ca urmare a ridicării Orogenului Nord -Dobrogean, în fața acestuia a luat naștere o
depresiune în care s -au acumulat sedimente în grosime de 2000 -3000 m. Existența ei a fost intuită
de Gh. Munteanu – Murgoci, care a denumit -o ,, Depre siunea Predobrogeană''. În direcția NW,
aceasta se continuă în sudul Moldovei unde este cunoscută sub numele de Depresiunea Bârladului.
Pentru D. Paraschiv, Depresiunea Bârladului este o treaptă afundată a Platformei
Moldovenești. Fie că este vorba de o d epresiune mai tânără sau de o treaptă afundată a Platformei
Moldovenești, specific pentru Depresiunea Bârladului este marea dezvoltare a Jurasicului, la care se
adaugă prezența Permo – Triasicului și continuarea sedimentării după Meoțian, până în Romanian.
Limita nordică cu Platforma Moldovenească este considerată falia Fălciu – Plopana (
continuată spre V, în Orogenul Carpatic, prin falia Bistriței). În S vine în contact cu Orogenul Nord

19
Dobrogean, prin falia Sf. Gheorghe – Oancea – Adjud (prelungită în Orogenul Carpatic prin falia
Trotușului), iar în V cu molasa Carpaților Orientali. După M. Săndulescu (1984), Depresiunea
Bârladului s -ar prelungi, pe sub marginea estică a Orogenului Carpatic, în Platforma Europei
Centrale, dar aceasta este o supoziție.
Alcătuirea litologică (predominant nisipoasă), caracterul cvasiorizontal al depozitelor,
înălțarea de la sfârșitul Romanianului și înălțările periodice din Cuaternar au imprimat anumite
particularități reliefului.

20

Fig. 8. Schița geologică a Depresiunii Bâ rladului
( interpretată de V. Mutihac după date de foraj publicate)

21
2.2.1 STRATIGRAFIA
FUNDAMENTUL/ SOCLUL
Nefiind deschis de niciun foraj, asupra fundamentului lui se fac numai presupuneri. Dacă
Depresiunea Bârladului reprezintă o treaptă afundată a Pl atformei Moldovenești, ea are un
fundament asemănător cu aceasta, alcătuit din formațiuni cristalofiene și magmatice. Dacă este o
depresiune mai tânără, în componența fundamentului intră și formațiuni mai noi care, în fun cție de
momentul consolidării ( a ultimelor mișcări orogenetice), pot fi numai proterozoice ( consolidare
caledoniană) sau și paleozoice ( consolidare caledoniană sau hercinică).
În Depresiunea Bârladului, fundamentul de origine nord – dobrogeană a fost întâlnit la sud de
falia Trotușului. As tfel, în forajul de la Crăiești, sub depozitele jurasice, s -a străbătut o suită
alcătuită din argilite brun – verzui sau violacee și gresii cuarțitice violacee. Acestea sunt stratele de
Carapelit reprezentând prelungirea celor din zona Măcin. De aici se ded uce că limita dintre
fundamentul de origine nord – dobrogeană și cel de origine podolică trece prin localitățile Crăești și
Băneasa. În această regiune, fundamentul de origine nord – dobrogeană este ridicat și aduce
Carboniferul în faciesul stratelor de Cara pelit în contact cu Triasicul de tip epicontinental, în lungul
faliei Trotușului.
CUVERTURA
Vârsta celor mai vechi depozite depinde de ultimele mișcări orogenetice (neprecizate), în
urma cărora s -a produs consolidarea și de durata exondării (necunoscută), care a urmat după
cratonizare. Cele mai vechi depozite deschise în foraje, care probabil aparțin cuverturii, revin
Devonianului, sub care, cu siguranță există și formațiuni mai vechi. Cele mai noi depozite de
cuvertură sunt de vârstă Romanian. Deși sumar c unoscute ( mai ales depozitele paleozoice și
triasice), se pot contura următoarele cicluri de sedimentare: Devonian (cu posibilitatea existenței
unor depozite mai vechi sau mai noi), Permian – Triasic, Jurasic – Cretacic – Eocen, Badenian
superior – Romanian .
Devonianul
Cele mai vechi depozite s -a întâlnit la N de Bârlad, în forajul 3, pe intervalul 1412 – 1602 m,
în care apar calcare și marne negricioase, diaclazate, ce conțin foraminifere și ostracode care indică
Givețianul (N. Balteș, 1969). Litologic, depoz itele respective sunt apropiate de cele din Platforma
Valahă. Suportul acestor depozite nu este cunoscut, dar nu este exclus ca el să fie similar Platformei
Moldovenești cum presupune D. Paraschiv (1985, 1986). De asemenea, prin comparare cu situația
dintr e Prut și Nistru, nu se exclude nici posibilitatea ca peste Devonian să existe și depozite care să

22
urce până în Carboniferul inferior. Astfel, în sondele de la Conțești și Vinderei în roci epiclastice
(gresii cu matrice argiloasă și gresii cu ciment calcit ic) sunt menționate foraminifere ( Endothyra
prisca, E. minuta ), care ar indica prezența Carboniferului inferior ( C. Pană, 1991). În forajul de la
Bârlad, Devonianul este acoperit de Jurasic.
Ciclul Permian – Triasic inferior
Depozitele acestui interval s-au întâlnit în sondele săpate între Murgeni și Oancea ( D.
Paraschiv, 1986). Ele sunt alcătuite din gresii și argile cărămizii și roșii. Sonda 302 Oancea a
străbătut această formațiune pe 980 m, fără să iasă din ea. În jumătatea inferioară predomină
gresiile, iar în cea superioară argilele. Gresiile sunt străbătute de diaclaze umplute cu anhidrit, iar în
argile se găsesc și cuiburi de anhidrit. Pe marginea sud – vestică, în sectorul Adjud – Conțești, în
unele sonde s -au întâlnit depozite grezo – argiloase ro șii care s -au raportat aceluiași interval.
Formațiunea detritică nu a oferit dovezi paleontologice pentru precizarea vârstei. Prin
litologie și poziție este echivalentă cu formațiunea de Lacu Roșu din Delta Dunării. Paraschiv o
denumește în același mod) și cu formațiunea de Roșiori din platforma Valahă. În Depresiunea
Bârladului, formațiunea detritică de Lacu Roșu este acoperită de Jurasic, în timp ce în Delta Dunării
ciclul de sedimentare a continuat cu Triasicul mediu și superior.
Ciclul Jurasic – Cretacic – Eocen
După exondarea din Trisicul inferior, în Toarcian începe un nou ciclu de sedimentare, care
va dura, cu unele întreruperi, până în Cratacicul superior sau chiar Eocen. Ținând cont că ulterior a
urmat o lungă exondare, se poate presupune că depozitel e cretacice ( eventual și cele eocene) au
fost în mare măsură îndepărtate prin eroziune.
Jurasicul a fost interceptat în numeroase foraje ( Ghidigeni, Adjud, Mândrișca, Glăvănești),
din care unele l -au traversat în întregime, iar altele parțial. Foraminife rele și mai ales conținutul
microfloristic au permis precizări stratigrafice. Pe baza inventarului fosil este admisă prezența
intervalului Bajocian – Portlandian, însă M. Moldovan (1982) consideră că există dovezi și pentru
Toarcian – Aalenian, încât din Jur asic lipsește doar Liasicul inferior.
Litologic, se pot separa două unități: una inferioară predominant pelitică ( argilo – marnoasă)
și alta super ioară carbonatată .
Formațiunea pelitică ( Toarcian – Callovian) are o grosime de 1000 m ( în zona Mândrișca
mai mare) și este alcătuită din argile, siltite și marne cenușii – negricioase, cu intercalații subțiri de

23
gresii și rare concrețiuni de siderite . În bază avem gresii cuarțoase, iar în forajele din zona
Mândrișca , a fost descoperită o asociație palinologică cu Nannoceratopsis triceras .
Formațiunea carbonatată ( Oxfordian – Kimmeridgian – Portlandian) urmează în continuare
fiind alcătuită, în succesiune, din calcare și dolomite cenușii și brune, calcare noduloase roșcate și
calcare masive micritice, ce însumează circa 600 m. În ele s -au găs it specii de Rhynchonella, Pecten
etc.
Depozitele jurasice, prin grosimea lor mare și dezvoltarea unei succesiuni complete ( lipsind
numai Liasicul inferior ), alături de Permo – Triasicul inferior conferă individualitatea Depresiunii
Bârladului.
Cretacicul se așază transgresiv peste Portlandian, între Jurasic și Cretacic fiind o scurtă
exondare. Sedimentarea s -a reluat în Berriasianul superior, fiind similară cu Platforma
Moldovenească.
Prin conținutul microfaunistic este dovedită prezența etajelor Berriasi an superior,
Valanginian, Barremian – Apțian, Albian superior, Cenomanian inferior și mediu și Campanian ( I.
Costea, 1981; I. Pătruț, 1983). S -au acumulat depozite epiclastice și carbonate marine, depozite
epiclastice continentale și evaporite, a căror gro sime este de circa 1200 m.
Berriasianul superior – Valanginian
Succesiunea începe cu calcare algale ( 200 – 400 m) cu Macroporella praturloni și
foraminifere. În continuare urmează o formațiune roșie cu argile și siltite policolore, între care sunt
intercala te anhidrite și nisipuri, ce însumează 300 – 400 m. Argilele policolore conțin ostracode. În
partea inferioară este un nivel de anhidrite ( 50 – 70 m), denumit ,, de Glăvănești”. Formațiunea roșie
este atribuită Valanginianului inferior.
În NV, peste formați unea roșie cu anhidrite, se găsesc calcare peletale și nisipuri calcaroase
( < 100 m) care atestă vârsta Valanginian superior.
Barremian – Apțianul a fost identificat pe o suprafață mică în NV ( Găiceana – Huruiești),
unde transgresiv pe Valanginian stau gre sii cuarțoase și gresii litice, cu unele intercalații de calcare
oolitice și conglomerate ( < 150 m), ce conțin P. Lenticularis, etc.
Albianul superior a fost identificat în zona centrală și de NV, sub formă de calcare micritice
și biomicritice cu Ticinella roberti .
Cenomaninul inferior și mediu , la fel ca în Platforma Moldovenească, marchează o
trangresiune importantă, apele extinzându -se spre S și E, unde acoperă direct Jurasicul. S -au

24
acumulat gresii și nisipuri glauconitice, cu intercalații de marne și c alcare, a căror vârstă este
atestată de foraminifere și prin analogie cu depozite similare din Platforma Moldovenească.
Campanianul
Din Senonian se cunoaște numai Campanianul, în partea nord – vestică, reprezentat prin
calcare micritice și biomicritice, cu intercalații de gresii, ce conțin Globotruncana contusa.
Din datele stratigrafice rezultă că, în Cretacic, sedimentarea a avut o evoluție simila ră cu cea
de pe Platforma Moldovenească, având dese întreruperi.
Eocenul a fost deschis în sonde din zona Bacău, Glăvănești și recea, fiind atestat de
foraminifere mari. Astfel, la Bacău ( -2716 m) și Recea ( -2948 m) s -au întânit calcare cu numuliți (
N. Solitarius, N. Deserti, N. Irregularis ), care denotă vârsta Cuisian, iar la Glăvănești gresii
cuarțoase care, prin fauna de numuliți ( N. Burdigalensis, N. Pernotus etc.), arată Eocenul inferior și
Eocenul mediu ( Gh. Bombiță, 1987).
Ciclul Badenian super ior – Romanian
Ultimul ciclu de sedimentare este identic cu cel din Platforma Moldovenească, cu deosebirea
că pe Depresiunea Bârladului s -a menținut și după Meoțian, până în Romanian. În Depresiunea
Bârladului au existat scurte întreruperi în Buglovianul i nferior și între Basarabian și Chersonian. A
treia întrerupere s -a produs în Dacian ( C. Ghenea, 1968).
Badenianul superior se dispune transgresiv pe formațiuni mai vechi ( Cretacic și Eocen în N
și Jurasic în S). În partea de SE Badenianul superior lipseș te, ceea ce denotă că acest sector a rămas
în continuare uscat. În alcătuirea lui se pot separa mai multe unități litologice:
– o formațiune preponderent ep iclastică în partea inferioară ( nisipuri, gresii și conglomerate);
– o formațiune mediană cu anhidrite;
– o formațiune superioară cu marne cenușii, argile și mai rar calcare, ce conțin o microfaună
cu Spiratella și foraminifere ( Marginulina, Lenticulina, Eponides etc. ), care denotă vârsta
Badenian superior.
Grosimea depozitelor badeniene este variabilă, oscilând între 100 m ( în NE) și 200 – 300 m (
în V spre valea Siretului). Grosimea neuniformă poate fi pusă pe seama eroziunii, în întreruperea de
sedimentare dintre Badenian și Sarmațian.
Sarmațianul nu se continuă peste Badenian, deoarece Buglovianul inf erior ( sau cea mai
mare parte din Buglovian) lipsește. Litologic, s -au acumulat argile, siltite, marne, nisipuri și la

25
intervale variabile, strate subțiri de gresii, calcare biosparitice și calcare oolitice. Grosimea acestor
depozite este variabilă, ating ând circa 800 m în partea de E și circa 3000 m în V. În partea de SE,
Sarmațianul este transgresiv pe formațiunile mai vechi decât Badenianul. Micro și macrofauna
denotă p rezența Buglovianului superior, Volhinianului, Basarabianului și Chersonianului.
Buglovianul superior și Volhinianul nu pot fi delimitate din lipsa datelor de foraj. Litologic,
s-au acumulat mai ales argile și marne cenușii, cu intercalații de nisipuri și gresii și calcare, a căror
grosime crește sensibil de la E ( 100 – 150 m) spre V ( 400- 600 m).
Basarabianul se așază în continuare peste Volhinian. În partea estică, forajele ( Rogojeni,
Cârja, Fălciu) au întâlnit argile cu Cryptomactra ( N. Macarovici, 1960). Peste ele, nisipurile se
îndesesc și în acest interval echivalent cu nisipur ile de Bârnova se găsesc specii de Congeria,
Melanopsis .
În partea vestică ( V de Siret și de Bistrița) argilele cu Cryptomactra sunt înlocuite prin
depozite nisipo – argiloase, cu intercalații de gresii, calcare și conglomerate. Grosimea depozitelor
basar abiene, în partea vestică, spre contactul cu Orogenul Carpatic, poate depăși 1500 m.
Chersonianul aflorează în partea nordică pe tot spațiul dintre Siret și Prut, iar pe fundul
văilor este deschis mai mult spre S ( Blaga pe Berheci, Ciocani pe Tutova, Bârl ad, Vlădeni pe Elan,
Fălciu pe Prut). La V de Siret este deschis între Faraoani și Corbu.
În Depresiunea Bârladului, între Basarabian și Chersonian a existat o scurtă întrerupere după
acumularea nisipurilor de Șcheia și a depozitelor echivalente. Procesul de sedimentare s -a reluat în
două faciesuri diferite ( P. Jeanrenaud, 1971). Pe cea mai mare parte ( La V de Bârlad până în Valea
Siretului), s -a instalat o sedimentare deltaică cu nisipuri, siltite și argile, în care se găsesc impresiuni
de plante: Populu s, Ulmus, Alnus . Și acest facies, în care s -au acumulat tot nisipuri, argile și siltite,
trece în partea superioară la ape îndulcite, încât dispar mactrele mici.
La V de valea Siretului, Chersonianul apare în facies marin salmastru cu mactre mici și este
alcătuit din nisipuri, gresii, nisipuri cineritice, marne și argile, ce ating circa 200 m și în care se
găsesc specii de Mactra bulgarica, M. caspia ( T. Simionescu, 1977).
Prezența nisipurilor cineritice( semnalate și în Chersonianul marin dintre Prut și B ârlad)
denotă o activitate vulcanică explozivă, care la începutul Meoțianului se accentuează. Depozitele
chersoniene însumează o grosime de 130 – 150 m, în sectorul SV fiind mult mai mare.
Meoțianul aflorează aproximativ pe aceeași suprafață cu Chersonianul . De altfel, pe aria
litofaciesului deltaic, C. Ghenea ( 1968) grupează cele două etaje împreună. P. Jeanrenaud ( 1971)

26
consideră cineritele de Nuțasca – Ruseni ca baza Meoțianului. Formează trei bancuri, separate între
ele prin nisipuri și siltite, având o grosime de 10 – 20 m între Prut și Bârlad și de 70 – 80 m în
apropiere de Siret. Materialul piroclastic este dat de sticlă cristale de andezin, la care se adaugă
material epiclastic ( cuarț alogen), care crește cantitativ spre E, încât se trece la cinerite grezoase.
Sursa materialului piroclastic o constituie aparatele vulcanice de pe latura vestică a Carpaților
Orientali. M. Filipescu ( 1944, 1958) nu exclude posibilitatea existenței unui vulcanism
extracarpatic care a furnizat materialul piroclastic.
Peste cinerite s -a acumulat o succesiune de nisipuri, siltite și argile, cu rare intercalații de
gresii, în strate subțiri , care adesea au textură încrucișată..
Meoțianul cuprinde depozite care încep cu cinerite andezitice de Nuțasca – Ruseni și se
continuă pân ă sub cele în care apar prosodacnele. Grosimea acestor depozite este de circa 200 – 250
m, dar crește până la 400 m în partea de SV.
Ponțianul este format, în partea inferioară , din alternanțe de argile, siltite și nisipuri, în care
se găsesc specii de Prosodacna rostrata, Viviparus neumayri etc. După C. Ghenea ( 1968) în
Depresiunea Bârladului s -a instalat un bazin lacustru diferit de cel din zona de molasă ( în general
din Bazinul Dacic), în care lipsesc moluștele specifice. Grosimea depozitelor este de 150 m în
partea estică și de 400 m în cea vestică.
Dacianul
Peste nisipurile ponțiene, fosilifere se așterne o formațiune continentală cu argile și siltite
roșii, în grosime de 2 – 10 m. Chiar dacă este nefosiliferă, C. Ghenea ( 1968) o atribuie intervalului
Ponțian superior – Dacian, având în vedere că stă peste Ponțian mediu ( datat paleontologic) și este
acoperită de Romanian. Începând din Ponțianul superior și continuând în Dacian, ca urmare a unei
înălțări, s -a instalat un regim continental, f avorabil proceselor de lateritizare. Produsele lateritice au
fost transportate și acumulate într -un bazin lacustru puțin adânc.
Romanianul aflorează în partea centrală și sudică a Depresiunii Bârladului, unde ocupă
interfluviile. Este alcătuit din depozite continentale și lacustre ( nisipuri, pietrișuri, argile), cu faune
de mamifere și moluște.
Formațiunea cu argile roșii ( de vârstă Dacian ) este acoperită de nisipuri gălbui ( < 70 m),
cu textură încrucișată și concrețiuni grezoase care prin aglomerare și cimentare capătă aspect de
conglomerat. În extremitatea vestică ( V de Siret), între nisipuri se intercalează argile și siltite, iar
grosimea lor crește până la 300 m.

27
În continuare, se așterne formațiunea de Bălăbănești, alcătuită în bază din pietrișuri cu galeți
de gresii, cuarțite, menilite, în grosime de 8 – 10 m, urmate de nisipuri ( 30 – 50 m) cu textură
încrucișată ( V. Sficlea, 1960).
În sectorul de SV ( pe interfluviile dintre Siret – Berheci – Zeletin –Bârlad) și la V de Siret
apar nisipuri și pietri șuri de Cândești cu textură torențială, care sunt sincrone cu cele de Bălăbănești,
dar au grosimi mult mai mari ( > 300 m).
Pietrișurile de Bălăbănești și cele de Cândești, aduse de Orogenul Carpatic, s -au acumulat
într-un bazin lacustru puțin adânc, ale c ărui ape au contribuit la nivelarea lor și la scăderea grosimii
spre E. Luând în considerare echivalentul Bălăbănești – Tulucești, înseamnă că acumularea lor s -a
produsîncepând cu Romanianul mediu. Pe suprafața Depresiunii Bârladului este puțin probabil ca
procesul de sedimentare a acestor depozite să fi depășit Romanianul.
Cuaternar
După acumularea pietrișurilor, Depresiunea Bârladului a devenit uscat, pe care s -a instalat
rețeaua hidrografică, în lungul căreia s -au format terase. S -au depus depozite loesso ide, formate din
siltite gălbui, cu o grosime de 5 – 10 m. În cuprinsul lor există câteva niveluri subțiri, roșcate,
considerate ca produse de alterație ( soluri fosile). Acumularea depozitelor loessoide s -a produs în
Pleistocen, ele fiind mai noi decât pie trișurile de Bălăbănești – Cândești.
Principalele artere hidrografice care străbat Platforma Bârladului sunt însoțite de terase ce
denotă înălțarea ritmică din Cuaternar. Pe valea Bârladului, Al. Obreja a pus în evidență terase
înalte de 40 – 70 m, de 100 – 110 m și chiar 140 m ( zona Albești). Terasele înalte apar și pe versanții
Siretului. Pe celelalte râuri ( Zeletin, Tutova), cât și pe versantul drept al Pru tului sunt numai terase
joase. [5]

28

Figura 9. Coloana stratigrafică
(După harta geologică a Romaniei – foaia B ârlad)

29

Figura 1 0.Legenda coloanei stratigrafice
(După harta geologică a Romaniei – foaia B ârlad)

2.2.2 TECTONICA
După cratonizare, ca urmare a oscilațiilor pe verticală, se individualizează patru mari cicluri
de sedimentare: Devonian ( eventual și Carbonifer inferior), Permian – Triasic, Jurasic – Cretacic –
Eocen și Badenian – Romanian, între care au existat etape înde lungate de exondare cu procese de
denudație. Cu excepția primului ciclu, pentru care din lipsă de date nu se pot face analogii cu
unitățile limitrofe, ciclul al doilea și prima parte ( Jurasicul) din ciclul al treilea diferențiază
Depresiunea Bârladului de Platforma Moldovenească ( care în tot acest interval a funcționat ca
uscat), în schimb, sedimentologic, o apropie de Platforma Valahă. Începând din Cretacic, evoluția
devine comună și cu Platforma Moldovenească, de care se diferențiază, din nou, prin prel ungirea
sedimentării și după Meoțian până în Romanian.
În evoluția platformică, mișcările oscilatorii au avut schimbări de sens. Astfel, în Jurasic
maximul de afundare se situează spre partea sudică, la contactul cu Orogenul Nord Dobrogean, în
timp ce în u ltimul ciclu de sedimentare, partea vestică ( spre Orogenul Carpatic) a fost antrenată
într-o subsidență activă, ce a condus la o acumulare foarte groasă de sedimente ( circa 4000 m) și la
afundarea accentuată a marginii vestice a Platformei Bârladului. Fe nomenul nu poate fi străin de
șariajul orogenului peste platformă, după falia pericarpatică, în mișcările moldave. În partea vestică
a platformei, la contactul cu Orogenul Carpatic, s -a produs o solicitare tectonică intensă, ce a
condus la apariția a numer oase fracturi ( O. Dicea, 1969). Tectonica cuverturii, inclusiv a celei
neogene este rezultanta mulării reliefului vechi de către depozitele noului ciclu, cu efectul
mișcărilor verticale, fie de afundare ( ce declanșează sedimentarea ), fie de înălțare ( c u apariția
reliefului).

30
La fel ca în Platforma Moldovenească, depozitele cuverturii prezintă o ușoară înclinare spre
SE, după cum rezultă din urmărirea unor niveluri reper, cum sunt cineritele de Nuțasca – Ruseni și
pietrișurile de Bălăbănești. Astfel, cine ritele de Nuțasca – Ruseni arată o înclinare de 7 -8 m/ km ( P.
Jeanrenaud, 1971). În partea vestică, între Siret și Răcătău, înclinarea este ceva mai mare, de 12 m/
km. Aceeași înclinare spre SE prezintă și pietrișurile de Bălăbănești ( V. Sficlea, 1960).
Înclinarea este efectul înălțării diferențiate (mai accentuate în N) a Depresiunii Bârladului și
a Platformei Moldovenești, fenomen petrecut ( sau finalizat) după depunerea pietrișurilor de
Bălăbănești – Cândești, în faza valahă. Acumularea acestor pietrișur i nu este străină de această
înălțare, comună și Orogenului Carpatic ( sursă a materialului ruditic respectiv ), unde s -a declanșat
probabil mai timpuriu. Poziția cvasiorizontală a fost influențată de mișcările neotectonice, fapt pus
în evidență de deforma rea unor terase ( Al. Obreja, 1961).
Contactul cu Orogenul Carpatic se face prin intermediul Faliei Pericarpatice, în lungul căreia
în mișcările moldave din Volhinianul inferior, orogenul a prins sub el ( la fel ca în cazul Platformei
Moldovenești), margin ea vestică a Depresiunii Bârladului. La N de Trotuș, unde aflorează depozite
basarabiene, chersoniene și meoțiene, se poate constata că Falia Pericarpatică a fost reactivată, ceea
ce a condus la redresarea și chiar ondularea depozitelor de platformă din zo na de contact. [5]

Fig. 11– Secțiune geologică în sectorul Nordic al Depresiunii Bârladului
(Cirimpei, 2009)

31
CAPITOLUL 3 GEOLOGIA STRUCTURII
3.1. STRATIGRAFIA ZĂCĂMINTELOR
Sondele săpate pe structura Glăvănești în cadrul ad âncimi i realizate , au traversat formațiuni
ce aparțin ca v ârstă Jurasic mediu , Jurasic superior , Cretacicului, Badenianului , Sarmațianului și
Pliocenului. Interes pentru hidrocarburi îl reprezint ă depozitele sarmațiene. Sarmațianul cuprinde 9
complexe nisipoase separate prin marne. Din cele 9 complexe 3 produc gaze (IV,V,VI).
Sarmațianul face parte din ciclu de sedimentare Badenian -Pliocen fiind dispus transgresiv și
discordant peste Buglovian .
La sf ârșitul Buglovianului , dup ă o scurtă perioadă de exondare , urmează o perioadă de
continua scufundare a depresiunii, de -a lungul unor accidente tectonice. Această subsidență
continuă , se resimte at ât asupra caracterului litologic al depozitelor sarmațiene cât și asupra grosimii
lor (grosimi ce depășesc 1600m).
Sarmațianul se caracterizează prin conținutul de fauna salmastră ce indică trecerea spre
regimul de apă dulce ce se va realiza în Meoțian. Litologic, în Sarmațian s -au acumulat argile,
siltite, marne, nisipuri , strate subțiri de gresii și calcare oolitice. Pe baza caracteristicilor litofac iale
și al analizelor micropaleontologice, în cadrul Sarmațianului au putut fi separate două subetaje ale
acestuia: Bessarabianul și Chersonianul.
Bessarabianul . În această parte a platformei Bârladului , se dezvoltă într -un facies marin –
salmastru predomina nt nisipos cu intercalații de conglomerate și argile.
În cadrul structurii Glăvănești , predomină argilele siltice și cenușii plastice cu intercalații de
gresii și nisipuri. În cadrul Bessarabianului au fost identificate patru complexe notate de jos în sus:
III, III -IV, IV și IV’ .
Chersonianul, se prezintă sub forma unui litofa cies fluvio -deltaic cu nisipuri , inte rcalații
lentiliforme de gresii , siltite și argile cu frecvente schimbări laterale de facies. Prezintă două
orizonturi:
 unul predominant nisipos în care au fost indentificate complexele gazeifere V și VI ;
 o stivă predominant marnoasă în partea superioară; [10]
Descrierea litologică detaliată a formațiunilor litologice de pe structura Glăvănești este
prezentată în anexa 1.

32
3.2. TECTONICA
În cadrul depresiunii Bârladului, structura Glăvănești se găsește în zona situat ă la nord de
falia majoră Corbeasca -Glăvănești -Pudreni, în cadrul celui de -al doilea prag tectonic Ocheni –
Petrești.
Elementul structural dominant în structura Glăvănești este repr ezentată printr -un anticl inal
orientat pe direcția NV -SE, afectat de o falie majoră , longitudinală , notată cu “F” o falie secundar ă
transversală notată cu “f ”. Structura Glăvăneșt i este un hemianticlinal faliat (Anexa 2 ) .

Fig. 12 Sectiune geologică Glăvănești
(După Beca C. și Prodan D., 1983)
Accidentul tectonic longitudinal “F” au fost puse în evidență de diagrafiile electrice a unor
sonde în care s -a constatat lipsa parțială sau totală a unor pachete de sedimente ce alcătuiesc
complexele zăcământului Glăvănești și de unele profile seismice.
Falia “F” este o falie normal ă interceptată de sondele 10 3 și 11 9 la complexele VI b , de
sonda 123 la pachetul Va , de sondele 6 7 și 80 la pachetele Vb iar de sonda 7 9 la pachetele IV’b.
Reinterpretare a faliei “F” pe profilele seismic și identificarea acesteia la diferite nivele în
sondele 6 7, 75, 7 9, 103,123 cât și informații oferite de modelarea 3D, au condus la modificarea pe
anumite segmente a poziției acesteia cât și a relației cu falia secundară “ f”.
Falia secundară “f”nu este vizibilă pe profilele seismic e dar aceasta s -ar putea dator a
săriturilor mici ale acesteia , sub rezoluția investigațiilor seismic e. Pe baza acestor considerente cât
și a celor de ordin hidrodinamic , falia “f” a fost menținută în mod geologic.
În modelul geologic anterior falia secundară “f” traversa falia “F”și compartimenta partea
nordică a structurii în două blocuri: blocul I și blocul I’. În actualul model , analiza profilelor
sesimice 2D efectuate pe structură și reinterpretarea poziției faliei “F”cu ajutorul informațiilor

33
provenite din modelarea structurii și valorile izobatice apropiate ale sondelor 67 și 84 care le
situează pe acestea în același bloc t ectonic , ne indic ă, că falia secundară “f” nu traversează falia
principal ă “F”. Astfel, fostele blocuri I și I’ au f ost reunite în actualul model într -un singur bloc,
denumit blocul I.
În modelul anterior , falia “F” delimita zăcământul în partea sudică ș i trecea prin sondele 63
și 70. După reinterpretarea profilelor seismice și recorelarea diagrafiilor electrice din sondele 63 și
70 nu indica prezența acesteia.
În noul model , falia majoră “F”și falia secundară “f” împart structura Glăvănești în 3 blocuri
tectonice numerotate cu bloc I -partea nordică a structurii cu sondele 6 9 și 81 , blocul II –partea
central ă a structurii unde sunt poziționate majoritatea sondelor și blocul III –în partea estică a
structurii unde sunt poziționate sondele 79, 131 , 132 (Ane xa 2) .[10]

34
CAPITOLUL 4 GEOLOGIA ZĂCĂMINTELOR
4.1 CONDIȚIILE DE FORMARE A ZĂCĂMINTELOR DE HIDRO CARBURI

Totalitatea factorilor și fenomenelor ce intervin în procesul de formare a hidrocarburilor
poart ă denumirea de petroligenez ă.
Plecând de la faptul c ă în prezent este îndeosebi admis ă ipoteza originii organice a
hidrocarburilor, explicarea procesului petroligenetic comport ă rezolvarea câtorva probleme de baz ă
și anume:
1.Materia organică (materia prim ă) inițial ă care a stat la baza form ării hidrocarburilor.
2.Mediul în care a avut loc acumularea materiei organice inițiale.
3.Mecanismul schimb ărilor suferite de materia organic pentru a deveni hidrocarbur ă.
4.Rocile -mam ă sau seriile surs ă și caracteristicile lor.
1.Materia prim ă
În prezent este admis c ă materia prim ă din care s -au format hidrocarburile a fost oferit ă de
lumea vegetal ă și animală din mediul marin și foarte puțin din cel continental (uscat).
Mediul marin cuprinde câteva gr upe fundamentale de organisme prin tre care trebuie
menț ionate :
-planctonu l: cuprinde viețuitoare care se mișc ă pasiv spre suprafața apei;
-nectonul : viețuitoare care se deplaseaz ă activ pân ă la m ari adâncimi (pești,
cefalopode);
-bentonul : viețuitoare ce tr ăiesc fixate pe fundul bazinului marin.
Toate aceste g rupe de animale și plante sunt î n măsură, ca dup ă moarte , să asigure materia
organică necesară form ării bitumenelor.
Unele dintre ele pot da naștere la cantit ăți enorme de substanțe organice prin acumul ări de
ordin local. Ca exemplu, în Marea Sargaselor din oceanul Atlantic, planctonul formeaz ă câmpuri
vaste de alge plutitoare ce ocup ă o suprafață egală cu o treime din cea a Europei. Mediul marin
oferă condiții î n care une le viețuitoare se pot dezvolta î ntr-un ritm inimaginabil de rapid. Astfel pe
coasta o ceanului Atlantic de -a lungul ță rmului Americii de Nord, se produc adevă rate explozii de
diatomee care se înmulțesc î n ritm epidemic .S-a calculat că dacă o diatomee ar avea condiții ideale
de dezvoltare, s-ar înmulți atât de repede încât în 8 zile ar forma o masă egală ca volum cu cea a
întregului glob pă mântesc.

35
Cunosc ând c ă aproximativ 50% din volumul diatomeelor este format din globule de ulei,
geologi i americani consideră că aceste vie țuitoare au oferit materie primă pentru o mare parte din
petrolurile din vestul Americii de Nord.
2.Mediul de acumulare a materiei organice
De la bun început se poate preciza că mediul continental nu poate oferi condiții de
acumulare a substanțelor organice în cantită ți mari și nici de b ituminizare. Sub acțiunea factorilor
externi, î n mediul continental, uscat, resturile organice se descompun imediat.
Mediul acvatic ră mâne acela care poate oferi condiții de acumulare și de transf ormare a
substanțelor organice î n hidrocarburi.Unul din argu mente î n aceast ă privinț ă este asocierea
frecventă a petrolului cu depozite bogate în resturi fosile marine.
Factorii determinanți î n procesul de petroligenez ă sunt:
-topografia zonei de acumulare a materiei organice ;
-lipsa oxigenulu i din mediul marin de acumulare (ex. mări
interioare,golfuri,lagune,fiorduri) unde se instituie din punct de vedere chimic un mediu reducă tor
de tip euxinic .
-depunerea de sedimente fine și creșterea concentrației de sare faț ă de m ările
deschise ca urmare a exond ării pragului continental.
Principalii factori care determin ă procesele de formare a hidrocarburilor
a) Factori biochimici
b) Factori geochimici -geofizici
a) Factorii biochimici constau î n influența bact eriilor anaerobe și se manifestă î n cadrul
fazei biochimice de transform ări, fază care este scurt ă dar foarte intens ă.
Existența generalizat ă a bacteriilor anaerobe la partea superioar ă a sedimentelor din
numeroase funduri marine este bine cunoscut ă din cercet ările lui Kinsburg -Karaghiceva și Tissot.
Mecanismul const ă în consumarea oxigenului de că tre bacterii, reducerea sulfaților și
descompunerea albuminelor , celulozei și a acidului lactic. Din aceste reacții se degajă gaz metan,
bioxid de carbon, hidrogen și azot.
S-a constatat c ă bacteriile abund ă în primii centimetri unde au o activitate intens ă după care
scad cantitativ pân ă la 10m unde dispar. Este de admis c ă procesele de transformare biochimic ă au
loc imediat dup ă sedimentare ele fiind sincrone cu formarea depozitelor sedimentare fine.

36
b)Factorii geochimici -geofizici
Acești factori acționeaz ă în cadrul fazei geochimice de transform ări pe care le sufer ă materia
organic ă, fază care se desf ășoară lent, dar care dureaz ă o perioad ă lungă de timp. Cei mai importanți
factori geochimici -geofizici sunt :
1.Temperatura
2.Radioactivitatea
3.Presiunea
4.Sedimentul mineral

1.Temperatura
Acest factor foarte important influențeaz ă timpul necesar pentru a extrage o anumit ă
cantitate de bitumene din roci. Cu cât temperatura este mai sc ăzută cu atât timpul este mai lung.
Cercet ări experimentale (Mayer) au dus de exemplu la concluzia c ă pentru convertirea a 1% din
materia organic ă existenț ă în argilele bituminoase î n bitumene sunt necesari 84000 ani și o
temperatur ă de 100o C.
Trebuie precizat c ă nu pot fi admise temperaturi care s ă depășeasc ă 200o C deoarece acestea
ar distruge “marcatorii biologici” sau “mol eculele fosile” care se g ăsesc în mod normal î n petrol.
În acest sens este de precizat c ă temperatura determin ă atât declanșarea cât și amplificarea
reacțiilor chimice ce duc la formarea hidrocarburilor.Laplante se consider ă că materia organic ă
diseminat ă sufer ă transform ări asem ănătoare reacțiilor termochimice (termoliz ă) ce duc la
carbonificare. Generarea petrolului ar fi numai o parte a procesului de metamorfism termal al
materiei organice.
2.Radioactivitatea
Fenomenele radioactive influențeaz ă transforma rea materiei organice î n hidrocarburi. Unele
roci, î ndeosebi argilele și marnele au dovedit o radioactivitate crescut ă. S-a constatat de exemplu c ă
marnele paleozoice au o radioactivitate mai mare decât cele din Terțiar.
3.Presiunea
Mult timp s -a considerat c ă presiunea orogenic ă ar avea un rol activ in t ransformarea
materiei organice î n petrol.Dar aceste presiuni presupun și t emperaturi mari, care dep ășind 200o C
nu sunt compatibile cu existența “moleculelor fosile” din petrol.
4.Sedimentul mineral
Practic rolul sedimentului mineral este de a prote ja substanța organic ă ce intr ă în procesele
de bituminizare. A ceast ă protejare se realizeaz ă prin î ngroparea rapid ă a substanțelor organice sub

37
stive impermeabile. Schimb ările suferite de sedimentul mineral, fin , în timpul depunerii, pot
întrerupe total sau parțial accesul oxigenului.
Marele om de științ ă român, Gheorghe Macovei atrage atenția de exemplu asupra mâlurilor
argiloase ca lcice care au un rol important în bituminizare și î n carbonificare. Gheorghe Macovei
arată că formarea și acumularea petrolului î n complexele argiloa se depinde de schimbul de baze
între un elec trolit (apa de mare) și sedimentele argiloase ce se depun odat ă cu materiile organice din
care va lua naștere petrolul.
Cercet ătorii Rumeau și Sourisse au separat patru stadii principale în formarea
hidrocarburilor:
Stadiul 1: includ e faza biochimic ă superficial ă în care activitatea bacterian ă este
generatoare de gaz metan și gaze necombustibile (CO 2,SH 2). Metanul format în aceast ă etapa este î n
mare m ăsură pierdut.

Fig.1 3 Faze de formare a hidrocarburilor
(După Rumeau și Sourisse)
Stadiul 2: începând de la o anumit ă adâncime și temperatur ă care depinde de natura
originar ă a materiei organice, de matricea mineral ă și de viteza de subsidenț ă, încep s ă se formeze
hidrocarburi ușoare.
Acest stadiu este separat ca stadiul precoce de genez ă termic ă a hidrocarburilor. La
începutul său apare numai metanul , apoi și ceilalți componenți pe m ăsură ce se apropie de stadiul 3.

38
Stadiul 3: este constituit de c ătre faza principal ă de genez ă a hidrocarburilor lichide (alcani
normali și ramificați, ciclani, hidrocarburi aromatice). Continu ă și în acest stadiu s ă se formeze
hidrocarburile ușoare (C 1-C6) și CO 2( Albrecht).
Stadiul 4: este caracterizat de faptul c ă din nou sunt preponderente hidrocarburile gazoase
ele provenind din cracarea produselor lichide de ja formate, ajunse în condiții d e temperaturi tot mai
ridicate. Totodat ă are loc formarea de metan pe baz ă de kerogen. Gazul metan din acest stadiu este
denumit “tardiv” pentru a -l deosebi de cel “precoce” format in stadiul2.
Kerogenul este substanța organic ă fosilă cea mai abundent ă. El se g ăsește în stare dispers ă
în roci și constituie sursa de petrol și gaze. Este solid și insolubil în solvenți organici obișnuiți
(benzen,tetraclorur ă de carbon). Privit la microscop apare ca o mas ă fundamental ă de pa rticule mici
dintre care unele conserv ă forme caracteristice ale materialului inițial (alge, spori, polen, țesuturi
vegetale) dar în general particulele de kerogen sunt amorfe.
În cadrul evoluției geologice a bazinelor sedimentare care se desf ășoară pe zec i și sute de
milioane de ani, depozitele sunt tot mai mult îngropate și duse spre adâncimi din ce în ce mai mari.
Se știe c ă grosimea unor stive de roci sedimentare poate ajunge la mai multe mii de metri .
Aceste afund ări conduc depozitele sedimentare spre zone cu temperaturi din ce în ce mai
mari.Gr adientul geotermic poate varia î ntre 15o și 80o pe kilometru. Î n aceste zone, kerogenul se
găsește într -un echilibru nestabil, va fi scos din echilibrul avut și va suporta un rearanjament
progresiv în direcția echilibrului termodinamic.

4.2 PROPRIET ĂȚI FIZICE ALE MEDIUL UI POROS PERMEABIL (MODELUL FIZIC )

În ceea ce privește formarea unui zăcământ de petrol sau de gaze, î ntr-o regiune din scoarța
terestr ă, aceasta este condiționat ă de existența urm ătoarelor elemente:

1. Roci -mam ă (generatoare de hidrocarburi)
2. Roci rezervor (roci magazin)
3. Posibilitatea migrației hidrocarburilor de la rocile -mam ă până la rocile rezervor.
4. Existența rocilor protectoare (de ecranare).
5. Existența capcanelor adic ă a unor aranjamente tectonice, stratigrafice sau litolo gice în
care hidrocarburile s ă intre într -un echilibru stabil.
Lipsa unuia din cele cinci elemente enumerate mai sus împiedic ă formarea unui z ăcământ de
petrol sau gaze. Pentru edificarea noțiunii de z ăcământ este implicit necesar ă definirea fiec ăruia
dintre cele cinci constituente fundamentale de condiționare a existenței unui z ăcământ.

39
1. Rocile generatoare sau seriile surs ă și caracteristicile lor
Rocile -mam ă, cunoscute și sub denumirea de roci -sursă sau roci generatoare de petrol, sunt
acele roci ce s -au format din sedimentele depuse odat ă cu materia organic ă din care a rezultat
petrolul. Din punc t de vedere petrografic ele se î mpart pe un diapazon larg de variabilitate î nsă
prezint ă trăsături comune generate de condițiile proprii form ării petrolului. Acestea sunt:
-Caracterul fin al granulației: rocile -mam ă sunt constituite î n general din pelite ce pot fi
argiloase, silicioase, marnoase sau c ărbunoase.
-Caracterul foios al texturii rocii: ca rezultat al compact ării sub presiune. Este un caracter
mai prezent la argile, care prin uscare devin mai foioase (ex. disodilele din Oligocenul Carpaților
Orientali).
-Culoare î nchis ă, predominant brun negricioas ă în sp ărtură proasp ătă, datorit ă conți nutului
bogat în bitumene fixe. În stare alterat ă aceast ă culoare devine alb -gălbuie, deschis ă.
-Lipsa scheletelor calcaroase ale organismelor marine, fosile deoarece bioxidul de carbon
rezultat din descompunerea substanțelor organice și a bacteriilor anaerobe, dizolv ă resturile
calcaroase.
-Prezența piritei, explicat ă de concentrația mare de hidrogen sulfurat și de lipsa oxigenului,
abundența materiei organice și a bacteriilor anaerobe desulfurante (reduc sulfații). Aceștia induc un
mediu reduc ător propice form ării sul furii de fier (pirita). Faptul este ușor de constatat în
aflorimentele de sulf formate pezonele de oxidație și dup ă izvoarele sulfuroase și feruginoase.
Menționez c ă aceste caractere ar ătate mai sus nu sunt absolut obligatorii global, la fiecare
rocă-mam ă în parte.
Tipuri de roci -mam ă de petrol
-roci-mam ă argiloase: sunt cele mai r ăspândite și constituie bitumolitele a c ăror vârst ă se
înscrie pe un diapazon stratigrafic foarte larg (din Proterozoic pân ă în Terțiar). Exemplu sunt
disodilele oligocene din Car pați sau Silurianul din Estonia (stratele de Kukers).
-roci-mam ă silicioase: se întâlnesc mai frecvent în bazinele de avanfos ă și intramontane.
Provin din precipitarea silicei ce constituie mâlurile cu radiolari, diatomee, spongieri. Rocile sunt
reprezentate de radiolarite, diatomite, menilite. Exemplu : menilitele oligocene din Carpații
Orientali.
-roci-mam ă calcaroase: prezint ă o mare r ăspândire î n seriile de platform ă.Sunt considerate
roci-sursă de hidrocarburi cal carele și dolomitele brune -negricioase, cu textur ă fină, provenite din
nămoluri calacaroase, bogate în substanțe organice. Exemplu sunt marnele brune bituminoase din
Oligocenul Carpaților Orientali sau calcarele devoniene de Trenton și de Niagara -SUA.

40
-roci-mam ă cărbunoase: sunt repreze ntate de depozite de c ărbuni bituminoși (paralice).Unii
autori consider ă cărbunii bituminoși ca fiind roci -mam ă.
2.Roci rezervor (magazin)
Aceste roci sunt poros -permeabile și au calitatea de a înmagazina hidrocar burile pe care le
cedeaz ă apoi î n parte,în timpul exploat ării.
Partea din roc ă în care sunt acumulate hidrocarburile poart ă denumirea de colector.
Principalii parametri fizico -geologici ai rocilor rezervor, roci în marea lor majoritate
sedimentare,sunt:
porozitatea
permeabilitatea
saturația î n hidrocarburi
Rocile rezervor pot fi granulare (nisipuri,gresii), carbonatate (calcare) și mai rar de tipul
rocilor metamorfice și eruptive fisurate. Ca exemple de roci magazin din z ăcămintele din România
se menționeaz ă:
Nisipurile fine și grosiere,nisipuri marnoase
Marne nisipoase
Gresiile
Microconglomeratele
Calacarele și dolomitele
3.Migrația petrolului și a gazelor
Migrația hidrocarburilor fluide este un factor important în formarea z ăcămintelor și
reprezint ă deplasarea hidrocarb urilor din sedimentul primordial în care s -au format, până în
rezervorul natural și apoi în cuprinsul acestuia unde se acumuleaz ă.
În anumite condiții, în special când lipsește un înveliș protector, acest proces de migrație
duce la dispersarea hidrocarburilor și chiar la distrugerea z ăcămintelor.
Factorii migrației
-greutatea sedimentelor care determin ă fluidele s ă se deplaseze spre periferia bazinului unde
greutatea sedimentului și presiunea sunt mai mici.
-creșterea temperaturii: produce o di latare a rocilor cât și a gazelor, petrolului și a apei
conținute. Fluidele se dilat ă mult mai mult decât rocile și tind s ă se deplaseze spre regiuni cu
temperaturi mai joase. Sub acțiunea temperaturilor înalte petrolul poate s ă-și schimbe starea fizic ă
trecând în starea de gaze iar la valori de circa 400o C trece în stare de vapori.

41
-forțele orogenice: determin ă deplasarea hidrocarburilor din regiunile comprimate spre
regiunile destinse cum sunt bolțile cutelor anticlinale.
-acțiunea apelor de circulație: forțele orogenice pot intensifica acțiunea apelor, care
determin ă transportul hidrocarburilor în regiuni noi de acumulare, legate de existența unor capcane.
Cea mai mare influența a apelor se manifest ă în rezervoarele ușor permeabile. Viteza de circulație a
apelor este mai mare în regiunile cutate și mai mic ă în cele de platform ă.
4.Roci protectoare
Rocile protectoare au rolul de a închide un rezervor natural, pentru ca într -o anumit ă parte
din interiorul acestuia s ă se poat ă forma o acumulare de petrol sa u de gaze. Rocile protectoare
trebuie s ă fie impermeabile și destul de groase pentru a rezista presiunii z ăcământului și acțiunii
agenților externi.
Ca roci protectoare s -au dovedit a fi marnele, argilele (mai ales cele hidrolizate), sarea,
orizonturile de anhidrit, gresiile și calcarele compacte și lipsite de fisuri, zonele de asfaltizare
formate în urma oxid ării petrolului dintr -un rezervor care afloreaz ă. Rocile protectoare din
cuprinsul unei formațiuni geologice productive dau posibilitatea separ ării ac estei formațiuni pe
complexe și a complexelor pe strate.
Când au o grosime suficient ă, pot realiza izolarea etanș ă între complexele sau stratele cu
presiuni diferite și s ă dea posibilitatea unei exploat ări selective.
Dacă rocile impermeabile nu au o grosim e suficient de mare și nu sunt suficient de
rezistente, izolarea stratelor cu ap ă sau cu gaze nu se poate realiza și în unele cazuri, exploatarea
poate fi compromis ă prin invadarea apelor sau trecerea gazelor în stratele cu petrol.
5.Capcane
Cea de -a cincea condiție necesar ă form ării unui z ăcământ de hidrocarburi se refer ă la
existența unei capcane, adic ă a unor aranjamente tectonice, stratigrafice sau litologice în care
hidrocarburile s ă intre într -un echilibru stabil. [8]
La baza form ării capcanelor stau urm ătorii factori:
-factori orogenetici : duc la formarea capcanelor tectonice (structurale)
-factori epirogenetici: duc la formarea capcanelor stratigrafice și litologice, cât și a
variațiilor de lito -facies.
Mai jos sunt reprezentate aceste tipur i de capcane:

42

Fig.1 4 Capcan ă structural ă pe un anticlinal
(După http://www.geologyin.com/2014/12/hydrocarbon -traps.html )

În fig. 14 este reprezentat ă o capcan ă structural ă într-un pliu al unui anticlinal. Se observ ă
alternanța de roci permeabile cu roci impermeabile (argile care determin ă, calcare compacte) cele
din urm ă asigurând etanșarea structurii în care sunt acumulate hidrocarburile (țiței și gaze). Fluidele
se separ ă în funcție de densitatea lor, în partea cea mai de jos acumulându -se apa iar la partea
superioar ă gazul metan.

Fig.1 5.Capcan ă structural ă pe o falie normal ă
(După http://www.geologyin.com/2014/12/hydrocarbon -traps.html )

În fig. 15 este schematizat ă o capcan ă structural ă de-a lungul unei falii normale. Î n partea
drept ă a faliei, pachetele de roci sunt coborâte putând s ă determine ecranarea la partea superioar ă și
a unor eventuale z ăcăminte de hidrocarburi situate și în partea dreapt ă a faliei.

Fig.1 6 Capcan ă stratigrafic ă generat ă de o discordanț ă unghiular ă de sedimentare
(După http://www.geologyin.com/2014/12/hydrocarbon -traps.html )

43
În fig. 16 e înfățișată o capcan ă stratigrafic ă generat ă de sedimentarea discordant ă a rocilor
care asigur ă etanșarea (argile). Hidrocarburile sunt cantonate în roci rezervo r permeabile (nisipuri)
prinse î ntre pachetele de roci argiloase impermeabile atât lateral cât și la partea superioar ă a
capcanei.

Fig.1 7.Capcan ă mixtă asociat ă unui diapir de sare
(După http://www.geologyin.com/2014/12/hydrocarbon -traps.html )

Acest tip de capcan ă e generat grație existenței unui dom de sare care are el însuși
proprietatea de a fi impermeabil. Asociat cu existența rocilor impermeabile (argile) , acesta poate
determina o capcan ă de tip mixt.

4.2.1 DISTRIBUȚIA INIȚIALĂ A FLUIDELOR
Sondele săpate în structura Glăvănești au traversat formațiuni geologice de v ârstă Pliocen,
Sarmațian , Buglovian și Badenian. Încercările de producție efectuate în sonde au pus în evidență
acumulările industrial e de gaze și condensat în Sarmațian, deasupra anhidritului în topul
Badenianului.
Roca colectoare este constituită din nisipuri fin calcaroase ș i marnoase, gresii calcaroase ,
marne nisipoase și marne grezoase, compacte.
După aspectul litologic , modul în care au fost perforate și după rezultatul obișinut la probele
de producție , zăcămintele au fost grupate în 6 complexe notate de sus în jos după cum urmează : VI
, V ,IV’ ,IV , intermediar III-IV, III a.Aceste complexe au fost subdivizat e în 12 pachete și 34 de
strate .

44
Pe structură s -au săpat un număr de 40 de sonde dintre care:
 22 sonde de producție (carotajele sunt exemplificate în anexele 3, 4, 5.6)
 8 sonde abandonate după producție;
 10 sonde abandonate din probe;
 5 sonde abandonate din foraj;
 1 sondă de injecție ape reziduale; [10]
4.2.2 TIPUL ACUMULĂRILOR DE GAZE
Acumulatul gazelor s -a făcut în principal în capcane structurale de tip anticlinal cu căderi
mici pe flancuri 1,5 -2⁰ și afectate de falii. [10]
4.2.3 PARAMETRII FIZICI AI ROCII
Roca colectoare este alcătuită din nisipuri fin calcaroa se și marnoase slab consolidate , gresii
cuarțite salb cim entate, gresii calcaroase , marne nisipoase și marne grezoase compacte.
Suprafața productivă –conturul suprafețelor productive a fost trasat pentru fiecare pachet pe
hărțile structural e construite pentru fiecare complex , pe baza rezulatelor obținute la probele de
producție și a aspectului diagrafiilor electrice.
Complexul VI are grosimea totală de aproximativ 120 m și grupează preponderant strate
nisipoase. Încercările de producție ef ectuate în sonde au condus la împarțirea complexului în
pachetele a(stratele 1, 2,3) b (1-4) c ș i d(inferior+superior) prezentând impo rtanță pentru
hidrocarburi : pachetele a , b și d.
Supra fețele cu resurse au dimensiuni diferite și au fost delimitate după cum urmează:
Pachetul VI a (stratele 1, 2, 3)
 Blocul II a fost probat cu gaze în sonele 59, 100, 232 care sunt în producție , sonda
202 a probat cu apă sărată. Limita gaze -apă a fost trasată pe izobata de -868 m.
 Blocul III Limita gaz/apă s -a trasat pe izobata de -868 m după sonda 141 care a
produs din acest pachet.
Pachetul VI b (stratele 1 -4)
 Bloc I –acest pachet se comport unitar din punct de vedere hidrodinamic , iar probele
de prod ucție și diagrafiile el ectrice ale sondelor au permi s evidența unui contact gaz –
apă, la adâncimea izobatică de -895 m , după sonda 6 1 cu producție.
Pachetul VI d (inferior+superior) – pachetul a fost probat cu gaze cu debit industrial în
sonda 65.
 Stratul V I d superior – înglobeaz ă stratele nisipoase din capul pachetului VI d.

45
 Stratul VI d inferior – blocul I , limita medie de saturație s -a trasat pe izobata de -985
m , după sonda 7 9.
Complexul V. Are grosimea totală de aproximativ 160 m și cuprinde 2 secțiun i nisipoase
separate prin intercalații marno -argiloase, ce constituie un bun reper de corelare.
Pachetul V a (stratele 1 -7) – cuprinde o stivă nisipoasă de aproximativ 34 m grosime. Limita
gaz-apă a fost trasată pe izobata de -1021 după sondele 65, 55 , probate cu gaze și sonda 106 cu
producție.
Complexul IV . Are o grosime de 150 m și este constituit din 2 secțiuni de strate total
diferite litologic. Au fost separate pachetele IV’a și IV’b.
Pachetul IV’a are o grosime totală de 36 m și este dezvoltat în facies nisipos.
Pachetul IV’b este constituit din 2 strate a1 și a2. Limita medie de saturație s -a trasat pe
izobata de -1150 m.
Complexul IV. Are o gro sime totală de aproximativ 60 m . A fost împărțit în 2 pachete 4a și
4b, iar diagrafia electric ă a son delor a pus în evidență existența unei intercalații marnoase, ce separă
vizibil cele 2 pachete.
Complexul intermediar 3 -4. Complexul a fost împărțit în două pachete III – IV1 și III –
IV2, cu aceeași limită gaz -apă de -1250 m.
Zăcământul com ercial Glăvăneș ti a fost modelat din punct de vedere geologic și petrofizic
cu programul PETREL, iar resursa inițială s -a calculat pe un model de zăcământ tridimensional. [10]
Rezultatul modelării a fost un gri d tridimensional format din cel ule cu dimensiunea pe
orizontal ă de 75×75 m și pe verticală 1m. [10]

Faciesul. A fost calculat după curba de potențial spontan, în funcție de aspectul diagrafiilor
geofizice din sonde și ai parametrilor de producție.
Au fost delimitate 3 tipuri de facies în care au fost grupate toate tipurile litologice întâlnite
în cadrul structurii:
 Nisip -colector
 Siltit -colector
 Argilă -necolector

Grosimea netă (NTG). Acest parametru a fost în funcție de valorile curbei de
facies(valoarea 1 pentru roci colectoare și 0 pentru roci necolectoare) și a fost scalat în sonde și
distribuit în modelul de proprietăți.

46
Porozitatea.
Porozitatea este proprietatea roci lor care a fost studiată prima î n mod amănunțit de către
cercetătorii zăcămintelor.
Porozitatea este definită ca fiind fracția di ntre volumul pori lor și volumul brut.
p
a
bVmV

S-au stabilit intervale porozitate pentru fiecare tip de facies după cum urmează:
 Pentru faciesul argilă considerat necolector s -au distribuit valori de porozitate de maxim 7%.
 Pentru faciesul siltit considerat colector, valorile de porozitate distribuite au fost între 7 –
16%.
 Pentru faciesul nisip considerat colector, valorile de porozitate distribuite au fost între 16%
și valoarea maximă determinată din analiza porozității pe ca rote.

m=28 %

Saturația în gaze (S g) .
Existența î n roca colectoare a unei rețele de pori comunicanți și permeabili reprezintă
condiția de curgere a fluidelor cantonate î n acești pori. Când spațiul poros este ocupat î n totalitate
de fluide (gaz, apă) se spune că roca este saturată de fluid.
Saturația reprezintă raportul î ntre volumul porilor ocupați de fluid și volumul total de pori ai
rocii.
La modelarea proprietăților saturației în gaze s -au folosit aceleași clase de porozitate –
saturație în gaze.
100g
g
tVSV

100a
a
tVSV

În care:

gS =saturația în gaze;%

aS =saturația în apă;%

gV =volumul porilor ocupați cu gaz; 𝑐𝑚3,𝑚3

aV =volumul porilor ocupați cu apă; 𝑐𝑚3,𝑚3

47
Sg=70%

Tabel 1 –Valorile porozității și ale saturației

Porozitate
% Saturație în gaze
%
7-12 50
12-15 55
15-18 60
18-22 65
22-28 70
28-32 75
>32 80

4.2.4 PARAMETRII FIZICI AI FLUIDELOR CONȚINUTE
Apa de zăcăm ânt. Este de tipul cloro -calcic și a re mineralizații cuprinse între 63,4 –73,6
g/l.
Hidrocarburi. Pentru stabilirea naturii și proprietăților acumulărilor de hidrocarburi, în anii
1976 și 1979, s -au colectat și analizat probe de fluide de la sonde. Analizele au fost efectuate de
ICPPG Câmpina și au constat în analizele cromatografice de gaze prelucrate cu laboratorul mobil de
la capul de erupție al sondelor sau probe de gaze și condesat de la separatorul sondei și recombinate
în funcție de rația cond ens/gaz observată.
Conținutul de metan este cuprins între 88 și 92,6 % vol. Se observă și un conținut mai mic
de metan și mai mare de etan și propan în probele recombinate care se traduc în densități relative
mai mari (0,65 -0,72) față de 0,63 media celorl alte probe, ceea ce conduce la ipoteza că rațiile
condens/gaz , utilizate pentru recombinare, au fost prea mari.
Pentru stabilirea naturii acumulărilor de hidrocarburi s -au realizat și diagrame de stare. Din
acestea rezultă că avem de -a face cu acumulări d e gaze bogate care în condiții de zăcământ se
găsesc în faza gazoasă la orice presiune, condensarea unei fracții lichide având loc la suprafață prin
scăderea temperaturii. În cazul sondelor 65,71 diagramele arată că există posibilitatea unei ușoare
condens ări retrograde în condiții de zăcământ, însă aceste probe sunt tocmai cele obținute prin
recombinarea fazelor, existând suspiciunea utilizării unor rații condens/gaz prea mari.

48
O situație aparte o reprezintă diagrama de stare a fluidului din sonda 72 la Sa Va , care arată
o comportare de gaz cu condensare retrogradă în condiții de zăcământ și rații mari condens/gaz de
4000 nc/mil Nmc în condiții de separator față de 20 -40 nc/mil Nmc, la celelalte sonde unele chiar
de la același obiectiv (65,106), există pos ibilitatea existenței unei benzi subțiri de volatile în baza
acumulării de gaze de la pachetul Va din care să fi produs sonda 72 marginală. [10]
4.2.5 PRESIUNEA INIȚIALĂ ȘI TEMPERATURA DE ZĂCĂMÂNT
Presiunea medie pe zăcăm ânt .
Presiunea î n rocă, definită ca forță care face echilibrul solicitărilor interne ale rocii pe
unitatea de arie a unei secțiuni își are originea î n greutatea pachetului de sedimente superioare care
generează o presiune numită “litostatică” a cărei valoare este :
1in
i
igH
 

unde: -∆Hi este grosimea stratului “ i”
-g este accelerația gravitațională( 𝑚𝑠2 )
Presiunea de zăcământ crește cu adânci mea pe măsură ce se pătrunde î n scoarța terestră
apăsarea pachetelor de rocă traversate și aflate deasupra unui punct imaginar mobil și penetrant
crește .
10rr
lgHP

În care: p1 – presiunea litostatică ,kgf/ 𝑐𝑚2;
ρr – densitatea rocii , kg/dcm ;
Hr – adancimea la care se afla pachetul de roci , m ;
În calculele de prevedere a comportării formațiunilor productive,este deosebit de importantă
cunoașterea valorilor presiunilor statice fapt pentru care se fac măsurători. Înaintea executării
programelor de măsurători de presiuni statice se derulează următoa rele preparative:
-pregătirea și verificarea echipamentelor de măsurare
-pregătirea dacă este c azul a sondelor care vor intra î n programul de măsurători de presiune
(refulări, eliminarea emanațiilor de gaze, verificări prize manometrice etc).
-identificarea sondelor î n care se vor introduce manometre de adâncime.
-prognozarea reducerii producției zilnice.
-prevederea unor măsuri de compensare a scăderii producției.

49
Temperatura de referință „Tr„ și gradientul temperaturii de zăcământ
La sondele în producție, cercetările cu aparatură și metodologie corespunzătoare necesității
obținerii preciziei implicate la scară de detaliu de procesele din sondă, pot aduce o serie de
informații foarte utile.

Treapta geotermică și gradientul geotermic
Pe măsură ce se î naintează spre centrul Terrei, temperatura crește. Cercetările experimentale
efectuate au avut drept rezultat concluzia că la fiecare sută de metri avansare, temperatura solului
crește î n medie cu 3,3℃.
Distanța L măsurată î n metri, pentru care are loc o creștere a temperaturii cu 1℃ se numește
treaptă geotermică iar creșterea efectivă a temperaturii cu 1℃ relativ la această distanță L definește
gradientul geotermic.
Experimental valoarea lui L se apropie foarte mult de 33m. Î n consecință, la o avan sare î n
adâncime cu 33m, temperatura va crește cu un grad Celsius. Există ca zuri în care avem anomalii de
temperatură .
Problemele care se pun î n legătură cu evaluarea cât mai precisă a temperaturii de zăcământ
comportă anumite corecții și anume dacă se dor ește evaluarea exactă a temperaturii pachetului de
rocă situat la o anumită adâncime,la temperatura mediului ambiant se adaugă temperatur ă
corespunzătoare adâncimii î n studiu, astfel:
rH a Ht t t

unde :
rHt = temperatura reală la adâncimea H (oC)
at
=temperatura mediului ambiant
Ht
=temperatura corespunzătoare adâncimii H și este dată de relația
Ht
=0,033 H
Exprimarea în ⁰K (grade Kelvin) a temperaturii reale se face conform relației de
transformare cunoscute:
rHt
+273,15=
rHT
S-a constatat că temperatura de zăcământ rămâne relativ aceiași pe parcursul exploatării lui.
Prin intermediul f orajelor efectuate s -a pus î n evidență faptul c ă gradientul geotermic nu este
întotdeauna același obținându -se anomalii de temperatură atât pozitive cum e cazul Câmpiei

50
Banatului și a Crișurilor (+60 ℃) pentru adâncimi cuprinse intre 1000 -200m cât și anomal ii
negative (Bazinul inferior al Siretului și Dunării,+20 ℃ la adâncimea de 1000m).
Tehnologia utilizată pentru determinarea temperaturii de zăcământ este la ora actuală foarte
avansată. Practic se lansează î n sonde termometre speciale cu ajutorul cărora se pot lua efectiv
temperaturi la orice adâncime și î n orice regim de curgere a fluidului (static sau dinamic). Datele
înregistrate pot fi procesate automat obținându -se termograme de mare precizie.
Conform instrucțiunilor în vigoare , temperatur a de referință are valo area de 35,85 ℃ ,
respective 309 K, iar gradientul temperaturii de zăcăm ânt are valoarea de 0,03 3 ⁰ C

51
CAPITOLUL 5 CLASIFICAREA REZERVELOR ȘI RESURSELOR DE
GAZE NATURALE

Prin resursă geologică de hidrocarburi al unei unități hidrodinamice se înțelege cantitatea de
hidrocarburi fluide din acumulările naturale descoperite și nedescoperite, prognozate pe structuri
neevidențiate (presupuse pe baza unor considerente geostatistice), ce ar p utea fi descoperite în
cadrul unităților structurale majore.
Resursele geologice depind în exclusivitate de factori naturali, geologici, fizici și fizico –
chimic i specifici acumulării, volumul zonei productive, natura și proprietățile sistemului rocă
colectoare -fluide, presiunea inițială și temperatura de zăcământ.
Prin rezervă se înțelege partea din resursa geologică despre care se consideră că poate fi
extrasă din zăcământ până la sfârșitul vieții unui zăcământ, printr -o variantă de exploatare sau
printr -o succesiune de variante de exploatare, în condiții tehnico -economice corespunzătoare,
folosindu -se tehnologii curente .
Se țin în evidență resursele geologice și rezervele de gaze, următoare le:
1. Gaze asociate cu țițeiul , cuprinzând gazele dizolvat e în țiței în condiții inițiale de
zăcământ și gazele din capul primar de gaze asociate acumulărilor de țiței;
2.Gazele naturale libere , acumulate în zăcăminte, exclusiv sub formă de gaze, care pot fi
sărace (fără conținut de condensat), bogate (în amestec cu condensat în condiții de
zăcământ) ;
3.Amestecuri de gaze combustibile naturale din zăcăminte , exclusiv sub formă de gaze, care,
pe lângă componentele din grupa hidrocarburilor, conțin și alte componente chimice (dioxid
de carbon, azot, hidrogen, hidrog en sulfurat etc.) în proporții cumulate de peste 10%
(volumetric) și a căror combustibilitate este dovedită prin teste de ardere.
Pentru o cunoaștere mai clar ă a noțiunilor utilizate în calcul rezervelor se utilizeaz ă o serie
de termeni. Se definesc astfel:
– Acumularea naturală de gaze este caracterizată de prezența hidrocarburilor în roci
colectoare, în condițiile existenței unor capcane de natură structurală, tectonică, stratigrafică,
litologică sau combinată.
-Colectorul reprezintă o rocă poros -permeabilă, capabilă să acumuleze și să cedeze fluide,
mediul poros -permeabil fiind constituit din matricea rocii, din fisuri sau combinat, și se
caracterizează printr -o litologie mai mult sau mai puțin omogenă.
-Capcana este partea dintr -un colector sau ace sta în întregime, care, datorită unor factori
geologici și hidrodinamici, este capabilă să asigure acumularea și protejarea gazelor .

52
-Zăcământul comercial reprezintă o acumulare naturală, unitară, de petrol, constituită dintr –
un colector cu caracter de co ntinuitate, care asigură comunicarea fluidelor conținute, având sistem
unitar de presiune de fund, sau constituită din mai multe colectoare în secțiune verticală, pentru care
exploatarea simultană și neselectivă prin sonde creează condițiile de comunicare a fluidelor și
uniformizarea presiunilor și din care se pot extrage hidrocarburi în condiții tehnice și economice
specificate.
Tot zăcământ comercial se consider și acumulările naturale, separate în plan orizontal sau
vertical în cadrul aceleiași structuri , nepuse în comunicare hidrodinamică prin procesul de
exploatare, dar a căror exploatare se justifică din punct de vedere economic numai pe ansamblul –
structurii.
-Obiectiv de exploatare reprezintă un zăcământ sau mai multe zăcăminte, în succesiune
verticală, din cadrul unei structuri petrolifere puse în exploatare neselectiv prin una sau mai multe
sonde.
-Structura gazeifer ă (câmp gazeifer) reprezintă totalitatea zăcămintelor ce se succed pe
orizontală și vertical ă în cadrul unei structuri geologice.
-Factorul de recuperare realizat este raportul dintre rezerva extrasă și resursa geologică
descoperită inițial.

CLASIFICAREA R EZERVELOR DUPĂ GRADU L DE CUNOAȘTERE
Gradul de cunoaștere a rezervelor reprezintă o măsură a certitudinii, care poate fi atribuită
cantității și calităț ii rezervelor evaluate.
După gradul de cunoaștere realizat, rezervele se clasificăîn categoriile:
Rezerve dovedite
Rezerve probabile
Rezerve posibile

Rezerve dovedite
Sunt rezervele zăcămintelor aflate în curs de exploatare, cât și cele al că ror stadiu de
investigare permite proiectarea exploată rii.
Se admite o probabilitate de 90% (±10%) față de rezervele evaluate. Rezervele dovedite se
subclasifică în:
►dovedite dezvoltate
►dovedite nedezvoltate .

53
Rezervele dovedite dezvoltate sunt rezervele de gaze extrase și cele estimate a se obține
prin sondele de exploatare (producție) existente, în condițiile de deschidere (perforare) a acestora și
ale tehnologiilor de extracție aplicate la data de referință a evaluării, inclusiv cele car e conduc la
obținerea de rezerve secundare.
Se subclasifică în categoria dovedite nedezvoltate , rezervele estimate și se obține prin
sondele de exploatare proiectate și în condițiile de deschidere (perforare) a acestora sau prin
modificarea deschiderii (perforaturii) – existente anterior, cât și prin tehnologii de extracție
proiectate la data de referință a evaluării, in clusiv prin cele care vor conduce la obținerea de rezerve
secundare.
În cazul colectoarelor cu nisipuri neconsolidate, în categoria dovedite se vor clasifica
rezervele considerate posibil de recuperat cu sondele existente și cu cele proiectate la data de
referință a evaluării.
Rezerve dovedite se consideră și cantitățile și/sau volumele extrase prin sonde din rezervele
inițiale al căror grad de cunoaștere corespunde categoriei probabile .

Rezerve probabile
Sunt rezervele al căror grad de cunoaștere nu întrunește condițiile de clasificare dovedite ,
dar care se apreciază că se vor putea recupera în viitor din resursele geologice, în condițiile tehnice
cunoscute și economice estimate, astfel:
a) situate în zone din extinderea rezervelor dovedite din cadrul aceluiași zăcământ, unde
există indicații din diagrafiile electrice ale sondelor privind prezența petrolului în colector, dar nu
există date asupra productivității cu caracter industrial;
b) situate în zone no u-descoperite, cu zăcăminte insuficient conturate, din care s -au obținut
date privind prezența petrolului cu caracter comercial, prin probe de producție efectuate în cel puțin
o sondă;
c) situate sub limita izobatică a rezervelor dovedite dintr -un zăcămân t, dacă există indicații
din diagrafiile geofizice ale sondelor privind prezența petrolului sau dacă din perforatura care a stat
la baza delimitării rezervelor dovedite nu s-au obținut impurități ;
d) ce ar putea rezulta ca aport suplimentar al sondelor de completare sau de înlocuire de
gabarit de exploatare, neproiectate încă în etapa pentru care se evaluează rezerve, dar considerate ca
posibil de realizat, sau proiectate, cu executare condiționată de obținerea unor rezultate prevăzute
pentru sondele de exploatare proiectate a se săpa necondiționat;

54
e) ce ar putea rezulta ca aport suplimentar prin aplicarea de metode de recuperare secundară,
dar a căror posibilitate de aplicare nu a fost încă dovedită la zăcământul pentru care s -au evaluat
rezerve primare clasificate în categoria dovedite .

Rezerve posibile
Rezervele posibile sunt rezervele considerate că se vor pute a extrage din resurse geologice
evaluate pe structuri cunoscute pe baza datelor geologice și inginerești, obținute prin lucrări de
cercetare geologic ăîn zonă sau pe zăcăminte adiacente, în următoarele situații:
a) pe structuri descoperite prin prospecțiuni seismice, pe care a fost pusă în evidență
prezența colectoarelor în cel puțin o sondă și există indicații privind posibilitatea existenței acumulării
de hidrocarburi, pe baza diagrafiilor geofizice executate în sonde;
b) în extinderea unor rezerve probabile, în cadrul unor structuri insuficient conturate, în zone
în care se presupune existența acumulărilor de gaze.
Se admite o probabilitate d e 20% (±80%) față de rezervele evaluate.
Rezervele clasificate în categoria posibile trebuie să îndeplinească următoarele condiții de
cunoaștere a parametrilor și datelor care stau la baza evaluării acestora, cât și a resurselor geologice din
care provin:
1. Imaginea geologică se obține prin interpretarea datelor rezultate din prospecțiunea
seismică, iar suprafața considerată productivă se delimitează pe baza datelor seismice și a interpretării
datelor geologice zonale.
2. Celelalte elemente de cunoaște re, necesare evaluării resurselor geologice și a rezervelor
care provin din acestea, se vor lua în considerare prin analogie cu zăcăminte sau structuri apropiate, cu
condiții geologice asemănătoare, pentru care s -au confirmat rezerve dovedite. 8

55
CAPITOLUL 6 METODE DE ESTIMARE A RESURSELOR DE GAZE
6.1. NOȚIUNI TEORETICE
Prin rezervă geologică de hidrocarburi se înț elege cantitatea totală de hidrocarb uri care
poate fi extrasă dintr -un zăcământ până la sfârșitul vieții unui zăcământ, printr -o variantă de
exploatare sau printr -o succesiune de variante de exploatare, în condiții tehnico -economice
corespunzătoare.
Rezervele geologice de gaz după modul de dislocuire, se clasifică în:
– Rezerve primare – rezultate prin energia naturală a zăcământului
– Rezerve secundare – obținute în urma proceselor de stimulare a producției zăcămantului
(injecție de apă sau gaze, injecție de fluide miscibile, injecție de soluții alcaline etc.)
În măsu ra avansării tehnologiei de recuperare, rezervele pot crește, pe de altă parte prin
aplicare unor măsuri neadecvate zăcămintelor respective se poate ajunge la blocarea fizico -chimică
a colectorului iar rezervele pot scădea fața de cele estimate inițial.
Prin resursa geologică de hidrocarburi a unei unități hidrodinamice se înțelege cantitatea de
hidrocarburi estimată a unor structuri descoperite și neevidențiate care ar putea fi descoperită în
cadrul unor unități structurale majore.
Estimarea resurselor geologice se efectuează prin:
 metoda volumetrică;
 metoda bilanțului material;
 metoda declinului de presiune;
Folosirea Metodei Volumetrice implică cunoașterea geometriei zăcământului și a unor
parametrii fizici privind roca -magazin, țițeiul și gazele n aturale.
Folosirea metodei Bilanțului Material este realizabilă numai în cazul când se cunosc:
evoluția datelor de producție, regimul de zăcământ, respectiv cumulativele de gaze precum și
variația presiunii în timp. Având nevoie de date de producție, se în țelege că, prin această metodă,c
alculul rezervelor devine posibil după o anumită perioadă de exploatare.
Deasemenea, prin Metoda Bilanțului Material se verifică rezervele geologice calculate
volumetric.

56
6.2. MODELE DE CALCUL A RESURSELOR
6.2.1. Metoda volumetrică
În general metoda volumetrică se utilizează pentru evaluarea resurselor zăcămintelo r noi
fără istoric de exploatare în fazele preliminare ale exp loatării. Resursa obținută prin a ceastă metodă
depinde de gradul în care limitele descriu modelul geometric al zonei productive (acoperiș, culcuș,
falii, limita saturației în gaze, delimitările litologice etc.).
Ecuația cu care se pot evalua resursele prin metoda volumetrică este:
𝐺=𝑉𝑏∙𝑚∙ 1−𝑆𝑤 ∙𝑇𝑟∙𝑃𝑧
𝑇𝑧∙𝑍∙𝑃𝑟
unde: G este resursa de gaze în condiții normale [m3N];
Vb- volumul brut al zonei productive [m3];
m- porozitatea medie în zona saturată cu gaze (fracție zecimală);
Sw- saturația medie în apă în zona saturată cu gaze (fracție zecimală);
Tr- temperatura de referință [K];
Pz- presiunea de zăcământ [Bar];
Z- factorul de abatere al gazului metan de la legea Boyle Mariotte;
Pr- presiunea de referință [Bar].
Pentru zăcămintele uniforme din punctul de vedere al grosimii de strat volumul brut este dat
de ecuația:
𝑉𝑏=𝐴𝑔∙𝑕𝑒𝑓
unde: Ag este ari a zonei efectiv saturată cu gaze [m2];
𝑕𝑒𝑓 – grosimea medie a zonei efectiv saturată cu gaze [m].
6.2.2. Metoda bilanțului material
Ecuația de bilanț material reprezintă egalitatea dintre cumulativul de fluide extrase exprimat
în condiții de zăcământ și variația volumului de fluide din zăcământ.
Cumulativul de gaze extrase în condiții de zăcământ este: ∆𝐺∙𝑏𝑔iar variația volumului de
gaze din obiectivul de exploatare este 𝐺∙ 𝑏𝑔−𝑏𝑔0 +𝑊 și ca atare ecuația de bilanț material
pentru zăcămîntele de gaze este:
∆𝐺∙𝑏𝑔=𝐺∙ 𝑏𝑔−𝑏𝑔0 +𝑊
unde: ∆𝐺 este cumulativul de gaze extrase exprimat în condiții normale;
bg- factorul de volum al gazelor la presiunea și temperatura de zăcământ;
G- resursa de gaze exprimată în condiții normale;

57
gb0- factorul de volum al gazelor la presiunea și temperatura inițială de zăcământ;
W – cumulativul de apă care a pătruns din acvifer în zona productivă de la momentul
inițial până la momentul la care se efectuează bilanțul material.
Daca acviferele nu sunt active atunci W = 0 iar ecuația de bilanț material devine:
∆𝐺∙𝑏𝑔=𝐺∙ 𝑏𝑔−𝑏𝑔0 sau ∆𝐺=𝐺∙ 1−𝑏𝑔0
𝑏𝑔
Întrucât la o presiune medie de zăcământ p din decursul exploatării:
𝑏𝑔=𝑍 𝑝,𝑇 ∙𝑇𝑍
𝑇𝑁∙𝑝𝑁
𝑝 și la presiunea inițială de zăcământ p0:𝑏𝑔0=𝑍 𝑝0,𝑇 ∙𝑇𝑍
𝑇𝑁∙𝑝𝑁
𝑝0 rapor tul
factorilor de volum devine: 𝑏𝑔0
𝑏𝑔=𝑍0∙𝑝
𝑍∙𝑝0 și atunci ecuația devine o relație între parametri măsurabili în
șantier: ∆𝐺=𝐺∙ 1−𝑍0∙𝑝
𝑍∙𝑝0 sau ∆𝐺=𝐺∙𝜀𝑔, unde 𝜀𝑔= 1−𝑍0∙𝑝
𝑍∙𝑝0 este factorul de recuperare al
gazelor. [7]
6.2.3. Metoda declinului de producție
Dacă zăcământul a produs suficient de mult astfel încât să dispunem de istoricul de
exploatare respectiv de variația în timp a presiunii medii de zăcământ și a cumulativului de gaze
extras, relația factorului de recuperare al gazelo r permite evaluarea la orice moment a factorului de
recuperare și ca atare, într -un sistem de axe de coordonate (∆𝐺,𝜀𝑔), ecuațiile parametriilor
reprezintă o dreaptă care trece prin origine și care are ca pantă resursa inițială G de gaze a
obiectivului studiat (fig. 18).

Fig.18 – Principiul metodei declinului de producție
(După Nistor I., din ‚,Proiectarea zăcămintelor de hidrocarburi”)

58
Această tehnică de evaluare a resurselor inițiale de gaze este cunoscută în literatura de
specialitate drept metoda declinului de producție.
6.2.4. Metoda declinului de presiune
Odată stabilit faptul că obiectivul de exploatare este etanș și că nu primește energie externă
din alte surse cum ar fi acviferele sau alte obiective de exploatare adia cente și dacă admitem că
destinderea rocii și a apei interstițiale sunt surse de energie internă care pot fineglijate atunci
mecanismul dominant de dezlocuire este cel al expansiunii gazelor datoratscăderii presiunii de
zăcământ. Comparația cu diferite val ori ale compresibilităților arată căgazele pot fi de sute sau mii
de ori mai compresibile decât lichidele astfel încât simpladestindere a gazelor este un mecanism de
dezlocuire foarte eficient putând conduce laobținerea unor factori de recuperare de peste 90%.
Ecuația de bilanț material se mai poate scrie: ∆𝐺
𝐺= 1−𝑝
𝑍∙𝑍0
𝑝0 de unde 1−∆𝐺
𝐺=𝑝
𝑍∙𝑍0
𝑝0 sau
𝑝0
𝑍0∙ 1−∆𝐺
𝐺 =𝑝
𝑍 și se obține 𝑝
𝑍=𝑝0
𝑍0−1
𝐺∙𝑝0
𝑍0∙∆𝐺.

Această relație liniară între raportul 𝑝
𝑍 și cumulativul de gaze extras ∆𝐺 reprezintă una dintre
cele mai utilizate tehnici pentru evaluarea resurselor de gaze ale zăcămintelor fără acvifer activ.
Forma ultimei ecuații sugerează că dacă zăcământul produce prin destinderea elastică a
gazelor reprezentarea grafică a raportului 𝑝
𝑍 funcție de cumulativul de gaze extras ∆𝐺 va fi o dreaptă
din parametrii căreia vom putea evalua atât resursa inițială de gaze G cât și rezerva recuperabilă în
anumite condiții de abandonare ale exploatării ( fig. 19 ).
Odată obținută diagrama de comportare a zăcământului poate fi utilizată pentru
determinarea:
– resursei inițiale de gaze G la intersecția dreptei cu abscisa 𝑝
𝑍=0
– cumulativul de gaze care poate fi extras la orice valoare a presiunii medii de zăcământ;
– mărimea factorului de recuperare la orice valoare a presiunii medii de zăcământ;
– aria zonei saturate cu gaze: 𝐴=𝐺
𝑕𝑒𝑓∙𝑚∙𝑆𝑔
– performanțelor de exploatare viitoare în condițiile în care se cunosc variantele de
echipare ale sondelor de extracție respectiv curbele caracteristice de comportare ale
zăcământului în diferitele variante de echipare ale sondelor.

59

Fig.19- Principiul metodei declinului de presiune
(După Nistor I. din ,,Proiectarea zăcămintelor de hidrocarburi”)
Având în vedere compoziția gazelor, valoarea presiunilor inițiale de zăcământ, a
temperaturii de zăcământ și a cumulativelor de gaze extrase din fiecare obiectiv s -au putut trasa
curbele de comportare 𝑝
𝑍=𝐹 ∆𝐺 .[7]

6.3 STUDIU DE CAZ – CALCULUL RESURSELOR DE GAZE PE STRUCTURA
GLĂVĂNEȘTI
Lucrarea de față își propune să studi eze și să evalueze resursele de gaze din complexul Sa
Vb de pe structura Glăvănești din Depresiunea Bârladului.
Estimarea resurselor geologice de gaze naturale se efectuează prin urm ătoarele metode:
– metoda volumetrică;
– metoda declinului de presiune și a producției extrase, sau metoda bilanțului material
aplicabilă pentru gazele naturale libere și amestecurile de gaze naturale libere.
Incertitudinea datelor utilizate în calculul resurselor geologice inițiale sunt legate în
principal de faptul că la unele sonde lipsesc diagrafiile electrice. În general presiunile au fost
măsurate la gura sondelor și reduse în condiții de zăcământ, curba gradientă a carotajului electric nu
reflectă întotdeauna cu fidelitate conținutul în fluide a stratelor. Cu toate acestea se poate aprecia că
valorile determinate prezintă un grad de încredere ridicat.
Gazele naturale libere sunt acumulate în zăcăminte exclusiv sub formă de gaze care pot fi
sărace (fără conținut de condensat), bogate (în amestec cu condensat în condiții de zăcământ, la care
rația gaz/condensat depășește 17000 standard metri cubi/metru cub) sau gaz condensat (gaze în

60
amestec cu condensat în condiții de zăcământ la care rația gaz/condensat este cuprinsă între 640 –
17000 st.m.c./m.c.).
Gradul de cunoaștere a rezervelor reprezintă o măsură a certitudinii care poate fi atribuită
cantității și calității rezervelor evaluate. După gradul de cunoaștere realizat rezervele se clasifică în
categoriile: dovedite, probabile și posibile. Încadrarea în diferitele categorii de rezerve se face după
criterii legate de certitudinea respectiv probabilitatea valorilor parametrilor și datelor ce stau la baza
evaluării acestora cât și a re surselor geologice din care provin.
Evaluarea resurselor geologice și a rezervelor de gaze se efectuează pe baza tut uror datelor
geologice, geologo -fizice, fizico -chimice și de producție obținute prin lucrările de explorare,
dezvoltare și exploatare execut ate și a informațiilor de ordin tehnic, tehnologic și economic de care
se dispune la data de referință a evaluării.
La evaluarea rezervelor de gaze naturale libere și a amestecurilor de gaze naturale libere
metoda trebuie să permită calculul evoluției extr asului cumulat și a debitelor de gaze .
6.3.1. Calculul resursei de gaze prin m etoda volumetrică
Elemente și date cunoscute:
– harta cu izopachite și geometria orizontului gazeifer (fig. 20)

Fig.20 -Harta cu izopachite pentru pachetul Sa V b
– Geometria pachetului din Sa V b este dedus ă pe baza suprafețelor S i și a în ălțimilor h i
cunoscute (fig. 2 1).

61

Fig.21 Geometria orizontului gazeifer Sa V b Glăvănești
Grosimile stratelor (obținute din analiza diagrafiilor de carotaj electric și a carotelor
mecanice , anexele 3,4,5,6 ), suprafețele productive (obținute pe baza planimetr ării h ărții cu
izopachite la nivelul Sa V b fig. 20 ) și volumele efective (calculate) ale colectorului sunt
reprezentate î n tabelul 2.

Tabel 2. Valori numerice aferente calculului volumului orizontului gazeifer Sa V b Glăvănești

Integrând numeric obținem volumul efectiv al colectorului (V c) astfel:
3
6 6 6
1 1 2 2 3 3
18 0,26 10 6 0,71 10 2 1,18 10c i i
iV h S h S h S h S
                

𝑉𝐶=8,7∗106 𝑚3

Adâncimea medie H=1190,47 m la care se afl ă orizontul productiv (Sa V b) este determinat ă
pe baza diagrafiilor geofizice ( carotaj e electric e) efectuate în sondele care traverseaz ă obiectivul Sa
Vb și anume: 61, 102, 59, 100, 106, 101, 110, 111, 77, 64, 103 , 113, 107, 108 și 7 1 Glăvănești.

-Saturația în gaze S g fost determinat ă pe baza analizelor de laborator și în cazul pachetului
de roci din Sa V b din cadrul structurii de gaze Gl ăvănești, Sg=70%
-Porozitatea m (analize laborator) este de m=28%
-Presiune critic ă a gazului metan P cr=46,2 bar
Grosimea stratului h i
(i=1-3)
(m) Suprafața
productiv ă
Si (i=1-3) Volumele efective V i componente
colectorului orizontului
Vi=hiSi(m3)
h1=8 S1=0.26x 106 V1=2.08x 106
h2=6 S2=0.71x 106 V2=4.26x 106
h3=2 S3=1.18x 106 V3=2.36x 106

62
-Presiunea inițial ă P0 =1,01325 bar
-Presiunea final ă (de abandonare) a orizontului P zf =2,5 bar
-Temperatura de referinț ă T0=273,15 K

Cu aceste date, se vor determina :
1.Valoarea rezervei geologice de gaze (G 0)
2.Rezerva de gaz extras ă (recuperabil ă)(G r)
3.Factorul de recuperare a gazelor (fr)

Parametri calculați :

Temperaturi calculate:
Calculul temperaturii inițiale de z ăcământ,T z se face cu relația :
13,03 273,15 1190,47 3,03 273,15 309( )100 100zHTK       

Parametri critici:
3091,617191z
ri
crTTT  

1,617rf riTT

Presiuni calculate:
Presiunea inițial ă de zăcământ,P i este funcție de
a (greutatea specific ă a apei de z ăcământ)
și de H (adâncimea medie a orizontului gazeifer) astfel:
1,05 1190,4712510 10a
iHP  
bar
Parametri critici:
1252,70546,2i
ri
crPPP  

2,50,05446,2f
rf
crPPP  

Pe baza parametrilor critici calculați se determin ă din diagrama factorului de abatere Z,
parametrii pentru condițiile inițiale și finale respectiv Z i și Z f și anume Z i=0,84 și Z f=1
Cu aceste date rezerva geologic ă de gaze (G 0) și rezerva recuperabil ă de gaze(G r) au
următoarele valori:

63

6 0
0
01 125 273,15 18,7 10 0,28 0,701,01325 309 0,84i
cg
iPTG V m SP T z             
Go=221,376* 106 m3N
6 0
0125 2,5 273,15( ) 8,7 10 0,28 0,70 ( )0,84 1 1,01325 309f i
r c g
i f zPPTG V m Sz z P T             

Gr = 217,656* 106 m3N

Factorul de recuperare a gazelor este determinat cu relația:
6
6
0217,656 10
221,376 10r
rGfG  

fr= 0,98

6.3.2. Calculul resursei de gaze prin metoda declinului de presiune
Pentru regimul de expansiune al gazelor, rezervele se verific ă prin aceast ă metoda cu
formula:
0
0
0
0
0
0()tz
r
tPGTzGP PTzz  



în care: ∆𝐺 reprezint ă cantitatea de gaze extrase pân ă când presiunea de strat a scăzut în timpul t de
la valoarea P o la valoarea 𝑝𝑧1.
Se aleg dou ă momente din perioada de exploatare a z ăcământului,pentru care presiunile au
valorile P 1 respectiv P 2 iar cantitatea de gaze extrase este :∆𝐺1. În cazul când momentul (1) coincide
cu momen tul (0) de punere în exploatare a z ăcământului,P 1=P0, iar: ∆𝐺 reprezint ă în acest caz
întreaga cantitate de gaze extrase din momentul (0) pân ă în momentul (2) corespunz ător presiunii
P2.
Pentru exemplificare consider ăm orizontul gazeifer Sa Vb -Glăvănești, studiat anterior și
estim ăm rezerva recuperabil ă de gaze considerând c ă gazele ajung la suprafaț ă datorit ă destinderii
lor.Temperatura de z ăcământ este de 309 K.
Pentru fiecare presiune din coloana de presiuni (tabel 3) calcul ăm valorile critice
corespunz ătoare și factorul de abatere Z pe baza graficului de determinare a factorului de abatere
știind c ă :

64

3091,617191z
ri
crTTT  .

Tabel 3- Datele de presiune și de producție anual ă precum și cumulativul de gaze aferente
orizontului analizat pentru primii 5 ani de exploatare
Anul Producția anual ă
(m3N) Cumulativ de
producție,Gp
(m3N) Presiunea static ă medie
(bar)
1981 17×106 17×106 125
1982 30×106 47×106 123
1983 32×106 79×106 110
1984 29 x106 108 x106 100
1985 24 x106 132 x106 95
În ultima coloan ă a tabelului se trec valorile raportului P i/Zi valori cu ajutorul c ărora
construim funcția P m/Zm=f(G p) in care Gp este cumulativul de producție. Aceste valori sunt redate
în tabelul 4:

Tabel 4-Valorile P m,Pr,m,Zmși P m/Zm
Presiune static ă medie P m
(bar) Pr,m=Pm/46,2
(bar) Factorul de
abatare Zm Pm/Zm
(bar)
P1=125 Pr1=2,705 Z1=0,84 148,8
P2=123 Pr2=2,662 Z2=0,84 146,42
P3=110 Pr3=2,380 Z3=0,85 129,41
P4=100 Pr4=2,164 Z4=0,86 116,27
P5=95 Pr5=2,056 Z5=0,87 109,19

Pentru construcția funcției Pm/Zm=f(G p), pe axa absciselor se trec valorile cumulativului de
producție pentru fiecare an în parte iar pe axa ordonatelor valorile raportului P m/Zm. Se obțin astfel
puncte M m de coordonate M m(Gm,Pm/Zm) care în cazul în care aparțin unei drepte, permit
determinarea rezervei recuperabile de gaze ca abscis ă a punctului de intersecție a liniei drepte cu
axa ab sciselor(f ig. 22). Din grafic se observ ă că dreapt a intersecteaz ă axa absciselor î n punct ul
corespunz ător unei rezerve recuperabile de G r=210×106 m3N. Cu aceast ă valoare, ținând cont c ă

65
rezerva geologic ă inițial ă calculat ă prin metoda volumetric ă este de G 0=221,376×106 m3N rezult ă
un factor de recuperare a gazelor:

fr=G r/G0=(210×106)/(221,376×106)=0,94

Fig 22 .Reprezentarea grafic ă a funcției Pm/Zm=f(G p)

66
CAPITOLUL 7 PROTECȚIA MEDIULUI

1. IMPACTUL POTENȚIAL ASUPRA COMPONENTELOR MEDIULUI ȘI
MĂSURI DE REDUCERE A IMPACTULUI

1.1 SURSE DE POLUARE
a) Surse de poluare specifice factorilor de mediu APĂ și SOL
Poluarea potențială a solului/apei subterane și a apei de suprafață din cadrul obiectivului de
exploatare a gazelor naturale de Glăvănești are ca surse posibile:
– conductele de transport gaze și apă de zăcământ de la sonde la grupuri – prin fisurări sau
spargeri accidentale;
– instalațiile de separare a impurităților solide și lichide conținute de gazele extrase –
prindeversări accidentale;
– instalațiile de depozitare a apei de zăcământ din cadrul grupurilor (rezer voare) – prin
fisurări;
– instalațiile de comprimare – prin eventuale scurgeri uleioase.
b) Surse de poluare specifice factorul de mediu AER
Potențialele surse de poluare ale aerului sunt:
– conductele prin fisurări sau spargeri accidentale;
-instalațiile de intervenție la sonde, instalațiile de comprimare prin arderea combustibililor
fosili, eliberează în atmosferă gaze de ardere;
– mijloacele de transport, care utilizează combustibili fosili (benzină și motorină) reprezintă
surse mobile importante de emis ii de CO2, SOx, NOx, pulberi în aerul atmosferic.
Eliminarea oxizilor de sulf și oxizilor de azot în aer determină apariția ploilor acide cu
impact semnificativ asupra mediului înconjurător.

1.2. POLUANȚI POSIBILI
Principalii poluanți pentru factorii de mediu sunt:
Apa de zăcământ : prin conținutul său bogat în săruri (clorură de sodiu în concentrații chiarde
250 g/l, cloruri de calciu, cloruri de magneziu, etc) alături de oxigenul atmosferic sau oxigenul
dizolvat amplifică corozivitatea asupra echipamente lor de adâncime sau de suprafață. Remedierea
terenurilor sărăturate este costisitoare și de lungă durată;

Emisii de gaze provenite din:

67
– procese de ardere a combustibililor cu degajare de dioxid de carbon, oxid de carbon, dioxid
de sulf, dioxid de azot, pulberi sedimentabile;
– fisurări sau spargeri accidenatale ale conductelor (degajare de amestecuri C1 -C4;
COV;H 2S, CH 4 etc.)
Deșeurile generate:
– deșeuri municipale amestecate – cod 20 03 01;
– deșeuri metalice (fier vechi) – cod 17 04 05;
– uleiuri uzat e – cod 13 02 05*;
– ambalaje care conțin reziduuri – cod 15 01 10*;
– deșeuri de ambalaje metalice – cod 15 01 04.

1.3. MĂSURI DE PREVENIRE A POLUĂRII
1.3.1. Măsuri de prevenire a poluării la sonde:
– instruirea personalului asupra riscurilor privind sănătatea și securitatea în muncă,
conformInstrucțiunilor proprii și prevederilor legislative – Legii nr. 319 din 14. 07. 2006;
– respectarea măsurilor interne de apărare împotriva incendiilor și a legii 307/12.07.2006;
– utilizarea de echipamente cu motoa rele termice verificate și care să se încadreze înlimitele
de emisii de noxe impuse de legislație;
– manipularea și depozitarea controlată a materialelor utilzate pe perioada de intervenții;
– utilizarea unui sistem închis și sigur – fără posibilități de i nfiltrare, sau deversări – protejat
împotriva accidentelor pentru circuitul de suprafață al fluidului de foraj, pentru apele reziduale și
detritus;
– gestionarea corespunzătoare a deșeurilor rezultate.
1.3.2 . Măsuri de prevenire a poluării în cadrul grupur ilor/stații de comprimare:
– inspectie periodică a utilajelor și instalațiilor industriale din cadrul grupurilor;
– instruirea personalului privind riscurile de sănătate și securitate în muncă, măsurile
deapărare împotriva incendiilor;
– dimensionarea cond uctelor de evacuare a apei de zăcământ și a rezervoarelor de colectare
pentru debite și cantități maxime de apă de zăcământ;
– menținerea sistemelor de protecție anticorozivă (vopsitorii; izolații; instalații de
protecțiecatodică) în stare de funcționare ș i verificarea periodică a funcționării acestora;
– evitarea scăpărilor accidentale de apă de zăcământ la operațiunile de încărcare
aautovidanjei și de descărcare a acesteia;
– atenție la operațiile de manipulare a produselor periculoase;

68
– deșeurile rezultate în urma lucrărilor vor fi colectate și stocate temporar într -un spațiu
destinat acestui scop în interiorul amplasamentului și apoi se vor transporta la depozite special
amenajate; monitorizarea gestiunii deșeurilor;
1.3.3. Măsuri de prevenire a poluării la conducte:
– proiectarea, execuția și repararea conductelor de transport gaze s -a realizat în conformitate
cu prevederile Anexei la Decizia ANRGN Nr.1220 de aprobare a Normelor tehnice pentru
proiectarea și execuția conductelor de alimentare din amonte si de transport gaze naturale;
– monitorizarea funcționării conductelor de gaze pentru a se depista orice scădere
anormalăde presiune, față de presiunea de regim a acesteia, care ar putea avea ca una din cauze
corodarea incipientă (sau spargerea).
1.3.4. Legislație privind protecția mediului aplicabilă obiectivelor:
Reglementările legislative aplicabile obiectivelor sunt:
– Hotărâre nr. 445/2009 – privind evaluarea impactului anumitor proiecte publice și
privateasupra mediului;
– Ordinul nr. 135/201 0 – privind aprobarea Metodologiei de aplicare a evaluării
impactuluiasupra mediului pentru proiecte publice și private;
– Ordinul nr. 863/2002 – privind aprobarea ghidurilor metodologice aplicabile etapelor
procedurii – cadru de evaluare a impactului asup ra mediului;
a) Factor de mediu apă
– Legea apelor nr. 107/1996 modificată și completată cu Legea nr. 112/2006;
– Ordinul 137/2009 – privind aprobarea valorilor de prag pentru corpurile de ape subterane
dinRomânia;
– Hotărârea nr. 53/2009 – pentru aprobare a Planului național de protecție a apelor
subteraneîmpotriva poluării și deteriorării;
– Ordinul 161/2006 – pentru aprobarea Normativului privind clasificarea calității apelor
desuprafață în vederea stabilirii stării ecologice a corpurilor de apă.

b) Fact or de mediu aer
– Hotărârea nr. 332/2007 – privind stabilirea procedurilor pentru aprobarea de tip
amotoarelor destinate a fi montate pe mașini mobile nerutiere și a motoarelor destinate vehiculelor
pentru transportul rutier de persoane sau de marfă și stabilirea măsurilor delimitare a emisiilor
gazoase și de particule poluante provenite de la acestea, în scopul protecției atmosferei, modificată
și completată cu Hotărârea nr. 133/2008;
– Legea nr. 104/2011 – privind calitatea aerului înconjurător

69
c) Fact or de mediu sol
– Ordinul nr. 756/1997 – pentru aprobarea reglementării privind evaluarea poluării mediului;
– Hotărârea nr. 1403/2007 – privind refacerea zonelor în care solul, subsolul și ecosistemele
terestre au fost afectate;
– Hotărârea nr. 1408/2007 – privind modalitățile de investigare și evaluare apoluării solului
și subsolului.
d) Regimul deșeurilor
– Legea 211/2011 – privind regimul deșeurilor;
– Hotărârea nr. 804/2007 privind controlul asupra pericolelor de accident major în care sunt
implicate s ubstanțele periculoase, modificată și completată cu Hotărârea nr. 79/2009;
– Hotărârea nr. 349/2005 privind depozitarea deșeurilor, cu modificările și completările
ulterioare;
– Hotărârea nr. 621/2005 privind gestionarea ambalajelor și deseu rilor de ambala je,
modificată ș i completată cu Hotărârea nr. 1.872/2007;
– Hotărârea nr. 856/2002 privind evidența gestiunii deșeurilor și pentru aprobarea listei
cuprinzând deșeurile, inclusiv deșeurile periculoase, cu modificările și completările ulterioare.
– Nivelul de zgomot STAS 10009 -88 Acustica în construcții, Acustica urbană, limite
admisibile ale nivelului de zgomot;
– Hotărârea nr. 321/2008 republicată: privind evaluarea și gestionarea zgomotului ambiental;
– Hotărârea nr. 493/2006 modificată cu HG 601/2007 pri vind cerințele minime de securitate
și sănătate referitoare la expunerea lucrărilor la riscurile generate de zgomot;
– Hotărârea nr. 1.756/2006 privind limitarea nivelului emisiilor de zgomot în mediu produs
de echipamentele destinate utilizării în exteriorul clădirilor, care transpune Directiva
2000/14/CE .[10]

70

CONCLUZII

În lucrare a “Studiul acumulărilor de gaze din structura Glă vănești și calculul resurselor ș i a
rezervelor ” este abord ată tematica deosebit de importantă și de vastă a zăcămintelor de hidrocarburi
și în special a cel or de gaze naturale din România, structura Glăvănești , și de asemenea metodele de
estimare a resurselor de gaze naturale.
Administrativ, structura Glăvănești este localizată în județul Bacău, la aproximativ 22 km de
municipiul Bacău. Din punct de vedere geomorfologic, zona studiată face parte din Platforma
Moldovenească fiind situat ă în nordul Platformei Moldovenești de Sud la contactul cu Platforma
Moldoveneasc ă de Nord, la NV de localitatea Bârlad , iar din punct de vedere geologic face parte
dinzona unității structurale denumită Depresiunea Bârladului.
Elementul structural dominant din zona Glăvănești este reprezentat printr -un anticlinal
orientat pe direcția NV -SE afectat în partea nordică de o falie majoră , longitudinal ă, și o falie
secundară transversal ă care compartimentează structura în 3 blocuri. Pe structură s -au săpat un
număr de 40 de sonde dintre care:
 22 sonde de producție 8 sonde abandonate după producție;
 10 sonde abandonate din probe;
 5 sonde a bandonate din foraj;
 1 sondă de injecție ape reziduale;
Sondele săpate pe structura Glăvănești au traversat formațiuni geologice de v ârstă Pliocen,
Sarmațian, Bug lovian, Badenian, dintre care interes pentru hidrocarburi reprezintă Sarmațianul.
În formațiunile de v ârstă Sarmațian s -au găsit acumulări industriale de hidrocarburi -gaze
bogate cu rații de condens/gaz între 6,7 -23,7 în creștere cu ad âncimea, cantonate în capcane
structurale de tip anticlinal cu căderi mici pe flancuri 1,5 -2% și afectate de falii, în intervalul de
adâncime cuprins între -840 -1400 m s.n.m. Temperatura de zăcăm ânt are valoarea 35,85 ℃ ,
presiunea inițială de zăcăm ânt 125 bar, poro zitatea colectoarelor este 28% iar saturația în gaze

71
deasupra zonei de tranziție apă -gaze este 70%. Roca colectoare este constituită din nisipuri fin
calcaroase ș i marnoase, gresii calcaroase , marne nisipoase și marne grezoase, compacte.
După aspectul litologic modul în care au fost perforate și după rezultatul obținut la probele
de producție , zăcămintele au fost grupate în 6 complexe geologice (VI, V, IV’ , IV intermediar, III –
IV, IIIa) respectiv 9 obiective de exploatare notate de sus în jos : VI ab Bloc II și III, IV d Bloc I, V
ab+Vd Bloc II, IV ’ ab Bloc I și II , IV ab Bloc II și III , inter mediar (III-IV) +III a Bloc II.
Estimarea resurselor geologice de gaze naturale la formațiunea Sa Vb au fost efectu ate prin
următoarele metode:
– metoda volumetrică;
– metoda declinului de presiune și a producției extrase, sau metoda bilanțului material
aplicabilă pentru gazele naturale libere și amestecurile de gaze naturale libere.
Prin metoda volumetrică s -au obținut următoarele rezultate:
 Rezerva geologic ă de gaze 𝐺0=221,376 x 106 𝑚3
 Rezerva recuperabil ă de gaze 𝐺𝑟=217,656 x 106 𝑚3
 Factorul de recup erare 𝑓𝑟=0,98
Prin metoda declinului de produc ție cu ajutorul reprezentării grafic e a funcției Pm/Zm=f(Gp) și
ținând cont c ă rezerva geologic ă inițial ă calculat ă prin metoda volumetric ă este de G 0=221,376×106
m3N , din grafic se observ ă că dreapt a intersecteaz ă axa absciselor î n punctul corespunz ător unei
rezerve recuperabile de G r=210×106 m3N. Factorul de recuperare p rin această metodă este 𝑓𝑟=0,94 .

72

BIBLIOGRAFIE

1. Beca C., Prodan D., Geologia zăcămintelor de hidrocarburi , Ed. Didactică și Pedagogică,
București, 1983
2. Cirimpei Claudia, Studiul litostratigrafic al depozitelor de vârstă Jurasic și Cretacic din
Depresiunea Bârladului , 2009 ;
3. Frunzescu Dumitru, Geologia României , Suport de curs,
4. Ilie Turcule ț ,Geologia z ăcămintelor de hidrocarburi , Editura universitații “Al.I.Cuza” -Iași
1990 ;
5. Liviu Ionesi, Geologia unităților de platformă și a Orogenului Nord –Dobrogean , Editura
Tehnica, București, 1994;
6. Mutihac Vasile, Geologia României , Bucuresti , 2004 ;
7. Nistor Iulian, Proiectarea exploatării zăcămintelor de hidrocarburi , Editura Tehnica, 1999
8. Ștefănescu D. P., Maximizarea factorului de recuperare al gazelor natural e prin remodelare
geologică și simularea numeric ă, Suport de curs, 2010;
9. Harta geologic ă scara 1:200000 , Foaia Bârlad , Bucuresti 1968 ;
10. Studiul geologic al structurii Glăvănești -RomGaz Media ș
11. *http://www.dadrbacau.ro/bacau.php
12. **https://ro.wikipedia.org/wiki/Bac%C4%83u
13. ***https://ro.wikipedia.org/wiki/Comuna_Glăvănești,_Bacău ;
14. ****http://www.geologyin.com/2014/12/hydrocarbon -traps.html

73

ANEXE

LISTA CU ANEXE GRAFICE :
ANEXA 1 . Coloana stratigrafică pe structura Glăvănești
ANEXA 2.Hartă structural ă pe formațiunea Sa Vb
ANEXA 3.Carotaj electric pentru sonda 64
ANEXA 4 . Carotaj electric pentru sonda 77
ANEXA 5 . Carotaj electric pentru sonda 103
ANEXA 6. Carotaj electric pentru sonda 110

74

ANEXA 1

75

ANEXA 2

76

ANEXA 3

77

78

ANEXA 4

79

80

ANEXA 5

81

82

83
ANEXA 6

84

85

86