Rezervoarele de petrol și gaze au luat naștere pe perioade mari de timp ca urmare a proceselor geologice. Gazele și petrolul s-au format din resturi… [301858]

Introducere

Rezervoarele de petrol și gaze au luat naștere pe perioade mari de timp ca urmare a proceselor geologice. Gazele și petrolul s-[anonimizat]. [anonimizat], în aceeași locație trebuie să se îndeplinească următoarele:

1. O rocă sursă care conține resturi organice.

2. Condiții de presiune și temperatură adecvate pentru a transforma resturile organice în petrol și gaz.

3. O [anonimizat], unde se pot acumula hidrocarburi.

4. O cale de migrare de la roca sursă la roca rezervor

5. O capcană adecvată pentru a menține hidrocarburile în roca rezervor până când dorim să exploatăm.

Aceste procese pot dura perioade extrem de lungi de timp. [anonimizat]. Aici, îngroparea depozitelor inițiale asigură presiunile și temperaturile pentru a produce hidrocarburi. [anonimizat], [anonimizat]. Hidrocarburile așteaptă până se va decide exploatarea. [anonimizat], precum și istoricul diagenetic (compactare, cimentare și dizolvare), toate contribuind la formarea compoziției mineralogice a rocii, și, [anonimizat], porozitatea, dimensiunile porilor și conectivitatea porilor(Paul Glover).

[anonimizat], [anonimizat]. [anonimizat], astfel acestea au o preferință chimică de a reține mai degrabă apă decât hidrocarburi. [anonimizat] o [anonimizat]. Există de asemenea și roci umectate cu petrol iar distincția între cele 2 [anonimizat] a acestora. [anonimizat] o saturație a apei (Sw), o saturație a gazului (Sg) și o saturație a petrolului (So)(Paul Glover).

[anonimizat], fluidele se separă în rezervoarele de hidrocarburi cu: [anonimizat], [anonimizat]. [anonimizat] (GOC) [anonimizat] (OWC). [anonimizat], cu condiția ca permeabilitatea pe verticală și pe orizontală să fie bună în rezervor și să nu existe structuri complicate sau fracturi. Nu este obligatoriu ca toate cele trei fluide să se producă împreună. [anonimizat], [anonimizat] (GWC). Similar, rezervoarele de petrol pot exista fără prezența gazului(petrowiki.org).

Scopul acestei lucrări este identificare și plasarea contactelor dintre fluide, cu ajutorul metodelor geofizice de sondă.

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

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

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

1.1 Interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice

Interpretarea cantitativă standard (deterministică) a diagrafiilor geofizice, se realizează într-o succesiune de etape: estimarea conținutului în argilă al fomațiunilor, estimarea porozității efective și, uneori, a compoziției litologice a formațiunilor, estimarea saturațiilor în fluide (apă și hidrocarburi) și a fracțiunilor volumetrice de fluide.

O altă modalitate de interpretare cantitativă a diagrafiilor geofizice, de analiză a rezultatelor si de verificare a corectitudinii acestor rezultate este posibilă dacă diagrafiile sunt interpretate simultan, prin intermediul unui algoritm specializat de optimizare (minimizare a erorilor). Acest procedeu este inclus în majoritatea pachetelor software de interpretate petrofizică sub forma unui solver de sisteme de ecuații liniare/liniarizate sau neliniare, care permite o așa-numită interpretare probabilistică (statistică) a diagrafiilor (Niculescu & Andrei, 2016).

În cadrul interpretării probabilistice, parametrii care trebuie definiți și specificați de către interpretator sunt reprezentați de:

Modelul petrofizic de interpretare, definit sub forma fracțiunilor volumetrice solide și fluide care compun formațiunile;

Ecuațiile de răspuns (liniare sau neliniare) ale dispozitivelor de carotaj geofizic în funcție de fracțiunile volumetrice solide și fluide;

Incertitudinea datelor de intrare ("confidence"), materializată prin deviațiile standard (σ) ale diagrafiilor geofizice sau ecuațiilor utilizate și exprimată în unitățile de măsură specifice fiecărei diagrafii/ecuații. Acestă incertitudine se referă atât la erorile de măsură sau "zgomotul geologic" care pot afecta diagrafiile, cât și la incertitudinea/aplicabilitatea ecuațiilor de răspuns în raport cu modelul petrofizic de interpretare adoptat;

Proprietățile fizice ale tuturor componentelor care definesc modelul de interpretare (așa-numitele "mineral/fluid end-points"), reprezentate de răspunsurile teoretice ale dispozitivelor de carotaj în componentele solide și fluide pure (fracțiuni volumetrice de 100%) (Niculescu & Andrei, 2016).

Luând în considerare un model petrofizic cu M componente / fracțiuni volumetrice necunoscute (V1, V2, …, Vk, …, VM) și un set de N diagrafii măsurate (D1, D2, …, Di, …, DN), putem defini formal sistemul de ecuații:

D1 ± σ1 = f1(V1, V2, …, Vk, …, VM)

D2 ± σ2 = f2(V1, V2, …, Vk, …, VM)

.

.

.

DN ± σN = fN(V1, V2, …, Vk, …, VM)

DN+1 ± σN+1 = 1 ± σN+1 = V1 + V2 + … + Vk + … + VM

în care f1, f2, …, fi, …, fN reprezintă ecuațiile de răspuns ale dispozitivelor de carotaj geofizic, iar ultima ecuație ("ecuația unitară") exprimă condiția de bilanț volumetric. Fiecare diagrafie sau ecuație Di are asociată o incertitudine (deviație standard) σi, de obicei în ipoteza unei distribuții normale (gaussiene) a erorilor. Scopul interpretării cantitative este reprezentat de determinarea la fiecare nivel de adâncime a fracțiunilor volumetrice necunoscute Vk, pe baza datelor de intrare Di. În cadrul interpretării probabilistice, valorile Dij înregistrate pe fiecare diagrafie geofizică "i" la un nivel de adâncime oarecare "j" sunt luate în considerare ca media unei distribuții normale de probabilitate cu deviația standard σi ; adoptarea unor deviații standard σi = 0, ar avea semnificația unei certitudini absolute (diagrafii geofizice neafectate de erori de măsură și/sau de zgomot, ecuații de răspuns perfect aplicabile, model petrofizic de interpretare perfect valid) (Niculescu & Andrei, 2016).

Dacă toate ecuațiile de răspuns ar fi liniare în raport cu Vk și dacă numărul necunoscutelor ar fi egal cu numărul ecuațiilor (incluzând și ecuația unitară), adică M = N + 1, sistemul de ecuații menționat ar putea fi exprimat în forma matriceală D = C·V și ar avea soluția unică V = C-1·D, unde V = (V1, V2, …, Vk, …, VM) reprezintă vectorul fracțiunilor volumetrice necunoscute la un nivel de adâncime oarecare, D = (D1, D2, …, Di, …, DN) este vectorul răspunsurilor geofizice măsurate la nivelul de adâncime respectiv, iar C este o matrice a coeficienților conținând răspunsurile teoretice ale dispozitivelor de carotaj în componentele volumetrice pure (pentru Vk = 1; k = 1, …, M). Dacă M > N + 1, sistemul de ecuații ar fi subdeterminat, nu ar avea nici o soluție și, în acest caz, ar fi necesară simplificarea modelului de interpretare prin eliminarea uneia sau mai multor fracțiuni volumetrice Vk (Niculescu & Andrei, 2016).

În realitate, ecuațiile de răspuns ale dispozitivelor geofizice nu sunt întotdeauna liniare în raport cu Vk și, de obicei, numărul ecuațiilor disponibile depășește numărul necunoscutelor Vk, astfel încât sistemul menționat poate fi supradeterminat (M < N + 1) și nu admite o soluție unică. De asemenea, pentru a se evita obținerea unor soluții imposibile din punct de vedere fizic sau nerealiste din punct de vedere petrofizic/geologic, este necesar adeseori ca în sistemul de ecuații utilizat pentru interpretarea probabilistică a diagrafiilor să fie incluse și constrângeri fizice sau petrofizice/geologice, exprimate sub forma unor inecuații/inegalități. De aceea, în practică, sistemul de ecuații/inecuații utilizat pentru interpretare poate fi exprimat în forma generală:

D1 ± σ1 = f1(V1, V2, …, Vk, …, VM)

D2 ± σ2 = f2(V1, V2, …, Vk, …, VM)

.

.

.

DN ± σN = fN(V1, V2, …, Vk, …, VM)

DN+1 ± σN+1 = 1 ± σN+1 = V1 + V2 + … + Vk + … + VM

0 ≤ Vk ≤ 1 ; k = 1, …, M

Vk,min ≤ Vk ≤ Vk,max ; k = 1, …, M

,în care penultima inecuație reprezintă constrângeri de ordin fizic (toate componentele volumetrice rezultate din interpretare trebuie să aibă valori cuprinse între 0 și 1), iar ultima inecuație exprimă constrângeri de ordin petrofizic/geologic, Vk,min și Vk,max fiind valori limitative impuse de către interpretator (ex. 0 ≤ P ≤ 0.4). Astfel, soluția volumetrică V obținută la fiecare nivel de adâncime va fi una optimă, satisfăcând simultan toate diagrafiile (ecuațiile) utilizate și constrângerile (inecuațiile) impuse. Principial, rezolvarea sistemului se bazează pe definirea și minimizarea unei funcții de eroare E = E(V, σ) (numită și "funcție-obiectiv" sau "incoherence function"), frecvent sub una dintre formele:

unde Ri = R(V)i reprezintă diagrafii reconstruite (teoretice), corespunzătoare efectului unui anumit model petrofizic de interpretare V. În cadrul funcției de eroare, incertitudinile σi asociate diagrafiilor/ecuațiilor au rolul unor coeficienți de pondere și pot fi modificate convenabil, de exemplu pentru a reflecta condițiile nefavorabile de măsură din gaura de sondă. Diagrafiile/ecuațiile caracterizate prin valori σi mici (grad ridicat de încredere, erori de măsură reduse) vor influența mai mult rezultatele interpretării decât diagrafiile/ecuațiile caracterizate prin valori σi mari (grad scăzut de încredere, erori de măsură importante). Uneori, este foarte util ca pentru unele diagrafii/ecuații (ex. cele corespunzătoare dispozitivelor de carotaj cu patină) să se folosească o incertitudine variabilă cu adâncimea: σi mică pe intervalele în care condițiile de măsură sunt bune și σi mare pe intervalele afectate de cavernări/excavări sau variații rapide ale diametrului găurii de sondă (Niculescu & Andrei, 2016).

Plecând de la o estimare inițială V0 = (V1, V2, …, Vk, …, VM)0 a modelului de interpretare, algoritmii de optimizare îndeplinesc, iterativ, următoarele funcții principale:

Calculul răspunsurilor teoretice ale dispozitivelor de carotaj geofizic (diagrafiile reconstruite Ri) pentru modelul de interpretare curent (inițial);

Compararea diagrafiilor reconstruite Ri cu diagrafiile măsurate Di;

Îmbunătățirea modelului de interpretare curent prin ajustarea fracțiunilor volumetrice Vk, cu luarea în considerare a eventualelor constrângeri impuse. Vectorial, modelul de interpretare actualizat poate fi scris V = V0 + ΔV, unde V0 reprezintă modelul curent (inițial), iar ΔV = (ΔV1, ΔV2, …, ΔVk, …, ΔVM) reprezintă un vector de corecție.

Acest proces numeric iterativ continuă, la fiecare nivel de adâncime, până când valoarea funcției de eroare E devine minimă, adică până când efectul teoretic al modelului de interpretare curent aproximează în mod optim diagrafiile măsurate, în condițiile respectării ecuației volumetrice unitare și, de asemenea, a constrângerilor (Ri ≈ Di ; i = 1, …, N+1). Alte criterii de oprire a procesului iterativ de interpretare, pentru fiecare nivel de adâncime, sunt reprezentate de efectuarea unui număr maxim admisibil de iterații și de scăderea valorii funcției de eroare sub o anumită limită admisibilă (Niculescu & Andrei, 2016).

În Fig. 1.1 este prezentat un exemplu de interpretare probabilistică a unui set de diagrafii geofizice. Acest interval include colectorul superior cu hidrocarburi (2371- 2415 m) identificat în urma interpretării standard (non-probabilistică) a diagrafiilor, și un strat colector acvifer localizat imediat sub acesta. Pentru interpretarea probabilistică s-a adoptat modelul petrofizic matrice minerală (cuarț) + argilă + apă + hidrocarburi, iar pentru principalii parametri de calcul (a, m, n, ρai, ρfn, ρa) s-au utilizat aceleași valori ca și în cazul interpretării standard. Vectorul fracțiunilor volumetrice care trebuie determinat la fiecare nivel de adâncime este V = (Vm, Ca, VA, VH) pentru zona neinvadată și, respectiv, V = (Vm, Ca, VAio, VHR) pentru subzona spălată a formațiunilor colectoare.

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

În Figura 1.1:

trasa 1 – rezistivitatea aparentă a apelor de formațiune ρA,ai (Rw App) și rezistivitatea aparentă a filtratului de noroi ρA,fn (Rmf App);

trasa 2 – saturațiile în apă "nelimitate" SA (SWU) și SAio (SXOU);

trasa 3 – analiza volumetrică a fluidelor din spațiul poros al formațiunilor: P (PHIE)= porozitatea efectivă, VA (BVW) = fracțiunea de apă în zona neinvadată, VAio (BVWSXO) = fracțiunea de apă (filtrat de noroi) în subzona spălată;

trasa 4 – analiza volumetrică a formațiunilor (modelul petrofizic optim): Ca (VClay) = conținutul în argilă, Vm (VSand) = fracțiunea de matrice minerală (cuarț), VH (VHyd) = fracțiunea de hidrocarburi totale, VA (Vwater, similar cu BVW) = fracțiunea de apă în zona neinvadată.

Trasele 5 – 9 din Fig. 1,1 sunt trase de control și permit evaluarea corectitudinii și calității interpretării probabilistice.

Trasa 5 (TotErr) prezintă valorile finale (minime) ale funcției de eroare E rezultate în urma interpretării, acestea reflectând gradul general de aproximare a diagrafiilor geofizice măsurate prin efectul teoretic al modelului petrofizic optim, reprezentat în trasa 4.

Trasele 6 – 9 prezintă separat diagrafiile măsurate (SGR, TNPH, RHOB, DTLN – culoare neagră), diagrafiile reconstruite (SGR_r, TNPH_r, RHOB_r, DTLN_r – culoare roșie) reprezentând efectul teoretic al modelului optim, precum și benzile de incertitudine ("Input Confidence" – culoare galbenă) specificate de către interpretator. Pentru fiecare diagrafie Di, acestea sunt definite de diferența dintre curbele Di – σi și Di + σi, prezentate în trasele 6 – 9 cu sufixul "_me" ("minus error") și "_pe" ("plus error").

Valorile cât mai reduse ale funcției de eroare E și reconstrucția cât mai exactă diagrafiilor măsurate (menținerea diagrafiilor reconstruite în benzile de incertitudine impuse) au semnificația unui model petrofizic adecvat și a unei calități bune a interpretării probabilistice. Dacă în urma interpretării nu se obține o aproximare satisfăcătoare a diagrafiilor măsurate prin efectul teoretic al modelului (valori mari ale funcției de eroare E și diagrafii reconstruite care se plasează în afara benzilor de incertitudine), cauzele pot fi următoarele:

Modelul petrofizic de interpretare ales este eronat, inaplicabil sau incomplet din punct de vedere al numărului și tipului fracțiunilor volumetrice solide și fluide incluse;

Unul sau mai mulți parametri de calcul specificați de către interpretator (ex. rezistivitățile apelor de formațiune sau filtratului de noroi, parametrii fizici ai argilei, matricei minerale sau hidrocarburilor etc.) nu sunt adecvați sau au fost incorect selectați (Niculescu & Andrei, 2016).

În această situație, este necesară modificarea/completarea modelului de petrofizic de interpretare, verificarea tuturor parametrilor de calcul și reluarea interpretării, până la obținerea unor erori de reconstrucție acceptabile. Erorile de reconstrucție pot fi, de asemenea, reduse și prin specificarea unui grad mai ridicat de incertitudine a diagrafiilor/ecuațiilor Di (mărirea benzilor de incertitudine ± σi), cu mențiunea că în acest caz și gradul de incertitudine al modelului petrofizic rezultat din interpretare va fi mai mare.

1.2 Testerul de formațiune

Testerele de formațiune sunt o clasă de instrumente de tip wireline utilizate pentru a măsura presiunea formațiunilor în sondă. Măsurătorile staționare ale presiunii de formațiune într-o gaură de sondă deschisă se fac la adâncimi diferite în timpul unei singure operațiuni în gaura de sondă. Aceste măsurători de presiune sunt utile în determinarea: variațiilor de presiune între diferitele tipuri de formațiuni, gradienți de presiune a fluidului în cadrul unei formațiuni care indică un conținut de lichid, contactele dintre gaz-petrol sau apă- petrol și permeabilitatea locală (http://wiki.aapg.org).

Procedeul de funcționare a instrumentelor: atunci când instrumentul este introdus în gaura de sondă, testerul de formațiune se află în configurația de retragere. Când este selectată o adâncime pentru măsurarea presiunii testerul de formațiune este activat și este poziționat hidraulic sau apăsat pe formațiunile din peretele găurii de sondă. Aceste condiții sunt prezentate schematic în Figura 1.2.

Figura 1.2 Cablu cu tester de formațiune. (a) Configurația retrasă (instrument închis). (b) Configurație setată (instrumentul este activat). (Sursa: wiki.aapg.org)

Există doua moduri de măsurători: (1) o măsurare pretestată în care sunt examinate presiunile formațiunilor și (2) o măsurare a probei fluide în care lichidele de formațiune sunt extrase fizic și aduse la suprafață pentru examinare. Sistemul de eșantionare prezentat în Figura 1.3 ilustrează modul în care se efectuează această măsurare.

Figura 1.3 Sistem dual de prelevare a probelor de formațiune (sursa: wiki.aapg.org)

Înainte de activarea instrumentului, manometrul măsoară presiunea hidrostatică a noroiului de foraj. La activare, supapa de egalizare (equalizing valve) este închisă iar rambleiatorul (packer) este lipit de formațiunile din peretele găurii de sondă. Astfel, instrumentul este setat. După câteva secunde pistoanele camerelor de pretest (pretest chamber) vor începe să se retragă, determinând fluidul din formațiuni să intre în interiorul dispozitivului prin intermediul ansamblului rambleiator (packer) și sonda de filtrare (filter probe). Pretestările se fac secvențial cu un volum mic (în mod obișnuit de 10 cm3) de lichid extras în camera 1 (chamber #1) timp de 15 secunde, urmat de un volum similar care curge în camera 2 (chamber #2) cu un debit mai mare. La terminarea pretestului pot fi prelevate eșantioane sau instrumentul poate fi retras. În timpul retragerii, supapa de egalizare este deschisă iar pistoanele de pretestare elimină lichidul preluat. Instrumentul trece la următoarea adâncime de testare. Există variante de instrument cu o singură cameră de pretest cu volum fix sau variabil (http://wiki.aapg.org).

În timpul procesului de pretestare, presiunea este monitorizată cu ajutorul sistemului de prelevare a probelor. Schema din Figura 1.4 arată presiunea tipică înregistrată în timpul pretestării. În această figură, timpul este afișat pe axa X, iar presiunea și debitul pe axa Y.

Figura 1.4 Înregistrarea presiunii de către un tester de formațiune dual

(sursa: wiki.aapg.org)

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

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

Figura 1.5 reprezintă o înregistrare a unui tester de formațiune ce are o singură cameră de pretestare. În trasa din stânga, curba neîntreruptă reprezintă presiunea detectată în cadrul sistemului de prelevare a probelor. Timpul crește în jos de-a lungul înregistrării. Creșterea bruscă la 105 secunde corespunde închiderii și deschiderii valvei de egalizare. În partea dreaptă sunt patru trase înguste ce afișează cifrele de mii, sute, zeci și unități ale presiunii măsurate. De exemplu, după 80 de secunde, presiunea formațiunilor este de 3927 psi ( pound per square inch- kilogram pe inch la pătrat). Se observă faptul că presiunea crește iar presiunea reală a formațiunilor nu a fost încă atinsă (http://wiki.aapg.org).

Permeabilitatea formațiunilor are un efect semnificativ asupra răspunsului la retragere în timpul unui pretest. Înregistrările de presiune pretestate, prezentate în Figura 1.6 ilustrează înregistrările tipice pentru gresie la 0.1, 1, 10 și 100 mD (milidarcys). Deși aceste cifre sunt calitative, există tehnici cantitative pentru estimarea permeabilității utilizând caracteristicile de creștere și scădere a presiunii în timpul pretestului sau de caracteristicile probei test (http://wiki.aapg.org).

Figura 1.6 Răspunsul presiunii la permeabilitatea formațiunilor măsurată cu un instrument de pretest dual (sursa:wiki.aapg.org)

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

Figura 1.7 Măsurători de presiune într-un pretest pe un rezervor.

(Sursa: Schlumberger Well Services, 1981)

Presiunea de formațiune este indicată de un ”x”, în timp de presiunea hidrostatică a noroiului de foraj este indicată de un ”o”. Gradul de supraestimare (diferența dintre presiune noroiului și presiunea formațiunilor) este clar vizibilă în schemă. Gradienții lichidului sunt, de asemenea, detectabili, iar coloana de gaz este ușor de diferențiat de petrol, care, de asemenea, se diferențiază ușor de apă. Localizarea contactelor dintre gaz-petrol și petrol-apă pot fi determinate din profilul de presiune a formațiunilor (http://wiki.aapg.org).

După exploatarea unui rezervor, se așteaptă la o scădere a presiunii. Testerele de formațiune sunt realizate frecvent în sondele de dezvoltare sau in-fill. În comparație cu presiunile inițiale ale rezervoarelor, profilurile de presiune din aceste sonde arată de multe ori faptul că anumite zone au produs mai mult decât zonele învecinate, indicând astfel existența barierelor de permeabilitate (http://wiki.aapg.org).

Figura 1.8 Contactul dintre fluide cu ajutorul datelor de presiune.

(sursa: Weatherford presentation, 28 July 06)

Exemple de instrumente:

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

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

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

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

1.3 Rezonanță Magnetică Nucleară

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

Figura 1.13 Precesie protonică- modul de rotire într-un câmp magnetic (stânga) și un câmp gravitațional (dreapta) (sursa: Kenyon et al., 1995)

Hidrogenul (H) are un moment magnetic relativ mare și este, de asemenea, abundent în roci. Prin reglarea instrumentelor de înregistrare a rezonanței magnetice nucleare la rezonanța magnetică a hidrogenului, semnalul precesiei nucleelor este maximizat și măsurat. Proprietățile măsurate sunt amplitudinea și decăderea semnalului. Amplitudinea semnalului rezonanței magnetice nucleare este proporțională cu numărul nucleelor de hidrogen prezente și este calibrată pentru a da porozitatea, fără surse radioactive și fără efecte litologice. Decăderea semnalului în timpul unui ciclu de măsurare se numește timp de relaxare. Timpii de relaxare depinde de dimensiunile porilor. De exemplu porii mici au un timp de relaxare mic ce corespunde apei imobile cantonată în argile și silturi. Porii mari au timpi mari de relaxare și conțin fluide libere. Prin urmare, distribuția timpilor de relaxare este o măsură a distribuției dimensiunilor porilor. Timpii de relaxare și distribuțiile lor pot fi interpretați pentru a determina și alți parametri petrofizici, cum ar fi permeabilitatea, porozitatea efectivă și saturația ireductibilă a apei. Alte aplicații includ curbele de presiune capilară, identificare hidrocarburilor și un ajutor pentru analiza faciesurilor. Doi timpi de relaxare, și distribuțiile lor, pot fi măsurați în timpul unui experiment RMN. Instrumentele de laborator măsoară de obicei timpul de relaxare longitudinal, T1, în timp ce instrumentele de foraj fac măsurători mai rapide ale timpului de relaxare transversal, T2 și distribuția acestuia (Kenyon et al., 1995).

Timpul de relaxare, adică răspunsul nucleelor de hidrogen la un câmp magnetic indus și amplitudinea totală a semnalului sunt măsurători obținute cu ajutorul instrumentelor de RMN. Secvența de măsurare începe cu alinierea protonilor, desprinderea prin rotire, urmată de defazare și reorientare repetată. Timpul de relaxare depinde de dimensiunea porilor și este, astfel, o măsurătoare directă a porozității (Kenyon et al., 1995).

Alinierea protonilor: Protonii se aliniază prin aplicarea unui câmp magnetic constant(B0). Acest proces durează câteva secunde, iar protonii vor rămâne aliniați atâta timp cât B0 este neschimbat. Protonii sunt mereu într-o fază de precesie, aici însă, aceștia sunt paraleli cu axa câmpului magnetic indus (Kenyon et al., 1995).

Figura.1.14 Alinierea protonilor (sursa: Kenyon et al., 1995)

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

Figura 1.15 Despinderea prin rotire (sursa: Kenyon et al., 1995)

Defazajul. Protonii au o mișcare de precesie în jurul noii direcții B1 la unison generând un câmp magnetic mic care este măsurat de o antenă din instrumentul RMN. Cu toate acestea, B0 nu este perfect omogen și protonii execută precesia la aceeași frecvență. Treptat, se pierde sincronizarea (defazaj) și se măsoară semnalul de decădere (Kenyon et al., 1995).

Reorientare, ecouri de spin. Defazajul cauzat de omogenitatea lui B0 este (oarecum) reversibil. Protonii pot fi reorientați de un nou impuls ce este orientat la 180 de grade față de impulsul inițial și de asemenea de 2 ori mai lung. Pe măsură ce protonii sunt desprinși, de mai multe ori, aceștia generează un nou semnal în antenă- se numește ecou de spin. Aceste impulsuri sunt aplicate în mod repetat într-o singură măsurătoare de RMN. Întreaga secvență de impulsuri: 90 de grade și o lungă serie de impulsuri de 180 de grade, se numește secvența CPMG, denumită după inventatorii ei: Carr, Purcell, Mayboom and Gill (Kenyon et al., 1995).

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

Figura 1.17 Secvența de impulsuri CPMG. De fiecare dată când este dat un impuls de 180o, ecoul de spin devine mai mic. Rata de descreștere a ecoului de spin este timpul de relaxare T2, caracteristic proprietăților fizice ale rocilor. (sursa: Kenyon et al., 1995).

Când se termină secvența CPGM, protonii se relaxează treptat înapoi spre câmpul magnetic static B0. Acest lucru se realizează cu o constantă caracteristică de timp, denumită timp T1 , sau decalaj longitudinal sau timp de relaxare. T1 este de 1,5 mai frecvent față de T2, dar acest raport se schimbă puternic dacă petrolul și gazul sunt prezente în spațiul poros. Există trei procese principale de relaxare: relaxarea suprafeței granulelor, relaxarea prin difuziune moleculară în gradientele câmpului magnetic și relaxarea dată de efectul fluidului (Kenyon et al., 1995).

Relaxarea suprafeței granulelor este mecanismul cel mai important în procesul de pierdere a magnetizării protonilor. Moleculele din fluide sunt întotdeauna în mișcare și difuzează într-un spațiu poros. În timpul mișcării, acestea se ciocnesc cu suprafețele granulelor în timpul secvenței de măsurare RMN. Protonii pot transfera o parte din rotația lor spre granule (și astfel contribuie la T1) sau din defazarea ireversibilă (T2). Viteza de relaxare depinde parțial de tipul rocă (de exemplu nisipurile sunt de trei ori mai eficiente decât carbonații pentru relaxarea hidrogenului) și cantitatea de fier sau alte minerale magnetice prezente în rocă. Dimensiunea porilor joacă, de departe cel mai important rol (Kenyon et al., 1995).

Viteza de relaxare depinde de cât de des protonii se ciocnesc cu granulele din rocă, adică depinde raportul dintre suprafață și volum (S/V). Coliziunile sunt mai puțin frecvente în porii mari, deoarece au un raport S/V mai mic. Rezultatul este un timp mare de relaxare T2. Similar, porii mici au un raport S/V mare si un timp de relaxare T2 scurt (Kenyon et al., 1995).

Figura 1.18 Suprafața de relaxare a granulelor (sursa: Kenyon et al., 1995)

Relaxarea prin difuziune moleculară în gradienți de câmp magnetic. Când există gradienți în câmpul magnetic static, mișcarea moleculară poate provoca defazare și poate contribui la timpul de relaxare T2. T1 nu este afectat. Gradientul B0 poate avea două surse posibile: configurația cu magnet a uneltelor de măsură și contrastul de susceptibilitate magnetică între granulele minerale și fluidele din rocile poroase (Kenyon et al., 1995).

Relaxarea dată de efectul fluidului. Chiar dacă suprafața granulelor și gradientele interne ale câmpului sunt absente, relaxarea se produce. Acest lucru poate fi adesea neglijat, dar devine semnificativ în porii foarte mari, cum ar fi în pori de tip vacuolar sau când sunt prezente hidrocarburile umezind granulele și împiedicând coliziune dintre fluid și granule (Kenyon et al., 1995).

Instrumentul RMN măsoară amplitudinea semnalului de relaxare, care este suma tuturor semnalelor T2 generate de protonii de hidrogen în volumul măsurat. Procesarea (prin inversie matematică) a amplitudinii măsurate determină curba de distribuție T2 a dimensiunilor porilor iar aria de dedesubtul curbei este porozitatea CMR(Rezonanță Magnetică Combinată) (Kenyon et al., 1995).

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

Figura 1.20 Instrumentul de RMN modern (sursa: Kenyon et al., 1995)

Senzorul este montat înclinat pentru a tăia turta de noroi și asigură un contact bun cu formațiunile. Doi magneți puternici asigură câmpul magnetic static B0. Antena acționează ca transmițător al secvenței CPGM cât și ca receptor al ecourilor pulsurilor din formațiuni (Kenyon et al., 1995).

Figura 1.21 Porozitatea independentă de litologie (sursa: Kenyon et al., 1995)

Imagine de mai sus arată diferența dintre densitate-porozitate (utilizând parametrii litologici ai calcarelor și dolomitelor) și porozitatea CMR. Porozitatea CMR nu este influențată de litologie și include doar fluidele libere și cele capilare. Acest lucru se datorează faptului că hidrogenul din matricea rocii și din apa prezentă în argile are timpi de relaxare destul de scurți pentru T2 încât semnalul este pierdut în timpul opririi aparatului.

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

Figura 1.23 Distribuția dimensiunilor porii. Acest log a fost realizat pentru a identifica zonele cu apă ce pot afecta producția. Intervalul de sub X405 ft indică o saturație în apă de aproape 100% prin interpretarea cantitativă a diagrafiilor. (trasa 3). Cu toate acestea, CMR arată valori scăzute de distribuție a timpilor T2 în acest interval (trasa 4) indicând pori mici. Porii mai mari au fost identificați deasupra valorii de X405 ft, prin distribuții mai mare de T2. Aplicarea unei valori de cutt-off pentru fluidele mobile, de 100 msec, la această distribuție, arată că cea mai mare parte a apei este imobilă. Astfel, intervalul X380 ft- X395 ft este acela corespunzător apei mobile. (sursa: Kenyon et al., 1995)

Figura 1.24 Indicele pentru fluidele mobile. Valoarea pentru fluidele mobile este determinată aplicând o valoare de cut-off pentru curba timpilor de relaxare T2. Valorile mai mari de cut-off (33 msec) indică porii potențiali producători și valorile mai mici indică pori mici ce conțin fluide imobile, prinse sub presiunea capilară, neproducătoare. (sursa: Kenyon et al., 1995)

Capitolul 2. Studiu de caz

2.1 Caracterizarea geologică și tectonică a zonei

Marea Neagră este situată între România, Ucraina, Rusia, Georgia, Turcia și Bulgaria. Este una dintre cele mai mari mări închise, cu o suprafață de 423.000 km2, un volum de 534000 km3 și o adâncime maximă de 2206 m (Ross et al., 1978). Bazinul Mării Negre a început să se formeze acum aproximativ 200 de milioane de ani, iar în unele părți s-au acumulat sedimente cu o grosime mai mare de 15 km (Neprochnov et al., 1978).

Marea Neagră este situată între placa Eurasiatică la nord și plăcile Africană și Arabă la sud, formându-se în sectorul Anatolian al sistemului orogenic Alpino-Carpato-Himalaian, începând cu Apțianul. Aceasta reprezintă un bazin Cretacic-Terțiar. Studiile de reflexie de mare adâncime indică 2 sub-bazine de extensie separate printr-o creastă mediană cu orientare NW-SE (ridicarea centrală a Mării Negre sau ridicarea Andrusov). Cele două bazine au o istorie geologică și cinematică diferită. Bazinul de Vest al Mării Negre s-a deschis odată cu separarea zonei Istanbul de Platforma Moesică. La sfârșitul Barremianului- Albian superior a avut loc un rift, urmat de o subsidență majoră, de vârstă Cenomanian- Maastrichtian urmată de formarea crustei oceanice (Finetti et al., 1988; Artyushkov, 1992). Bazinul vestic prezintă o cuvertură cvasiorizontală de sedimente Albian-Cuaternare de 3000 m grosime (Finetti et al., 1988; Okay et al., 1994). Bazinul Estic al Mării Negre, cu orientare NW, s-a format în urma riftului din paleocenul inferior, urmat de formarea crustei oceanice la mijlocul eocenului (Robinson et al., 1996). Crusta oceanică este acoperită de aproape 10.000 m de sedimente, intersectate de numeroase falii (Okay & Görür, 2004).

Platforma Continentală a Mării Negre, prin definiție, este prelungire unităților geostructurale limitrofe sub apele mării. Această prelungire dă o prispă (șelf) cu lățime variabilă, care urmărește tot țărmul Mării Negre constituind Platforma Continentală, care, la rândul ei, înconjoară o zonă mediană mult mai adâncă dar care, este compartimentată de o ridicare mediană în două depresiuni, una estică și alta vestică (Mutihac et al., 2004). Pe litoralul românesc, se poate spune că Platforma Continentală românească se extinde spre est până la povârnișul continental care, prin parte sa bazală, ia contact cu substratul presupus de origine oceanică. Suprafața zonei de șelf până la marginea superioară a povârnișului (care se găsește la o adâncime de 130 m) are o lățime de 130-150 km fiind mai largă în partea de sud.

Din punct de vedere structural, Platforma Continentală românească reprezintă prelungirea unităților dobrogene. Se înțelege deci că Platforma Continentală românească nu se individualizează ca o unitate de platformă tipică, ci este consolidată cu soclu heterocron care s-a individualizat ca unitate geostructurală distinctă atunci când spațiul submers a început să evolueze unitar. În timp, acest moment s-ar plasa în Neocretacic (la limita Turonian- Senonian), pe alocuri coborând chiar în Albian. Cu alte cuvinte, Marea Neagră s-a format și a evoluat ca atare începând din Neocretacic (Mutihac et al., 2004).

Unitățile structurale majore din aria Mării Negre cuprind orogene și platforme cu orientare generală E-W, separate prin fracturi majore. La sud de Cratonul Est European (reprezentat prin Scutul Ucrainean, aparținând segmentului crustal al Sarmației, Bogdanova, 1993), se dezvoltă Platforma Scitică. Această unitate structurală se extinde de-a lungul marginii sudice a Cratonului Est European, din forlandul Carpaților românești până în Pre-Caucaz și continuă spre est până în Kopet Dag. Platforma Scitică este mărginită spre sud de orogenele Dobrogei de Nord, ale Crimeii de Sud și Caucazului Mare. Pe țărmul vestic al Mării Negre, între orogenul Chimmeric al Dobrogei de Nord și Centura orogenă alpină a Balcanidelor, se află o zonă plată corespunzând Platformei Moesice. La sud de Platforma Moesică se dezvoltă Prebalcanii, Balcanii și Srednogorie. (Seghedi A., 2001).

În partea de est a Mării Negre, Caucazul Mare reprezintă partea nordică a segmentului Anatolian-Caucazian-Iranian al centurii Alpine mediteraneene cu deformare majoră cretacică și terțiară (Săndulescu, 1980; Nikishin et al., 2001). Caucazul Mare prezintă un fundament hercinic acoperit discordant de formațiuni sedimentare jurasic-eocene și vulcanite mezozoice, strâns cutate și afectate de încălecări. Caucazul mare este divizat în mai multe unități structurale cu orientare WNW-ESE, separate prin falii puternic înclinate (Somin, 1969; Khain, 1975; Shamygin & Khain, 1985).

De-a lungul marginii sudice a Mării Negre se dezvoltă Pontidele, o unitate cu o structură complexă, separată de platformele Anatolidelor și Tauridelor de la sud de-a lungul suturii Izmir-Ankara-Erzincan. Pontidele sunt separate în trei segmente, și anume Pontide Estice, Centrale și Vestice, cu istorie geologică diferită. Elementul structural major în aria Pontidelor îl reprezintă Falia Nord-Anatoliană, care constituie o zonă de falie strike-slip dextru ce traversează partea nordică a Asiei Mici și marchează limita dintre placa Anatoliei și blocul continental al Eurasiei (Sengör et al., 2005). Datorită instabilității acestui sistem tectonic, rama sudică a Mării Negre este considerată una dintre zonele cu cea mai activă seismicitate din lume, comparabilă cu Falia San Andreas.

Figura 2.1 Unitățile structurale din jurul Mării Negre

(compilata dupa Okay et al., 1994; Yilmaz et al., 1997; Robinson & Kerusov, 1997;Nikishin et al., 2001)

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

Platforma Scitică este constituită din mai multe segmente, și anume Depresiunea Predobrogeană, Pricernomorie, Stepele Crimeeii, Marea Azov și Precaucazul. Pe partea sudică a Platformei Scitice, ca răspuns la încălecările alpine din orogenele Crimeii de Sud și Marele Caucaz, s-au format depresiunile cenozoice Alma, Indol-Kuban și Terek-Kuma.

Segmentul vestic al Platformei Scitice este mascat de depozitele Depresiunii Predobrogene, o depresiune Mezozoică-Cenozoică dezvoltată pe un bazin de rift permo-triasic. Fundamentul depresiunii, canstând în roci magmatice Neoproterozoice, este acoperit discordant de siliciclastite marine la continentale depuse în intervalul Vendian-Siluarian (Neaga & Moroz, 1987; Vaida & Seghedi, 1997). Devonianul inferior cuprinde mai ales clastite marine de apă puțin adâncă, urmate de o succesiune groasă carbonatică Devonian medie-Carbonifer inferioară a unei margini pasive nordice; ele sunt acoperite de clastitele neritice la clastite continentale cu cărbuni ale Carboniferului superior. Structura paleozoică este controlată de riftogeneza din timpul Permianului. În cadrul bazinului de rift au o mare răspândire vulcanitele bimodale Permian superioare ale asociației bazalte alcaline-trahite, care formează complexe vulcanice-vulcanoclastice în semigrabenele Sulina și Sărata, precum și dykeuri și mici intruziuni puse din loc în loc în succesiune paleozoice pre-rift (Neaga & Moroz, 1987; Seghedi et al., 2003). Complexele vulcano-sedimentare sau evaporitice legate de riftogeneza permiană sunt urmate local de succesiuni triasice epicontinentale. Succesiunile discordante ale Jurasicului includ argile marine ce suportă calcare recifale. Succesiunile continentale și neritice ale Cretacicului inferior, în care se remarcă prezența faciesurilor continentale-lagunare, cu argile roșii sau vărgate, gresii și siltite cu ciment feruginos sau evaporitic (Ion et al., 2002), sunt urmate de succesiuni epicontinentale transgresive ale Cretacicului superior.

Orogenul Nord Dobrogean. La sud de Depresiunea Predobrogeană, Orogenul Nord-Dobrogean reprezintă o zonă îngustă deformată chimeric (Murgoci, 1914), cu orientare NW-SE. Orogenul Nord Dobrogean vine în contact cu Despresiune Predobrogeană de-a lungul faliei Sfântul Gheorghe, iar spre sud vine în contact cu segmentul estic al Platformei Moesice de-a lungul Faliei Peceneaga-Camena. Partea de NW a Orogenului Nord Dobrogean (Promotoriul Nord-Dobrogean), constând în principal din roci metamorfice cu rare petece de depozite Peleozoice, este puternic coborâtă de-a lungul faliei N-S a Dunării și acoperită de sedimentele conozoice ale Depresiunii Pericarpatice. Partea care aflorează a orogenului, cunoscută ca Dobrogea de Nord, constituită din formațiuni ale fundamentului paleozoic cu deformare hercinică, precum și din depozite triasice și jurasice, în facies carbonatic și turbiditic, cutate în timpul deformărilor chimerice.

Fundamentul preeunxinic Nord-Dobrogean reprezintă prelungirea structurilor nord-dobrogene sub apele Mării Negre. Acestea sunt delimitate la sud de prelungirea faliei Peceneaga-Camena, iar la nord de prelungirea faliei Trotușului. De fapt, între limitele prezentate, se întâlnesc numai structurile unităților Tulcea și ale zonei Cârjelari-Camena; lipsesc acelea ale unităților Măcin și Niculițel. Prin foraje s-au întâlnit formațiunile cunoscute din Dobrogea de Nord, până la Triasic inclusiv. Jurasicul are o răspândire generală fiind predominant detritic, iar în partea sudică se întâlnesc și produsele unui vulcanism bimodal de tipul celor din zona Cârjelari-Camena. Se mai întâlnesc și depozite detritice neocomiene și barremian-apțiene care nu au corespondent în zona Tulcea (Mutihac et al., 2004).

Centura cutată a Crimeii de Sud reprezintă marginea nordică a unui bazin back-arc jurasic, care a fost despicat în Cretacicul superior ca urmare a expansiunii crustale din Bazinul Vestic al Mării Negre (Adamiya et al., 1972; Zonenshain & Le Pichon, 1986; Zonenshain et al., 1990). Centura Crimeii de Sud constă din turbidite Triasic-Liasice puternic cutate (Flisul Tauric), acoperite discordant de o cuvertură slab înclinată, fiind constituită dintr-o succesiune de siliciclastite Jurasic superior- Cretacic inferior. Echivalentele sudice ale Flișului Tauric se găsesc în bazinul Kure din Pontidele Vestice (Robinson & Kerusov, 1997; Üstaomer & Robertson, 1994).

Continuarea spre est, pe șerful Odesei, a Orogenului Nord-Dobrogean și a Depresiunii Predobrogene spre Crimea, nu poate fi observată datorită structurii șelfului în blocuri tectonice ridicate și coborâte cu orientare E-W, acestea fiind rezultatul procesului de riftogeneză din timpul Cratecicului inferior și a inversiunii cenozoice (Robinson & Kerusov, 1997). Deoarece în zona șelfului Odesei Orogenul Nord-Dobrogean este trunchiat spre est, au fost sugerate două posibilități pentru continuarea lui spre est: 1. continuarea spre NE, prin bazinele Tarkhankut și Azov, până în PreCaucaz (Muratov, 1969; Muratov et al., 1968; Nikishin et al., 1996; 2001; Stampfli et al., 2001); în acestă situație, continuarea spre est a orogenului Carpato-Balcanic ar avea loc prin Crimeea-Caucazul Mare, dar și prin Pontidele de Nord și de Vest; 2. Continuarea spre SE, spre Caucazul Mare, prin Munții Crimeii de Sud (Murgoci, 1914; Săndulescu, 1980; Sengör, 1984; Kräutner et al., 1988).

Platforma Moesică este o unitate cu un fundament Precambrian heterogen și complex, acoperit de o cuvertură groasă de sedimente de la Paleozoic la Cenozoic. Marginea sa nordică este reprezentată de fractura Peceneaga-Camena, o fractură crustală majoră, cu orintare generală NW, ce se continuă spre NW pe sub cuvertura cenozoică până în zona Vrancea a curburii Carpaților Orientali.

Moesia de est (sectorul dobrogean al platforme, sensu Săndulescu, 1984) constituită din două blocuri tectonice separate de-a lungul faliei Capidava-Ovidiu, o fractură cu o istorie îndelungată de reactivare tectonică. De sub pătura subțire, puternic discordantă, a depozitelor cuaternare, blocul tectonic al Dobrogei Centrale expune fundamentul Neoproterozoic-Cambrian inferior, acoperit doar local de cuvertura Jurasic superioară (Bathonian-Kimmeridgian). Fundamentul Dobrogei Centrale cuprinde formațiuni metamorfice Neoproterozoice de afinitate probabil pan-Africană și turbidite ale Vendianului. Cuvertura jurasică, păstrată în axul unor sinclinale largi, puternic erodate, constituită din succesiuni de platformă carbonatică, ce se aștern local pe relicte ale unei scoarțe de alterare de vârstă pre-Bathoniană (Rădan, 1999).

În Dobrogea de Sud, partea mai veche a fundamentului Moesic se află la adâncimi de peste 600 m sub cuvertura Paleozoică și succesiune Mezo-Cenozoică cu frecvente discontinuități și lacune stratigrafice. Fundamentul cratonic cuprinde o formațiune de gnaise și migmatite atribuită Arhaicului, peste care se dispune o formațiune feruginoasă atribuită Paleoproterozoicului, care suportă o succesiune vulcano-sedimentară cu bazalte alcaline aparținând Rifeanului sau Vendianului (Giușca et al., 1967, 1976; Visarion et al., 1979; Kräutner et al., 1988; Seghedi et al., 2000). Cuvertura de platformă cuprinde succesiuni Paleozoice, Mezozoice și Cezonoice separate prin frecvente lacune (Ion et al., 2002). Ciclul Paleozoic cuprinde: clastite marine în intervalul Cambrian superior-Devonian inferior; sedimente carbonatice și serii paralice cu cărbuni în intervalul Devonian mediu-Carbonifer inferior. Ciclul Permo-Triasic de dezvoltă în facies germanic, prezentând secvențe inferioare și superioare detritice, separate printr-o succesiune carbonatică, la fel ca în Prebalcani. Ciclul Jurasic și Cretacic este detritic în Jurasicul mediu, dominant carbonatic în intervalul Jurasic superior-Barremian și calcaros-marnos în Cretacicul superior. O mare varietate de litofaciesuri, cu frecvente schimbări laterale de facies, reflectă medii de sedimentare neritice sau pelagice-calcaroase, local evaporitice. Cu excepția calcarelor eocene, ciclul Badenian- Pleistocen include depozite detritice care reflectă evoluția bazinului de la un bazin marin de mică adâncime la continental.

Lacuna stratigrafică dintre sedimentele Jurasicului superior și ale Cenomanianului, care sigilează atât structurile chimerice ale Dobrogei de Nord, cât și parțial Fractura Peceneaga Camena și fundamentul Neoproterozoic- Eocambrian al Dobrogei Centrale, sugerează că în timpul Cretacicului inferior Dobrogea de Nord aparținea umărului nordic de rift al bazinului Vestic al Mării Negre, reprezentând sursa sedimentelor apțiene syn-rift bogate în caolinit și păstrate atât în Depresiunea Predobrogeană, cât și în Dobrogea de Sud, la sud de fractura Capidava-Ovidiu (Rădan, 1999; Ion et al., 2002).

În acceptul că Marea Neagră s-a format și a evoluat ca atare începând din Neocretacic, în Platforma Continentală românească se disting 2 etaje structurale: un prim etaj constituie fundamentul preeuxinic incluzând soclul cutat și cuvertura sa preeuxinică. Al doilea etaj structural îl constituie învelișul sedimentar euxinic incluzând depozite care încep cu cele neocretacice până la cele cuaternare (Mutihac et al., 2004).

Învelișul sedimentar euxinic include formațiunile care au luat naștere după individualizarea Mării Negre și conturarea acesteia ca bazin de acumulare. Momentul formării Mării Negre, așa cum s-a amintit, se consideră a fi limita dintre Turonian și Senonian pentru că, începând cu acest moment, acumulările au căpătat o grosime foarte mare și uniformă și o omogenitate litofacială foarte constantă în timp, pe toată aria șelfului. Sedimentarul euxinic mulează un paleorelief eocratacic și corespunde intervalului de timp Senonian-Cuaternar; însă nu constituie o suită sedimentară neîntreruptă. Se cunoaște o discontinuitate majoră corespunzătoare Miocenului inferior. Acest fapt face ca în cuprinsul cuverturii euxinice să se delimiteze două cicluri de sedimentare majore: un ciclu Senonian-Paleogen și un altul Badenian-Cuaternar; se mai recunosc și alte discontinuități însă de mică amploare (Mutihac et al., 2004).

Ciclul Albian-Paleogen are dezvoltarea mai completă în partea sudică a zonei de șelf și include o suită de formațiuni predominant detritice-argiloase, care se încheie cu șisturi argiloase, bituinoase, de tipul disodilelor, atribuite Oligocenului. În general, conținutul în alge, spongieri, foraminifere etc. indică pentru depozitele acestui ciclu apartenența la intervalul Neocretacic-Paleogen. Cel din partea nordică și centrală ar putea coborî chiar și în Albian (Mutihac et al., 2004).

Ciclul Badenian-Cuaternar debutează prin depozite marno-detritice și subordonat calcare micritice revenind Badenianului superior. Sarmațianul este de asemenea preponderent argilos-siltic. Ponțian-Romanianului revin depozite detritice, adesea preponderent grosiere; subordonat se întalnesc marne. Cuaternarului îi revin prundișurile, nisipurile și mâlurile cele mai recente precum și depozitele loessoide. De remarcat este omogenitatea litofacială a întreg ciclului Badenian-Cuaternar pe toată suprafața șelfului românesc; această uniformitate de fapt a început încă din Oligocen (Mutihac et al., 2004).

Șelful românesc, până spre sfârșitul Jurasicului și chiar până spre sfârșitul Eocretacicului, aparținea unei arii continentale mult mai întinse care, la rândul ei, era formată din mai multe unități structurale. Spre sfârșitul Eocratacicului, această arie continentală a suferit o fracturare profundă creându-se una sau două zone depresionare de tip graben-rift din care a evoluat Marea Neagră. Cei mai mulți cercetători admit că substratul depresiunii vestice din Marea Neagră ar fi de origine oceanică. Spre sfârșitul Jurasicului, la marginea sudică a Structogenului Nord-Dobrogean, în lungul faliei Peceneaga-Camena, s-a format și a evoluat un graben-rift în care s-a desfășurat și o activitate vulcanică bimodală. Asemenea vulcanite se găsesc și în acvatoriu în prelungirea zonei Cânjelari-Camena; se poate presupune că acest graben-rift nu este străin de apariția și evoluția Mării Negre care și-ar avea începutul chiar din Neojurasic. Cert este că, odată cu apariția depresiunii graben-rift, marginea estică a unităților dobrogene a suferit o puternică fracturare distensională creându-se un sistem de falii, printre care falia est-moesică, falia est-Calica etc., aproximativ perpendiculare pe sistemul de falii crustale (Palazu, Peceneaga-Camena etc.). Acest fapt a determinat compartimentarea întregii arii în mai multe blocuri care s-au mișcat diferențiat atât pe verticală cât și pe orizontală, însă tendința generală a fost de afundare accentuată spre est. În felul acesta, spre sfârșitul Eocretacicului s-a creat un paleorelief pronunțat, delimitandu-se zone depresionare ca: depresiunea Eforie, depresiunea Istria etc. și zone de ridicare. Acestea din urmă adesea se aliniază dând un prag euxinic (Mutihac et al., 2004).

Începând din Neocretacic, acumulările constituind sedientarul euxinic mulează paleorelieful Eocretacic. În timpul acumulărilor cuverturii sedimentare euxinice, regiunea a fost afectată de mișcări epirogenetice care adesea au atins cote pozitive încât procesul de sedimentare care a generat cuvertura euxinică a cunoscut mai multe întreruperi, dar, în ansamblu, mișcările epirogenetice au fost preponderent negative asigurând astfel permanența acvatorului Mării Negre și extinderea acestuia asupra șelfului (Mutihac et al., 2004).

În general se acceptă că Marea Neagră este un bazin de back-arc, care s-a deschis în timpul Mezozoicului deasupra litosferei oceanice Tethysiene care se subducea spre nord (Bocaletti et al., 1974; Sengör & Yilmaz, 1981). Datele geologice și geofizice indică faptul că în Cretacicul mediu întreaga arie a Mării Negre a fost afectată de extensie și rifting (Finetti et al., 1988; Görür, 1988; 1997; Banks & Robinson, 1997; Yilmaz et al., 1997; Nikishin et al., 2001). Vârsta procesului de rifting în întreaga arie a Mării Negre a fost sugerată ca Apțian-Albian (Görür, 1997).

Analiza recentă a datelor geologice existente a condus la concluzia că deschiderea bazinului Vestic al Mării Negre a avut loc în intervalul Apțian-Cenomanian, prin riftingul unui fragment continental de pe șelful Odesei (blocul Istanbul), de-a lungul faliilor Vest Marea Neagră și Vest Crimea (Okay & Görür, 2004). Blocul Istanbul a suferit drifting spre sud, deschizând la nord Bazinul Vestic al Mării Negre și închizând concomitent la sud Oceanul Tethys (Okay et al., 1994).

Analiza de paleostress confirmă faptul că în intervalul Apțian-Coniacian Dobrogea a fost afectată de extensie pe direcție SE (Hippolyte, 2002), extensie compatibilă cu procesele de rifting din bazinul vestic al Mării Negre, urmate de driftul spre SE al blocului Istanbul din Pontidele Vestice. În Cretacicul terminal-Paleogen, fractura Peceneaga-Camena a fost reactivată ca o falie inversă. Discordanța de la baza Cenomanianului din Bazinul Babadag, dispus atât peste formațiunile orogenului nord-dobrogean puternic erodat, cât și peste rocile fundamentului Neoproterozoic din nord-estul Dobrogei Centrale, reprezintă discordanța de spargere (breakup unconformity) legată de inițierea expansiunii crustale în Bazinul Vestic al Mării Negre. În timpul Eocenului inferior blocul Istanbul a suferit o coliziune cu blocul Sakarya de la sud. Coliziunea a declanșat o schimbare majoră a regimului tectonic din aria Mării Negre, de la extensie la compresie (Okay & Görür, 2004). Se consideră că extremitatea estică a Bazinului Vestic al Mării Negre s-a deschis în intervalul Aptian-Turonian, prin rotire senestră (Okay & Görür, 2004).

Spre deosebire de bazinul vestic, bazinul Est Marea Neagră s-a format în intervalul Maastrichtian- Paleocen, prin rotire senestră a unui bloc continental în jurul unui pol situat în Crimea (Okay et al., 1994; Okay & Görür, 2004), deschidere ce explică compresiunea Terțiară din Caucaz. După închiderea Neotethysului, Marea Neagră a început să se închidă în intervalul Eocen-Oligocen, iar bazinul estic a continuat să se închidă din Miocen până în prezent (Tari et al., 2000).

În prezent, pe fondul deplasării spre nord a regiunilor învecinate, plăcile Africană și Arabă, suferă coliziune cu placa Eurasiatică (Tari et al., 2000). Coliziunea are drept consecință mișcarea spre vest a blocului Anatolian, cu un pol de rotire aflat în nordul peninsulei Sinai. Neotectonica zonei vestice a bazinul Mării Negre este complicată datorită deplasării spre vest a blocului Anatoliei, mișcarea spre nord a plăcii Africane și extensia din Marea Egee.

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

Figura 2.2 Hartă tectonică a colțului vestic al Mării Negre. F3A, F3B, F5, F6, F7A, F7B, F8, F9 sunt linii de profile seismice. (sursa: Dinu et. al.,2005)

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

2.1.1 Zăcăminte din Bazinul Vestic al Mării Negre

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

Figura 2.4 Offshore Romania, vestul Mării Negre

(Sursa:”Geology and Hydrocarbon Systems in the Western Black Sea„ , GEORGI GEORGIEV)

În partea de nord-vest a Mării Negre, depozitele neogene cu o grosime de până la 5-6 km provin din cele mai mari sisteme de paleo-drenaj din regiunea Mării Negre (de exemplu: paleo-Nistru, paleo-Dniepr, paleo-Prut și paleo-Dunărean). Zonele de drenaj ale acestor sisteme au proveniențe pe platforma Est-Europeană, și deci, rezervoarele neogene, în special cele care se află în apele adânci ar putea deveni obiective importante pentru viitoarele exploatări. Aranjamentul general al colțului nord-vestic al bazinului vestic al Mării Negre este unul de margine pasivă tipică, cu depozite groase de tip șelf, dezvoltate atât pe marginea nordică a bazinului cât și pe cea vestică depusă din Cretacic până în prezent.

Până în prezent, au fost descoperite mai multe acumulări de hidrocarburi în Bazinul Vestic al Mării Negre, dovedindu-se prezența atât a sistemelor petroliere termogene cât și biogene. În total au fost descoperite 15 zăcăminte de hidrocarburi în Bazinul Vestic al Mării Negre: 6 de gaze, 2 de gaz condensat și 7 câmpuri de petrol sau gaz-petrol. 9 dintre ele se află în zona de offshore a României, 4 în zona de offshore a Bulgariei și 2 în zona de offshore a Ucrainei.

Cele 15 zăcăminte descoperite sunt: Bezimennoe (gaz), Odessa (gaz), Olimpyiskoe (petrol și gaz), Lebăda Est (petrol și gaz condensat), Lebăda Vest (petrol și gaz), Sinoe (petrol și gaz), Portița (petrol), Pescăruș (petrol-gaz), Cobălcescu (gaz), Doina (gaz), Ana (gaz), Tjulenovo (petrol și gaz), Galata (gaz), Samotino More (gaz condensat), La-1 (gaz condensat).

Toate acumulările de hidrocarburi se găsesc în zone cu apă de mică adâncime, 100 m. Ele sunt legate de diferite bazine de sedimentare: 8 dintre ele sunt în sub-bazinul Histria; 2 în depresiune Vilkoviană, interpretată ca fiind o ramură de vest a bazinului Karkinit; 3 în bazinul subacvatic Kamchia și la margine sudică adiacentă a Platformei Moesice. Câmpul Tyulenovo este foarte aproape de estul Vernei, în timp ce câmpul Olimpiyskoe este aprope de bazinul Histria. Aceste acumulări de hidrocarburi au fost descoperite în rezervoare de vârste destul de diferite. În acest sens, corelațiile lor genetice sunt de mare importanță.

Figura 2.5 Harta cu bazinele de sedimentare din Bazinul Vestic al Mării Negre și zăcămintele de hidrocarburi descoperite (Sursa:”Geology and Hydrocarbon Systems in the Western Black Sea„ , GEORGI GEORGIEV)

Corelația genetică a petrolului la petrol cuprinde petroluri brute din următoarele domenii: Lebăda Est ( rezervor Albian), Lebăda Vest (rezervor Eocen), Sinoe (rezervor Eocen), Portița (rezervor Oligocen) și Olimpiyskoe (rezervor Paleocen), aceste fiind din zona de offshore a României; Tyulenovo (rezevor Valanginian) și Samotino More (rezervor Eocen mediu) în zona de offshore a Bulgariei.

Estimarea potențialului de generare a hidrocarburilor se face pentru fiecare dintre bazinele principale de sedimentare din Bazinul Vestic al Mării Negre. Sedimentele terțiare din cadrul Bazinului Vestic au fost considerate ca fiind principala potențială sursă cu mult timp în urmă (Geodekjan et al., 1982, 1984). Rezultatele unor foraje recente din sectorul românesc și turcesc, au permis, totuși, o evaluare mai precisă a rocii sursă.

Secvența Oligocen-Miocen inferior este considerată a fi o sursă primară de hidrocarburi în cadrul succesiunii terțiare. Șisturile din intervalul Paleocen-Eocen sunt considerate ca fiind sursă secundară de hidrocarburi. Secvența Miocen mediu- Pliocen, care este bogată în șisturi diatomeece, este, de asemenea, considerată o sursă secundară de hidrocarburi. Secvența Oligocenă (formațiunea de Ruslar) cu un conținut în materie organică mai mare de 1% este considerată ca fiind o sursă principală de hidrocarburi. Secvența Eocen mediu și superior (formațiunea de Avren) este considerată o sursă secundară de hidrocarburi, de asemenea și secvența Cretacic superior- Eocen inferior. Secvența Neogenă este subțire în apropierea țărmului (<400 m), dar spre Bazinul Vestic ajunge până la 2000 m. Este o potențială bună sursă pentru hidrocarburi. Acestea sunt principalele secvențe considerate ca fiind surse pentru hidrocarburi.

În urma efectuării lucrărilor anterioare în zona șelfului Românesc au fost prelevate probe de carote:

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

2.2 Setul de date geofizice disponibile

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

Figura 2.7 Zăcămintele de hidrocarburi din apropierea țărmului românesc

(sursa: Obiectiv.info)

Figura 2.8 Model seismic a celor 2 formațiuni (Ana și Doina)

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

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

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

2.3 Prelucrarea și interpretarea datelor geofizice. Rezultate obținute

Sonda A1

Pentru identificarea intervalului de adâncime a zăcământului și a contactului dintre apă și hidrocarburi am început cu realizarea interpretării cantitative a diagrafiilor geofizice de sondă, folosind programul Interactive Petrophysics.

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

Figura 2.12 Împărțirea pe zone în funcție de parametri măsurați

În cadrul interpretării probabilistice primul pas este realizarea modelului petrofizic de interpretare, definit sub forma fracțiunilor volumetrice solide și fluide care compun formațiunile (conținutul în argilă Ca, volumul matricei Vm, porozitatea P, volumul de apă Va și VAi0 ).

Pentru a determina conținutul în argilă este necesar să se calculeze volumul argilelor astfel:

Din dependența porozității neutronice cu densitatea. Separația maximă între diagrafia de porozitate (stânga) și cea de densitate (dreapta) indică un conținut maxim a argilelor. Crossoverul (inversarea separației) dintre cele 2 diagrafii este specific gazelor.

Din diagrafia de radioactivitate gama natural pentru a stabili valorile corespunzătoare formațiunilor argiloase și a formațiunilor curate (GClay și GClean)

Figura 2.13 Dependența dintre porozitate și densitate pe tot intervalul de adâncime. S-a folosit pentru scara de culori curba de radioactivitate gama natural.

În Figura 2.13 valorile cele mai mici, reprezentate pe grafic cu culoare verde, corespund cu proprietățile gazelor, având valori scăzute de radioactivitate, porozitate și densitate. Trendul valorilor cele mai ridicate de pe grafic, corespund cu proprietățile argilelor. Trasând liniile ce definesc limitele dintre valorile reprezentative formațiunilor argiloase și valorile reprezentative pentru formațiunile curate am obținut următorii parametri : valoarea pentru argile din porozitatea neutronică ca fiind 0,48 (V/V) și valoare pentru argile din densitate ca fiind 2,265 (g/cm3).

Figura 2.14 Histograma curbei GR pentru stabilirea valoriilor de minim și maxim pentru argile.

În urma analizei histogramei GR, valoarea maximă am aproximat-o ca fiind 125 GAPI pentru GClay. Măsurătorile de radioactivitate gama natural nu funcționează bine ca indicator al mineralelor argiloase, separarea rezervorului nu se poate realiza doar după diagrafia GR, deoarece diferențele reale dintre minima corespunzătoare formațiunilor argiloase și maxima formațiunilor rezervor sunt foarte mici.

Pentru a calibra volumul de argilă din GR după rezultatele din dependența N-D și pentru a determina valoare de minim GClean am realizat graficul:

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

Astfel am obținut:

Figura 2.16 Rezultatul volumului de argilă pe tot intervalul de adâncime

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

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

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

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

Figura 2.19 Volum de argilă corectat.

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

Figura 2.20 Conținutul final în argilă

Pentru interpretarea probabilistică (statistică) a diagrafiilor convenționale am realizat interpretarea sub forma unui solver de sisteme de ecuații cu scopul de a determina fracțiunile volumetrice la fiecare nivel de adâncime.

Acest solver determină fracțiunile volumetrice prin problema inversă din matricea răspunsurilor teoretice a diagrafiilor în componente volumetrice și răspunsurile măsurate ale diagrafiilor convenționale.

Figura 2.21 Modulul Mineral Solver

Pentru a obține diagrafiile necesare interpretării am folosit diagrafia de temperatură, diagrafia de rezistivitate cu cea mai mare rază de investigare (zona neinvadată) și diagrafia de rezistivitate cu cea mai mică rază de investigare (zona spălată).

Pentru a realiza modelul astfel încât să nu avem soluții nerealiste din punct de vedere petrofizic/geologic am inclus constrângeri fizice sau petrofizice/geologice.

Figura 2.22 Parametrii forajului ce vor fi folosiți în calculele ulterioare

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

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

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

Figura 2.26 Modelul rezultat. Diagrafiile de rezistivitate Deep și Micro se folosesc pentru a selecta rezistivitatea argilelor pentru saturația în apă Sw. Rwapp este rezistivitatea apelor de formațiune iar Rmfapp este rezistivitatea filtratului de noroi calculat. Trasele Saturation, Porosity și Combined reprezintă soluția petrofizică propriu-zisă a interpretării cantitative. Saturation cuprinde cele 2 saturații în apă, în zona neinvadată și în zona spălată, calculate. Pe intervalele de adâncime 1100-1140 m, respectiv 1190-1250 m , cele 2 saturații Sa și SAi0 au valori de aproximativ 1 (100%) ceea ce indică fie prezența argilelor, fie a rocilor poros-permeabile acvifere, complet saturate în apă. Dacă toți parametri interpretării au fost selectați corespunzător, pe intervalele respective ar trebui să obținem în medie Sw unitare. Porosity reprezintă analiza volumetrică a fluidelor din spațiul poros. Fracțiune volumetrică de apă (albastru) și fractiunea volumetrică de hidrocarburi mobile și imobile (galben și verde). Combined este soluția litologică(componenta litologică) în termeni de fracțiune în argilă, matrice minerală (cuarț) și volumul spațiului poros. Cele 4 trase din dreapta reprezintă trase de control pe baza cărora analizăm sau cuantificăm corectitudinea interpretării cantitative. Cu negru sunt reprezentate diagrafiile măsurate, folosite ca date de intrare în cadrul modului Mineral Solver, cu galben sunt reprezentate benzile de incertitudine ale diagrafiilor iar cu roșu sunt diagrafiile teoretice reprezentând răspunsul calculat al modelului de interpretare optim. Cu cât răspunsul teoretic (calculat) este mai apropiat de diagrafiile de intrare cu atât modelul este mai apropiat de realitate.

Din analiza rezultatelor interpretării cantitative efectuate pentru sonda de exploatare A1, se constată că saturațiile în apă calculate scad substanțial sub valoarea unitară (100%) începând din topul rezervorului superior (1140 m) și coborând până la o valoare de 12 % (Sw) după care crește gradat, prezentând o zonă de tranziție până când atinge din nou valoarea unitară, la circa 1191 m în rezervorul inferior. Pe baza interpretării cantitative a diagrafiilor convenționale se poate estima faptul că, limita apă- hidrocarburi poate fi plasată la adâncimea de 1191 m. În consecință, rezultă că, sonda de exploatare A1 a interceptat un interval gazifer de 51 m grosime în cadrul rezervorului superior și parțial în rezervorul inferior.

Cea de a doua metodă de identificare/plasare a contactului dintre fluide este reprezentată de măsurători de presiune a fluidelor realizate cu ”Testerul de formațiune”.

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

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

Figura 2.29 Trasarea dreptelor de regresie prin punctele de presiune obținând 2 drepte cu pantă diferită pentru cele 2 tipuri de fluide identificate

Din dreptele de regresie rezultă 2 legi de variație a presiunii cu adâncimea:

P1= TVDSS*0,189 + 1475,703 (gaz) (1)

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

Figura 2.30 Încadrarea în arii diferite a punctelor de presiune în funcție de panta dreptelor de regresie. Panta reprezintă raportul dintre presiune și adâncime, aceasta fiind funcție de densitatea fluidului. Chenarul albastru închis cuprinde punctele de presiune caracteristice gazului iar chenarul albastru deschis cuprinde punctele caracteristice apelor de formațiune.

Astfel am obținut:

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

Figura 2.32 Reprezentarea simultan a rezultatelor interpretării cantitative a diagrafiilor convenționale, datele de presiune măsurate cu testerul de formațiune MDT pe intervalul de adâncime 1140-1240 m precum și prelucrarea măsurătorilor de presiune.

Din analiza rezultatelor măsurătorilor de presiune din Figura 2.32, din ultimele trase, se constată că intersecția dreptelor descrise de ecuațiile 1 și 2 are loc la adâncimea de aproximativ 1182 m MD (measured depth- adâncimea măsurată) echivalentă cu adâncimea de 1157 TVDSS (true vertical depth sub sea- adâncimea de la nivelul mării), cu 9 m mai sus decât poziția contactului dedusă din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale. Luând în considerare faptul că, în condițiile de temperatură și presiune ale intervalului rezervor din sonda A1, gazele(metanul) ar trebui sa aibă o densitate de aproximativ 0,08 g/cm3 iar apele de formațiune 1 g/cm3. Se constată faptul că, densitățile calculate ale fluidelor rezultate din prelucrarea datelor de presiune sunt diferite densitatea gazului este mai mare decât cea reală iar densitatea apei este mai mică față de cea reală.

Sonda A2

Interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice

Figura 2.33 Datele brute pentru sonda A2. Trasa 1- adâncimea măsurată în metri (DEPTH) și temperatura (HTEM); trasa 2 cuprinde adâncimea reală (TVDSS- True Vertical Depth Sub Sea) care în cazul nostru este: TVDSS= MD (measured depth-adâncimea măsurată) + distanța dintre platformă și nivelul mării; trasa 3 cuprinde împărțirea pe zone a adâncimii în funcție de rezultatele măsurătorilor (Figura 2.34); trasa 4- o diagrafie a măsurătorilor de radioactivitate gama natural (verde) ECGR (GAPI), o diagrafie a potențialului spontan (roșu) SP(MV) și 2 diagrafii de monitorizare a găurii de sondă; trasa 5 conține o diagrafie de rezistivitate cu raza de investigare mică- RXOZ(OHMM) și alte 5 diagrafii de rezistivitate cu raze de investigare din ce în ce mai mari (RLA1 are raza cea mai mică- RLA5 are raza cea mai mare); trasa 7 conține o diagrafie TNPH (V/V) ce reprezintă o metodă de determinare a porozității, numită și porozitate neutronică, o diagrafie a carotajului densității formațiunilor- RHOZ (g/cm3) și o diagrafie PEFZ (B/E- barn/e-) fiind un răspuns al litologiei. Diagrafiile de porozitate neutronică și cea de densitate sunt reprezentate la scara calcarului; trasa 8 conține aceleași diagrafii ca și trasa 7 însă acestea sunt reprezentate la scara gresiilor; trasa 9 conține 2 diagrafii a carotajului acustic de viteză, reprezentând timpi de parcurs a undelor prin formațiuni, DTCO (us/ft)- timpi de parcurs a undelor compresionale și DTSM (us/ft)-timpi de parcurs a undelor transversale; trasa 10 conține distribuția timpilor de relaxare transversali din măsurătorile de Rezonanță Magnetică Nucleară; trasa 11 conține punctele de presiune măsurate cu testerul de formațiune.

Figura 2.34 Împărțirea pe zone în funcție de parametri măsurați

Pentru calculul volumul de argilă din sonda A2 au fost urmați aceeași pași ca și în cazul sondei A1, acestea având mici diferențe a parametrilor deoarece sonda A2 se află la o distanță de 603 m față de A1 și este deviată.

Parametri obținuți pentru calculul volumul de argilă sunt: din histograma diagrafiei de radioactivitate gama natural am stabilit valorile pentru GR Clean de 60 API și pentru GR Clay 110 API, din dependența porozitate-densitate am obținut valoarea argilei din porozitatea neutronică fiind 0,478 dec și densitatea pentru argilă 2,254 g/cm3. Dependența porozitate-densitate este reprezentată în Figura 2.35.

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

Figura 2.36 Rezultatul volumului de argilă pe tot intervalul de adâncime

În Figura 2.36 se observă faptul că gamma natural funcționează bine pe tot intervalul. Așadar, pe majoritatea intervalului suprapunerea celor 2 volume este bună, cu excepția zonei de crossover (inversarea separației) a rezervorului (din topul rezervorului sup. 1391,2 m-1425 m, în special între 1391,2m- 1410m).

Ca și la sonda A1 am împărțit intervalul de adâncime în 3 zone. Zona 1 cuprinde post-rezervorul, zona 2 cuprinde rezervorul sup. corespunzător formațiunilor gazeifere și zona 3 cuprinde rezervorul inf. și pre-rezervorul. Zonarea s-a realizat deoarece în intervalul rezervorului sup. GR Clean (linia curată) se schimbă. Corectarea liniei curate este reprezentată în Figura 2.37.

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

Figura 2.38 Volum de argilă corectat.

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

Figura 2.39 Conținutul final în argilă

Pentru sonda A2 am folosit același model de solver.

Figura 2.40 Modulul Mineral Solver

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

Pentru modelul propus am definit următorii parametri:

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

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

Figura 2.44 Pickettul variației rezistivității deep în funcție de porozitate pentru a stabili saturația apei unitare. Linia saturației în apă (roșie) este poziționată la rezistivitatea corespunzătoare schimbării de trend.

În urma realizării pickettului am obținut o rezistivitate a apei de formațiune de 0,25 ohmm.

Astfel, parametri folosiți în modului solver sunt:

Figura 2.45 Rezistivitatea apei la temperatura formațiunilor.

Figura 2.46 Saturația apei unitare.

Figura 2.47 Parametri Archie.

Figura 2.48 Modelul rezultat al interpretării cantitative.

Din interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice, spre deosebire de sonda A1 unde era un singur rezervor, aici se disting 2 rezervoare individuale, cu hidrocarburi, primul localizat preponderent în zona rezervorului sup (1). iar al doilea în zona rezervorului inf. (2).

Plasând limitele acolo unde saturația în apă este 1 (100%), adâncimile acestora sunt:

Pentru rezervorul 1: 1428 m MD= 1145,3 m TVDSS

Pentru rezervorul 2: 1467,5 m MD= 1172,9 TVDSS

Figura 2.49 Reprezentarea simultan a rezultatelor interpretării cantitative a diagrafiilor geofizice(Porosity și Combined), datele de presiune măsurate cu testerul de formațiune (MDT), prelucrarea măsurătorilor de presiune, distribuția timpilor de relaxare transversali măsurați prin carotajul RMN- rezonanță magnetică nucleară (T2) și ultima trasă reprezintă prelucrarea datelor de RMN.

Din prelucrarea datelor de presiune au rezultat 2 gradienți corespunzători unor densități ale fluidelor de 0,194 g/cm3 respectiv 0,849 g/cm3. Și în acest caz densitățile nu corespund cu densitățile reale ale fluidelor. Intersecția gradienților de presiune are loc la adâncimea de 1445 m MD = 1157,2 m TVDSS. Se observă că această adâncime este situată între cele 2 poziții ale contactelor gaz-apă rezultate din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale, ca si cum ar ”media” adâncimile celor 2 contacte.

Prelucrarea distribuției T2 (timpi de relaxare transversali) ai carotajului de rezonanță magnetică nucleară a condus la estimarea volumelor de pori delimitate de valorile de cut-off de 3 ms și 33 ms. Cut-off-ul de 3 ms reprezintă limita superioară a timpilor T2 înregistrați în cei mai mici pori (de dimensiunile cele mai mici), corespunzătoare argilelor (pori saturați cu apă imobilă). T2 între cut-off-ul de 3 ms și cel de 33 ms corespund distribuției de pori cu dimensiuni intermediare caracterizând rocile de granulație siltică (apă imobilă). T2 mai lungi decât valoarea de cut-off de 33 ms (clastice) corespund porilor de dimensiunile cele mai mari, caracterizând rocile rezervor nisipoase-grezoase.

În sonda analizată, rezultatele prelucrării datelor de RMN ce sunt reprezentate în ultima trasă din Figura 2.49 au semnificația culorilor: albastru- valorile porilor corespunzători argilelor (apă imobilă), albastru intermediar- valorile porilor siltitelor (apă imobilă reținută capilar), albastru deschis- fluide libere (apă și hidrocarburi).

Analizând aceste rezultate RMN pe intervalul de adâncime studiat se constată că principala zonă cu fluide libere coincide cu rezervorul sup. (interval de adâncime 1391,2- 1427 m MD). În cadrul rezervorului inf. se evidențiază o a doua zonă cu fluid liber (în intervalul 1458-1466 m MD). Ambele zone cu fluid liber evidențiate de RMN coincid cu cele 2 zone cu saturație mare în gaze, rezultate din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale.

Concluzii

În urma interpretării datelor geofizice am obținut următoarele poziții ale contactelor dintre fluide:

Pentru sonda A1: din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale, limita apă- hidrocarburi a fost plasată la adâncimea de 1191 m MD iar din prelucrarea datelor de presiune măsurate cu testerul de formațiune, intersecția dreptelor de regresie are loc la adâncimea de aproximativ 1182 m MD, cu 9 m mai sus față de contactul dedus din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale.

Putem considera că această diferență se datorează fie impreciziei calculării/ definirii dreptelor de regresie prin numărul relativ redus de puncte de presiune măsurate, fie posibilității ca, testerul de formațiune să nu fi citit presiuni corespunzătoare unor fluide pure (100% gaz sau 100% apă).

În consecință este posibil ca poziția limitei definite pe baza gradienților de presiune să se afle la o adâncime mult mai mică decât cea reală iar limita dintre fluide plasată pe baza interpretării cantitative a diagrafiilor convenționale să fie mai corectă. Acest lucru poate avea consecințe extrem de importante din punct de vedere al estimării rezervelor de hidrocarburi, existând posibilitatea ca evaluarea acestora doar pe baza datelor de presiune să fie puternic subestimată.

Pentru sonda A2: din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale, limita pentru primul rezervor se află la adâncimea de 1428 m MD iar pentru rezervorul al doilea limita se află la adâncimea de 1467,5 m MD, iar din prelucrarea datelor de presiune, intersecția dreptelor de regresie se află la adâncimea de aproximativ 1445 m.

Adâncimea limitei determinată pe baza punctelor de presiune se află între cele 2 poziții rezultate din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale.

Din rezultatele prelucrării datelor de RMN sa constatat faptul că zonele cu fluide libere sunt: în rezervorul sup pe intervalul 1391,2m- 1427 m MD și în rezervorul inferior pe intervalul 1458 m-1466 m MD. Aceste intervale cu fluid liber coincid cu zonele cu saturație mare în gaze, rezultate din interpretarea cantitativă a diagrafiilor convenționale. Datele RMN sunt extrem de utile pentru verificarea faptului că, limita gaz-apă rezultată din interpretarea cantitativă a diagrafiilor geofizice se află în interiorul unui interval cu fluide libere.

Din analiza prelucrării datelor de presiune s-a observat faptul că adâncimea intersecției celor 2 gradienți de presiune se află într-o zonă în care RMN-ul indică numai apă imobilă fără existența unor fluide libere. Intersecția gradienților are loc la aproximativ 17 m sub intervalul superior indicat de RMN ca având fluid liber și la aproximativ 13 m mai sus față de cea de-a doua zonă indicată de RMN ca având fluid liber. Acest lucru demonstrează faptul că intersecția gradienților de presiune nu corespund unor limite reale între fluide.

Astfel, ca și la prima sondă, plasarea contactelor între fluide, exclusiv pe baza gradienților de presiune, poate conduce la erori semnificative în calcului de volum al rezervorului.

Pentru o precizie mai bună a datelor de presiune se pot reface măsurătorile pe intervalele de adâncime corespunzătoare zăcămintelor, dacă problema datelor este identificată în timp util.

Referințe bibliografice

Adamia Sh.A., Gamkrelidze I.P., Zakaridze G.S., Lordkipanidze M.B. 1972. ”Adzhar- Trialet Trough and the Problem of the Black Sea Deep Water Trough”. Geotectonics.

Artyushkov, E.V., 1992. ”Role of crustal stretching on subsidence of continental crust. Tectonophysics”.

Bega Z., Ionescu G., ”Neogene structural styles of the NW Black Sea region, offshore Romania.”. Petrom

Banks C.J., Robinson A.G, 1997. ”Mesozoic strike-slip back-arc basins of the western Black Sea region”. In: A.G. Robinson, editor, Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Regions. AAPG Memoir no 68.

Bocaletti M., Gocev P., Manetti P., 1974. ”Mesozoic isopic zones in the Black Sea Region”. Bolletino di Geofisica Teorica e Applicata.

Bogdanova S.V., 1993. ”Segments of the East European Craton. In Gee, D.G., Beckholmen, M. (Eds.)”. Europrobe Symposium in Jablonna 1991, Institute of Geophysics, Polish Academy of Sciences-European Science Foundation, Warszawa.

Dinu C., Wong H.K., Tambrea D., Matenco L., 2005. ”Stratigraphic and structural characteristics of the Romanian Black Sea shelf”,Tectonophysics 410.

Finetti, I., Bricchi, G., Del Ben, A., Papin, M., Xuan, Z., 1988. ”Geophysical study of the Black Sea area”. Bull. Geofis. Teor. Appl.

Geodekjan, A., Trotsjuk, V., Monahov, I. & Berlin, J. 1982. ”A quantitative evaluation of the scale of oil-gas formation in the Mesozoic and Cenozoic deposits of the Bulgarian Black Sea sector (northern part)”. Geologica Balcanica [in Russian].

Geodekjan, A., Trotsjuk, V. & Monahov, I. (eds) 1984. ”Oil and Gas Genetic Studies of the Bulgarian Black Sea Sector”. Sofi a, Publishing House of BAS [in Russian].

Georgiev G., ”Geology and Hydrocarbon Systems in the Western Black Sea„

Giuscă D., Ianovici V., Mînzatu S., Soroiu E., Lemne M., Tănăsescu A., Ioncică M., 1967. ”Asupra vârstei absolute a formațiunilor cristalofiliene din forlandul orogenului carpatic. Studii si cercetări de geologie, geofizică, geografie”.seria Geologie.

Görür N., 1988. ”Timing of opening of the Black Sea basin”. Tectonophysics.

Görür N., 1997. ”Cretaceous syn- to postrift sedimentation on the southern continental margin of the western Black Sea Basin”. In: A.G. Robinson, editor, Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Regions. AAPG Memoir no 68.

Hippolyte J.-C., 2002. ”Geodynamics of Dobrogea (Romania): new constraints on the evolution of the Tornquist-Teisseyre Line, the Black Sea and the Carpathians”. Tectonophysics.

Ion J., Iordan M., Mărunțeanu M., Seghedi A., 2002. ”Palaeogeography of Dobrogea based on lithofacies mapes of the Moesian cover”. GEO-ECO-MARINA 5-6.

Kenyon B., Kleinberg R., Straley C., 1995, ” Nuclear Magnetic Resonance Imaging –Technology of the 21stcentury”. Sugar Land, Texas, USA.

Khain Ye.V. 1975. ”Principal Stages of Tectono-Magmatic Development of the Caucasus. An Experiment in Geodynamical Interpretation”. Geotectonics.

Kräutner H. G., Muresan M., Seghedi A. 1988. ”Precambrian of Dobrogea. In: Zoubek, V. (ed) Precambrian in Younger Fold Belts”, John Willey, NY.

Meisner L.B., Gorshkoz A.S., Tugolesov D. A., 1995. ”Neogene-Quaternary sedimentation in the Black Sea region”. In: A. Erler, T.Ercan, E. Bingöl & S. Örçen (editori), Geology of the Black Sea Basin, General Directorate of Mineral Resources and Exploration, Ankara.

Muratov M.V. 1969. ”Structure and Evolution of the Folded basement of the Mediterranean Belt of Europe and Western Asia”. Geotectonics.

Muratov M.V., Bondarenko V.G., Plakhotnyy L.G., Chernyak N.I. 1968. ”Structure of the Folded Basement in the Crimean Plainland”. Geotectonics.

Murgoci G. M, 1914. ”Cercetari geologice in Dobrogea nordica, cu privire speciala asupra Paleozoicului si tectonicei”. An. Inst. Geol. Rom.

Mutihac V., Stratulat I.M., Fechet R.M., 2004, Geologia României.

Neaga V. I., Moroz V. F., 1987. ”Die jungpalaozoischen Rotsedimente im Sudteil des Gebietes zwischen Dnestr und Prut. Zeitschrift fur angewandte”. Geologie, Berlin.

Neprochnov, Y.P., and D.A. Ross, 1978. ”Black Sea geophysical framework: Initial reports of the Deep Sea Drilling Project”. 42 (2), U.S. Govt. Printing Office, Washington, D.C.

Niculescu B.N. & Andrei G., 2016. ”Îndrumar pentru lucrări practice de geofizică de sondă”. Ed. Universității din București.

Nikishin A.M., Seghedi A., Bolotov S.N., Stephenson R.A. 2000. ”Crimea and Dobrogea: a comparison of their Mesozoic geological histories”. Geophysical Journal.

Nikishin A., Ustaomer T., Robertson A.H.F., Seghedi A., Ziegler P.A., 2001. ”Role of Crustal Extension and Basin Inversion in Late Palaeozoic-Early Tertiary Tectonic Evolution of the South Margin of Eurasia in the Circum Black Sea Region”. EUG XI Conference – Strasbourg, France, Abstracts Volume

Okay A., Sahinturk O., 1997. ”Geology of the Eastern Pontides. In: A.G. Robinson, editor, Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Region”. AAPG Memoir.

Okay A.I., Sengör, A.M.C., Görür, N. 1994. ”The Black Sea: Kinematic history of opening and its effect on the surrounding regions”. Geology.

Okay A., Görür N., 2004. ”Tectonic evolution models for the Black Sea”. AAPG Regional International Conference, 90024, Istanbul (Turkey).

Paul W.J.Glover. ”Petrophysics, MSc Petroleum Geology”. Departament of Geology and Petroleum Geology, University of Aberdeen, UK.

Rădan, S. 1999. ”Lateritic palaeoweathering crusts in Dobrogea”. In: Excursion Guide of the Joint Meeting of EUROPROBE TESZ, PANCARDI and Georift Projects,Tulcea, 1999. Romanian Journal of Tectonics & Regional Geology, 77, suppl. no. 2.

Robinson, A.G., Rudat, J.H., Banks, C.J., Wiles, R.L.F., 1996. ”Petroleum geology of the Black Sea”. Mar. Pet. Geol.

Robinson A.G., Kerusov E. 1997. ”Stratigraphic and structural development of the Gulf of Odessa, Ukrainian Black Sea: implications for Petroleum Explorations. In: Robinson, A.G. (ed) Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Areas”. American Association of Petroleum Geologists, Memoir.

Ross, D.A., P. Stoffers, and E.S. Trimonis, 1978. ”Black Sea sedimentary framework: Initial reports of the Deep Sea Drilling Project”. 42 (2), U.S. Govt. Printing Office, Washington, D.C.

Săndulescu M., 1984. ”Geotectonica României. Editura Tehnică”. Bucuresti.

Săndulescu M., 1980. ”Analiza geotectonica a catenelor alpine situate în jurul Marii Negre Occidentale”. An. Inst. Geol . Geofiz., LVI, 5-55, Bucuresti..

Seghedi A., 2001. ”The North Dobrogea orogenic belt (Romania)”: a review. In: Ziegler, P.A., Cavazza, W., A.H.F. Robertson & Crasquin-Soleau, S. (eds) Peri-Tethys Memoir 6:Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins. Memoires du Museum National d'Histoire Naturelle, Paris.

Seghedi A., Stephenson R., Neaga V., Dimitriu R., Ioane D., Stovba S. 2003. ”The Scythian Platform North of Dobrogea (România, Moldova and Ukraine)”. Abstracts volume AGU-EGU International Conference, Nice 2003.

Sengör A.M.C., 1984. ”The Cimmeride orogenic system and the tectonic of Eurasia”. Geol. Soc. Am. Spec. Pap.

Sengör A.M.C., Yilmaz Y. , 1981. ”Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach”. Tectonophysics.

Sengör A.M.C. , Tüysüz O., , Đmren C., Sakınç M., Eyidoğan H., Görür N., Le Pichon, X., Rangin C., 2005. ”The North Anatolian Fault: A New Look”. Annual Review of Earth and Planetary Sciences.

Shamygin S.G., Khain Ye.V. 1985. ”The Southern Urals and North Caucasus in the Paleozoic, an Experiment in Correlation”. Geotectonics.

Somin M.L. 1969. ”The Most Ancient Structural Complexes in the Main Caucasian Range and Adjacent Regions”. Geotectonics.

Stampfli G.M., Mosar J., Favre P., Pillevui, A., Vannay J.-C. 2001. ”Late Palaeozoic tobMesozoic evolution of the Western Tethyan realm: the Neothethys – East Mediterranean basin connection. In: Ziegler, P.A., Cavazza, W., Robertson, A.H.F. & Crasquin-Soleau, S. (eds) Peri-Tethys Memoir 6. PeriTethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins”. Memoires du Mus»um National d’Histoire Naturelle.

Tari E., Sahin M., Barka A., Reilinger R., King R.W., McKlusky S., Prilepin M., 2000. ”Active tectonics of the Black Sea with GPS”. Earth Planets Space.

Ustaömer T., Robertson A.H.F. 1994. ”Late Palaeozoic marginal basin and subductionaccretion: the Palaoetethyan Kure Complex, Central Pontides, northern Turkey”. Journal of the Geological Society, London.

Vaida M., Seghedi A., 1997. ”Palynological study of cores from the Borehole 1 Liman (Scythian Platform, Moldavia)”. N. Jb. Geol. Palaont. Mh

Visarion M., Maier O., Nedelcu-Ion C., Alexandrescu R., 1979. ”Modelul structural al metamorfitelor de la Palazu Mare, rezultat din studiul integrat al datelor geologice, geofizice si petrografice”. St. Cerc. Geol. Geofiz., geogr., ser. geofiz.

Zonenshain L.P., Le Pichon X.. 1986. ”Deep basins of the Black Sea and Caspian Sea as remnants of Mesozoic back-arc basins”. Tectonophysics.

Zonenshain L.P., Kuzmin M.I., Natapov L.M., 1990. ”Geology of the USSR: A Plate tectonic Synthesis”. American Geophysical Union, Geodynamic Series.

Yilmaz Y., Tüysüz E., Yigitbas, E., Can Genc, S., Sengör A.M.C., 1997. ”Geology and tectonic evolution of the Pontides”. In: A.G. Robinson (Ed.), Regional and petroleum geology of the Black Sea and surrounding areas, AAPG. Mem.

Weatherford presentation ”MFT – Compact Formation Tester 28 July 06”

http://petrowiki.org/Fluid_contacts_identification

http://wiki.aapg.org/Fluid_contacts

http://wiki.aapg.org/Wireline_formation_testers

http://wiki.aapg.org/images/Fluid-contacts