Un aspect important ce a fost abordat în această lucrare este cel ecologic în ceea ce privește exploatarea aliniamentului Berca Arbănași . [302699]

INTRODUCERE

În prezenta lucrare de licență intitulată „[anonimizat] a [anonimizat] – Arbănași – Pâcle – Beciu” [anonimizat] – Pâcle – Beciu din aria cutelor diapire a Carpaților Orientali în vederea prezentării unor considerații petrolifere și îndeosebi a perspectivelor de continuare a exploatării.

În cadrul acestei lucrări s – a realizat o încadrare a [anonimizat], geomorfologic, [anonimizat] a unor documente (informații) preluate de pe internet.

În această lucrare se propune studierea în detaliu din punct de vedere stratigrafic și tectonic al celor patru structuri (Berca, Arbănași, Pâcle, Beciu) ce alcătuiesc aliniamentul principal.

[anonimizat], [anonimizat].

Un aspect important ce a [anonimizat] .

[anonimizat] o [anonimizat].

Pe această cale doresc să mulțumesc domnului Dumitru Frunzescu și Societății Comerciale OMV Petrom S.A.

Prezenta lucrare cuprinde un text de X pagini, X figuri ([anonimizat],), X tabele conține 9 anexe, X fotografii, 9 anexe dintre care 4 sunt hărți structurale, 4 sunt secțiuni geologice transversale si una este o schita geologica a [anonimizat].

CAPITOLUL 1. [anonimizat] – Pâcle – Beciu este situat în zona de curbură a [anonimizat] – [anonimizat], generat de acțiunea unui criptodiapir.

[anonimizat], [anonimizat]. 20 – 40 Km NV de orașul Buzău

Din punct de vedere gemorfologic teritoriul studiat se încadrează în marea unitate geomorfologică a [anonimizat]. Altitudinea depresiunii se menține în jur de 300 – 400 m și este închisă de culmi ce ating 800 – 900 m.

Morfologic, [anonimizat] – [anonimizat] 150 – 500. [anonimizat], ca urmare a [anonimizat], [anonimizat] a unei slabe vegetații.

Fig. 1.1. Poziția localității Berca in Județul Buzău (sursa: https://ro.wikipedia.org/wiki/Comuna_Berca,_Buz%C4%83u )

Infrastructura zonei

Principalele căi de acces/transport și facilități în zonă sunt:

[anonimizat] (DN10), drumuri de acces comunale și drumuri petroliere;

Pe calea ferată se circulă pe tronsonul Buzău – Nehoiașu

Accesul în comuna Berca se face pe șoseaua județeana DJ102F, aceasta fiind o ramificație a DJ2013L

Energia electrică necesară acționării motoarelor electrice ale pompelor din cadrul parcurlor de separatoare și a celorlalte obiective este asigurată din stații de transformare prin intermediul liniilor de 20 kv și prin ramificații și puncte de transformare de 20/0.5 kv;

Telecomunicațiile sunt asigurate prin telefoane, stații radio și de telefonie mobilă

Apa este asigurată prin puțuri forate în pânza freatică;

Local, în zona de suprafață a structurii Beciu – Arbănași, nu există monumente istorice, parcuri – rezervații naturale, zone protejate, care prin învecinarea cu obiectivele industriei extractive, ar putea fi influențate de poluare;

În zona studiată există o rezervație geologică numită Vulcanii Noroioși de la Pâclele Mari și Pâclele Mici, din zonă, dar care au legătură cu zăcămintele de gaze degradat.

Demografie

Populația comunei Berca se ridică la 8.534 de persoane, Conform recensământului efectuat în 2011. Populația este în scădere față de recensământul efectuat în anul 2002, când se înregistraseră 9.602 locuitori.

Dintre aceștia, majoritatea locuitorilor sunt români (95,11%),iar pentru 4,27% din populație, apartenența etnică nu este cunoscută.

Majoritatea locuitorilor sunt ortodocși(95%) din punct de vedere al orientării religioase, și pentru 4,27% din populație, nu este cunoscută apartenența confesională.

Din punct de vedere al economiei, principalele activități economice sunt extracția petrolului și a gazelor, fabricarea produselor din sticlă și a cărămizilor ceramice în fabrica Sătuc și fabricarea produselor și a preparatelor din carne și panificație.

Mediul antropic

În zona studiată sunt dezvoltate agricultura și industria petrolieră, ca ramuri ale economiei. Marea majoritate a localnicilor din vecinătatea exploatărilor sunt angrenați, atât în agricultură cât și în industrie, cu preponderență în industria extractivă de petrol. Dezvoltarea extracției de țiței și gaze în zonă a dus la creșterea numărului de profesii noi, cum sunt: sondori, operatori, ingineri petroliști, asigurând creșterea nivelului de trai în zonă.

Cea mai importantă apă curgătoare care străbate județul Buzău este râul Buzău, acesta având mai mulți afluenți ce alcătuiesc bazinul hidrografic.

Clima este influențată de așezarea geografică a teritoriului, de relief și de circulația generală a atmosferei, incluzându – se în climatul de dealuri.

Temperatura medie anuală este cuprinsă între 8 și 10 °C.

Precipitațiile sunt de tip continental și cad în cantități variabile (600 – 800 mm/an), la intervale mari și neegale, fiind mai abundente la începutul verii, în lunile mai – iunie. Condițiile termice și pluviometrice din această zonă sunt favorabile dezvoltării vegetației forestiere.

Solul

Suprafața de exploatare a hidrocarburilor din zona Berca – Pâcle este caracterizată printr – un înveliș de soluri diverse ce prezintă un caracter scheletic și în cadrul căruia ritmul pedogenezei a fost influențat decisiv de chimismul materialelor de solidificare.

Solurile din cuprinsul teritoriului s – au format în condiții diferite de relief, rocă și vegetație, clima fiind aceeași. În arealul studiat, predominante sunt solurile argiloiluvionale, solurile brune și cernoziomurile levigate.

În cadrul vegetației naturale, înlocuită în mare parte de culturi, predomină pădurile de foioase. Etajul stejarului ocupă o fâșie îngustă la contactul cu câmpia și se compune, în partea sa inferioară, din specii de stejar termofile și din stejar pedunculat, iar la cea superioară din gorun.

Etajul fagului ocupă cea mai mare parte din arealul studiat.

Fauna este cea caracteristică pădurilor de foioase, dar se întâlnesc și specii pătrunse din etajul coniferelor.

CAPITOLUL 2. GEOMORFOLOGIE ȘI HIDROGEOLOGIE

2.1. Geomorfologie

Din punct de vedere gemorfologic arealul studiat se încadrează în marea unitate geomorfologică a Subcarpaților de Curbură – Depresiunea Policiori din șirul depresiunilor intracolinare.

Ca și poziție geografică, Subcarpații de Curbură se situează la Sud – Est de Carpații Orientali. Sunt delimitați la nord de Valea Trotușului, la sud de Câmpia Română, la vest de Valea Dâmboviței, limita estică fiind Câmpia Română (Fig 2.1.).

Subcarpații de Curbură se învecinează la nord cu Subcarpații Moldovei, Carpații de Curbură, la sud cu Câmpia Română, la vest cu Carpații Curburii și Subcarpații Getici și la est cu Cîmpia Română.

Fig. 2.1. Subcarpații de Curbură – Demlimitare între Valea Trotușului și Valea Dâmboviței (sursa: http://www.unibuc.ro/prof/oprea_c_r/docs/2014/dec/04_21_08_44Subcarpatii_Curburii.pdf )

Procesul de formare al Subcarpaților de Curbură este cutarea sedimentelor din Carpații Curburii, ei fiind alcătuiți din roci sedimentare cutate de tip molasă. Sunt formați din două șiruri de depresiui și două de dealuri, iar din puct de vedere al resurselor naturale sunt bogați în petrol, gaze naturale, sare, cărbuni.

Dealurile sunt dispuse în șiruri aproape paralele și pot fi încadrate în două tipologii, si anume dealuri interne, mai înalte, care mărginesc în partea estică depresiunile submontane (între Carpații de Curbură și aceste înălțimi) și dealuri externe, mai joase. Între dealuri râurile au format de – a lungul timpului depresiuni intracolinare.

La contactul cu Carpații de află depresiunile submontane și cuprind: Depresiunea Vrancei, Depresiunea Lopătari. Urmează dealurile cutate interne și anume Dealul Bisoca, Dealul Salcia, Dealul Ciolanu. Al doilea tip de depresiuni ce urmează sunt depresiunile intracolinare precum Depresiunea Policiori, Depresiunea Vălenii de Munte, Depresiunea Câmpina și Depresiunea Pucioasa. Al doilea tip de dealuri ce alcătuiesc Subcarpații sunt dealurile semicutate externe precum Dealul Deleanu și Dealul Istrița.

La Măgura Odobești se înregistrează altitudinea maximă a Subcarpaților de Curbură, și anume 996 m, depresiunile au valori altitudinale de cca 450 m, iar dealurile depășesc 700m.

Cele trei regiuni în care se împart Subcarpații de curbură sunt:

Subcarpații Vrancei (partea nordică) – între Trotuș și Slănicul de Buzău

Subcarpații Buzăului (partea centrală) – între văile Slănicul de Buzău și Teleajăn

Subcarpații Prahovei (partea vestică) – între văile Teleajăn, Cricovul Sărat și Dâmbovița; la rândul lor se împart în Subcarpații Teleajănului și Subcarpații Ialomiței.

Subcarpații Buzăului, la rândul lor, cuprind mai multe subunități.

Prima subunitate, între văile Slănicul de Buzău și Buzău, cuprinde: Depresiunea Lopătari situată pe Slănicul de Buzău, la contactul cu muntele, Depresiunea Pătârlage situată pe Buzău, Dealurile Blidișel (819 m) și Dâlma (800 m), Depresiunea Policiori (Berca – Arbănași): în vatra acestei depresiuni emanațiile de gaze din adânc încărcate cu apă și argilă au dus la dezvoltarea unor platouri cu vulcani noroioși (Berca, Pâclele Mari, Pâclele Mici, Arbănași, Fig 2.2.)

A doua subunitate, între văile Buzăului Teleajăn, cuprinde Depresiunea Chiojd (închisă de Pintenul Ivănețu).

A treia subunitate, între râul Buzău (la est și nord) și Cricovul Sărat (la vest), cuprinde  Depresiunea Nișcov (străbătută de râul cu același nume), Dealul Ciolanu, Dealul Istrița (750 m) și Dealul Mare (609 m);

La originea văii Săratei, într-un bazinet depresionar s-a dezvoltat stațiunea balneoclimaterică Sărata Monteoru (pe baza unor bogate izvoare ce apar la baza versanților), aici se află celebra „mină-sondă” cu exploatări de țiței prin sistemul galeriilor. Între cele trei subunități se află Valea Buzăului.

Din punct de vedere geologic, Subcarpații de Curbură sunt cea mai complexă structură din tot ansamblul Subcarpaților, prezintând mai multe elemente de ordin geologic. Prezintă fundament de platformă – moesic ș dobrogean – care cade spre munte în câteva trepte care la rîndul lor sunt fragmentate de falii transversale rezultând blocuri cu poziție verticală diferită. Suprastructura sedimentară aparțuine Neozoicului și este formată din gresii, marne, argile, conglomerate și calcare, aceste strate fiind cutate în mai multe sinclinale și anticlinale, cutele fiind mai strânse și faliate către munte și către exterior mai largi.

Pintenul Ivănețu și Pintenul de Văleni se situează la vest de Slănicul de Buzău, ei fiind „pinteni paleogeni”. Morfologic, sunt dealuri cu alcătuire predominant grezoasă (similară munților), dar cu înălțimi și fizionomie subcarpatică. Apar „sâmburi de sare” ce au determinat boltiri diapire care în ascensiunea lor către suprafață au dimensiuni diferite; uneori eroziunea a scos la zi sarea în versanții văilor, iar la vest de Teleajen sunt formațiuni mai vechi (cretacice și paleogen) cutate și faliate.

Fig. 2.2. Subcarpații Buzăului (sursa: http://www.unibuc.ro/prof/oprea_c_r/docs/2014/dec/04_21_08_44Subcarpatii_Curburii.pdf )

Alte aspecte

Vegetatia – asociațiile vegetale aparțin pădurilor de amestec stejar și fag, iar în zonele înalte și la contactul cu muntele apar păduri de fag, spre exterior apar gorun cu cârniță, tei, cer.

Fauna – caracteristică pădurilor sunt mamiferele: căprioara, mistrețul, lupul, vulpea, pisica sălbatică, râsul, viezurele, iepurele; între păsări se remarcă: găinușa de alun, ciocănitoarea, cucul, fazanul, prepelița, șoimul, bufnița iar între pești mreana și bibanul.

Solurile – partea superficială terestră se succede de la clasa argiluvilsolurilor cu tipurile cenușiu și brun – roșcat, la clasa cambisolurilor (pe dealurile subcarpatice mai înalte, sub pădurile de foioase ca și în depresiunile mai închise) cu tipurile brun – roșcat de pădure și brun – acide de pădure.

Resursele naturale – Subcarpații Curburii dețin resurse de petrol ce sunt exploatate din secolul al XIX – lea alimentând numeroase unități petrochimice din regiune: Brazi, Ploiești, Florești, Câmpina. Pe lângă acestea se adaugă gazele asociate, sarea extrasă de la Slănic, cărbunii inferiori (lignit), pietrișuri și nisipuri. Alte resurse ale regiunii sunt: solurile (ce permit cultura viței-de-vie), forța hidroenergetică, elementele faunei cu valoare cinegetică.

Clima are caracter temperat – continental, temperaturile medii anuale sunt cuprinse între 7 – 8°C lângă munte și 10 – 11°C lângă câmpie. Precipitațiile au valori de 600 mm/an (la exterior) și 750 mm/an (la contactul cu muntele), ele având repartiție neuniformă în timpul anului; în timpul anului cele mai multe precipitații cad în intervalul aprilie – iunie și în iulie – august sub formă de averse.

2.2. Hidrologie

Subcarpații de la Curbură reprezintă o unitate de tranziție între Munții Carpați și câmpie, rețeaua hidrografică să traversează și ea această unitate. Majoritatea râurilor cadastrate și toate râurile principale sunt alohtone avându-și originea în unitatea montană. Acestea traversează Subcarpații spre a se vărsa direct în Dunăre sau în Siret.

Dacă se ia în cosiderare suprafețele drenate de principalele bazine hidrografice, în cadrul Subcarpaților de la Curbură cel mai important bazin este cel al râului Ialomița, cu o pondere de 37,5% din suprafața totală a acestei unități de relief. Mai mult de jumătate din suprafața unității subcarpatice drenată de acest bazin aparține de fapt râului Prahova (22% din suprafața întregii unități, din care 11% este reprezentat de principalul subbazin, Teleajen). Bazinul râului Buzău are o suprafață subcarpatică de 1 567 km2 (circa 25% din suprafața unității de relief) din totalul bazinului de 5 353 km2 , este format din 7 subbazine mai importante, ce au ponderi relativ echilibrate, între 2,5–5,6%. Împreună cu Putna (1 156 km2 din totalul bazinului de 2 487 km2 ) și Râmnicul Sărat (398 km2 din totalul de 1 064 km2 ) drenează aproape jumătate din arealul Subcarpaților de la Curbură.

Unele râuri izvorăsc și traversează în întregime Subcarpații (Putna, Râmnicu Sărat, Buzău, Teleajen, Prahova, Ialomița, Dâmbovița), iar altele izvorăsc și traversează doar parțial Subcarpații(Zăbala, Doftana); aceste râuri au albii largi prin care curg debite mari (10 – 20 m3/s).

Alte râuri subcarpatice au izvoare la marginea muntelui (Șușița, Slănic, Provița) sau pe versanții dealurilor înalte (Milcov, Râmna, Cricovul Sărat, Cricovul Dulce): au albii largi, dar debite mai mici (1 – 3 m3/s);

În sezonul cald, în intervalele secetoase, albia minoră se reduce mult ca lățime, iar uneori la cele mai mici, albia chiar seacă.

Lacurile din regiunea subcarpatică pot avea diferite origini. Lacul Meledic este format într – o microdepresiune de tasare în formațiune saliferă, lacurile Slănic și Telega sunt formate în saline prăbușite, iar Pucioasa pe Ialomița este un lac de acumulare (pentru a satisface necesitățile economice ale orașului Târgoviște).

Apele minerale au conținut variat de săruri provenind din circulația prin depozite de vârstă Miocen; au fost capturate și au fost folosite în scop terapeutic, balnear (Sărata Monteoru, Moreni, Pucioasa, Vizantea, Soveja). Alte tipuri de ape mineralizate sunt apele iodurate sulfatate: Poiana, Câmpina, Vulcana.

Fig. 2.3. Bazinele și subbazinele hidrografice cadastrate care drenează arealul Subcarpaților de la Curbură

(sursa: file:///D:/LICENTA/gospatial_resurse%20de%20apa.pdf )

Debite lunare maxime – În general, durata apelor mari este de cel puțin o lună de zile, uneori chiar două, și sunt generate fie de topirea zăpezilor combinată cu ploile de primăvară, fie de cantitatea mare de precipitații de la începutul verii, astfel că ele se produc frecvent în lunile III–VII.

Scurgerea specifică lunară maximă absolută variază între 13,8 l/s/km2 în bazinele din câmpie și peste 100 l/s/km2 în bazinele montane, mai ales în cele de la est de Teleajen, ajungând chiar până la 146,5 l/s/km2 în bazinul Oituzului. În Subcarpați, scurgerea maximă depășește, de obicei, 22 l/s/km2 la exteriorul acestora, spre câmpie, dar în medie ajunge la circa 45 l/s/km2 . Valori mai mari se înregistrează la contactul cu muntele, în Subcarpații Vrancei, dar și în nordul Subcarpaților Prahovei, unde, punctual, scurgerea poate depăși chiar 100 l/s/km2 . Raportat la suprafață, debitul lunar maxim absolut înregistrează valori mai reduse cu cel puțin 7 l/s/km2 în Subcarpații Buzăului

Fig. 2.3. Scurgerea specifică lunară maximă absolută (SP – Subcarpații Prahovei; SB – Subcarpații Buzăului; SV – Subcarpații Vrancei)

(sursa: file:///D:/LICENTA/gospatial_resurse%20de%20apa.pdf )

Principalele trei râuri care domină rețeaua hidrografică a Subcarpaților Buzăului sunt Buzăul, Bălăneasa și Sărățelu Berca. Pe lângă acestea mai sunt multe alte văi secundare. Relieful fluvial este bine evidențiat prin terase și lunci, în special în spațiul depresionar unde se produc confluențele.

Râul Buzău este cea mai importantă apă curgătoare care străbate județul Buzău; izvorăște din Carpații de Curbură din Munții Ciucaș și se varsă in Siret. În sectorul montan, dinamica râului este deosebit de mare, mai ales la viituri.

Are mulți afluenți importanți, dintre care menționăm: Bâsca Rosiliei ( formată din Bâsca Mare și Bâsca Mică) în munți cu debite de 3 – 9 m3, Bâsca Chiojdului , Bălăneasa, Sărățel, Nișcov, Slănic și Câlnău în Subcarpați.

Buzăul propriu zis (până la confluența cu Bâsca Rosiliei – 65 km) are un bazin relativ simetric pe o suprafață de 770 km2. Râurile afluente sunt cu bazinele cele mai existente au lungimi până la 20 km și izvoare bogate (Buzoel, Zăbrătău, Siriu).

Valea Buzăului reprezintă colectorul hidrografic principal al regiunii.

Văile Bălăneasa și Sărățelul Berca prezintă și ele direcții ezitante. Așadar, Valea Bălăneasa pe sectorul dintre localitățile Brăești și Ulmetul urmărește o direcție NE – SW, apoi între Ulmetu – Bălănești și Cozieni face o buclă cu convexitate îndreptată spre W și se îndreaptă spre SE. Pe sectorul Cozieni – Trestia – Lunca face o convexitate spre E.

Valea Bălăneasa capătă între Lunca Frumoasă și Pîrscov o orientare NW – SE.

Valea Sărățelul – Berca prezintă în sectorul Budești – Trestioara o direcție de curgere NW – SE, pentru ca pe sectorul Trestioara – Suchea să capete o direcție N – S, iar pe ultimul sector, Suchea – Valea Verzii să capete din nou orientare NW – SE.

Cele trei principale cursuri de apă din prezintă următoarele caracteristici:

Energia maximă a râului Buzău se manifestă în amonte de Mlăjetu, în zona muntoasă, în afara regiunii cercetate în acest studiu, unde valea are un profil îngust și bine definit. De la Mlăjetu în aval, eroziunea laterală este cea care predomină, valea este prevazută cu patru nivele de terasă, ceea ce indică ciclurile de eroziune.

Văile Bălăneasa și Sărățelu – Berca prezintă energie mare atât în zona carpatică dar și în zona subcarpatică. Acestea au profile înguste, în formă de V, au o eroziune vericală inensă și o mare puere de transport; ele nu prezintă nivele de terasă.

Sectorul Beciu – Berca este străbătut la nord de o vale permanentă, Sărățelul, ce mărginește perimetrul studiat în partea de vest. Este o vale îngustă, cu debit de apă, ce izvorăște din dealurile din nordul sectorului, debușând în râul Buzău la Berca. Singurul lui afluent este Valea Băligoasa, vale slab precizată în relief, cu un curs temporar, ce se varsă în Sărățel la Policiori. Această vale a fost barată de valuri succesive de aluviuni, ceea ce a dus la formarea unor lacuri de mică întindere. Rețeaua torențială este destul de extinsă, dar de mică întindere, ea fiind principalul factor de modelare a reliefului.

Apele subterane din perimetrul depresiunii Policiori – Grabicina sunt mineralizate, în special cu cloruri provenite din depozitele de marne salifere din regiune. Ca urmare, și apele Sărățelului și ale Văii Băligoasa sunt și ele mineralizate.

Nivelul freatic în zona colineară este de 10 – 20 m, variind în funcție de altitudine.

Majoritatea văilor secundare secundare prezintă direcții E – W sau W – E. La nord de localitatea Pătârlagele se află Valea Rea și Valea Lupului care au direcția W – E și profile transversale înguste și asimetrice. În aval de Pătârlagele, Valea Muscelului, Valea Viei și Valea Seacă au aceeași direcție, dar profilele transversale sunt simetrice.

De la nord la sud, pe partea stângă a râului Buzău, văile următoare au importanță mai mare: Valea Sibiciului, cu profil transversal asimetric, Valea Pănătului și Valea Zaharești și Valea Cîrnului cu profile simetrice.

Între Pîrscov și Cislău sunt prezente alte văi: Valea Rușavăț, Valea Ursoaia, Valea Sării, Valea Bobului, Valea Mocanului, cu direcție N – S, caracterizate prin energie puternică și profile înguste. În cadrul bazinului de coectare al Văii Bălăneasa, Valea Ruginoasa și Valea Fisiciau energie mare, apoi Valea Murătoarea Buduilor, Valea Murătoarea Trestiei și Valea Sărățelu de Pietraru, cu profil longitudial mai lent, ca urmare a erodării unor masive de sare.

Dintre afluenții Văii Sărățelu – Berca un caracter special îl prezintă Valea Strâmbului care izvorăște de sub Vf. Botanu și Vf. Dîlma și se îndreaptă mai întâi spre nord (adică în sens opus direcției generale a rețelei hidrografice). Între Scorușești și Suchea, Valea Strâmbului fiind drenată în Sărețelul – Berca, își schimbă direcția cu 180°, suferind o „întorsătură”, ca și râul Buzău în sectorul Transilvan.

Energia mare a văilor secundare ce părezintă eroziune puternică, transport intens și văi cu profil transversal îngust au împiedicat crearea unor căi de acces normal spre așezările omenești pe care le străbat.

2.3. Hidrogeologie

Cea mai mare și cea mai complexă structură hidrogeologică o reprezintă sistemul acvifer, redenumit "Sistemul acvifer al Stratelor de Frătești – Cândești", cu o suprafață de 32000 km2, constituie principala rezervă strategică pentru alimentarea cu apă potabilă a localităților situate între Râul Olt la Vest si Râul Trotuș la NE, în Subcarpați, în Câmpia Română și în sudul Moldovei.

Sistemul acvifer al Stratelor de Frătești – Cândești este o structură hidrogeologică unitară, care se alimentează natural din precipitații și din cursurile de apă în zona marginală de la nord și nord-vest (unde aflorează Stratele de Cândești). Acviferul se descarcă în mod artificial pe întreg arealul de dezvoltare, prin cele peste 6000 de foraje de exploatare, și în mod natural în zona marginală de la sud și sud – est, fiind drenată de unele râuri (Olt, Vedea,Teleorman, Cîlniștea, Neajlov, Argeș, în partea inferioară a acestor cursuri de apă) și de terasele Dunării. În cea mai mare parte a sistemului acvifer, curgerea este sub presiune, iar în zonele marginale de alimentare și descărcare naturală, apele subterane au nivel liber. Sistemul acvifer funcționează la scară regională în regim cvasistaționar, fapt confirmat de nivelurile piezometrice constante sau cu variații foarte mici în timp înregistrate în forajele Rețelei Hidrogeologice Naționale.

Stratele de Cândești sunt reprezentate prin depozite foarte permeabile de natură granulară care permit acumulări masive de ape subterane localizate fiind pe flancul extern al Subcarpaților. Resursele acvifere din depozitele grosiere ale Stratelor de Cândești reprezintă un acvifer regional care începe la nord de orașul Adjud și se continuă neîntrerupt până în partea de sud – vest a României (în Subcarpații Munteniei și Olteniei). Pe lateral, acviferul generat în Stratele de Cândești are forma unei benzi cu lățimi variabile, ce se mulează arcului subcarpatic în partea externă a acestuia, având caracteristici geometrice specifice.

Are o dezvoltare variabilă pornind de la o lățime 80 km, la vest de Olt, și ajungând până la 6 – 8 km, în zona de curbură la Mizil – Săhăteni, iar la nord de Buzău lățimea benzii crește substanțial, astfel încât pe teritoriul județului Vrancea, ocupă o suprafață de aproximativ 2500 km2. Extinderea spațială a stratelor de Cândești marchează variabilitatea în suprafață și în profunzime, astfel încât grosimea corpurilor permeabile variază zeci de metri până la peste 250 m, în zona Buzău.

Între Olt și Trotuș, structurile acvifere din adâncime sunt în contact direct sau comunică prin drenanță cu structurile acvifere de suprafață ale conurilor aluvionare, împreună cu acestea formând hidrostructuri cu importanță majoră în alimentarea cu apă. Astfelde complexe acvifere se regăsesc în conurile terasate Dâmbovița – Argeș, Prahova – Teleajen, Buzău și Putna. Cea mai importantă caracteristică a acestor structuri acvifere este reprezentată de productivitatea hidrogeologică, de altfel foarte ridicată, ea fiind o consecință a unor conductivități hidraulice de ordinul sutelor de m/zi.

În conul aluvionar al Buzăului, apa subterană are mineralizații de 0,5 – 2,9 g/l, și în mod dispersat în situația unor foraje adânci din Câmpia Centrală, mineralizațiile ajung la 1,5 la 4,0 g/l.

CAPITOLUL 3. ISTORICUL CERCETĂRILOR ÎN REGIUNE

Regiunea la care se referă tema acestui proiect și implicit formațiunile neogene din regiunea de curbură a Carpaților Orientali au constituit obiecte de studiu pentru numeroși cercetători români și străini încă de la începutul secolului trecut. Interesul acestora a fost stimulat și de prezența substanțelor minerale utile (petrol, cărbuni, sare).

3.1. Cercetări geologice

Primele informații geologice sunt datorate lui Grigore Cobălcescu, care în 1893 în lucrarea “Studii geologice și paleontologice asupra unor tărâmuri terțiere din România”, separă ”sistemul cu Psilodon, sistemul cu Unio și sistemul nefosilifer ” în Pliocenul din regiunea Pârscov – Berca – Beciu.

Grigore Ștefănescu, în 1896, descrie pentru prima dată ”stratele levantine” de la Beceni, pe care le încadrează la Pliocen și consideră că formațiunea cu Psilodon a lui Cobălcescu aparține Ponțianului.

Teisseyre, în 1897, cu ocazia cercetărilor efetuate în Valea Buzăului, citează o serie de fosile de deasupra Sarmațianului. În 1909 el separă Dacianul ca fiind reprezentat la partea inferioară prin faciesul stratelor cu Congerii și la partea superioară prin strate cu Psilodon și Fromațiuni cu apă dulce. De asemenea, a separat Ponțianul considerat echivalent cu calcarele de Odessa.

Între 1915 și 1946 Gh. Macovei a făcut cercetări în Valea Buzăului desciind Pietrișurile de Cândești din România, pe care le considera transgresive.

O. Protescu (1923) arată că Neogenul din regiunea Buzău e reprezentat prin Miocen și Pliocen. Miocenul cuprinde MEDITERANE (?) anul I, și II care alcătuiesc formțiunea saliferă subcarpatică, în care se disting patru orizonturi:

– orizontul cu argile negre și masive de sare

– orizontul conglomeratelor mediterane (?)

– orizontul cu gipsuri și faciesul vărgat al mediteraneanului

– orizontul cu tuf dacitic

Primele două sunt considerate de vârstă Aquitanian – Burdigalian, ultimele două Badenian.

În 1929, O.Protescu arată că intercalațiile de lignit sunt mai frecvente în partea superioară a Dacianului, acesta plasând limita cu Romanianul între o arilă ligniferă cu Viviparus bifarcinatus și nisipuri cu Unio procumbens.

Mateescu (1929) studiin Pliocenul din Valea Râmnicului separă Sarmațianul cu trei orizonturi, Meoțianul și Ponțianul cu câte două orizonturi, Dacianul și Romanianul.

Între 1934 și 1942 M. Pauca și M. Ilie realizează studii geologice în regiunea de curbură a Carpaților Orientali stabilind că formațiunile neogene aparțin unui facies neritic reprezentat prin marne, argile, gresii fosilifere și tufuri. Se susține existent continuității de sedimentare de la Sarmațian la Meoțian.

Irving (1939) în timp ce studia perimetrul Berca – Pătârlagele, abordează limitele dintre Meoțian – Badenian și Badenian – Sarmațian, constatând că Badenian suportă transgresiv atât Meoțianul cât și Sarmațianul.

Fl. Olteanu (1949) în raportul geologic al regiunii Plopeasa separă două zone: zona Sarmato – Pliocenă și zona Miocen – Saliferă. În zona Sarmato – Pliocenă descrie formațiuni de vârstă Sarmațian – Meoțiană, Ponțiană și Daciană, iar în zona Miocen – Saliferă separă formațiuni de vârstă Aquitaniană, Badeniană. Cele două zone le consideră a fi separate de Falia Valea Pietrei – Poiana Mare, care ar fi continuarea sudică a Faliei Casin – Bisoca.

Studiind zona miocenă dintre Valea Slănicului și Valea Bălăneasa, N. Grigoraș (1942) separă în cadrul Miocenului un complex al stratelor de Tescani (Burdigalian – Badenian inferior), un complex al stratelor de Câmpeni (Badenian), complexul stratelor de Negoșina (Badenian) și complexul cu argile foioase, marne fosilifere, nisipuri și gresii (Sarmațian).

În 1949, Ciocârdel, bazându-se pe rezultatele lucrările de foraj și a cercetărilor de suprafață din regiunea Berca – Arbănași (perimetrul zonei studiate în această lucrare), paralelizează diverse etaje și precizează grosimea lor. Autorul impune Meoțianul în două orizonturi: un orizont inferior cu fauna de apă dulce, urmat de stratele cu Dosinia (faună salmastră) și un orizont superior cu fauna de apă dulce. Limita între Ponțian și Dacian o consideră la dispariția Phyllocardidelor.

C. Stoica publică în 1975 câteva considerații asupra Neogenului din Valea Buzăului.

În 1958, V. Dragoș, C. Georgescu, I. Huica, Aura Cehlarov și Perianu, studiază formațiunile dintre Valea Bălăneasa și Valea Milcovului, precizând că Badenianul cuprinde numai tufurile cu Globigerine si gresia de Răchitașu, iar formațiunile de la partea superioară a acestora le considera ca variații locale de facies. Sarea ce aflorează în regiune o atribuie Aquitanianului, considerând că este mai veche decât conglomeratele de Brebu. De asemenea mai considera și că raportul dintre zona miocenă și zona sarmato – pliocena.

Tot în 1958 Fl. Olteanu, Gr. Popescu și Th. Iorgulescu disting în cadrul regiunii mai multe cicluri de sedimentare: ciclul Burdigalian, ciclul Helvețian si ciclul Tortonian inferior, ciclul Tortonian superior – Bessarabian inferior, ciclul Bessarabian superior – Levantin (!!!!??actuale Badenian). În cadrul Helvețianului autorii separă următoarea succesiune: arcoza de Casoasa, stratele de Tescani, marnele de Albele, marnele roșii de Valea Calului, marnele de Poiana, gipsul de Pechiu, ceneritele de Helegiu, șisturile calcaroase.

Ioana Pana, în 1962, descrie din punct de vedere stratigrafic și paleontologic formaținile Pliocene și în special, etajele Meoțian și Ponțian. Formațiunile daciene și levantine(???) sunt cercetate sumar, fiind mai puțin deschise în regiune.

Echipa 79/62 a I.P.G.G. compusă din Rădulescu și Hortensia Bonig a efectuat cercetări geologice în regiunea Cănești – Măgura, în urma cărora au fost separate formațiuni Miocene și Pliocene și au fost individualizate două subunități tectonica, una estică și una vestică, separate de Falia Plopeasa.

În teza sa de doctorat (1968), Ioana Pană studiază țn parallel formațiunile meoțiene și ponțiene dintre Văile Buzău și Bălăneasa, susținând că Meoțianul, după caracterul său faunistic, poate fi considerat ca termen final al Miocenului.

În 1970, V. Dragoș prezintă în teza sa de doctorat, în detaliu, formațiunile neogene dintre Valea Bălăneasa și Valea Sărățelu (Berca).

Micu (1970) studiază formațiunile sarmato – Pliocene ditre Valea Slănicului de Buzău și Valea Râmnicului Sărat, arătând că perimetrul cercetat aparține subzonei sarmato – Pliocene ce vine în contact cu Miocenul prin intermediul unei linii de dislocație care este prelungirea spre sud a faliei Casin – Bisoca.

Andreescu (1970, 1971, 1975) elaborează o serie de lucrări de mare detaliu, aducând precizări asupra faciesurilor, limitelor și subdiviziunilor formațiunilor de vârstă Sarmațiană, Meoțiană și Ponțiană din zona de curbură a Carpaților Orientali.

Dupa 1970, colectivul de cercetări de la I.C.P.P.G. – Câmpina elaborează o serie de studii asupra formațiunilor cu un grad avansat de exploatare, în vederea localizării a noi capcane de hidrocarburi.

Prezența cărbunilor în depozitele daciene de pe flancurile anticlinalului Berca – Arbănași ete semnalată din a doua jumătate a secolului trecut, când au fost făcute și primele încercări de exploatare prin scurte galerii de coastă, pornite de pe aflorimente. Cercetările efectuate de de O. Protescu (1923, 1929) și R. Ciocîrdel (1949) aduc date noi cu privire la cărbunii din regiune. Astefl, O. Protescu semnalează la Joseni, pe Valea Sărățelului 10 strate de lignit cu grosimi de 0.50 – 0,60 m separate prin marne, argile și nisipuri. După alți ani de cercetări, în 1983, I.F.L.G.S. București a elaborat „Proiectul geologic privind cercetarea cu foraje pentru lignit a depozitelor daciene și romaniene din regiunea Ojasca – Arbănași, județul Buzău”, care prevedea cercetarea cu 31 de sonde geologice de mică adâncime (200 – 465 m) a flancurilor și periclinelor structurii Berca – Arbănași.

În 1989 echipa 4/89 a I.P.G.G. – București a executat lucrări de prospecțiune geologică în perimetrul Trestioara – Chilii. Au fost descries în detaliu formațiunile aparținând unității pericarpatice și ale avanfosei și au fost făcute precizări asupra caracterului dislocației Casin – Bisocaîn sectorul sudic.

În anul 1990 a fost alcătuită de colective ale I.G.G.o sinteză a datelor biostratigrafice ale Neogenului, cu scopul în corelarea formațiunilor de interes pentru hidrocarburi. Această sinteză acoperă intervalul Oligocen – Romanian, adduce precizări importante asupra limitelor biostratigrafice, asupra evoluției faunelor, cu referiri paleoecologice și corelări pentru întreg Bazinul Dacic.

În 1990 s-au efectuat prospecțiuni de către echipa 2/90 a I.P.G.G. – București în regiunea Bălănești – Trestieni. S – au făcut descrieri litologice de detaliu reușindu – se interpretarea sedimentologică a formațiunilor Miocen – Pliocene, precum și explicitarea modernă a situeției tectonice regionale și locale.

3.2. Lucrări executate pentru descoperirea petrolului și pentru dezvoltarea producției

Aliniamentul structural Joseni – Berca – Arbănași – Pâcle – Beciu a început să fie cercetat în anul 1867, prin descrierea vulcanilor noroioși și a ivirilor de petrol din zona Berca – Policiori.

În anii 1896 – 1897 se obțin primele date geologice asupra formațiunilor acestui anticlinal și asupra Vulcanilor Noroioși.

În anii 1915 – 1916 și 1928 – 1929 se descriu depozitele mio – pliocene din zonă prin cercetări geologice, completate cu foraje de mână, șanțuri, puțuri.

Exploatarea zăcămintelor de țiței din sectorul Beciu – Arbănași a început în anul 1907, în urma descoperirii în zonă în care Meoțianul aflorează, a unor iviri de țiței la suprafață. Cea mai mare parte a gabaritului de exploatare s – a realizat până în anul 1930.

Pentru punere în evidență a structurii studiate, în zonă, s – au efectuat o serie de lucrări de prospecțiune (geologice și geofizice) verificate ulterior prin lucrări de foraj dupa cum urmează.

Lucrările de cercetare geologică, au început în aul 1867 când apar unele lucrări cu caracter general, în care sunt descriși Vulcanii Noroioși si ivirile de petrol de la Berca – Policiori și sunt prezentate primele date geologice asupra formațiunilor ce iau parte la alcătuirea anticlinalelor Berca și Arbănași.

Din anul 1934 încep să apară noi lucrări detaliate, care au fost sintetizate, într-o hartă geologică unde sunt trecute 2 zone de mazimă ridicare: una în sectorul Arbănași – Beciu, marcată prin apariția la zi a Meoțianului și cea de-a doua la Berca Sud marcată prin apariția la zi atât a Meoțianului și Sarmațianului, precum și Vulcanii Noroioși de la Fierbătorile Mari, Fierbătorile Mici, Pâclele Mari și Pâclele Mici.

Lucrările de prospecțiune gravimetrică, au fost executate în anul 1949, în cadrul unei lucrări regionale. Din această lucrare a rezultat că anticlinalele Berca și Arbănași corespund unei zone de maxim gravimetric.

Lucrările de prospecțiune seismică, executate în anul 1963 au condus la clarificări asupra imaginii tetonice în adâncime. Astfel s – a evidențiat pe direcția aliniamentului Berca – Arbănași 2 cute anticlinale faliate axial și flancurile încălecate de la Est spre Vest Arbănași – Beciu și invers, de la Vest spre Est la Berca.

Structura Berca

Zăcământul de țiței cantonat în Meoțianul de la Berca este în exploatare încă din anii 1941 – 1942 , în prezent aflându-se într-un stadiu avansat de epuizare a energiei de zăcământ.

Zăcământul a produs în regim de gaze dizolvate, în prezent exploatarea având loc în regim gravitațional sub influența regimului de gaze dizolvate.

Primele apariții de hidrocarburi pe structura Berca s-au semnalat, încă din anul 1890 când se cunosc un număr de 20 puțuri de 50-150 m, care ar fi dat producții de 5-6 tone/zi, săpate în zona aparițiilor de țiței la zi.

În anul 1892 au fost forate două sonde de către societatea Costa-Foru în zona de aflorare a meoțianului, fără rezultat.

Între anii 1895 – 1925 societatea Sympson sapă un număr de 18 sonde în zona central nordică a structurii, cu adâncimi reduse de 190-600 m, din care 13 sonde au produs țiței.Între anii 1924 – 1925 , societatea Orion sapă pe periclinul sudic al structurii sonda 701, iar societatea Româno – Americană , sonda 6RA în zona centrală a structurii, fără rezultat.

În perioada 1925 – 1933 lucrările de foraj au fost suspendate, probabil ca urmare a rezultatelor slabe. Câțiva ani mai târziu activitatea se intensifică ca urmare a rezultatelor pozitive obținute la sonda 1AR săpată de Astra – Română și pusă în producție la Meoțian 1 în anul 1941. Lucrările prin foraje de cercetare și exploatare sunt continuate în anii următori și extinse pe toată structura Berca de societățile Astra – Română , Petrolifera Muntenia și apoi de SRP, MIP și MMPG.

3.3. Istoricul forajului, completării și punerii în producție pentru zona studiată

Structura Berca

Pe structura Berca au fost săpate un număr de 153 de sonde, 56 de sonde pe sectorul Berca Nord, respectiv 97 de sonde pe sectorul Berca Sud.

După data de 01.01.1998, pe structura Berca au fost săpate un număr de 9 sonde de exploatare, 2 sonde pe zona Berca Nord și 7 sonde pe zona Berca Sud.

Având în vedere perioada îndelungată de săpare a sondelor, se consideră oportună prezentarea aspectelor legate de tehnologia de foraj utilizată după anul 1998.

Programul de construcție conține:

– coloană de ancoraj cu diametrul de 9 5/8 in fixată la adâncimi cuprinse între 200 m și 350 m, cimentată la zi;

– coloana de exploatare cu diametrul de 5 1/2 in fixată la adâncimile finale funcție de obiectivul sondei (1172 1750 m), nivelul de ciment în spatele coloanei fiind cuprinse între
185 și 695 m.

În general, sondele vechi au construcții alcătuite de două sau trei coloane.

Coloanele de ancoraj au diametre cuprinse între 15 și 8 5/8 in, coloanele tehnice cu diametre de 8 5/8 in, iar coloanele de exploatare au diametrele cuprinse între 5 1/2 in și 7 in.

Pentru atingerea obiectivelor, dar și datorită tendinței naturale de deviere din zonă, majoritatea sondelor sunt sonde deviate, deplasările laterale obținute prin dirijare fiind cuprinse între 45 m și 170 m.

Principalele probleme apărute la foraj au fost ținerile pe gaură în formațiunile meoțiene instabile mecanic, de unde au rezultat și dese corectări de gaură.

Structura Pâcle

Până la data de 01.01.2004 pe structura Pâcle au fost săpate un număr de 45 de sonde, 30 de sonde pe zona estică, respectiv 15 sonde pe zona vestică.

După data de 01.01.1998 pe structura Pâcle au mai fost săpate un număr de 4 sonde de exploatare, 1 sondă pe zona estică și 3 sonde pe zona vestică, respectiv 3 sonde de explorare, 1 sondă pe zona vestică și 2 sonde pe cea estică.

Programul de construcție realizat a fost cu două sau trei coloane cu adâncimi între 1458 și 1750 m, similar programului de construcție de la Berca:

– coloană de ancoraj cu diametrul de 13 3/8 in fixată la cca 100 m, cimentată la zi;

– coloană tehnică de 9 5/8 in fixată între 795 m și 910 m, cimentată cel puțin cu nivel la 430 m;

– coloană de exploatare cu diametrul de 5 1/2 in fixată la adâncimile finale, în funcție de obiectivul sondei (1626 m – 1757 m), nivelul de ciment în spatele coloanei fiind cuprins între 200 m și 825 m.

La fel ca și în cazul sondelor de pe structura Berca, majoritatea sondelor au fost săpate deviat în vederea atingerii obiectivelor, dar și datorită tendinței naturale de deviere din zonă.

Referitor la probleme apărute la foraj, la sonda 344 SNP săpată pe zona vestică au apărut dificultăți în ceea ce privește prinderea garniturii de foraj și rămânerea în sondă a unor prăjini grele, respectiv gazeificări ale noroiului urmate de îngreunări până la 1,45 kg/dm3.

Pentru traversarea formațiunilor geologice care alcătuiesc succesiunea stratigrafică, au fost utilizate fluide de foraj dispersate, cu proprietăți controlate la deschiderea pachetelor productive.

Structura Beciu

Pe structura Beciu au fost săpate un număr de 87 de sonde, 40 de sonde pe sectorul Beciu Est, respectiv 47 de sonde pe sectorul Beciu Vest.

După data de 01.01.1998 pe structura Beciu nu au mai fost săpate sonde noi.

Pe zona Beciu Est sondele au adâncimi de circa 900 m și au fost săpate după următorul program de construcție:

– coloană de ancoraj, cu diametrul de 13 3/8 in sau 10 3/4 in, tubată la adâncimi cuprinse între 100 m și 150 m, cimentată la zi;

– coloană de exploatare, cu diametrul de 8 5/8 in, 6 5/8 in, 5 3/4 in tubată la adâncimea finală și cimentată cu nivel la 600 m 0 m.

Pe zona Beciu Vest sondele au adâncimi de circa 1800 m și au fost săpate după următorul program de construcție:

– coloană de ancoraj, cu diametrul de 17 in, 14 in sau 12 3/4 in, tubată la adâncimi cuprinse între 100 m și 350 m, cimentată la zi;

– coloană tehnică, cu diametrul de 9 5/8 in sau 8 5/8 in, tubată la adâncimi cuprinse între 1100 m și 1500 m, cimentată cu nivel la 600 m 0 m;

– coloană sau liner de exploatare, cu diametrul de 6 5/8 in sau 5 3/4 in tubată la adâncimea finală.

Fluidele de foraj folosite la traversare au fost naturale și dispersate.

Pentru atingerea obiectivelor, dar și datorită tendinței naturale de deviere din zonă, majoritatea sondelor sunt sonde deviate, deplasările laterale obținute prin dirijare fiind cuprinse între 25 m și 110 m.

Principalele probleme apărute la foraj au fost ținerile pe gaură în formațiunile meoțiene instabile mecanic, de unde au rezultat și dese corectări de gaură.

Structura Arbănași

Până la data de 01.07.2004 pe structura Arbănași au fost săpate un număr de 199 de sonde, dintre care 163 s-au dovedit a fi productive.

După data de referință a studiului anterior (01.01.1998) pe structura Arbănași nu au mai fost săpate sonde noi.

Având în vedere vechimea zăcământului (exploatarea a început în anul 1907), datele referitoare la tehnologia de foraj a sondelor sunt puține, la fel și cele referitoare la investigația geofizică. Totuși, s-a putut evalua programul de construcție al sondelor cu adâncime mică (circa 600 m) săpate până în anul 1950, alcătuit din 2-10 coloane având diametru cuprins între 600 și 250 mm. După anul 1950 s-a utilizat următorul program de construcție:

– coloană de ancoraj cu diametrul de 13 3/8 in sau 10 3/4 in cimentată la zi;

– coloană de exploatare de 8 5/8 in, 6 5/8 in sau 5 3/4 in cimentată la adâncimi cuprinse între 100 și 500 m;

Fluidele de foraj folosite la traversare au fost naturale și dispersate.

CAPITOLUL 4. CADRUL GEOLOGIC GENERAL

4.1. Caracterizare geologico – structurală

Anticlinalul Berca – Arbănași – Pâcle – Beciu (Fig. 4.1.) face parte din extremitatea sudică a celui mai extern aliniament structural al Subzonei Mio – Pliocene din fața lanțului muntos al Carpaților Orientali, fiind încadrată din punct de vedere geotectonic în Zona Cutelor Diapire (partea internă a avanfosei carpatice) din Subcarpații Munteniei (Figura 4.3.).

Structura se dezvoltă începând din Valea Buzăului spre nord, având o direcție aproximativ Nord – Sud. În lungul axei apar două zone mai ridicate, în dreptul localităților Berca și Beciu, unde sunt prezente la suprafață depozite meoțiene. Flancurile sunt abrupte și sunt afectate de falii transversale și longitudinale, ce imprimă structurii un caracter ejectiv datorat prezenței sării cu tendințe de diapirism.

Fig. 4.1. Structura anticlinalului Berca – Arbănași

(fragmente din Harta Geologică a României, scara1:200000, foaia Covasna și foaia Ploiești, redactor coordonator G. Murgeanu, 1970)

Fig.4.2. Legenda pentru Fig. 4.1. (după Harta Geologică a României, scara1:200000, foaia Ploiești, redactor coordonator G. Murgeanu, 1970)

Zona subcarpatică poate fi împârțită la nord de Râmnicu – Sărat în două subzone: Subzona Miocenă și Subzona Sarmato – Pliocenă. În prima subzonă aflorează pe suprafețe marie depozite miocene inferioare și medii, iar în cea de – a doua aflorează numai depozite sarmațiene și pliocene. La sud de Râmnicu – Sărat, aceste două subzone nu mai prezintă o limită clară, astfel făcându – se tranziția la „Zona Cutelor Diapire”. Zona Cutelor Diapire este situată în fața Carpaților Orientali și este cunoscută sub numele de Zona Mio – Pliocenă. Este cuprinsă între Valea Slănicului de Buzău (la est) și Valea Dâmboviței (la vest), și după datele obținute din foraje, ea încalecă (de–a lungul Faliei Pericarpatice) Platforma Moesică, din față, datorită acțiunii de subîmpingere spre nord a acesteia.

Conform Săndulescu (1984) în alcătuirea Subcarpaților Munteniei întră unitățile externe alea Modavidelor, reprezentate prin Pânza de Tarcău, Pânza Cutelor Marginale și Pânza Subcarpatică, precum și partea internă a avanfosei carpatice (ultima etapă din evoluția bazinului est – carpatic) cunoscută și sub numele de Zona Cutelor Diapire. Cu alte cuvinte, în adâncime se individualizează trei unități structurale diferite și anume: Pânza de Tarcău, Pânza Subcarpatică (molasa inferioară) și Avanfosa sarmato – pliocenă (molasa superioară).

Fig. 4.3.: Harta tectonică a României, V. Mutihac (structura Berca-Pâcle-Beciu-Arbănași este poziționată în cadrul Pânzei Subcarpatice)

4.1.1. Pânza de Tarcău

Este definită, conform Dumitrescu (1948, 1952), ca unitate plurifacială cu mai multe digitații, ce este delimitată la interior de fruntea șariajului Pânzei de Audia (între Valea Buzăului și Valea Siriului) sau a Pânzei de Macla (de la Valea Siriului spre Vest), iar la exterior are un contur festonat, de la Valea Slănicului de Buzău, spre sd și vest, pierzându – și caracterul de șariaj și trecând la falii inverse dispuse în releu. Partea frontală a Pânzei de Tarcău, de la bazinul văii Buzăului spre vest, este acoperită discordant de depozitele molasice neosarmațian – pliocene ce aparțin flancului intern al avanfosei. În partea internă a Pânzei de Tarcău, depozitele paleogen – miocen inferioare alcătuiesc un fascicul de cute convergente și în afundare spre vest, orientate NE – SV, sunt afectate de falii longitudinale axiale, verticale sau înclinate spre NV. Între Valea Teleajănului și Valea Prahovei, în aria de maximă afundare axială, cuvertura post – tectogenetică stirică veche, ce debutează cu Molasa de Doftana (conform Ștefănescu, Mărunțeanu, 1980) și se continuă cu al doilea episod molasic – Molasa de Slănic (post tectogeneză stirică nouă: Langhian / Kossovian), are dezvoltarea cea mai amplă.

Caracteristice Pânzei de Tarcău, formațiunile paleogen – miocen inferioare, apar dezvoltate în două faciesuri reprezentând continuarea sud – vestică a unor subunități structurale bine individualizate în Moldova (Săndulescu, 1984): un facies intern cu flișuri grezoase masive (gresiile de Tarcău în Eocen, faciesul de Pucioasa cu gresiile de Fusaru în Oligocen) ce corespunde „digitației gresiei de Tarcău” și un facies extern caracterizat de Eocenul în facies de Colți și Oligocenul în facies bituminos cu gresii de Kliwa ce corespund „digitației de Tazlău – Valea Rea” sau skibelor interne (Micu, 1982). Faciesul intern apare dezvoltat ca ca pintenul Smeuret – Homorâciu – Prăjani în structura intermediară și Pintenul Slon în structura nordică și Pintenul Lera – Văleni – Buștenari în structura sudică. Formațiunile eocene și oligocen – miocen inferioare ale pintenilor sunt mărginite la sud de o linie tectonică de – a lungul căreia încalecă peste depozite miocene.

După depozitele celor trei structuri paleogen – miocene urmează o secvență predominant evaporitică, care la rîndul ei este acoperită discordant de cuvertura depozitelor neogene de molasă ce formează umplutura sinclinalelor de Drajna la sud) și Slănic (Săndulescu et al., 1995).

Neozoicul este reprezentat în Pânza de Tarcău de depozite paleocene, eocene, oligocene și miocen inferioare și medii. Formațiuni cele mai răspândite sunt cele paleocene și eocene în cadrul cărora s – au putut distinge patru faciesuri diferite: în faciesul intern (al gresiei de Tarcău) și în faciesul intermediar se poate separa Priabonianul de Paleocen – Lutețian, și pentru faciesul extern (faciesul de Colți și cel marnocalcaros) separarea e mai dificilă, Paleocenul și Eocenul fiind reprezentate împreună.

4.1.2. Pânza subcarpatică

Este cea mai externă unitate a moldavidelor fiind poziționată în cadrul Zonei Cutelor Diapire, la sud de formațiunile ce aparțin pânzei de Tarcău, și este constituită din depozite miocene inferioare și medii în facies predominant de molasă (Fig. 4.4., Fig. 4.5., )

Traseul limitei dintre Zona Cutelor Diapire și Pânza de Tarcău, în lungul liniei medio – marginale, este greu de precizat deoarece este acoperit transgresiv și discordant de depozitele molasei superioare (avanfosa). De – a lungul Faliei Pericarpatice depozitele miocene încalecă peste cuvertura de platformă a forelandului marcând limita externă a Zonei Cutelor Diapire, de asemenea fiind acoperită de depozitele avanfosei sarmato – pliocene.

Pânza subcarpatică a fost separată inițial de Mrazec și Voitești (1914), ca pânză incipientă, șariată peste formațiunea cu sare depusă pe vorland, această unitate a fost confirmată, ulterior, de foraje și a fost denumită unitatea pericarpatică. Ceea ce a dus la încadrarea acestei unități la zona internă a avanfosei au fost: predominarea depozitelor de molasă, precum și acoperirea ei, spre vest de valea Buzăului, de molase sarmațian – pliocene.

Restrângerea avanfosei (în timp și spațiu) la depresiunea care găzduiește sedimentarea molasică neosarmațian – pliocenă post – tectogenetică (post – attică ) în raport cu cele mai noi șariaje dă posibilitatea unei definiri precise a Pânzei Subcarpatice (Săndulescu, 1984). Așadar, limita externă a Pânzei este marcată de încălecarea depozitelor miocene peste cuvertura de platformă a vorlandului de – a lungul faliei pericarpatice. Falia pericarpatică este vizibilă în afloriment începând de la granița de nord la valea Trotușului, de unde, spre sud, este determinată din date de foraj, fruntea Pânzei Subcarpatice este acoperită discordant de molasa neosarmațian-pliocenă a avanfosei externe.

Între Valea Trotușului și Valea Buzăului, falia pericarpatică este înlocuită la interior de o altă falie inversă, falia Cașin – Bisoca, intrapleistocenă, mult mai tânără, contemporană deformărilor tectogenezei valahe; în acest sector falia limitează la exterior pânza subcarpatică. La sud de Valea Buzăului, delimitarea pânzei subcarpatice este marcată în afloriment de conturul frontal al Pânzei cutelor marginale sau al Pânzei de Tarcău.

Conform Mutihac, formațiunile de molasă au fost afectate de diapirismul sării, din Valea Buzăului spre vest, unde molasa superioară se extinde mult peste molasa inferioară, Cutele diapire constau în străpungerea depozitelor mai noi de către un sâmbure de sare mai vechi și se caracterizează prin anticlinale înguste și sinclinale largi. Valea Buzăului este traversată de mai multe cute diapire (Tega, Lapoș, Berca – Arbănași etc).

Fig. 4.4. Coloană stratigrafică în molasa cutelor diapire (după Mutihac, Stratulat, Fechet, “Geologia României”, București 2004)

Comportamentul particular al sării a determinat cutarea în stil diapir a zonei de la Valea Buzăului spre vest, fiind influențat de mișcările tectonice care au dus la deformarea cutelor diapire, deformări care sunt cu atât mai accentuate cu cât structurile în cauză sunt situate pe aliniamente mai nordice.

I.Atanasiu și J.Gavăt au deosebit mai multe tipuri de cute diapire, și anume: cute diapire revărsate (la care sâmburele de sare a fost dezrădăcinat încât acesta are o poziție superficială: Lapoș, Buștenari); cute diapire exagerate (la care sâmburele de sare străpunge toate formațiunile suprapuse: Udrești); cute diapire atenuate (la care sâmburele de sare nu ajunge la suprafață: cutele din zona Ploiești); cute criptodiapire (care se prezintă ca boltiri în care prezența sării nu a fost dovedită, dar se presupune că există: Urlați, Tinosu etc.).

Mișcările valahice au fost ultimele mișcări care au afectat zona de molasă (în Pliocen – Pleistocen. Printre efectele acestora se numără stabilirea raporturilor tectonice între molasa inferioară și molasa superioară în lungul faliei Cașin – Bisoca. La est de aceasta se găsește un compartiment coborât care se desenează ca un vast homoclin sarmato – pliocen. Acesta se urmărește din zona de curbură spre nord până în Valea Trotușului.

Formațiunile molasei superioare spre vest se întind mult peste molasa inferioară acoperind falia pericarpatică. Molasa superioară se prelungește și în fața Carpaților Meridionali, limita vestică fiind dată de limita de eroziune presarmațiană, iar limita externă este considerată zona de îngroșare a formațiunilor acesteia.

Pânza subcarpatică conține depozite priaboniene (strate de Bisericani), oligocene (cu gresii de Kliwa sau conglomerate în facies bituminous – menilitic), dar mai ales (și în cadrul perimetrului), depozite ale molasei inferioare (Miocen). Dintre digitațiile separate în sectorul Subcarpaților Moldovei: digitația internă sau de Măgirești – Perchiu (cu o molasă roșie grezoasă și două nivele de gipsuri în schlierul Miocen inferior – Langhian bazal), digitația mediană sau de Pietricica (cu molase conglomeratice în baza celei roșii, heterocrone și cu un nivel – cel superior – de gipsuri), digitația externă sau de Valea Mare. În cadrul perimetrului, sunt prezente formațiuni ale digitației Măgirești – Perchiu și ale digitației de Pietricica; aceste formațiuni apar ca petece de eroziune de sub depozitele flancului intern, cutat, al avanfosei.

Fig. 4.5. Coloana stratigrafică a formațiunilor Pânzei Subcarpatice (după Harta Geologică a României, scara1:200000, foaia Covasna, redactor coordonator G. Murgeanu ,1970)

4.1.3 Avanfosa

Avanfosa este cea mai nouă unitate structurală prezentă în cadrul Zonei Cutelor Diapire, respectiv flancul intern al acesteia (Săndulescu, 1984), fiind constituită din depozite aparținând intervalului Sarmațian mediu – Pliocen, la care se adaugă pe suprafețe extinse depozite cuaternare (Fig. 4.8.).

Restrânsă prin definirea pânzei subcarpatice, prezintă un flanc intern cutat ce este dezvoltat de la valea Râmnicului Sărat spre sud și vest, care în sudul curburii Carpaților Orientali este denumit Zona Cutelor Diapire și un flanc extern, necutat, dezvoltat ca o depresiune asimetrică cu marginea internă sprijinită pe elementele cutate ale catenei carpatice . Limita internă a avanfosei este marcată la nord de Valea Trotușului – de falia pericarpatică, la sud de ea – de falia Cașin – Bisoca și prelungirea ei, falia Plopeasa; de la Valea Buzăului spre vest, de conturul de eroziune al depozitelor neosarmațian – pliocene, acesta acoperind discordant elemente din ce în ce mai interne pe măsura apropierii de valea Dâmboviței. Limita externă a avanfosei este convențională, fiind marcată de îngroșarea accentuată a depozitelor neosarmațian – pliocene ale cuverturii de platformă, îngroșare materializată într – o flexură mai mult sau mai puțin evidentă.

Limita dintre cele două flancuri ale avanfosei este marcată de o flexură, reprezentând mularea frontului de încălecare a faliei pericarpatice determinat în foraje. Zona Cutelor Diapire (mai este cunoscută și sub numele de Zona Mio – Pliocenă ) cuprinde depozite ale molasei superioare sarmațian – Pliocene. Zona este rezultatul cutărilor valahe ce au afectat un segment al vorlandului Carpaților cuprins între falia intramoesică la vest și falia Peceneaga – Camena la nord, activ în subducția spre orogen.

De la Valea Buzăului spre sud, falia Cașin – Bisoca cu ramificația ei Plopeasa își pierde din importanță, pânza subcarpatică își pierde caracterul plurifacial fiind reprezentată prin depozite asemănătoare numai digitației Măgirești – Perchiu, delimitarea pânzei subcarpatice de avanfosă se face dificil, numai prin conturul de eroziune al depozitelor sarmațian – pliocene.

Din punct de vedere geotectonic (Fig. 4.6.), (Săndulescu M., 1984) în alcătuirea Subcarpaților Munteniei intră unitățile externe ale Moldavidelor, reprezentate prin Pânza de Tarcău, Pânza Cutelor Marginale și Pânza Subcarpatică (Pânza de Tarcău aproape acoperindu – le în totalitate pe celelalte două) precum și partea internă a avanfosei carpatice, cunoscută sub numele de Zona Cutelor Diapire. Contactul dintre pânzele moldavidice și avanfosa internă este acoperit de depozite neosarmațian – pliocene.

Deformările tectonice principale care au afectat depozitele neogene aparțin următoarelor tectogeneze: (1) stirică veche (intra – burdigaliană), (2) stirică nouă (intra – badeniană), când s – a produs principalul șariaj al Pânzei de Tarcău și al Pânzei Cutei Marginale, (3) moldavică (intra – sarmațiană) care a care a determinat finalizare șariajului Pânzei Subcarpatice și (4) valahă.

Tectogenezele stirice au avut ca efect în Subcarpații Munteniei depunerea evaporitelor, și anume gipsurile inferioare sau formațiunea cu sare inferioară = Formațiunea de Sărata și formațiunea cu sare superioară = Brecia de Cosmina. Formașiunile neogene molasice ce aparțin flișului extern sunt intens cutate și faliate, fiind prinse în structuri înalte = anticlinale faliate (“pintenii” de Slon – Măneciu, de Homorâciu, de Văleni) sau coborâte (Sinclenalele de Drajna și Slănic).

Fig. 4.6 . Harta tectonică a Carpaților din România și a faliilor majore amplasate între unitățile majore. (Mațenco, 1997, Rabagia, 1999, Săndulescu și Visarion, 1988).

TF – Falia Trotuș, PCF – Falia Peceneaga Camena, COF – Falia Capidava-Ovidiu, IMF – Falia Intramoesică.

Sedimentele neogene molasice, dezvoltate în Zona Cutelor Diapire, prezintă mai multe structuri plicative cu aspecte variabile de la un sector la altul (Săndulescu M. et al, 1968) . În regiunea văii Buzăului (zona unde este încadrat perimetrul studiat) stilul de cutare este ejectiv cu sinclinale largi separate de anticlinale diapire înguste (cu nuclee de sare intra – burdigaliană). În bazinele văilor Cricovului și Teleajenului se individualizează un sector sudic, în care cutele au o poziție structurală mai coborâtă și un sector nordic, cu cute solzi, ridicate și deversate spre sud.

În sectorul sudic al Carpaților Orientali există formațiuni miocen inferioare și medii ce se regăsesc în cadrul pânzelor moldavidice externe, respectiv Pânza de Tarcău și Pânzele subcarpatice (cu încălecări miocen medii) și, în cadrul cuverturilor post – tectonice (cuverturi post – pânză = neoautohtone) și formațiuni miocen superioare și pliocene ce formează umplutura Avanfosei și a unor depresiuni intramontane. Limita Oligocen/Miocen nu este subliniată de schimbări litologice, ea traversând unități stratigrafice omogene, izocrone sau heteropice.

Formațiunile miocen inferioare și medii (din cuprinsul moldavidelor și cuverturilor post tectonice) cuprind următoarea succesiune: formațiuni bituminoase și de fliș oligocen – miocen inferioare, formațiuni evaporitice miocen inferioare, formațiunile molasei inferioare, formațiunile molasei miocen medie (Săndulescu et al., 1995).

Formațiunile miocen superioare și pliocene (din cuprinsul umpluturii avanfosei) cuprind depozite în facies salmastru atribuite Ponțianului și Meoțianului și respectiv, Dacianului și Romanianului.

Fig. 4.7 Coloana stratigrafică a formațiunilor din Zona Cutelor Diapire (după Harta Geologică a României, scara1:200000, foaia Ploiești, 1970)

4.1.4. Diapirismul în Zona Cutelor Diapire

Diapirismul a fost denumit, explicat și definit pentru prima dată în țara noastră de către Ludovic Mrazec în 1915.

Zona Cutelor Diapire este situată în fața Carpaților Orientali și mai este cunoscută sub numele de Zona Miopliocenă, fiind situată în fața Carpaților Orientali. Este cuprinsă între Valea Slănicului de Buzău (la est) și Valea Dâmboviței (la vest), și după datele obținute din foraje, ea încalecă (de–a lungul Faliei Pericarpatice) Platforma Moesică, din față, datorită acțiunii de subîmpingere spre nord a acesteia.

În partea de est a Zonei Miopliocene sunt cute – falii deversate spre sud sau chiar spre nord și în axul lor apar lame de sare sau diapire, dar numai în zona de la est de Cricovul Sărat se înâlnesc cute diapire tipice. Zona Mio – Pliocenă prezintă depozite miocene și pliocene ce au ca substrat depozite paleogene. Ca urmare a subîmpingerii Platformei Moesice sub Zona Miopliocenă, în apropierea contactului Platformei Moesice cu Zona Mio – Pliocenă sondele au întîlnit și depozite mai vechi, mezozoice și paleozoice de platformă.

Formațiunile geologice ce aparțin zonei interne a avanfosei din Muntenia au fost afectate de procesele de diapirism, fiind cutate în mod caracteristic în timpul tectogenezei valahe. De la nord la sud scade intensitatea proceselor de diapirism, astfel încât descrește și amplitudinea deformărilor.

De la nord spre sud, în funcție de gradul de influență al mișcărilor tangențiale care au acționat și în funcție de adâncimea la care se găsește sarea, cutele diapire au fost grupate în patru aliniamente structurale majore.

Primul aliniament, cel al diapirismului revărsat, este format din structuri în care sarea este la suprafață, din structuri de tipul cutelor – falii, cu încălecarea flancului nordic (ce conține depozite miocene) peste flancul sudic (cu depozite pliocene), precum și din structuri legate de monoclinale și mai puțin de cute anticlinale. Ca și localizare, alinamentul este situat pe rama nordică a Zonei Cutelor Diapire unde formațiunile avanfosei acoperă transgresiv depozite aparținând Pânzei de Tarcău și/sau Pânzei Subcarpatice. O parte din structurile acestui aliniament sunt: Apostolache, Păcureți, Câmpina, Podenii – Noi, Ocnița, Reșca – Doicești – Șotinga – Aninoasa.

Cel de – al doilea aliniament, al diapirismului exagerat, poziționat la sud de primul aliniament, este caracterizat de ridicarea sării până aproape de suprafață (sub Cuaternar), străpungând depozitele pliocene și încălecarea flancului nordic al cutelor peste cel sudic. Din această zonă fac parte următoarele structuri: Țintea, Băicoi, Călinești, Moreni, Gura Ocniței, Filipești – Siliștea Dealului – Filipeștii de Pădure, Florești.

Al treilea aliniament, al diapirismului atenuat, mai sudic decât anteriorul, se caracterizează prin rămânerea sâmburelui diapir sub nivelul Meoțianului. La nivelul avanfosei se formează anticlinale faliate, chiar dacă intensitatea diapirismului este mult diminuată. Structurile Aricești, Mărgineni, Bucșani și Brătești fac parte din această zonă de acumulare.

Cel mai sudic aliniament, al patrulea, este cel al diapirismului profund (criptodiapir) și corespunde limitei externe a Zonei Cutelor Diapire. Acest aliniament este caracterizat de poziționarea sării diapire la nivelul Miocenului inferior; boltirea formațiunilor avanfosei este foarte slabă, fiind potențată probabil de vecinătatea faliei pericarpatice. Din această zonă fac parte, de la est la vest, structurile: Arbănași, Pâcle, Beciu, Berca (Fig. 4.8.), Plopeasa, Bărbuncești, Sărata Monteoru, Chițorani, Podenii Vechi, Brazi, Mlădești – Vlădeni, Gheboaia – Flinta – Bilciurești. Structura Pâcle este o cută anticlinală pe care de – a lungul unei falii longitudinale flancul estic încalecă peste cel vestic, având zăcăminte de petrol și gaze în Meoțian. Structura Berca este o cută anticlinală faliată foarte compartimentată; aceasta are zăcăminte de petrol și gaze în Meoțian.

Procesele diapire din cadrul zonei studiate deși aparțin tectogenezei valahe, sunt în strânsă corelare cu fazele tectogenetice anterioare ce au definit arhitectura zonelor pentru depozitele salifere miocen inferioare ce aparțin Pânzei Subcarpatice. Acest lucru duce la o concordanță foarte bună între aranjamentul structural al Miocenului aparținând Pânzei subcarpatice și cele aparținând avanfosei suprajacente.

Figura 4.8. Structurile petro – gazeifere și gazeifere din Zona Mio – Pliocenă (după G. Beca și D. Prodan, 1983)

4.2. Litostratigrafia regiunii

4.2.1. Formațiuni bituminoase și de fliș Oligocen – Miocen inferioare

4.2.1.1. Litofaciesul bituminos cu gresii de Kliwa (Popescu Gr., 1952; Pătruț I., 1955)

Urmând dezvoltării tipice a „Marnelor cu Globigerine” din Priabonianul terminal, odată cu începutul Oligocenului caracteristicile mediului depozițional se schimbă, trecându-se la condiții anoxice care au predominat de-a lungul întregului Oligocen și a unei părți din Miocenul inferior. Ca urmare a acestui fapt, în partea externă a Domeniului Moldavidic se dezvoltă argile bituminoase (șisturi disodilice) în secvențe succesive, silicolite bituminoase (menilite) care la unul sau două momente (în zone diferite) au fost „parazitate” de veniri de mase importante de ortocuarțite având ca arie sursă marginea forlandului (actualmente subșariată sub pânzele moldavidice). Ele constituie Gresia de Kliwa care în sectorul studiat al Pânzei de Tarcău apare la două nivele, corespunzătoare Gresiei de Kliwa inferioare și Gresiei de Kliwa superioare = Nisipurile de Buștenari.

Nivelele silicolitice (menilitele) constituie cele mai bune repere de corelare și în general, sunt două nivele: Menilitele Superioare (fără Marne bituminoase) și Menilitele Inferioare (asociate cu calcare marnoase bituminoase = Marne brune bituminoase). Pe alocuri, în Pânzele Subcarpatice și Pânza de Vrancea (Pânza Cutelor Marginale), în Moldova, se citează și un al treilea nivel menilitic: Menilitele Terminale.

Succesiunea formațiunilor litofaciesului extern, bituminos cu Gresia de Kliwa (Ștefănescu et al., 1993) cuprinde: (1) Formațiunea menilitelor inferioare cu marne bituminoase; (2) Formațiunea disodilelor inferioare; (3) Formațiunea gresiei de Kliwa inferioară; (4) Formațiunea de Topilele; (5) Formațiunea de Podu Morii; (6) Formațiunea de Buștenari; (7) Formațiunea Menilitelor Superioare = Formațiunea de Starchiojd.

Limita Oligocen/Miocen este situată sub Formațiunea menilitelor superioare, în cuprinsul Formațiunii șisturilor disodilice superioare (în Pânza Cutelor Marginale) sau în cuprinsul Formațiunii de Topilele în Pânza de Tarcău.

a. Formațiunea de Topilele (Ștefănescu et al., 1993)

Formațiunea de Topilele, are o dezvoltare locală la curbura arcului carpatic și reprezintă un pasaj de trecere între Formațiunea gresiei inferioare de Kliwa și Formațiunea de Podu Morii. Litologia este un fliș șistos – grezos reprezentat printr – o alternanță de gresii cenușii convolute și șisturi disodilice. În Valea Buzăului, limita Oligocen/Miocen se trasează în partea inferioară a acestei formațiuni. Vârsta: Chattian terminal – Aquitanian.

b. Formațiunea de Podu Morii (Teisseyre W., 1911, emend. Popescu Gr., 1952)

Este o formațiunea cenușie, ritmică, flișoidă, eoceniformă de Podu Morii, descrisă și divizată în valea Buzăului și în bazinul văii Teleajenului, fiind cuprinsă între cele două formațiuni ale gresiei de Kliwa inferioară și superioară. Pe baza intercalațiilor cineritice, o corelare a faciesurilor interne și externe, indică echivalența dintre Formațiunile de Podu Morii și de Buștenari din faciesul extern cu Formațiunea de Vinețișu din faciesul intern al Pânzei de Tarcău precum și cu Formațiunea de Starchiojd din pânzele subcarpatice.

Pătruț I. (1947) separă două subdiviziuni (PM1+2) dominate de tipurile petrografice brune asemănătoare formațiunii de tip Pucioasa din faciesul intern și una (PM3) în care apare o alternanță de arenite cenușii și siltolutite, cu structuri convolute și mecanoglife de curent și bioglife asemănătoare Formațiunii de Izvoarele (Vinețișu) din faciesul intern.

Formațiunea de Podu Morii este în continuitate cu formațiunile subjacente și apare cu o grosime stratigrafică de cca. 300 – 400 m în ariile de afloriment anterior descrise. Pe ansamblu, stratonomia formațiunii de Podu Morii este dominată de lutite și siltite (85%) în strate foarte subțiri față de arenite (gresii de Kliwa și gresii calcaroase convolute) (15%) în strate subțiri .

Subdiviziunea dominată de tipurile petrografice brune asemănătoare Formațiunii de tip Pucioasa are o grosime stratigrafică de 150 – 200 m și cuprinde marno – argile cenușii și cenușii negricioase, șistoase în strate subcentimetrice sau compacte în strate submetrice, alternând cu șisturi disodilice tipice, negre foioase, cu intercalații subdecimetrice de gresii calcaroase cu foarte multe claste micacee, grosier granulare, de tip Fusaru, sau de marnocalcare sideritice cenușiu – negricioase, casante. Subordonat, apar strate subțiri de arenite de tip Kliwa, tufite bentonitizate, gresii cu structură convolută. În bazinul pârâului Chiojd, apar gresii tip Fusaru în strate groase.

Subdiviziunea dominată de alternanța de siltolutite și arenite cenușii cu structuri mecanice și biotice are grosimi stratigrafice cuprinse între 150 – 250 m și apare cu aspectul unor fâșii discontinue bine deschise pe văile mai adânci (Valea Buzăului – structurile Păltineni, Valea Teleajenului – sinclinalele Piatra Albă, la Gura Vitioarei și Frânghiești, la Văleni, Valea Lupului – Starchiojd) și intermediar pe văile Lopatna, Cătina, Zeletin, Pârâul cu Apă Dulce, Zâmbroaia. Limita inferioară este marcată de trecerea de la siltolutitele brune negricioase de tip Pucioasa la colorația cenușie albicioasă și ritmicitatea pronunțată datorată alternanței de arenite în strate subțiri cu siltite și lutite în strate foarte subțiri. Gresiile au structuri erozionale de curent cât și bioglife de tip Sabularia. Lutitele sunt marne cenușii fine, plastice, cu trecere în bază la marne fin micacee.

Subliniem prezența în cadrul Formațiunii de Podu Morii (ea însăși un marker regional) a unor markeri litologici cu valoare de corelare regională . Astfel, se pot menționa:

1. Calcarele laminitice de Jaslo, situate în partea mediană a subdiviziunii cu strate de tip Pucioasa, ca 10 – 12 strate centimetrice și 3 – 4 strate decimetrice și dezvoltate într – un pachet litologic de cca. 40 m grosime (Frunzescu et al., 1989, 1992) ;

2. Bentonitele de Gura Vitioarei, situate în baza subdiviziunii superioare = Podu Morii (s – ar corela cu tufurile de Vinețișu descrise de Ștefănescu M. et al., 1993; Valea Buzăului);

3. Tuful de Văleni, situat constant în faciesul extern bituminos la 40 – 50 m peste complexul argilelor bentonitice de Gura Vitioarei și la 45 m sub limita cu Formațiunea de Buștenari, iar în faciesul intern de Pucioasa–Fusaru la cca. 50 – 60 m sub Formațiunea de Starchiojd. Ar corespunde cu ceea ce, în Valea Buzăului, Ștefănescu M. et. al. (1993) descrie ca Tuful de Mlăcile. Are grosimi între 2 și 3,60 m pe diferite profile și este dezvoltat ca două strate apropiate de tufit și tuf;

4. pachetul litologic cu silto – arenite ce adăpostesc paleoichnocenoza cu Sabularia situat în subdiviziunea superioară = Podu Morii str.s. între complexul bentonitelor de Gura Vitioarei și Tuful de Văleni .

5. stratul de 3,20 m de nisip grosier cu elemente microruditice de șisturi verzi și resturi de lamelibranhiate și gasteropode situat la 57 m deasupra Tufului de Văleni și la 12 m sub limita cu Formațiunea de Buștenari.

c. Formațiunea de Buștenari (Ștefănescu et al., 1993)

Formațiunea de Buștenari este sinonimă cu Formațiunea Gresiei de Kliwa superioare. Depusă în continuitate de sedimentare peste Formațiunea de Podu Morii, este delimitată de aceasta printr – un pachet de tranziție de 20 – 30 m, în care dispar marnele (siltice) cenușii – verzui și gresiile calcaroase micacee cu structuri convolute și apar primele strate groase de arenite de tip Kliwa cu intercalații de șisturi argiloase disodiliforme brun – negricioase.

Formațiunea de Buștenari apare ca fâșii orientate nord est – sud vest bine deschise pe toate profilele anterioare, legate de repetarea unor cute solzi. Are grosime stratigrafică între 300 m în est și 400 m în vestul perimetrului.

Litologic, este alcătuită dintr – o alternanță neuniformă de arenite,siltite (marne fin nisipoase, șisturi cărbunoase), lutite (argile plastice bentonitice , marne, rare marnocalcare sideritice, șisturi argiloase bituminoase disodilice brun – negricioase), în treimea inferioară predominând lutitele și silto – lutitele, iar în treimea superioară predominând arenitele. Subordonat, apar strate subțiri de diatomite, accidente silicioase, tufuri, microbrecii cu elemente de șisturi verzi. Siltitele, lutitele, gresiile calcaroase, apar deseori în strate subțiri – medii (10 – 20 cm), iar gresiile de Kliwa apar în strate groase (mai mari de 3 m în partea superioară a formațiunii), ele participând la formarea unor secvențe de tip thicker – upward (TkU) (Frunzescu D. et al., 1987, 1988). Petrofaciesul gresiei de Kliwa superioare este asemănător celei inferioare, dar cimentul este exclusiv silicios sau lipsește (ortocuarțite silicioase).

Semnalăm prezența a șapte pachete litologice de 8–20m, distanțate la 20–80 m între ele, cuprinzând între 3 și 21 strate foarte subțiri (centimetrice) de material cineritic adeseori bentonitizat (Frunzescu, Georgescu, 1985).

d. Formațiunea de Starchiojd (Popescu Gh., 2002)

Formațiunea de Starchiojd este sinonimă cu Formațiunea Menilitelor superioare.

Având o grosime stratigrafică de 60 – 70 m în Valea Teleajenului și 150 – 200 m către Valea Buzăului este dispusă în continuitate de sedimentare peste formațiunea de Buștenari de care se delimitează tranșant prin dispariția stratelor groase de arenite de tip Kliwa. La partea superioară este urmată de gipsurile inferioare ale formațiunii de Sărata= Formațiunea de Cornu (Mrazec, 1914), citate în axul sinclinalului Frânghiești.

Constituția litologică este dominată de granofaciesul lutitic reprezentat prin șisturi disodilice negricioase – cenușii , în alternanță de strate subțiri de cherturi (menilite) și cu diatomite brune, albe prin alterare, și rare arenite de tip Kliwa, ce sunt slab cimentate. În Valea Teleajenului, în baza formațiunii sunt cinerite vulcanice albe, în strate subțiri. La partea superioară apar intercalații de menilite în strate centimetrice. Către est, în valea Buzăului, diatomitele capătă pondere ridicată, fiind dispuse în două secvențe cu grosimi de 20–45 m vest, iar către vest, intercalațiile diatomitice scad.

4.2.1.2. Litofaciesul de Fusaru – Pucioasa (Pătruț I., 1955; Grigoraș N., 1955)

În jumătatea internă a Pânzei de Tarcău, echivalentul stratigrafic al Litofaciesului Bituminos este Litofaciesul de Fusaru – Pucioasa, cu aceeași vârstă Oligocen – Miocen inferior. Limita sa inferioară este situată deasupra „Marnelor cu Globigerine” de vârstă Priabonian terminal, care apar în extremitatea estică a perimetrului ca un nivel foarte subțire la partea terminală a Formațiunii de Plopu. Secvența inferioară a Litofaciesului de Fusaru – Pucioasa este predominant lutitică (= „Orizontul șistos”) fiind constituită din argile închise la culoare și marne cu intercalații subțiri nisipoase. Pe alocuri, sunt intercalate șisturi disodilice și uneori menilite în secvențe subțiri. Caracteristica importantă a Litofaciesului de Fusaru – Pucioasa se referă la arenitele Gresiei de Fusaru cu arie sursă „carpatică”, opusă „sursei de forland” specifică arenitelor Litofaciesului Bituminos cu gresii de Kliwa.

Gresia de Fusaru este o gresie bogată în mice, având caractere de graywacke . Este lipsită de șisturi verzi din forland, metaclastele componente fiind îndeosebi mezometamorfite. Deasupra Gresiei de Fusaru se dezvoltă o importantă secvență de tip fliș, cu grosimi de 1000 – 2000 m și chiar mai mult, și anume Formațiunea de Vinețișu. Ea este constituită dintr – un fliș de tip „strate cu hieroglife” reprezentat printr-o alternanță de gresii convolute cenușii – albăstrui, calcaroase, micacee cu argile și marne cenușiu deschise (Rusu et al., 1996). La partea inferioară a acestei formațiuni au fost identificate două nivele de tufuri : Tuful de Vinețișu, de culoare verde – negricioasă, puternic bentonizate și Tuful de Mlăcile de culoare albă, cu biotit.

Cea mai tânără unitate litostratigrafică a litofaciesului de Fusaru – Pucioasa este reprezentată de Formațiunea de Starchiojd Popescu, 2003), un echivalent al Formațiunii menilitelor superioare din faciesul extern (Săndulescu et al., 1995).

După conținutul de nannofosile, limita Oligocen/Miocen este situată în cadrul Formațiunii de Vinețișu, sub Tuful de Vinețișu

a. Formațiunea de Vinețișu (Grigoraș N., 1955)

Separată inițial în valea Teleajenului ca un orizont marnos al Oligocenului și denumită „strate de Izvoarele” (I. Pătruț, 1955), această formațiune, ce reprezintă o megasecvență ritmică, tipic „flișoidă” eoceniformă, de culoare cenușie, diferențiată de dominanta brună a formațiunilor învecinate, a fost descrisă în valea Buzăului de N. Grigoraș (1955), ca „strate de Vinețișu”. Aspectul flișoid este dat de succesiunea secvențelor turbiditice subțiri, caracteristice unui facies distal, alcătuite din arenite, siltite, lutite și prezintă aceeași răspândire ca formațiunea precedentă. Arenitele sunt reprezentate de gresii litice cenușii – verzui, fine granulometric, în strate subțiri, dominând cuarțul (65 – 87 %), dar fiind prezentă și micele (7%), având un liant calcitic sau calcitic – argilos; clastele sunt subangulare și angulare. Silto – lutitele sunt cele mai des întâlnite și au desfacere în pachete.

În treimea superioară a acestei formațiuni, sau în echivalenta sa din faciesul extern bituminos, cu gresii de Kliwa (Formațiunea de Podu Morii), apar intercalații piroclastice, între care este de semnalat un nivel de tuf de 2–3 m grosime, recunoscut ca marker litologic cu dezvoltare regională= Tuful de Văleni și denumit de Ștefănescu M. et al. (1993) în valea Buzăului, ca Tuful de Mlăcile .

Asemănător formațiunii precedente, din valea Teleajenului spre nord – est crește procentul fracției arenitice, mai ales în jumătatea inferioară a formațiunii unde predomină secvențe arenit – silt față de secvențele silt – argilă dominante în jumătatea superioară. În nord-estul perimetrului, Formațiunea de Izvoarele stă peste gresiile de Fusaru cu trovanți, iar înspre sud-vest (prin destrămarea și înlocuirea gresiilor) peste strate de tip Pucioasa. Limita superioară este marcată de trecerea de la aspectul cenușiu marnos al Formațiunii de Vinețișu la argilele disodilice bituminoase brune – negricioase suprajacente.

Ștefănescu et al. (în 1979) citează în Formațiunea de Vinețișu din bazinul Văii Buzăului o asociație de nannoplancton calcaros raportabilă zonei cu Discoaster druryi aparținând etajelor Aquitanian și Burdigalian.

Limita Oligocen/Miocen se plasează sub primul tuf (Tuful de Vinețișu) al Formațiunii de Vinețișu (după Melinte, 1993, 1995).

b. Formațiunea de Starchiojd

Formațiunea de Starchiojd ( sau Disodilele superioare) (Popescu Gh., 2002) este bine reprezentată în succesiunea oligocen – miocenă a Pânzei de Tarcău, Pânzei Cutelor Marginale și Pânzei Subcarpatice, pe tot cuprinsul acestora. Litologic, constă din argile foioase, bituminoase („disodile”) dezvoltate în pachete metrice sau submetrice, separate de intercalații de roci silicolitice (menilite) rezultate din dizolvarea de diatomee și silicoflagelate sau a altor microorganisme cu schelet silicios, cu grosimi centimetrice până la decimetrice.

Între Valea Teleajănului și Valea Buzăului formațiunea are dezvoltare neuniformă. Pe flancul Nordic al anticlinalului Smeuret – Homorâciu apare ca mici iviri de sub Formațiunea de Sărata și spre sud – vest apare ca o fâșie continua cu lățime foarte mică.

Pe flancul Nordic al anticlunalului Monteoru – Smeuret – Homorâciu, Formațiunea de starchiojd are o grosime redusă de aproximativ 4 – 15 m și este constituită din granofacies lutitic (șisturi argiloase, bituminoase negre, siltice sau arenitice).

În „pintenul de Măneciu” pe valea Teleajenului, Formațiunea de Starchiojd are cca.

25 –35 m grosime stratigrafică și granofacies silto-lutitic, fiind întreruptă de două intercalații ale olistostromei de tip Slon: una în bază, cu dezvoltare amplă (50 m) cuprinzând argile roșii, verzi și cenușii – negricioase și alta subțire (1,5–2 m) la partea superioară (la 2 m sub gipsurile Formațiunii de Sărata = formațiunii de Cornu) urmată de menilite (în strate subdecimetrice) negre, compacte, dure. Intercalația superioară a breciei de Slon are matrice cenușie marnoasă –argiloasă – nisipoasă , cu rare elemente subcentimetrice de argile verzi, marnocalcare sideritice, șisturi disodilice, fragmente din stratele de Vinețișu. Același nivel de brecie se dezvoltă în bazinul Chiojdului (la Starchiojd).

Dacă limita inferioară a formațiunii este clară, având continuitate de la Formațiunea de Vinețișu, limita superioară este controversată. După Frunzescu D. (2000), sedimentarea normală a formațiunilor faciesului de Pucioasa–Fusaru parazitată de recurențe ale olistostromei de tip Slon, nu implică discordanțe majore, iar prin prisma genezei Gipsurilor inferioare (Mrazec, 1914), Formațiunea de Starchiojd cu laminite diatomitice și menilite reprezintă faza preevaporitică, general valabilă în evoluția bazinelor evaporitice.

După Ștefănescu M. et al. (1979), Formațiunea de Starchiojd prezintă o asociație de nannoplacton calcaros cu Sphenolithus belemnos (Burdigalian).

4.2.2. Formatiuni evaporitice miocen – inferioare

În Pânzele Subcarpatice și Pânza Cutelor Marginale se dezvoltă la acest nivel Formațiunea sării (matrice argiloasă – siltică , de culoare întunecată cu intercalații: de brecii sedimentare, conglomerate, de argile sau marne salifere; gipsuri și corpuri discontinue de sare). În unele arii, această asociație „haotică” este urmată de o secvență mai mult sau mai puțin stratificată de argile, marne, gresii sau de gresii arcoziene grosier granulare (Gresia de Condor). Distribuția areală a Formațiunii sării miocen – inferioare este discontinuă din motive paleogeografice (zone de depunere separate de riduri emergente) și tectonice (corpuri diapire).

În aria de curbură a Carpaților Orientali (Ștefănescu, 1978), finalul sedimentării flișului este marcat de un nivel evaporitic (gipsurile inferioare din Formațiunea de Cornu, sensu Mrazec, 1914), care stă discordant peste Formațiunea disodilelor superioare din litofaciesul intern (de Pucioasa–Fusaru) a Oligocen – Miocenului inferior și, respectiv, peste Formațiunea menilitelor superioare din litofaciesul extern (bituminos cu gresii de Kliwa). În ambele litofaciesuri nivelul evaporitic stă discordant peste unica Formațiune de Starchiojd . Nivelul evaporitic este denumit (Ștefănescu M., 1978) Formațiunea de Sărata (complex de roci alcătuit din două pachete de gips groase de 1–4 m, separate de un nivel de brecie sedimentară, groasă de 10–20 m și formată din elemente provenind în special, din faciesul de Valea Caselor).

După Ștefănescu și Mărunțeanu (1980), în aria de curbură a Carpaților Orientali, Formațiunea de Sărata reprezintă începutul sedimentării în facies de molasă (Molasa de Doftana de vârstă Burdigalian inferior – mediu).

După Săndulescu M. et al. (1995), în pânza de Tarcău, formațiunea evaporitică a Miocenului inferior este reprezentată de: (a) gipsuri (denumite „Gipsurile inferioare”) ce au deasupra lor, o secvență șistoasă (b), nisipoasă, (Formațiunea de Cornu s.str., Mrazec, 1907; fide Popescu Voitești, 1935) cu microfaune și faune marine (ea poate fi un corespondent al gresiei de Condor).

a. Formațiunea de Sărata (Ștefănescu M., 1978)

Formațiunea de Sărata = Gipsurile inferioare (Mrazec, 1914) , este cuprinsă între Valea Teleajănului și Valea Buzăului și este dezvoltată cartografic în depozitele de la baza sinclinalelor Slănic și Drajna, sub forma unor fâșii continue, cu lățimi variabile, depuse atât pe Oligocen-Miocenul de facies intern, cât și pe cel de facies extern. La vest de valea Teleajenului, dezvoltarea gipsurilor inferioare devine sporadică și redusă.

Urmând peste faza pre – evaporitică, reprezentată de Formațiunea de Starchiojd, Formațiunea de Sărata este constituită dintr – o alternanță ritmică de strate de gips nodular și subordonat, din roci de granofacies lutitic – siltic. Gipsurile, în strate de la subțiri (cm) la foarte groase (3 m) au structofaciesul dominat de structuri construcționale gradate: cu noduli mari (8–12 mm) cu frecvență mare, coalescenți, cu matrice terigenă redusă sau lipsă) în treimea inferioară a stratelor și noduli mici (zecimi de milimetru) și rari, „plutind” într – o matrice silto – lutitică abundentă în treimea superioară a stratelor, sens în care se modifică și culoarea de la alb la cenușiu – negricios.

În valea Teleajenului, valea Cheița (bazinul văii Drajna), între văile Prahova și Ialomița, Formațiunea de Sărata = gipsurile inferioare apare întreruptă în procesul de depunere de o intercalație cu caracter haotic de tip olistostroma. Olistostroma de tip Slon, cu grosime de 30 – 50 m, împarte gipsurile inferioare în două părți . Este alcătuită dintr – o matrice argilo – siltică sau arenito – argiloasă cenușie, cu unele nivele roșii și are ca elemente endolistrolite (de 0,5 la 2–3 m diametru) reprezentate prin blocuri de gips și argile cenușii-negricioase și exolistrolite (de la 1 m la câțiva metri diametru) reprezentate prin olistolite de șisturi argiloase bituminoase (disodile inferioare cu calcare laminitice de Jaslo, argile cenușii de tip Pucioasa cu intercalații de arenite de tip Fusaru și silto-arenite cu mecanoglife și bioglife (Sabularia) caracteristice Formațiunii de Vinețișu, argile roșii și verzi din faciesul intern al Eocenului de tip Șotrile ca și marnocalcare albicioase-cenușii sau verzui și argile marnoase cenușii-albicioase de la partea superioară a stratelor de Șotrile. Se adaugă olistolite din elemente de metamorfite.

Olistostroma din Formațiunea de Sărata = gipsurile inferioare reprezintă recurențe ale olistostromei de tip Slon din partea internă a faciesului de Pucioasa – Fusaru ce se regăsesc în: Formațiunea de Vinețișu, Formațiunea de Starchiojd, lutitele de sub Formațiunea de Sărata = gipsurile inferioare și Formațiunea de Cornu (Mrazec, 1907) post – evaporitică. Datorită situării sale între două discordanțe, grosimea stratigrafică a Formațiunii de Sărata = gipsurile inferioare este variabilă în diverse zone. Maximul este atins pe periclinul estic al sinclinalului de Slănic, în zona Cerașu–Slon (350–400 m).

Analizele de microfaună indică vârsta formațiunii de Cornu, și anume partea superioară a Burdigalianului inferior.

b. Formațiunea de Cornu (Mrazec, 1907; fide Popescu Voitești, 1935)

Formațiunea de Cornu reprezintă entitatea litostratigrafică cuprinsă între Formațiunea de Sărata = gipsurile inferioare și conglomeratele de Brebu ale molasei de Doftana și cu grosimi variabile, formează alături de gipsuri baza depozitelor din sinclinalele Drajna și Slănic. În accepțiunea lui Grujinschi C., Formațiunea de Cornu s.str. = Formațiunea brecioasă are două subdiviziuni cu caractere distincte.

Membrul inferior al Formațiunii de Cornu cuprinde, pe alocuri (flancul de nord al sinclinalului de Slănic, valea Brădet, valea Lespezi în zona Cerașu, valea Cheița, Măneciu Ungureni, Bătrâni, Aluniș), rudite ale fanglomeratului poligen de Cerașu. În restul zonelor, se dezvoltă o brecie sedimentară cu matrice siltică argiloasă nestratificată și elemente eterogene (calcare mezozoice, calcare eocene cu numuliți, marne albe cu inocerami, gresii cretacice, șisturi bituminoase, blocuri de tufite silicifiate cu aspect de menilite, blocuri de gips, gresii nisipoase microconglomeratice și nisipuri marnoase glauconitice cu faună burdigaliană). Olistolitele de gresii glauconitice cu Pecteni și Operculina apar în treimea inferioară, iar argilele și șisturile bituminoase cu tufite și gips apar în treimea medie și superioară. Sunt bine deschise la vest de Teleajen . Arenitele glauconitice cu pecteni par a reprezenta faza postevaporitică și provin, ca și gipsurile și șisturile bituminoase dintr – o zonă dezvoltată mult spre interior (nord – vest, nord) față de actualul flanc nordic al sinclinalului de Slănic.

Membrul superior prezintă variații de grosime și este alcătuit dintr – un strat de gips (0,50–4 m) cenușiu – gălbui, omogen, dur în bază și o secvență ritmică flișoidă arenito – lutitică, care lipsește în cadrul perimetrului și se dezvoltă la vest de valea Vărbilău. Și la acest nivel apar și marne roșii – cărămizii ce ar reprezenta produse de alterare continentală a depozitelor mai vechi (cretacice, paleogene, miocen inferioare). Formațiunea de Cornu are grosimi variabile (50–250 m), mai mari pe flancurile interne și mai mici pe flancurile externe, ale sinclinalelor Slănic și Drajna și tot așa scade și dimensiunea clastelor.

Pe baza macrofaunei de pectinide burdigaliene (Pecten hörnensis, Pecten beudanti, Pecten pseudobeudanti) , Formațiunea de Cornu se încadrează, ca întreaga secvență evaporitică, la Burdigalian .

4.2.3. Formațiuni ale molasei miocen – inferioare

Formațiunile evaporitice miocen – inferioare sunt urmate în întreg domeniul Moldavidelor de debutul sedimentării de tip molasă. Ca și pentru formațiunile mai vechi există două arii sursă pentru molasă: internă, cu material de sorginte „carpatică” ce alimentează molasele Pânzei de Tarcău. Pe părțile marginale ale bazinului depozițional al molasei inferioare, succesiunea stratigrafică începe cu conglomerate și externă, argumentată de prezența galeților sau granulelor de „șisturi verzi” din vorlandul acoperit de clastitele Pânzelor Subcarpatice și de Pânza Cutelor Marginale. În partea externă a Pânzei Subcarpatice aceste conglomerate masive (cu diferite denumiri locale: conglomerate de Pietricica, Pleșu, Bârsești) sunt foarte bogate în galeți de „șisturi verzi” asociați cu sediclaste (calcare jurasice și eocene, gresii permo-triasice, marne jurasice). Conglomeratele sunt urmate de molase marnoase – nisipoase (Formațiunea de Tescani) sau de molase nisipoase masive (Gresia de Moișa), ambele bogate în granoclaste de „șisturi verzi”. Zone mai distale față de sursa forland ale bazinului depozițional (părțile interne ale Pânzei Subcarpatice și Pânza Cutelor Marginale) prezintă doar molase nisipoase – marnoase (respectiv Formațiunea de Măgirești sau Formațiunea de Hârja) care corespund cu conglomeratele externe și cu o parte a molaselor nisipoase sau nisipoase – marnoase suprajacente .

În Pânza Subcarpatică și parțial în Pânza de Vrancea (Pânza Cutelor Marginale), molasele sunt urmate de Formațiunea de Schlier cenușie, predominant lutitică (mai ales marne) cu intercalații de secvențe nisipoase și gresii subțiri și cu unul sau două nivele evaporitice. Limita dintre Miocenul inferior și Miocenul mediu se află în cuprinsul Formațiunii de Schlier cenușie.

Formațiunea molasei inferioare (incluzând Conglomeratele de Brebu) din Pânza de Tarcău este denumită de Ștefănescu M. și Mariana Mărunțeanu (1980), Molasa de Doftana. Denumirea se referă la depozitele transgresive și discordante de peste Formațiunea de Cornu și de sub Tuful de Slănic, alcătuite dintr – o alternanță ritmică, roșie spre bază și cenușie spre top, de rudito – arenite (predominante spre bază = Conglomeratele de Brebu) cu siltolutite (predominante spre partea superioară). Pe baza asociațiilor cu Globigerinoides trilobus (Burdigalian) și cu Orbulina suturalis, Globorotalia bykovae (Langhian) se atribuie vârsta Burdigalian superior = Langhian inferior. Limita Burdigalian/Langhian este în cuprinsul Molasei de Doftana la cca. 350–400 m deasupra bazei sale, unde apar primele forme specifice ale zonei cu Praeorbulina.

În 1995, Săndulescu M. et al. restrânge termenul Molasei de Doftana și separă: Conglomeratele de Brebu (a) și Formațiunea de Doftana (b).

a. Conglomeratele de Brebu (Mrazec, fide Grujinschi, 1971; Săndulescu M. et al., 1995)

În Pânza de Tarcău, Conglomeratele de Brebu formează umplutura sinclinalului Slănic, cu excepția zonei cuprinsă între valea Fața Bordeiului și Prăjani, unde sunt acoperite cartografic de depozite badeniene. Au dezvoltare continuă în sinclinalul Drajnei de la valea Chiojdului spre vest, până la valea Slănicului.

Secvența Conglomeratelor de Brebu este alcătuită dintr-o alternanță ritmică de gresii argiloase cu marne nisipoase. Gresiile din bază, în strate de 10–50 cm sunt grosiere, microconglomeratice cu ciment calcaros – argilos de culoare roșie. Spre partea superioară gresiile devin mediu și fin granulometrice, bine cimentate și se desfac în plăci. Gresiile prezintă structuri de granoclasare verticală, structuri de curent, laminație oblică de curent, impresiuni și mulaje ichnologice (urme de pași de păsări și mamifere). Intercalațiile marnoase sunt arenitice în bază, în strate de 5 – 15 cm și spre partea superioară devin mai fine, plastice, în strate de 30 – 50 cm, uneori cu crăpături de uscare. La partea terminală apare un strat decimetric de 40 – 50 cm, de tuf și uneori, urmat de un strat de gips de 20 cm grosime (valea Secuianca, valea Teleajenului). Pe unele zone, la est de valea Prahovei, între Slon – Cerașu și, respectiv, Brebu, nivelul inferior devine cu totul ruditic, dând naștere conglomeratelor de Brebu .

Conglomeratele sunt poligene cu elemente foarte variate (mezometomorfite ca blastoporfire, gnaise migmatice; magmatite reprezentate prin porfire, gabbrouri, bostonite, trachite; epimetamorfite precum șisturi felsice, metaacidite, metaritmite șisturi cristaline terigene, roci sedimentare reprezentate prin litofaciesuri carbonatice și clastite de diferite vârste: Triasic, Jurasic, Cretacic, Paleogen), cu dimensiuni de 2–15 cm, bine rulate, cu grad de sortare redus. Elementele conglomeratelor sunt multiplu reciclate și, după natura petrografică, sugerează originea lor primară cu arie sursă în Munții Perșani, în partea internă și vestică a zonei flișului Carpaților Orientali (Cehlarov, Alexandrescu, Frunzescu, 1993).

b. Formațiunea de Doftana (Săndulescu M. et al., 1995)

În Pânza de Tarcău, Formațiunea de Doftana aflorează în sinclinalele Slănic și Drajna, similar conglomeratelor de Brebu. Asemănător, concordant peste Conglomeratele de Brebu, Formațiunea de Doftana debutează cu un pachet puternic de gresii grosiere, uneori conglomerate mărunte, cu rare elemente mari, cu ciment calcaros – argilos, slab roșcat. Gresiile, în strate de la 50 cm la 2 m, alternează cu strate de 10 – 30 cm de marne roșii, adesea cenușii, și au structuri de curent la partea inferioară. Spre partea superioară, acest pachet cu continuitate pe diferite profile și cu un reper ichnologic în cadrul său, devine din ce în ce mai lutitic. Apar nivele distincte de tuf și gips aociat lutitelor acestui pachet. Tuful apare ca patru strate mai importante, albe, verzui sau roz. Gipsul apare ca intercalații subțiri către baza părții inferioare a Formațiunii de Doftana și progresiv mai groase, către topul părții inferioare a Formațiunii de Doftana. Unul din stratele de gips are constanță cartografică și a fost denumit de Ștefănescu M., Mărunțeanu Mariana (1980) – Gipsul de Cireșu.

Limita Miocen inferior/Miocen mediu pare a se plasa deasupra reperului Gipsului de Cireșu. Pachetul gipsifer de 10–25 m de la topul jumătății inferioare a Formațiunii de Doftana a fost denumit de Mrazec L. “Gipsurile superioare”.

Jumătatea superioară a Formațiunii de Doftana are baza arenitică constituită din strate groase (metrice) de nisipuri argiloase cenușii, uneori slab roșcate, mediu granulometrice, în zona perisinclinalului Slănic și fin prăfoase, în restul perimetrului, micacee. Nisipurile au structuri de curent pe fețele inferioare și alternează cu marne plastice cenușii și uneori roșcate, în strate de 30 – 50 cm. Topul acestei jumătăți devine predominant lutitic, fiind alcătuit din marne cenușii sau roșii fin micacee, nisipoase sau plastice, în strate de 20–70 cm, alternând cu strate foarte subțiri de nisipuri argiloase, fine, compacte. Nivelul se încheie cu un pachet lutitic puternic, alcătuit din marne roșii, pachet acoperit de tuful cu Globigerine, Badenian, al megasecvenței următoare.

În topul formațiunii apar intercalații de listuri calcaroase bituminoase, gălbui – ruginii, în plăci subțiri, urmate de gipsuri compacte, neuniform colorat, slab bituminoase. Șisturile calcaroase sunt stromatolite, în care laminele micritice carbonatice alternează cu bitumene autohtone.

Depozitele molasei inferioare corespunzătoare Pânzei Subcarpatice apar dezvelite de eroziune în axul structurilor anticlinale din Zona Cutelor Diapire (flancul intern cutat al avanfosei), litostratigrafic, încadrându – se în Formațiunea de Doftana (Săndulescu et al.,, 1995) .

Formațiunea de Doftana are limita inferioară necunoscută în afloriment și limita superioară clar marcată de apariția marnelor și tufurilor cu Globigerine = Formațiunea de Câmpinița (Crihan, 1999), are dezvoltare relativ redusă în cadrul perimetrului, având grosimi stratigrafice de la 150 la 300 m și dezvoltare cartografică sub forma unor fâșii înguste, în cadrul unor structuri anticlinale înguste, sau pe flancurile unor sinclinale, uneori, precum în cadrul structurii anticlinale Năeni – Monteoru, având dezvoltare mai amplă, cu grosimi de 450 – 500 m în afloriment și cca. 1200 m în foraje. Formațiunea apare deschisă pe flancul de nord al sinclinalului Cătina – Crivineni, de-a lungul văii Muscelului; pe valea Oancei (afluent dreapta Valea Salciei) traversând anticlinalul Chiojdeanca – Salcia, ca și pe continuarea sa la est de Valea Buzăului, sub forma a două fâșii corespunzând celor două anticlinale: Tega – Vârful Geroasa și Cislău – Punga, ale anticlinalului recutat Cislău.

În Zona Cutelor Diapire, Formațiunea de Doftana este reprezentată prin partea ei superioară și externă, prezentând un litofacies monoton, dominat de granofaciesul lutitic – siltic. Astfel, apare dezvoltată sub forma unor ritmuri de (65 – 75%) strate decimetrice de marne, marne arenitice, marne siltice, de colorație cenușie – albicioasă sau negricioasă, cu arenite și siltite (25 – 35%) în strate centimetrice, reprezentate prin nisipuri sau prin consolidare, gresii fine granulometric, micacee, cenușii – gălbui.

Structura monotonă, marnos – nisipoasă cenușie, prezintă intercalații de petrofacies diferit, cu grosimi variabile și uneori, cu dezvoltare regională. Astfel, în partea inferioară se pot intercala pachete de 20 – 40 m de nisipuri în strate metrice alternând cu marne și asociate cu gipsuri în strate medii (0,30–0,60 m grosime) dar și pachete de 40 – 50 m de marne cenușii-friabile, cu intercalații centimetrice-decimetrice de tufuri albe-cenușii fine, corelabile cu cineritele de Helegiu din Moldova.

4.2.4. Formațiuni ale molasei de vârstă miocenă medie

Aceste formațiuni reprezintă cuvertura post – tectogenetică a Moldavidelor și sunt alcătuite din depozite de vârstă sarmațiană și badeniană (Volhynian și Bessarabian). Cuvertura post-tectogenetică a Moldavidelor include: formațiuni kossoviene, formațiuni cineritice langhiene, formațiuni evaporitice langhiene; se adaugă formațiuni volhynian – bessarabian inferioare implicate încă în structurile Pânzei Subcarpatice.

Depozitele Miocenului mediu din din Subcarpații Mnteniei în funcție de nivelul de cunoaștere al zonei și de evoluția pe plan regional și european al conceptelor privind studiile stratigrafice, au fost încadrate la diferite unități stratigrafice.

Popescu și Olteanu (1951) stabilesc pentru Miocenul mediu dintre Valea Prahovei și pârâul Bălăneasa o împărțire lito – biostratigrafică valabilă și astăzi. Unitățile ce le – au stabilit sunt ușor de recunoscut și au extindere mare atât în Subcarpați cât și în ariile intracarpatice. Cele patru unități lito – biostratigrafice sunt: orizontul tufurilor cu Globigerine (1), orizontul breciei sării cu sare (2), orizontul argilos cu radiolari (3), orizontul marnos cu Spirialis (4). Autorii atribuie formațiunilor vârsta tortoniană.

La partea inferioară a depozitelor de vârstă Sarmațianăm, Olteanu recunoaște un ” orizont marnos” și la partea superioară un ”orizont nisipos – marnos ”.

Sarmațianul mediu (Bessarabianul) prezintă diferențe litologice la sud și nord de Valea Buzăului; la sud de Valea Buzăului, până la Valea Cricovului Sărat, Bessarabianul este alcătuit din depozite argiloase la partea inferioară (strate cu Cryptomactra pesanseris) și din depozite grezocalcaroase (calcarul de Istrița) la partea superioară. Depozitele conșin macrofaune cu genurile Mactra sp., Cryptomactra, Pahia sp., Plicatiforma sp..

Sarmațianul superior (Kersonianul) din punct de vedere litologic este omogen, fiind format din depozite grezocalcaroase. Macrofauna este constituită numai din specimene ale genului Mactra (mai frecvent Mactra bulgarica și Mactra caspia).

Crihan Monica (1999) se racordează la normele actuale de nomenclatură a unităților stratigrafice prevăzute în Ghidul Stratigrafic Internațional (Hedberg, 1976; Salvador, 1994) și consideră informale unitățile separate anterior. Realizând un compromis între cerințele ghidului stratigrafic și tradiția istorică a studiilor anterioare, autoarea propune și descrie pentru Miocenul Mediu dintre valea Prahovei și valea Teleajenului, la sud de sinclinalul Slănic, următoarele unități litostratigrafice: (a) Formațiunea de Câmpinița; (b) Brecia de Cosmina; (c) Formațiunea de Telega; (d) Formațiunea de Măceșu. Crihan Monica stabilește în cadrul acestor depozite și o serie de unități biostratigrafice bazate pe foraminifere planctonice, pentru depozitele în facies marin normal și pe foraminifere bentonice, pentru depozitele în facies salmastru. Această formalizare se va păstra și în prezenta lucrare.

a. Formațiunea de Câmpinița (Crihan Monica, 1999)

Formațiunea de Câmpinița reprezintă echivalentul „orizontului” tufurilor cu Globigerine descris de Popescu (1951). Secțiunea tip se află pe valea Prahovei, la circa 150 m amonte de confluența cu valea Câmpinița, în flancul sudic al sinclinalului Poiana al Pânzei de Tarcău.

Formațiunea de Câmpinița se definește ca o formațiune cu depozite marine, predominant marnoase, cuprinse între Formațiunea de Doftana = parțial Molasa de Doftana (Ștefănescu, Mărunțeanu, 1980), în culcuș, și Brecia de Cosmina, în acoperiș. Limita inferioară este trasată de trecerea de la marnele sau argilele în facies salmastru ale Formațiunii de Doftana, la marnele cu caracter pelagic ale Formațiunii de Câmpinița. Limita superioară este trasată la trecerea bruscă de la ultimele marne cu caracter pelagic la primele nivele de gipsuri sau depozite bacteriene (cyanobacterii) din baza Breciei de Cosmina.

Din punct de vedere litologic, în secțiunea tip din valea Prahovei, Formațiunea de Câmpinița este constituită aproape în exclusivitate din marne de culoare gri deschis sau gălbui, cu tente verzui, formate probabil în condiții predominant pelagice, fiind extrem de bogate în microfosile cu test calcaros, reprezentate de foraminifere planctonice, vizibile cu ochiul liber, mai rar bentonice, nannoplancton și rare ostracode. Marnele (cu conținut constant52%) sunt compacte, bioturbate și omogenizate. Față de sinclinalul Slănic, unde tufurile apar sub formă de intercalații decimetrice în bază până la multimetrice în jumătatea superioară a formațiunii , în aria cuprinsă între valea Doftanei și valea Prahovei, de la sud de sinclinalul Slănic, intercalațiile de tuf sunt rare, cu grosimi între 2 – 3 mm și 20 – 25 cm. Intermitent, în partea bazală și în partea terminală a formațiunii apar intercalații subțiri milimetrice până la 10 cm de argile siltice, maronii, laminitice, cu bioturbații bine conservate, bogate în pirită și resturi fosile de pești (solzi și fragmente de oase) și foraminifere planctonice. Acestea sugerează scurte episoade anoxice pe fundul bazinului de sedimentare legate de variații climatice sau, mai probabil, de acumulare masivă a materiei organice prin înflorirea masivă a nannoplanctonului ca lamine fine, albe în aceste nivele). Uneori, laminele argiloase sunt asociate cu lamine de tufuri albe, fine, cu biotit.

Pe bază de foraminifere, îndeosebi planctonice în bază, și planctonice cu ceva foraminifere bentonice la partea superioară, precum și pe bază de nannoplancton calcaros se argumentează vârsta Langhian superior – Serravalian bazal sau, folosind scara cronostratigrafică regională stabilită de Papp et al. (1978) pentru Miocenul Mediu marin din Paratethys: Badenian inferior – mediu (Moravian – Wielician). Răspândirea Formațiunii de Câmpinița este largă și presupune existența unor variații litologice. Există acoperire discordantă cu depozite superioare cu reprezentare incompletă din motive de accidente tectonice sau eroziune,.

În Zona Cutelor Diapire, Formațiunea de Câmpinița are aceeași răspândire ca și Formațiunea de Doftana, dar pe suprafețe mai restrânse. Grosimea stratigrafică variază de la 60 la 120 m. Formațiunea apare sub un granofacies lutitic fiind dominat de argile albicioase-gălbui, tufacee, tufuri albicioase-gălbui, rar verzui, cu rare intercalații de arenite subțiri (nisipuri, gresii), gipsuri, brecii sedimentare, argile cenușii. Astfel, peste șisturile calcaroase de la topul Formațiunii de Doftana, urmează argile cenușii fine, plastice, moi, cu alterație albicioasă la suprafață și cu prezența globigerinidelor în strate centimetrice, cu stratificație paralelă într – un pachet de 7 – 8 m, până la 15 m.

Printr – un pachet de câțiva metri de argile tufacee albicioase sau cenușii – albicioase cu tente verzui, fine, plastice, se trece la tufuri albicioase sau verzui, cu aspect compact sau fisurat cu alterație brună – verzuie – ruginie și, uneori, cu silicifieri pe fisuri. Uneori sunt bentonitizate. Pachetele metrice de tuf alternează cu cele de marne și local, subordonat, au intercalații de gipsuri în strate milimetrice, centimetrice și chiar metrice.

Probele colectate de Munteanu (1998) din tufurile cenușii din perimetrul Valea Lopatna – Valea Buzăului indică forme de Globigerinoides sicanus De Stefani, Globigerina triloba, Globigerina bulloides, Globorotalia mayeri Cushman și Ellisor, Globorotalia bykovae Asenstat, Candorbulina universa.

b. Brecia de Cosmina (Popescu Gr., 1951)

Unitate litostratigrafică cu rang de formațiune, Brecia de Cosmina, este sinonimă cu „Orizontul breciei sării cu sare” (Popescu Gr., 1951; Olteanu Fl., 1951), sau cu Formațiunea evaporitică (Săndulescu M. et al., 1995).

Brecia de Cosmina are ca secțiune tip originea văii Cosmina, unde aflorează în ambii versanți și este definită ca entitatea cuprinsă între Formațiunea de Câmpinița în culcuș și Formațiunea de Telega în acoperiș. Ea se dispune fie transgresiv peste depozite mai vechi, fie în aparentă continuitate de sedimentare, peste marnele cu globigerine ale Formațiunii de Câmpinița,. Limita superioară a acestei formațiuni este trasată la trecerea bruscă de la faciesul brecios la primele nivele argiloase ale Formațiunii de Telega.Grosimea acestei unități este variabilă între câțiva metri și peste 200 m până la 400 m.

Brecia de Cosmina este relativ monotonă din punct de vedere litologic, fiind în cea mai mare parte alcătuită dintr – o brecie cu matrice argiloasă, siltică sau fin nisipoasă, de culoare negricioasă în care sunt prinse elemente destul de variate ca dimensiune sau ca tip petrografic. Monotonia este întreruptă doar de prezența secvențelor evaporitice sau, mai rar de unele intercalații subțiri de marne și argile.

În perimetrul dintre valea Prahovei și valea Teleajenului, de la sud de sinclinalul Slănicului, Brecia de Cosmina apare dispusă în continuitate de sedimentare peste marnele Formațiunii de Câmpinița, și debutează cu un nivel evaporitic de gipsuri și depuneri carbonatice microbiene în partea vestică (sinclinalele Piatra și Poiana) și este transgresivă peste depozite mai vechi în zonele centrale și de est.

Vârsta Breciei de Cosmina este Serravalian sau utilizând sistemul regional de etaje, Wielician.

În Zona Cutelor Diapire, Brecia de Cosmina are o dezvoltare redusă legată de zone anticlinale înguste de orientare nord est – sud vest: Chiojdeanca – Salcia – Cislău (150 – 200 m grosime stratigrafică) și, în continuare, la est de valea Buzăului, în anticlinalul Cislău – Punga pe valea Cârnului; diapirul de la sud de Salcia; anticlinalul Lapoș–Bădila în valea Buzăului, la confluența cu Valea Sării;; de anticlinalul fracturat Dobrota – Valea Rotarilor – Bălăceni – Valea Unghiului, axul anticlinalului Tătaru – Marginea Pădurii–Cătunu sau de sinclinalele Predeal Sărari (flancul intern), Cătina – Crivineni (valea Ciuciurului, valea Saramura și Izvorul Sărăturii la Orjani pe flancul sudic), structura anticlinală Năeni – Valea Rea și Pietroasele – Monteoru, cu grosimi mai mari (100 m) în partea de nord și reduse (30 m), până la efilare totală, spre suprafață și spre sud. Grosimile în secțiune pot crește la 200–300 m.

Modul specific de aflorare al breciei sării conduce de cele mai multe ori la a fi considerată discordantă și transgresivă pe formațiunile subjacente. Conține o matrice de granofacies fin lutitic – siltic reprezentată prin argile și marne cenușii-albăstrui-negricioase, sau, uneori, gălbui, adesea siltice, cu claste micacee fine, sau chiar arenitice, cu miros de bitumene, moale, plastică în stare umedă. Prezintă un structofacies neorganizat, pe alocuri (jumătatea sudică a anticlinalului Năeni, anticlinalul Cislău – Punga, pe valea Cârnului), prezintă episoade cu stratificație paralelă („nebrecioase”, Olteanu Fl., 1945) de marne gipsifere cu lamine de gips zaharoid respectiv, de marne și argile. În valea Cârnului (anticlinalul Cislău – Punga) matricea este nisipoasă, în baza formațiunii și argiloasă, la partea superioară. Elementele componente sunt eterogene petrografic, predominând, în general, granofaciesul ruditic fin și mediu, cu grad de sortare slab, morfofaciesul fiind dominat de elemente de contur de la subangular la rotunjit. Către estul perimetrului (anticlinalul Cătina – Crivineni, anticlinalul Chiojdeanca – Salcia – Cislău – Punga) predomină elemente de gresii calcaroase, gresii silicioase de tip Kliwa, gipsuri, fragmente de marne și tufuri albe asociate cu șisturi verzi, calcare jurasice, cuarțite asemănătoare breciei de tip Pietraru. Către nord – vestul unității (în sinclinalul Predeal Sărari) predomină elemente de gresii eocene și oligocene, sugerând asemănarea cu brecia de tip Cosmina (Olteanu Fl., 1943, 1944).

În restul aflorimentelor, izvoare și eflorescențe saline, sugerează prezența în adâncime a unor masive de sare. Pe flancurile anticlinalului Năeni – Valea Rea (pe Valea Rea) apar argile cenușii cu spărtură neregulată, asociate cu 1 – 2 strate de 3 – 6 m de gips larg cristalizat, denumit „selenit de Valea Rea” (Micu M., 1981), de fapt, cu blocuri de gips selenit raportabile flancului extern al avanfosei din Polonia de Sud, Podolia, Galiția sau Ucraina Subcarpatică .

c. Formațiunea de Telega (Crihan Monica, 1999)

Înglobând ceea ce Popescu Gr. (1951) și Olteanu Fl. (1951) au separat sub numele „Orizontul argilos cu radiolari” și „Orizontul marnos cu Spirialis”, Formațiunea de Telega este definită de Crihan Monica (1999) ca reprezentând depozitele cu caracter marin normal, dispuse între Brecia de Cosmina, în culcuș și depozitele salmastre ale Formațiunii de Măceșu, în acoperiș.

Secțiunea tip se află la originea văii Cosmina unde apare complet deschisă, iar numele provine de la cel al comunei Telega, pe teritoriul căreia formațiunea este bine dezvoltată. Autoarea justifică reunirea celor două orizonturi prin frecventa dificultate de separare și prin faptul că ceea ce a fost denumit „Orizontul argilos cu radiolari”, are uneori, grosimi extrem de reduse sau poate chiar să lipsească, fiind substituit de un pachet gros de nisipuri cu intercalații subțiri de argile și marne, care spre partea superioară trece treptat la un pachet marnos raportabil „Orizontului marnos cu Spirialis”. Grosimea, ca și litologia Formațiunii de Telega sunt variabile de la o zonă la alta sugerând existența unor medii de depunere cu caracteristici variate. Atât spre bază cât și spre partea superioară a formațiunii se regăsesc nivele de tufuri de grosimi variabile în diferite zone, dar cu continuitate în tot teritoriul României la nivelul formațiunilor kossoviene .

Depozitele Formațiunii de Telega se încadrează din punct de vedere biostratigrafic la Zona Velapertina de foraminifere planctonice (Popescu Gh., 1975, 1987), iar din punct de vedere al conținutului în nannoplancton calcaros la Zona NN6 (Mărunțeanu Mariana, 1992; Mărunțeanu Mariana, Crihan Monica, sub tipar) raportabile vârstei Kossovian (= Serravalian partim).

Partea mediană a Formațiunii de Telega este marnoasă și cuprinde numeroase forme fosile de pteropode din grupul Spirialis. Topul Formațiunii de Telega cuprinde (în sinclinalul Drajnei, pe valea Măclița) marne bituminoase negricioase în strate subțiri-groase, calcare cenușii (strate de 10–25 cm), marne

Formațiunea de Telega este dispusă peste Brecia de Cosmina sau peste Formațiunea de Câmpinița, și are dezvoltare redusă în cadrul structurilor din Zona Cutelor Diapire, prezentând grosimi stratigrafice de 40 m în sinclinalul Cătina – Crivineni (valea Muscelului, amonte de confluența cu pârâul Sărătura), 60 – 80 m în sinclinalele Copăceni, Coada Malului (pe valea Teleajenului, la nord de Măgurele), Predeal (pe valea Turburea), 80 – 90 m în anticlinalul Chiojdeanca – Salcia –Cislău (pe văile Izvorul de la Foi Verzi, Chiojdeanca, Vizuina și Câinele). De asemenea, este citată din secvențe stratigrafice de cca.120 m, în anticlinalul Valea Unghiului (profil valea Boului) sau în pachete de 1,5 – 2 m (în aflorimente disparate) pe structurile anticlinale Năeni – Valea Rea și Pietroasele – Monteoru. Este posibil să aibă grosimi mai mari în foraje. Cuprinde șisturi argiloase cafeniu – negricioase, cu eflorescențe de sulfați, uneori disodiliforme, alternând cu argile și marne cenușii compacte sau șistoase. Deseori prezintă intercalații sub formă de strate subțiri (3–5 cm) de nisipuri cenușii – gălbui de granulometrie medie – fină , gresii cenușii dure în strate de 10 – 20 cm, argile sau nisipuri tufacee, și tufuri sau tufite cenușii-albicioase compacte în strate de 3 – 5 cm, lamine de gips.

După Iorgulescu (1953), argilele cu radiolari din profilul Chiojdeanca conțin foraminifere și radiolari raportabile „Tortonianului superior”.

Corespondentul „marnelor cu Spirialis” apare sub un granofacies lutitic fin reprezentat prin argile calcaroase cenușii, compacte, uneori cu spărtură concoidală, șisturi marnoase, uneori siltice, cu rare intercalații de nisipuri gălbui în strate foarte subțiri, sau gresii în strate subțiri, calcaroase, cenușii, cu structură convolută. Spre partea superioară se pot intercala tufuri, tufite, argile bentonitice cenușiu-albăstrui, în strate de 10–30 cm, având în baza lor nivele cu Spirialis, și, uneori, gipsuri în strate foarte subțiri. Argilele siltice pot avea pe fețele de stratificație cristale mici de gips. Către top apar intercalații (5–25 cm grosime) de nisipuri sau gresii cenușii sau gălbui.

Acestui interval nisipos – marnos i se atribuie și macrofauna de moluște de facies neritic litoral din sinclinalul Cătina – Crivineni (Huică I., 1962) (67 forme de gastropode, 31 forme de lamelibranhiate, corali, echinoderme, briozoare, brahiopode, crustacee, alge calcaroase) corelabilă cu cea de la Ogretin – Mierla și Melicești și urmată de fauna cu Venus konkensis ce indică Badenianul terminal.

d. Formațiunea de Valea Neagoșului (Papaianopol, 1992)

Se subliniază faciesul argilos comun sub care se dezvoltă atât depozitele badenian superioare cât și cele sarmațian inferioare, limita dintre ele trasându – se pe baza faunelor de moluște, foraminifere și, uneori, de nannoplancton.

În regiunea dintre valea Lopatna și valea Buzăului, studiul adesea exhaustiv la aria cutelor diapire surprinde trei situații ale limitei Badenian/Sarmațian: (1) în aria anticlinalelor Apostolache – Buda Crăciunești, Lapoș – Bădila, pe văile Salcia, Pietroasa sau Urugoaia, depozitele langhiene ale Formațiunii de Câmpinița = Tufului de Slănic (tufuri și marne cu globigerine) sunt urmate de o gresie (cu fragmente de Ervilia și Plicatiforma și de argile cu faune bugloviene: Mitrella scripta, Spaniodontella gentilis , Mohrensternia sarmatica, Ervilia trigonula, Inaequicostata inopinata (Grishkkevich), sau de argile și argile siltice cu Lobatula dividens ce aparțin de Formațiunea de Valea Vizuinei; (2) pe văile Vizuina și Gornetul, depozitele kossoviene marine ale Formațiunii de Telega (argile compacte cenușii – verzui , siltice la top cu gipsuri cu tuburi de Serpula), trec direct la argilele calcaroase (argile masive, cenușiu –albăstrui, albicioase prin alterare, cu macrofaună bugloviană, salmastră) ale Formațiunii de Valea Vizuinei.

În ceea ce privește fauna, depozite kossoviene cu Spirialis și Velapertina sunt înlocuite cu depozite care pe lângă Spirialis care certifică vârsta bugloviană; (3) în aria Chiojdeanca – Apostolache, limita Badenian/Sarmațian se trasează litologic, faunistic și tectonic în cuprinsul Formațiunii de Valea Neagoșului (de vârstă Kossovian terminal – Buglovian).

Din punct de vedere litologic, limita se trasează peste depozite nisipoase cu trovanți și cu un nivel de conglomerate fosilifere kossoviene înclinate la 80 – 90° sud – est și depozite înclinate mai puțin 70–75° sud – est, nisipoase grosiere, argilo – nisipoase cu nivele de gresii, conglomerate fosilifere cu faune bugloviene.

De precizat bogăția în foraminifere a depozitelor kossoviene din interfluviul Teleajăn – Buzău, din care 9 din cele 50 de genuri moluște kossoviene au continuitate în Sarmațian.

Din punct de vedere litostratigrafic, depozitele bugloviene din aria subcarpatică au fost separate ca „strate” sau „orizonturi” în denumirea cărora se amestecă criteriul litologic cu cel faunistic, actualmente preferându-se definirea toponimică a unor formațiuni separat, conform

Formațiunea de Valea Neagoșului are dezvoltare locală, ca o fâșie cartografică între Apostolache și Nucet (pe văile Neagoșului, Cetățuia, Chiojdeanca și pe Plaiul Sinului, la izvoarele văii Nescari) și a fost definită inițial (Papaianopol, 1992) cu rang de membru, fiind constituită din argile, argile siltice cu intercalații nisipoase (predominante spre top).

După Munteanu Emilia (1998), această entitate litologică, alcătuită din argile siltice, silturi argiloase, nisipuri cu trovanți, gresii și conglomerate, s – a acumulat în intervalul Kossovian superior – Buglovian, într – o suită de secvențe progradațional regresivă de tip coarsening –upward ( CUS – tendință grosier granulometrică). Tendința regresivă este subliniată și de apariția unor gipsuri spre topul suitei, în Culmea Piatra Albă, la izvoarele văii Nescari.

Suita înregistrează tranziția paleogeografică de la paleomediul de șelf extern al Formațiunii de Telega la paleomediul litoral cu sedimente clastice. Existența la topul segmentului kossovian al Formațiunii de Valea Neagoșului și la topul Formațiunii de Telega ar marca o fază regresivă, iar acumularea argilelor Formațiunii de Valea Vizuinei și în continuare a seriei detritice a Formațiunii de Valea Neagoșului (din perimetrul Chiojdeanca – Apostolache) ar marca o fază transgresivă din timpul Buglovianului. Noi acumulări de gipsuri indică o nouă fază regresivă la sfârșitul Buglovianului.

Volhynianul Formațiunii de Valea Neagoșului este alcătuit din nisipuri grosiere, gresii, uneori oolitice, argile și argile siltice cu galeți diseminați, gresii slab sortate și conglomerate.

Cu caracter de concluzii asupra faunelor bugloviene, după Munteanu Emilia (1998), se pot enunța mai multe observații: valabile în cadrul perimetrului: existența unui număr de 52 de taxoni de moluște și 30 de foraminifere, corelabile cu alte regiuni cu depozite bugloviene; menținerea unor specii de moluște stenohaline Spaniodontella gentilis, Turittella bicarinata, Bittium deformae, Mitrella scripta, Mohrensternia (diverse specii) etc.; prezența unor specii de bivalve indicatoare pentru baza Sarmațianului din întregul Paratethys (Kojumdgieva et.al., 1988): și din România (Ionesi, 1968; Andreescu, 1984; Ionesi L. et al., 1995): Abra reflexa, Inaequicostata inopinata, Plicatiforma praeplicata, Mactra (Podolimactra) eichwaldi, Mohrensternia sarmatica; semnalarea unor specii strict bugloviene: Lobatula dividens, Articulina tamanica, Articulina multibulleta.

e. Formațiunea de Valea Vizuinei (Munteanu Emilia, 1998)

Depozitele acestei formațiuni aflorează în Subcarpații dintre Teleajen și Buzău în aria localităților Cuib, Matița, Salcia, Lapoș, Vispești și Dara, un perimetru mai sudic fiind citat de la Vilănești . Formațiunea de Valea Vizuinei este definită de acumularea între două faze regresive marcate de depunere de gipsuri: una la finalul Kossovianului și alta la finalul Buglovianului.

Depozitele formațiunii sunt reprezentate printr-o serie monotonă, preponderent argiloasă, cu grosimi de 8 – 10 m în anticlinalul Apostolache – Buda Crăciunești, cca. 90 m pe valea Vizuinei și 180 m în zona Cuib. Seria argiloasă cuprinde argile calcaroase și argile siltice cenușiu – albăstrui, cu intercalații de argile bentonitice, tufuri sau gipsuri (pe văile Oancea, Casele, Vizuina, Gornetul). Pe valea Vizuinei se pot observa limitele cu formațiunile sub și suprajacente, iar pe valea Oancei, peste gipsuri, urmează depozite cu bogate faune volhyniene ale Formațiunii de șipoțelu.

În aria subcarpatică sudică, gipsuri bine stratificate, laminitice, mai sunt citate la Scăioși și Cuib, pe valea Oancea și la Mârlogea, la Cislău (Pană, 1966) , în sinclinalul Odăile, în sinclinalul Tătaru – Marginea Pădurii – Cătunu (pe valea lui Nanu), pe Valea Rea din anticlinalul Năeni –Valea Rea.

Pe Valea Salcia, cei 7 m de argile calcaroase cu faune de moluște au intercalații de argile bentonitic și tufuri și se termină cu un tuf ce are o grosime de aproximativ 1m.

Vârsta bugloviană a Formațiunii de Valea Vizuinei este certificată Din punct de vedere biostratigrafic , în diferite ocurențe prin faune de moluște, foraminifere sau nannoplancton calcaros.

f. Formațiunea de Șipoțelu (Andreescu, 1972)

Formațiunea de Șipoțelu este reprezentată prin argile calcaroase cenușiu – albăstrui, argile siltice cenușii cu rare silturi argiloase gălbui sau cu benzi de gresii fosilifere. Depozitele ei au fost identificate pe văile: Lopatna, Fundătura, Capul Mielului, Vizuina, Oancea, Casele, Salcia, Purcărete, Cheia, și în sudul perimetrului pe văile Dara (în aval de confluența cu valea Gruiul) și Urugoaia. Local, la Vilănești, pe valea Urugoaia, la sud de Cricovul Sărat, argilele siltice alternează cu benzi decimetrice de nisipuri argiloase, nisipuri și gresii cenușii sau gălbui.

Faunele de moluște și foraminifere din unele aflorimente, precum cele de pe văile Capul Mielului (la nord de Nucet), Salcia (satul Piatra Mică), Cheia (în anticlinalul Lapoș – Bădila), au permis separarea subetajelor Volhynian și Bessarabian în cuprinsul aceluiași litofacies, al Formațiunii de Șipoțelu.

În întreaga arie subcarpatică, depozitele bessarabiene se prezintă sub două litofaciesuri distincte, și anume unul argilos și altul arenitic – calcaros .La nord de văile Cricovul Sărat și Nișcov, litofaciesul argilos al Formațiunii de Șipoțelu se extinde până în Bessarabian inferior, iar la sud de aliniamentul acestor văi se extinde până în partea inferioară a Bessarabianului superior. În continuarea suitei stratigrafice, litofaciesul se schimbă, devenind arenitic sau arenito-ruditic, specific Formațiunii de Râmnic.

În consecință, Bessarabianul cuprinde două entități litostratigrafice : (a) Formațiunea de Șipoțelu (Volhynian-Bessarabian superior, la nord de văile Cricovul Sărat și Nișcov sau Volhynian-Bessarabian terminal, la sud de văile amintite); (b) Formațiunea de Râmnic (Bessarabian-Kersonian).

„Stratele de Șipoțelu” au fost separate ca entitate litostratigrafică cu rang de formațiune în regiunea dintre râurile Milcov și Râmnicu Sărat și au fost considerate a acoperi intervalul cronostratigrafic Volhynian-Bessarabian inferior.

g. Formațiunea de Râmnic (Andreescu, 1972)

Considerată ca debutul unui nou ciclu de sedimentare (Bessarabian superior Kersonian) și definită pe interfluviul Milcov – Râmnic, Formațiunea de Râmnic se caracterizează prin preponderența secvențelor siliciclastice grosiere (nisipuri, gresii, silturi argiloase, uneori conglomerate) de vârstă bessarabian superior – kersoniană (la sud de valea Nișcovului) sau numai kersoniană (la nord de aliniamentul Cricovul Sărat – Valea Nișcovului). Variația litofaciesurilor acestui interval stratigrafic se reflectă în diferitele separații litologice făcute de diferiți cercetători la nivelul Bessarabianului superior: „orizontul nisipos-marnos” (Bolgiu, 1944); „orizontul marno-nisipos oolitic” (Iorgulescu, 1953): partea inferioară a „Calcarului de Istrița” (Papaianopol, 1992).

Schimbarea tranșantă de litofacies începând cu Bessarabianul superior a fost generală în aria subcarpatică de la Trotuș (Ionesi, 1972) până în extremitatea vestică (Marinescu, 1978) (din Munteanu Emilia, 1998). Datorită aspectului „flișoid”, depozitele Bessarabianului superior și în continuare, până în Cuaternar au fost separate de Motaș et al., (1976) ca „strate de Milcov”.

La sud de aliniamentul văilor Cricovul Sărat – Nișcov, secvența bessarabiană a Formațiunii de Râmnic se dezvoltă sub litofaciesul Calcarului de Istrița, considerat de vârstă bessarabian superior – kersoniană. Pe valea Dara, peste Formațiunea de Șipoțelu, bessarabian superioară urmează 20 m de calcare bessarabiene, 50 m lacună de observație; 0,60 m de calcare oolitice; 0,80 m de calcare lumașelice diagenizate cu intercalații de argile vinete; calcare lumașelice cu intercalații de argile calcaroase compacte = marne fosilifere) și apoi calcare kersoniene.

Aria de sedimentare a Kersonianului suferă o restrângere de la nord spre sud și de la vest spre est, astfel că depozitele acestui subetaj se regăsesc în aria anticlinalelor Apostolache – Buda Crăciunești, Lapoș – Bădila și Măgura – Pârscov, în sud pe valea Dara și la nord de valea Buzăului ,pe valea Salcia și, respectiv, în cuprinsul „Calcarului de Istrița”, limita se plasează la apariția frecventă a speciilor kersoniene de Mactra.

Conform Motas et al. (1976) și Papaianopol (1992) în cuprinsul Calcarului de Istrița și Valea Salcia limita se plasează la apariția frecventă a speciilor kersoniene de Mactra. Autorii menționați, dar și Saulea (1956), Macarovici et al. (1967), Andreescu și Papaianopol (1970) susșin continuitate de sedimentare de la Bessarabian la Kersonian, la nord de râul Buzău.

Deci, peste ambianțele continentale regresive ale Bessarabianului superior a urmat, posibil după o scurtă întrerupere de sedimentare, o extindere spre nordul perimetrului a platformei carbonatice kersoniene, care în sud, pe valea Dara, funcționa încă din Bessarabian superior.

În acord cu restrângerea amintită, Kersonianul lipsește între văile Teleajen și Chiojdeanca, în cuvetele nordice Predeal Sărari, Valea Viei–Pătârlagele și în sinclinalul Rușavățu

În cuprinsul Kersonianului se dezvoltă depozite calcaroase incluse în Formațiunea de Râmnic ce a debutat încă din Bessarabian superior, peste care s-au acumulat depozitele argilo-nisipoase incluse în Formațiunea de valea Ciomegii.

h. Formațiunea de Valea Ciomegii (Andreescu, 1973)

Schimbarea de litologie de la topul Kersonianului de la curbura Carpaților Orientali s – a consemnat prin denumirile de „complex pestriț”, „complex vărgat”, „pachetul argilelor vișinii –verzui”, „seria marnelor vișinii – verzui ”, „complexul salmastru – dulcicol ”.

Calcarele kersoniene pe Valea Bălăneasa, la nord de Valea Buzăului, sunt urmate de o serie de argile roșiicu intercalații de gresii, nisipuri roșcate, argile negre, cu lumașele de mactre la diferite nivele. Tot pe Valea Bălăneasa, peste silturile argiloase vișinii – verzui ale Formațiunii de Valea Ciomegii de tipul Kersonianului, cu lumașele de Mactra bulgarica urmează nisipuri și gresii cu Teysseyreonomia subavata.

Trăsăturile distincte sub aspect litologic, stratonomic, faunistic au motivat încadrarea acestor depozite de la topul Kersonianului ca „strate de Valea Ciomegii” (Andreescu, 1973), iar în accepțiunea Munteanu Emilia (1998), aceste „strate” ce marchează limita Kersonian/Meoțian și au continuitate în aria subcarpatică pot avea rang de formațiune.

4.2.5. Formațiuni miocen superioare – pliocene

4.2.5.1. Sarmațianul

În Pânza Subcarpatică formațiunile sarmațiene prezintă o mare varietate facială datorită condițiilor depoziționale și tectonicii active din acea perioadă, adică atunci când s – a produs faza de orogeneză moldavică (Badenian/Sarmațian).

În Sarmațianul inferior este prezentă o serie predominant pelitică, marno – argiloasă, uneori disodiliformă cu slabe intercalații arenitice.

Aceste depozite sarmațiene s – au depus într – un bazin de mică adâncimecu caractere de trecere de la domeniul marin la domeniul lacustru, adică suferind o scădere continuă a adâncimii bazinului și a salinității apelor.

Cu suita depozitelor Sarmațian inferioare se încheie practic sedimentarea formațiunilor ce aparțin Pânzei Subcarpatice, transgresiunea din Sarmațianul mediu – superior marcând începutul sedimentării avanfosei sarmato – pliocene.

Suita depozitelor sarmațiene din avanfosă prezintă variații litologice importante datorate atât paleoreliefului generat de tectogeneza moldavă cât și modificării condițiilor depoziționale ce au fost determinate de evoluția bazinului de sedimentare.

La nivelul Basarabianului se observă o trecere cu character transgresiv de la depozitele predominant pelitice ale orizontului marnos la depozite mai grosiere ce alcătuiesc orizontul marnos – grezos.

La nivelul Chersonianului apar și devin predominante rocile carbonatice, calcarele, marno – calcarele, nisipurile, gresiile calcaroase și în mai mica măsură, marnele.

Depozitele sarmațiene au fost depuse într – un bazin de mica adâncime cu caractere ce argumentează trecerea de la domeniul marin la domeniul lacustru, concretizate printr – o scădere continua a adâncimii bazinului și a salinității apelor.

4.2.5.2. Meoțianul

Dispuse concordant și uneori discordant transgresiv peste calcarele kersoniene, depozitele meoțiene debutează cu primele marne cu congerii mici, necarenate. Ele sunt răspândite sub forma unor fâșii înguste, dar pe suprafață mărită față de Sarmațian, în jurul structurilor anticlinale din regiune. Pe ansamblu Meoțianul este separat în trei subdiviziuni.

Meoțianul inferior, are grosimi între 120 – 220 m și se prezintă sub un granofacies lutitic în jumătatea de nord a perimetrului (marne cenușii, eventual siltice, compacte, în strate subțiri, cu intercalații metrice de nisipuri cenușii – gălbui, cu gasteropode mici și unionide, sau de gresii calcaroase oolitice cu unionide sidefoase) și sub un granofacies arenitic în anticlinalul Tătaru –Cătunu, sau arenito – siltic în structura Năeni – Sărata Monteoru din sudul perimetrului. Granofaciesul arenitic cuprinde nisipuri cu structura oblică de curent cu congerii carenate, Theodoxus, Hydrobia vitrella, Unio subatavus, nisipuri în strate matrice și gresii oolitice, uneori impregnate cu hidrocarburi, cu Congeria panticapea Andrusov, Unio, Theodoxus.

Meoțianul mediu are grosime de 15 – 40 la 160 – 200 m și este de granofacies predominant arenitic, reprezentat prin gresii calcaroase, calcare oolitice, nisipuri cenușii – gălbui, uneori cu trovanți în strate decimetrice și metrice, separate de strate subțiri – medii de marne sau lumașele cu Dosinia maeotica Andrusov, Ervilia minuta Sinzov, Congeria panticapea Andrusov, Pirenella caspia Andrusov, Theodoxus stefănescui, Hydrobia vitrella Brusina.

Meoțianul superior are grosimi mai mari, de la 140 la 320 m, și este dominat de o alternanță de marne (cenușii, nisipoase, în strate centimetrice – decimetrice), nisipuri (cenușii -gălbui, micacee, fin – mediu granulare, în strate decimetrice și metrice), gresii (calcaroase cenușii micacee, uneori oolitice, feruginoase, în strate decimetrice), conținând o faună de Hydrobia, Theodoxus, unionide, congerii mici (Congeria novorrosica), cu unele nivele reper de gresii lumașelice cu Leptanodonta rumana. Observațiile microfaunistice efectuate asupra probelor provenite din sondele de prospecțiune și explorare pentru hidrocarburi au scos în evidență faptul că pe structurile apropiate de marginea internă a bazinului de sedimentare frecvența asociațiilor micropaleontologice scade. Această diferență de microconținut, remarcată în tot Pliocenul, a fost explicată prin condițiile bionomice mai favorabile din apropierea țărmului.

Analiza caracterului mineralogic al Meoțianului dintre mineralele grele întâlnite, remaniate din sedimentele mai vechi aparținând flișului și Miocenului: apatitul, granatul, magnetitul, turmalina și zirconul au cam aceeași frecvență în ambele orizonturi ale Meoțianului, distenul, rutilul, și staurolitul au o frecvență mai mare în orizontul inferior, iar cloritul și hornblenda se găsesc numai în Meoțianul superior.

Studiile mineralogice complexe efectuate în limitele unor structuri productive din Zona Cutelor Diapire au indicat, de asemenea, prezența unor minerale grele ca: ilmenitul, rutilul, turmalina, zirconul, hornblenda, granatul, menționând totodată participarea procentuală importantă în alcătuirea rocilor meoțiene, ca de altfel a întregului pliocen, a silicaților cu structură lamelară (caolinit, halloysit, pirofirit, serpentin) și a silicaților metalelor trivalente cu conținut variabil de apă (montmorillonit, beidellit, morenoit).

Rezultatele acestor studii arată că sedimentele pliocene, care se deosebesc evident de cele miocene prin compoziția lor mineralogică, s – au depus într – un mediu cu caracter variind de la slab alcalin la slab acid, fapt confirmat de participarea procentuală scăzută a sărurilor, magneziului și fierului. Meoțianul, ca și celelalte etaje pliocene, se caracterizează printr-o uniformitate a compoziției mineralogice indiferent de constituția sa litologică, deosebirile dintre rocile pelitice și psamitice constând în valoarea diametrului granulelor și a conținutului de argiloide.

Privit în ansamblu, Meoțianul dintre văile Buzău și Dâmbovița are o dezvoltare neuniformă. Studiile geologice de teren și datele de foraj arată o reducere treptată a grosimii Meoțianului către vestul și nordul regiunii. Analiza de detaliu privind variațiile grosimii și litofaciesului depozitelor meoțiene a scos în evidență existența unei ridicări prepliocene în sudul Zonei Cutelor Diapire, care a avut se pare un rol important în sedimentare până în Meoțianul superior. Prezența acestui prag, situat în spatele liniei pericarpatice, este probabil legată de mișcările tectonice care au determinat funcționarea acestei importante linii tectonice până în sarmațian. În raport cu poziția acestui prag, care are aproximativ direcția: Brătești – Gheboaia – Brazi – Chițorani , se pot separa două linii de sedimentare cu caractere diferite.

Prima zonă, situată la sud de acest prag, se caracterizează printr – o grosime mai mare a depozitelor meoțiene, constituite în special din roci argiloase. Aria de sedimentare din această zonă se extinde progresiv spre nord prin termenii superiori ai meoțianului.

Urmărind dezvoltarea depozitelor meoțiene din zona sudică, se poate afirma că începutul acestui etaj corespunde unei regresiuni marine. Apele ocupau la începutul Meoțianului o zonă relativ îngustă, situată în Muntenia centrală la sudul pragului Brătești – Gheboaia-Brazi-Chițorani. În această zonă grosimea sedimentelor atribuite Meoțianului, în cadrul cărora faciesul pelitic este predominant, are valoarea maximă, de 500-700 m.

În zona nordică, Meoțianul, cu un caracter transgresiv, are o dezvoltare inegală datorită variațiilor reliefului preexistent. În estul acestei zone sedimentele ating grosimi importante, ajungând la circa 700 m pe structurile Berca, Bărbuncești, Grăjdana, și sunt alcătuite din gresii și nisipuri cu frecvente intercalații de marne, marne argiloase, argile și argile nisipoase, care nu pot fi împărțite în cele trei complexe litologice (MI, Mint. și MII) caracteristice zonelor vestice.

Spre vestul Munteniei, se observă o scădere treptată a grosimii Meoțianului. Datele de foraj arată că acesta se datorează atât depunerii incomplete a sedimentelor cât și variației laterale a litofaciesului, precum și reducerii grosimii fiecărui complex litologic în direcția în care a avut loc transgresiunea.

Micșorarea grosimii Meoțianului dezvoltat la nord de pragul Brătești-Gheboaia-Brazi-Chițorani, este mai evidentă de la est către vest, paralel cu axul avanfosei carpatice, în timp ce pe direcție transversală grosimile se mențin aproximativ constante în toată zona cutelor diapire, valorile minime înregistrându-se la nord de linia Copăceni-Buștenari-Câmpina-Gura Drăgănesei-Ocnița și în zona pragului Brătești-Gheboaia-Brazi-Chițorani, care apare sub forma unei ridicări prepliocene în apropierea axului avanfosei.

Urmărind dezvoltarea Meoțianului la vest de valea Buzăului, se observă că în zona structurii Monteoru grosimea sedimentelor depășește 700 m. Spre vest, această grosime scade treptat, ajungând la 470 m pe structura Tătaru, la 420 m pe structura Podenii Vechi, la cca 300 m în zona Boldești-Florești, la cca 150 m în zona Filipești-Moreni-Gura Ocniței-Răzvad, la 100 m pe structura Dragomirești, la cca 50 m pe structura Ludești, reducându-se total pe codiliera paleogenă Pitești.

Compoziția litologică a sedimentelor meoțiene înregistrează, de asemenea, importante variații. Pe structurile Bărbuncești, Grăjdana, Berca, Pâcle, Beciu, Arbănași, Meoțianul este format din frecvente alternanțe psamitice și pelitice, caracteristic unei sedimentări ritmice, dezvoltate sub forma unor strate subțiri, având grosimi sub 3 m, grupate în pachete litologice corelabile cel mult în limitele structurilor respective. Spre vest, începând din zona structurii Tătaru, intercalațiile de gresii și nisipuri se grupează treptat formând cele trei complexe litologice caracteristice (MI, Mint. și MII), separate de intercalații marnoase cu grosimi apreciabile
(10-50 m).

Complexele meoțiene conțin importante acumulări de petrol și gaze naturale, constituind principalele obiective productive din Zona Cutelor Diapire.

4.2.5.3. Ponțianul

Depozitele ponțiene urmează în continuitate de sedimentare peste cele meoțiene, fiind dezvoltate ca benzi cartografice înguste în jurul structurilor anticlinale, sau în umplutura unor sinclinale. Limita inferioară este deasupra stratelor cu Congeria novorrosica și sub cele cu cardiacee; este împărțit în trei orizonturi.

La nord de valea Buzăului are un facies marnos – nisipos în sinclinalele Pârscov și Rușavățu și un facies calcaros în sinclinalul Calvini – Odăile.

Orizontul inferior are grosimi de 70 la 280 m și se prezintă sub un granofacies lutitic reprezentat prin marne cenușii compacte, uneori siltice, sau arenitice, fin micacee, în strate medii-groase, cu intercalații de nisipuri cenușii-gălbui în strate subțiri (centimetrice – decimetrice), fine și mediu granulare și la lumașele cu monodacne, didacne, Prosodacna sturi. Mai conține Paradacna abichi, Limnocardium sp., Valenciennius annulatus.

Orizontul mediu are grosimi de 75 – 250 m și este predominant nisipos. El conține nisipuri gălbui – cenușii fine granulometric, în strate groase cu intercalații de marne cenușii compacte sau cenușii siltice-arenitice în strate centimetrice. Mai poate avea și intercalații de gresii cenușii în plăci. Macrofauna proprie acestui interval este reprezentată prin Congeria rumana, Melanopsis, Limnocardium, Congeria rhomboidea, Dreissena rimestiensis, Hyriopsis decolata, Hydrobia spicula, Melanopsis decolata, Viviparus sp.

Orizontul superior are grosime de 200 – 300 m și este reprezentat printr – un facies marnos nisipos rezultat dintr – o alternanță de marne cenușii-albăstrui siltice – nisipoase în strate decimetrice și metrice, cu nisipuri cenușii-gălbui mediu și fin granulare, în strate centimetrice cu Phyllicardium planum planum, Dreissena polymorpha, Dreissenomya, Didacna subcarinata, Prosodacna heberti, Prosodacna sturi, Caladacna steindachneri.

Ponțianul, prin litofaciesul predominant marnos al sedimentelor din care este constituit, reprezintă un foarte bun înveliș impermeabil, protector, pentru acumulările de hidrocarburi fluide din complexele psamitice subjacente.

4.2.5.4. Dacianul

Depozitele daciene, cu o grosime cuprinsă între 50 m și 1000 m, sunt alcătuite din marne, marne argiloase și argile nisipoase, cu frecvente intercalații de nisipuri sau gresii slab consolidate. Uneori nisipurile devin mai grosiere dezvoltându – se sub forma unor intercalații sau lentile de pietrișuri fine.

Majoritatea cercetătorilor consideră că această formațiune marchează o ușoară transgresiune față de ponțian. Pe partea internă a avanfosei, transgresiunea este evidentă doar în vestul zonei analizate, în bazinul Văii Dâmbovița, unde limita de dezvoltare a sedimentelor aparținând dacianului superior depășește spre nord limita de dezvoltare a Ponțianului și Meoțianului.

În estul Munteniei dimpotrivă, Dacianul pare să corespundă unei ușoare regresiuni (sau eventual este erodat), Ponțianul fiind acoperit de depozite romaniene. Discordanțele unghiulare care apar uneori între dacian și formațiunile mai vechi de – a lungul liniilor de dislocații se pot atribui exclusiv fenomenelor tectonice (sau diapirismului sării).

Caracterul transgresiv al Dacianului este incontestabil pe partea externă a avanfosei, zonă în care aria de răspândire a sedimentelor aparținând acestui etaj depășește apreciabil limita sudică de dezvoltare a depozitelor de vârstă Meoțian și Ponțian.

4.2.5.5. Romanianul

Romanianul este format exclusiv din depozite de apă dulce, care , în zona dintre văile Buzău și Dâmbovița prezintă o grosime neuniforma datorită eroziunii. Grosimea maximă a acestor sedimente poate atinge valoarea de circa 600m în zonele sinclinale.

Depozitele romaniene sunt reprezentate, în general, prin argile cenușii, argile albăstrui , argile pestrițe, cu intercalații de nisipuri argiloase, nisipuri și pietrișuri fine. La partea inferioară a acestui etaj se dezvoltă un complex argilos alcătuit din argile negricioase cărbunoase, în cuprinsul cărora apare uneori un strat de lignit ca o dovadă a extinderii faciesului cărbunos până în Romanian.

4.2.6. Formațiuni cuaternare

Sedimentele cuaternare sunt prezente pe toată suprafața regiunii fiind reprezentate prin aluviuni, terase, conuri de dejecție și depozite propriu-zise ale Câmpiei Romane. Litologic sunt constituite din pietrișuri, nisipuri și intercalații de argile.

Cuaternarul este reprezentat prin Pleistocen (inferior, mediu și superior) și Holocen.

Pleistocenul inferior, cu un caracter transgresiv în estul regiunii, este alcătuit din depozite psamito – psefitice cu o stratificație încrucișată, cunoscute sub denumirea de strate de Cândești.

Pleistocenul mediu și superior cuprind depozite loessoide și aluvionare aparținând teraselor superioare și inferioare. Depozitele aluvionare au luat naștere pe seama unei importante rețele hidrografice instalată în zona subcarpatică transformată în uscat prin retragerea spre est a apelor, datorită umplerii lacului pliocen și cutării sedimentelor pliocene în timpul fenomenelor orogenetice de la sfârșitul Romanianului.

În general, terasele superioare sunt constituite din pietrișuri grosiere slab consolidate, iar terasa inferioară este alcătuită din nisipuri și pietrișuri, a căror grosime variază în funcție de distanța față de zona muntoasă, peste care se depune un strat loessoid, a căror grosime crește spre sud.

Pietrișurile au o structură încrucișată, asemănându-se cu pietrișurile de Cândești, cu care pot fi adeseori confundate.

Holocenul, având grosime de 3 – 5 m, cuprinde depozitele aluvionare ale terasei joase cu altitudinea relativă la 5 – 8 m.

4.3. Considerații geotectonice și paleogeografice

Rezultatul complex al suprapunerii efectelor diferitelor faze de orogeneză care s – au manifestat în anumite etape ale evoluției Zonei Cutelor Diapire au dus la particularitățile actuale ale acesteia.

Formațiunile Eocen – Oligocene, deși sunt caracterizate printr – o sedimentare neîntreruptă, indică o migrare a zonei axiale a fosei de sedimentare, prezentând câteva deplasări mai accentuate legate de desfășurarea unor tectogeneze majore în imediata apropiere, respective la nivelul unităților structurale situate mai la nord (Săndulescu, 1984).

Se poate spune că zona studiată era un sector al unui bazin alungit, îngust, de orientare ENE – VSV, asimetric, caracterizat de adâncimi mari și pante abrupte spre orogen (la nord) și pante mai reduse spre foreland (la sud).

Prima fază de deformare la nivelul Zonei Cutelor Diapire o reprezintă faza tectogenetică eostirică (intraburdigaliană), care încheie paroxismul mișcărilor alpine.

La nord de regiunea studiată are loc ridicarea Pânzei de Audia, alipirea ei la catena carpatică și încălecarea spre sud peste unitatea medio – marginală; o consecință a acestei ridicări o reprezintă migrarea spre sud a liniei țărmului și a axei fosei de sedimentare. La nivelul Pânzei de Tarcău are loc dezlipirea seriilor sedimentare de pe soclul primar fără ca acesta să încalece unitățile exterioare , adică pânza cutelor marginale și Pânza Subcarpatică.

După cutările eostirice începe sedimentarea molasei inferioare, depozitele acesteia aparținând intervalului stratigrafic Burdigalian inferior – Badenian, pentru unitățile flișului, și pentru Sarmațian pentru Pânza Subcarpatică.

Bazinul sedimentar la molasei este caracterizat printr – o permanență a mișcărilor orogenetice ce se manifestă cu intensități diferite pe tot parcursul evoluției.

În Burdigalianul superior, după episodul halogenetic din Burdigalianul inferior, are olc o transgresiunie marina, aria de sedimentare extinzându –se spre nord și spre sud. Acest episode transgresiv este marcat de scurte perioade regressive și continua până în Badenianul inferior.

Al doilea moment tectogenetic principal îl reprezintă șariajul Pânzei de Tarcău ce acoperă tectonic pânza cutelor marginale și o parte din Pânza Subcarpatică. În acest mod se materializează limita externă a unității medio – marginale cât și raporturile acesteia cu unitățile mai externe.

În funcție de vârsta celor mai noi depozite existente sub planul de încălecare momentul șariajului este considerat ca fiind post Langhian (Badenian inferior), corespunzând tectogenezei stirice noi (Săndulescu, 1984).

După această fază de orogeneză urmează o nouă perioadă de scufundare corespunzătoare unui episod transgresiv (sunt acoperite zone tot mai interne exondate de cutările stirice) și trecerea de la faciesul inițial lagunar la facies marin.

În Sarmațianul inferior apele și – au pierdut în mod treptat caracterul tipic marin devenind salmastre.

Un alt moment importat din punct de vedere tectogenetic îl reprezintă paroxismul moldavic intrasarmațian; acesta a condus la încălecarea formațiunilor molasei carpatice inferioare peste unitățile de foreland. În ceastpă fază s – a individualizat cea mai tânără și cea mai externă pânză a Carpaților Orientali, și anume Pânza Subcarpatică.

În Sarmațianul superior are loc o nouă transgresiune ce continuă până în Pliocen; în această perioadă începe sedimentarea molasei superioare, respectiv a avanfosei. Ca urmare, formațiunile de fliș ale Unității de Tarcău sunt acoperite transgresiv datorită invadării apelor lacului sarmato – pliocen ce invadează zone din ce în ce mai extinse.

La sfârșitul Dacianului au avut loc mișcările tectonice ale fazei rhodaniene; acestea au avut ca efect ridicarea unităților structurale, restrângerea domeniului lacustru și o slabă cutare a sedimentelor avanfosei.

În Pleistocenul inferior are loc ultima transgresiune, aproape generală, la nivelul avanfosei carpatice.

Faza valahă este ultima fază de cutare ce a avut loc la sfârșitul Pliocenului și în Pleistocen, definitivându – se astfel aspectul tectonic actual al regiunii. Cu această fază se încheie ciclul alpin, respective cutarea în stil diapir a formațiunilor.

CAPITOLUL 5. CADRUL GEOLOGIC DE DETALIU

5.1. Tectonica

Anticlinalul Berca– Arbănași – Pâcle – Beciu face parte din extremitatea sudică a celui mai extern aliniament structural al Subzonei Mio – Pliocene din fața lanțului muntos al Carpaților Orientali (ANEXA 1).

Fiind situată în dreptul zonei de curbură al acestui lanț muntos, anticlinalul se caracterizează printr – o dezvoltare relativ îngustă, orientată aproximativ NE – SV, oarecum paralelă cu rama externă a Carpaților și afectată atât de falii longitudinale cât și transversale, fiind o structură foarte cunoscută datorită sondelor săpate pentru hidrocarburi.

Aranjamentul tectonic la nivelul formațiunilor de vârstă mio – pliocenă este determinat de existența diapirului de sare orientat SV – NE ce a determinat ridicarea anticlinalului. Anticlinalul prezintă două culminații axiale: una sudică la Berca și alta nordică la Beciu – Arbănași.

Structura Berca

Imaginea tectonică a acestei structuri este redată în HARTA STRUCTURALĂ LA CAP STRAT (ANEXA 2) construită la capul pachetului productiv MEOȚIAN – PACHET 4, întocmită pe baza a nouăsprezece secțiuni geologice (una dintre secțiunile geologice transversale este Secțiunea Geologică Transversală XVII – XVII’ din ANEXA 3) , în care au fost incluse sondele cu diagrafia electrică cea mai completă.

Structura Berca se prezintă sub forma unei cute anticlinale afectată de un sistem de falii longitudinale inverse și transversale, normale mai frecvente în sectorul Berca Sud, care conduce la o fragmentare a Meoțianului flancului estic în blocuri independente, cu cădere în trepte de la sud către nord. Lățimea acestor blocuri variază de la 100 – 600 m și sunt în parte independente din punct de vedere hidrodinamic.

Astfel, numai pe flancul estic, începând de la nord către sud au fost identificate 11 falii normale și inverse, identificate pe criterii de tectonică și din distribuția diferită a nisipurilor pe pachete.

Frecvența faliilor crește cu adâncimea și au sărituri variabile de la câțiva metri la câteva sute de metri (flancul estic ridicat) atingând 700 – 1000 m.

În afară de faliile menționate sectorul Berca este afectat de două mari accidente și anume:

– zona de dislocație crestală Berca – Pâcle (f1a) care cuprinde o zonă de zdrobire, lată de 0 – 150 m, are caracter rectiliniu și este aproape paralelă cu axul structurii. Această dislocație separă sectorul în două compartimente: unul estic ridicat, față de cel vestic mai coborât, cu care ocazie Sarmațianul apare uneori în contact direct cu Ponțianul flancului estic.

– falia transversală majoră (f2b) situată în zona centrală a structurii, care a fost evidențiată numai la suprafață, are caracter de decroșare atât a Meoțianului din blocul estic ridicat cât și a celui căzut. Această falie care are o direcție aproape E – V împarte sectorul în două zone: Berca Nord și Berca Sud.

În general, cu rare excepții, faliile au constituit ecrane, separând zonele productive în unități hidrodinamice izolate, în cadrul cărora s – a produs, în timp, o redistribuție a fluidelor în funcție de greutăți specifice.

Înclinarea stratelor este de 400 – 700orientată spre est și cu o ușoară tendință de creștere în funcție de adâncime.

Structura Pâcle

Imaginea tectonică a acestei structuri este redată în HARTA STRUCTURALĂ LA CAP STRAT (vezi ANEXA 4) construită la capul pachetului productiv MEOȚIAN – PACHET 7, întocmită pe baza a nouă secțiuni geologice în care au fost incluse sondele cu diagrafia electrică cea mai completă.

În ansamblu, structura are forma unei bolți puțin asimetrică, cu flancul vestic coborât și flancul estic ridicat, fiecare din flancuri caracterizându – se printr – o tectonică aparte și o comportare în producție total diferită. Acest lucru a determinat tratarea separată sub toate aspectele a celor două flancuri sub denumirea de Pâcle Est și Pâcle Vest.

Din analiza carotelor extrase și a diagrafiei electrice efectuate la sonde, se constată o continuitate de facies în ambele flancuri ale structurii, sugerând ideea că înaintea procesului de tectonizare complexul productiv a fost continuu din punct de vedere litofacial.

În urma procesului de tectonizare, acest sistem stratigrafic continuu în faza inițială a suferit numeroase rupturi, care au condus în final la formarea mai multor blocuri tectonice.

Flancul vestic al structurii este afectat de un sistem de falii longitudinale F1, F2 și F3 (vezi Secțiunea Geologică Transversală VI – VI’ din ANEXA 5), de – a lungul cărora Meoțianul coboară în trepte de la adâncimi de câteva sute de metri, la peste 1350 m.Traseul faliilor a fost îndeaproape urmărit, faliile fiind interceptate de la nord la sud în mai multe sonde.

Urmărind comportarea în producție a sondelor situate pe acest flanc și corelarea principalelor pachete productive, rezultă că faliile longitudinale F1 și F2 sunt etanșe, i iar falia longitudinală F3 a cărei săritură crește de la nord la sud de la cca 300 m la câțiva metri, devine neetanșă în dreptul blocurilor III și IV, spre sud.

Comportarea diferită în producție a sondelor situate pe acest flanc, a impus trasarea unor falii transversale numerotate de la f1 la f5, care au condus la delimitarea a cinci blocuri tectonice (II – VI) și în cadrul cărora au fost identificate cinci unități hidrodinamice distincte. Din punct de vedere al etanșeității, faliile f1-f5 sunt considerate etanșe.

Zona centrală a structurii este afectată de încă un accident tectonic major, falia longitudinală B.P.B.A., care a fost interceptată într – o sondă și de – a lungul căreia Miocenul urcă foarte mult în apropierea bolții. Astfel, tectonica prezentată pare să favorizeze manifestările de gaze din zona de apex a structurii, cunoscute sub numele de vulcanii noroioși de la Pâclele Mari. Falia are un caracter etanș, este orientată N – SE și are o înclinare apropiată de verticală în partea nordică și scade treptat pe măsură ce se depărtează de axul bolții. Înclinarea stratelor pe flancul vestic variază între 40 – 650.

Flancul estic ridicat, se caracterizează printr-o tectonică ceva mai liniștită. Accidentul major al acestui flanc este considerat falia longitudinală F5, interceptată în 7 sonde. Această falie este etanșă și are o orientare asemănătoare cu falia B.P.B.A.

Împreună cu falia transversală f7, considerată etanșă și trasată pe considerente de producție, falia F5 delimitează cel mai productiv bloc al structurii (blocul C), în cadrul căreia sunt evidențiate cinci zăcăminte din Meoțian (zăcămintele M6, M7, M8, M9 și M10).

În partea nordică a flancului estic, falia transversală f6, considerată și ea etanșă și trasată tot pe considerente de producție, delimitează împreună cu falia transversală f7, sub blocul tectonic B est.

Falia transversală f6 alcătuiește împreună cu falia longitudinală B.P.B.A. o zonă intens tectonizată care favorizează probabil manifestările vulcanilor noroioși de la Pâclele Mici.

Înclinările stratelor pe flancul estic sunt asemănătoare celor din flancul vestic, mai mici spre boltă și mai mari ca valoare în adâncimea flancului, fiind cuprinse între 45-650.

Structura Beciu – Arbănași face parte din extremitatea sudică a celui mai extern aliniament structural al subzonei mio-pliocene din fața lanțului muntos al Carpaților Orientali. Fiind situată în dreptul zonei de curbură al acestui lanț muntos, structura se caracterizează printr-o dezvoltare relativ îngustă, orientată aproximativ N – S, oarecum paralelă cu rama externă a Carpaților și afectată atât de falii longitudinale cât și transversale.

Structura Beciu

Imaginea tectonică a acestei structuri este redată în HARTA STRUCTURALĂ LA CAP STRAT (vezi ANEXA 6) construită la capul pachetului productiv MEOȚIAN – PACHET 10, întocmită pe baza a trei secțiuni geologice, în care au fost incluse sondele cu diagrafia electrică cea mai completă.

Sectorul Beciu se prezintă sub forma unui anticlinal lung de cca. 2 Km, cu ambele flancuri afectate de falii longitudinale și transversale.

Este delimitat tectonic în două zone: Beciu Est și Beciu Vest, primul ridicat (media adâncimii 500 m), iar cel de – al doilea coborât (scufundat) cu adâncimea medie de 1400 m, în Meoțian (vezi Secțiunea Geologică Transversală III – III’ din ANEXA 7). Între cele două zone există o suprafață mediană de o lățime între 900 m în partea nordică și 700 m, în cea sudică, în care aflorează și este erodată parțial seria depozitelor meoțiene, probabil din cauza împingerii unui criptodiapir.

Zona Beciu Est este limitată față de zona mediană prin falia longitudinală F4, a cărei prezență a fost cerută de comportarea diferită a sondelor săpate, ceea ce îi conferă caracterul de etanșeitate.

Având în vedere că pachetele superioare din zona Beciu Est sunt inudate (1-4) și că în zona mediană acestea pot să afloreze, este posibil ca acestea să fie explicația neformării de zăcăminte în aceste pachete nisipoase, deci falia să nu aibă în partea superioară un caracter etanș, posibil chiar să nu ajungă la suprafață.

Flancul Beciu Est prezintă mai multe falii transversale: f6,f7, f8, f9, f10, falia Sale și f11, care separă șapte unități hidrodinamice distincte, singura excepție falia f7, care separă blocurile: B1 și B2 a fost trasată pe baza probelor de producție efectuate la sonde. Aceste blocuri constituie o singură unitate hidrodinamică.

Faliile f9 și f10 delimitează blocul B4 cu rezultate negative la probele de producție pentru toate cele trei pachete productive.

Falia longitudinală F1 (prezentă și în sectorul Arbănași) decroșată spre vest, creează o săritură mare între compartimentul estic și cel vestic, scufundat. La nivelul Meoțianului , această falie se dublează, dând naștere la două compartimente scufundate în raporturi tectonice, unul față de celălalt: faliile F1̉ și F1".

Flancul Beciu Vest este afectat pe considerente geometrice și de comportare, de o serie de falii transversale etanșe: f11, f12, f13, fs1, fs2, fs3, fs4 cu sărituri diverse. Un fapt demn de remarcat este cazul blocului V, care este foarte ridicat în comparație cu blocul nordic IV (circa. 400 m), fapt care poate fi pus tot pe seama subâmpingerii unei digitații a criptodiapirului.

Apariția la zi a Meoțianului de la Arbănași se continuă și în tot sectorul Beciu ocupând toată partea centrală și vestică, fiind însoțită de numeroase iviri de țiței și emanații de gaze mai ales în zona de maximă culminație de lângă dislocația longitudinală din vest.

Structura Arbănași

Structura are direcția N – S fiind aproximativ paralelă cu rama externă a Carpaților.

Datorită faptului că în raport cu structura vecină (Berca), aceasta reprezintă o zonă mai ridicată, este evidențiată prezența la zi a Meoțianului, formațiunea productivă prin excelență. Existența breciei sării în zona axială confirmă ideea că în această zonă este prezent un diapir de profunzime.

Imaginea tectonică a acestei structuri este redată în HARTA STRUCTURALĂ construită LA LIMITA PONȚIAN/MEOȚIAN (vezi ANEXA8) întocmită pe baza a douăzeci și unu de secțiuni geologice.

Structura, în ansamblu are forma unei bolți ușor asimetrice (ogivală) cu flancul estic ridicat și flancul vestic coborât, afectată de două falii longitudinale (F1 și F2), dintre care prima (F1), normală, iar cealaltă inversă. Acest sistem de falii determină ca flancul estic să fie ridicat și să încalece peste flancul vestic coborât (vezi Secțiunea Geologică Transversală 8 – 8’ din ANEXA 9). Falia F1 delimitează astfel cele două zăcăminte ale compartimentelor respective.

Se menționează că la toate sondele săpate până în anul 1947, nu s – au executat măsurători electrometrice, limita P/M stabilindu – se pe baza stratului cu Congeria novorossica, a cărei apariție a fost riguros urmărită în timpul lucrărilor de foraj.

Secțiunile geologice întocmite pentru zona studiată includ atât sondele vechi (fără investigații electrometrice) cât și sondele la care s –au executat diagrafii electrice, ele arătând o perfectă concordanță a limitei stratigrafice P/M. Aceasta a determinat menținerea aceleiași imagini structurale prezentată în documentația anterioară, care a stat la baza ultimei confirmări.

În partea sudică a structurii este prezentat un ansamblu de patru falii transversale (f1÷f4) minore. Aceste accidente au rezultat, fie ca urmare a unor neconcordanțe în construcția geometrică, fie datorită unor erori de stabilire a limitei stratigrafice P/M pe baza criteriului amintit sau a unor deviații de la verticală a găurilor de sondă.

Zăcământul din flancul estic ridicat este admis a constitui o singură unitate hidrodinamică, chiar dacă valorile izobatice contrazic această ipoteză. În compartimentul vestic, căzut datorită înclinărilor mult mai mari ale stratelor, pachetele Meoțianului încercate în două sonde, pot constitui însă unități hidrodinamice separate. Sectorul sud – vestic al structurii, până la cea de – a doua dislocație longitudinală F2 este caracterizat prin apariția la zi a Meoțianului. Falia f5 considerată etanșă, pe baza unei comportări în producție a sondelor, separă structura Arbănași de structura Beciu.

Înclinarea stratelor variază între valori de 350 – 55 0, în zona productivă a Meoțianului din flancul estic, fiind ceva mai mare în adâncime și între valori de 700 – 750 , în flancul vestic coborât.

5.2. Stratigrafia și litologia

Structura Berca

Succesiunea stratigrafică și alcătuirea litologică a formațiunilor traversate de forajele executate pe structură este următoarea:

Miocenul este reprezentat prin Sarmațian, dezvoltat în facies marnos, grezos și calcaros. A fost investigat parțial pe structură în grosime de 50 – 500 m sau apare la zi pe flancul vestic sub forma unei benzi dirijată NE-SV și lată de 250 – 300 m. În sondele unde a fost interceptat a fost testat și în general a fost găsit inundat, numai că într – una din sondele forate la Berca Sud au fost întâlnite acumulări de gaze.

Pliocenul este reprezentat în serie normală prin Meoțian și Ponțian.

Meoțianul este discordant și transgresiv peste Sarmațian, cu o grosime de 600 – 750 m pe flancul estic și 800 – 850 m pe flancul vestic și monoclinul din fața faliei inverse.

Apare la zi sub forma unei butoniere în arcul anticlinalului Berca pe o lungime de 3 Km, după care se afundă periclinal către nord și sud. Este reprezentat printr – o alternanță de marne nisipoase, nisipuri și gresii calcaroase și a fost divizat de sus în jos în 12 pachete nisipoase.

Nisipurile productive au fost împărțite, pentru ambele flancuri ale structurii, în 12 pachete numerotate de sus în jos, făcându – se precizarea că în sectorul estic toate pachetele sunt productive.

În general corelarea diagrafiilor electrice este îngreunată de la pachetul 5 în jos ca urmare a variației de facies și a gradului avansat de tectonizare pe măsura creșterii adâncimii.

Rocile din aflorimentul sectorului Berca se pare că au produs unele cantități de țiței, atât în zona centrală cât și în zona nordică a sectorului.

Ponțianul, situat în continuitate de sedimentare peste Meoțian este dezvoltat în facies predominant marnos, nisipos, uneori argilos, constituind stratul protector al zăcămintelor de hidrocarburi din Meoțian.

Ponțianul a fost testat în sectorul Berca Nord, unde au fost puse în evidență urme de hidrocarburi, iar într – una din sondele acestui sector au fost extrase 420,5 tone condensat.

Structura Pâcle

Din studiul litologic al depozitelor care aflorează în regiunea studiată, cât și din analiza carotelor mecanice extrase din sondele săpate, rezultă că la alcătuirea structurii iau parte formațiuni ce aparțin Miocenului și Pliocenului, acesta fiind reprezentat prin Meoțian și Ponțian.

Din lipsă de analize de carote, depozitele Miocenului sunt atribuite Sarmațianului, limita stratigrafică Meoțian – Miocen fiind de regulă trasată convențional, întrucât marea majoritate a sondelor nu au intrat în Miocen, iar cele care au intrat l – au investigat insuficient pentru trasarea unei limite stratigrafice cu certitudine. În concluzie, limita Meoțian – Miocen este de natură tectonică.

Sarmațianul este alcătuit din marne, marne nisipoase cu treceri la nisipuri marnoase, acestea din urmă formând colectoare cu aspect favorabil acumulărilor de hidrocarburi în diagrafia electică, dar care la probele de producție efectuate s – au dovedit inundate. Nefiind traversate în întregime, grosimea Sarmațianului nu poate fi stabilită, făcându – se precizarea că este mult mai gros fiind investigat numai într – una din sonde..

Meoțianul, care este obiectivul cel mai important din punct de vedere productiv este alcătuit din nisipuri, cu alternanțe de marne și gresii, acestea fiind uneori oolitice. Are o grosime de circa 900 m, poate ceva mai mare în flancul vestic, datorită căderilor în trepte a Meoțianului și înclinării mari a stratelor.

Nisipurile productive au fost împărțite, pentru ambele flancuri ale structurii, în 12 pachete numerotate de sus în jos, făcându – se precizarea că în sectorul vestic singurul pachet neproductiv este pachetul 5, iar în sectorul estic sunt productive pachetele: 6, 7, 8, 9 și 10. Sub pachetul 12, Meoțianul este dezvoltat în facies predominant marnos, având aspect inundat în diagrafia electrică și confirmat uneori și de probele de producție.

Ponțianul apare la zi și este dezvoltat în facies predominant marnos, nisipos, uneori argilos, constituind stratul protector al zăcămintelor de hidrocarburi din Meoțian.

Pe flancul vestic al structurii, Ponțianul a fost probat în două sonde și a fost găsit inundat, iar în altă sondă a fost probată și este în producție cu gaze.

Pe flancul estic diagrafiile electice ale sondelor nu sunt încurajatoare cu privire la posibilitatea descoperirii de hidrocarburi.

Structura Beciu

Formațiunile care alcătuiesc structura Beciu sunt Miocenul și Pliocenul.

Dintre termenii Miocenului s – au întâlnit Badenianul și Sarmațianul. Badenianul a fost interceptat în sonde la Grăjdana și la Beciu unde s-au traversat 340 m (orizontul breciei cu sare).

Sarmațianul este reprezentat prin pachete de gresii dure, marne nisipoase cenușii, gresii calcaroase și calcare cu Ervilia și Mactra, cu înclinări de 300- 700.

Între Sarmațian și Meoțian pare să existe o continuitate de sedimentare, neobservându-se discordanțe unghiulare. Probele de producție efectuate au indicat apă sărată fără indicații de hidrocarburi, cu excepția sondei 1 StR, care în anul 1907 a produs 705 tone țiței. Din lipsă de date există însă incertitudini asupra apartenenței la Sarmațian a intervalului productiv.

Grosimea totală a Sarmațianului pare să fie de 700 m în cuprinsul structurii la 2341 ISEM Beciu, Sarmațianul se încadrează între Meoțian și Tortonian în grosime aparentă de 964 m, respectiv 700 m grosime reală.

Pliocenul este reprezentat în succesiune normală prin toți termenii din care productiv este Meoțianul.

Meoțianul apare la zi în zona Arbănași – Beciu pe lungimi de cca. 3 Km, după care se scufundă periclinal. Are grosimi de 550-600 m și este format din nisipuri cu alternanțe de marne, gresii, care uneori sunt oolitice. Nisipurile productive au fost împărțite în pachete productive, în mod arbitrar: 9 pachete la Beciu Est și 12 pachete la Beciu Vest (numerotate de sus în jos).

Pe structura Beciu Est s – au dovedit productive pachetele: 4, 5, 6 și 7, iar pentru structura Beciu Vest primele zece pachete s – au dovedit productive.

Ponțianul, care de asemenea apare la zi, are o grosime de 1100 – 2000 m și este dezvoltat predominant în facies marnos nisipos și argilos având astfel rolul de strat protector al zăcământului de hidrocarburi din Meoțian. Potrivit datelor de cartare, Ponțianul a fost împărțit în cinci complexe pe baza cărora a fost posibilă trasarea diferitelor falii care afectează formația de suprafață.

Structura Arbănași

Așa cum s – a amintit, la alcătuirea structurii iau parte formațiuni aparținând Miocenului, reprezentat prin Sarmațian și Pliocen, reprezentat prin Meoțian și Ponțian.

Sarmațianul a fost investigat prin două sonde pe intervale de 858 m și respectiv 769 m, fără însă a fi străbătut complet, ceea ce presupune o dezvoltare pe verticală mult mai mare decât cea investigată.

Limita Meoțian/Sarmațian, conform indicațiilor din carotele mecanice și a diagrafiei electrice, s – a trasat la baza ultimului pachet mare din nisipurile meoțiene incluzând aici și seria marnoasă de la baza acestuia.

Acesta este alcătuit din pachete de gresii dure, marne nisipoase cenușii, marne și gresii calcaroase cu înclinări ce variază în limite foarte largi (între 300 – 700).

Probele de producție efectuate până în prezent nu au indicat prezența acumulărilor de hidrocarburi în zona cercetată, însă investigațiile ulterioare este posibil să furnizeze informații noi, care să reconsidere concepțiile anterioare.

Meoțianul, care apare la zi sub forma unei ,,butoniere'' în axa cutei anticlinale a structurii Arbănași are o grosime ce variază de la 800 m, în axul cutei anticlinale, până la peste 1550 m, pe flancul estic. Roca colectoare, alcătuită din nisipuri și gresii uneori oolitice prezintă unele intercalații marnoase.

În zona Arbănași, la sondele săpate s – au înregistrat foarte puține carotaje electrice convenționale și radioactive. Din acest motiv, împărțirea Meoțianului în pachete productive s – a făcut în lucrările anterioare, pe baza informațiilor furnizate de carotaj mecanic.

Datorită procesului intens de tectonizare, care a afectat întreaga structură Beciu – Arbănași , corelarea carotajelor în zona Arbănași este cu totul informativă, menționându – se că împărțirea Meoțianului în 12 pachete productive se păstrează și aici.

Ponțianul, care apare de asemenea la zi, este dezvoltat în facies marnos, nisipos uneori argilos, constituind stratul protector al zăcămintelor de hidrocarburi din Meoțian. Pe flancul vestic scufundat Ponțianul a fost probat în două sonde și a fost găsit inundat.

CAPITOLUL 6. GEOLOGIA PETROLULUI

6.1. Roca magazin – Caracterul sedimentologic și petrografic

Complexele productive ale formațiunilor pliocene sunt constituite, în cea mai mare parte, din roci detritice (clastice).

Ca structură, aceste complexe se caracterizează printr – o succesiune de roci psamitice (gresii, nisipuri) și roci pelitice (argile, marne), la care se adaugă intercalații de tufuri vulcanice,

Stratele de gresii și nisipuri, care alcătuiesc rocile rezervor din Pliocen, au grosimi relativ mici (de la câțiva centimetri la maxim 1 m) și prezintă importante variații laterale ale litofaciesului.

Nisipurile sunt în general echigranulare și se caracterizează printr – o granulație fină și medie, sunt alcătuite din cuarț, care este predominant, feldspat și mică.

Gresiile cu o granulație fină și medie, uneori slab consolidate alteori cimentate, sunt alcătuite din granule de cuarț, feldspat și mică prinse într – un ciment calcaros sau argilos – silicios. Uneori, materialul detritic este însoțit de resturi de organisme și granule de calcare organogene. În unele gresii meoțiene, de exemplu, s – au întâlnit foraminifere, fragmente de cochilii lamelibranchiate și oolite.

6.2. Tipul capcanelor și zăcămintelor

Acumulările de hidrocarburi fluide din zona analizată sunt localizate, în general, în capcane structurale, formate prin cutarea și falierea rocilor rezervor din timpul mișcărilor din faza valahă. În general, toate tipurile de capcane sunt caracterizate printr – un grad pronunțat de tectonizare. Prezența faliilor, longitudinale și transversale, determină formarea unor blocuri tectonice, care adeseori constituie unități separate din punct de vedere hidrodinamic.

Zăcămintele meoțiene sunt de tip stratiform, cu înclinări ale stratelor mari și grosimi ce variază de la 20 la 150 m.

Factorii geologici care au contribuit la formarea capcanelor din Zona Cutelor Diapire au avut o influență diferită în timp. Astfel, la începutul Pliocenului, apariția primelor capcane a fost condiționată de forma fundului bazinului de sedimentare și schimbarea litofaciesului rocilor. În această etapă factorul stratigrafic a avut rolul principal. Ulterior, în perioada dezvoltării și definitivării structurilor, factorii geologici principali care au determinat formarea capcanelor au fost mișcările tectonice și eustatice. Influența acestor factori în timpul depunerii și diagenezei sedimentelor pliocene și după transformarea acestor sedimente în roci nu a fost însă aceeași, diferențieri destul de importante fiind sesizate atât pe verticală cât și pe orizontală.

Variațiile litofaciesului, reprezentate fie prin substituirea stratelor nisipoase prin strate pelitice, fie prin formarea unor zone cu variații pronunțate ale proprietăților fizice ale rocii rezervor, ce au un rol mare în distribuția inițială a fluidelor în zăcământ.

6.3. Distribuția inițială a fluidelor

Pe aliniamentul analizat, acumulările de hidrocarburi sunt localizate în nisipurile meoțiene, unde au format un zăcământ autohton, ca urmare a migrării laterale și a segregării gravitaționale. Din analiza carotelor extrase și a diagrafiei electice efectuate la sonde, se constată o continuitate de facies în ambele flancuri ale structurii, sugerând ideea că înaintea procesului de tectonizare complexul productiv a fost continuu din punct de vedere litofacial.

În urma procesului de tectonizare, acest sistem stratigrafic continuu în faza inițială a suferit numeroase rupturi, care au condus în final la formarea mai multor blocuri tectonice.

Analiza tuturor informațiilor obținute în timpul probării și exploatării zăcămintelor și o mai bună corelare a acestora cu datele geologice și geofizice a condus la reconsiderarea distribuției fluidelor pe structură.

În secțiuni, distribuția inițială a fluidelor este complexă, întâlnindu – se adeseori alternanțe de intervale saturate cu hidrocarburi fluide și strate saturate cu apă. Acest mod de repartiție a fluidelor în profil poate fi ușor de explicat dacă se admite formarea acumulărilor prin migrația laterală a fluidelor (în capcanele formate înaintea începerii procesului de migrare hidrocarburile se acumulează în ordinea inversă greutății specifice, gazele ocupând capcana situată în poziția cea mai coborâtă). Totuși, în unele cazuri se poate să fi existat o redistribuire după recircularea cu apă a stratelor petrolifere, având ca rezultat spălarea petrolului din stratele cu permeabilitate mare și reținerea lui în cele cu permeabilitate mică.

Structura Arbănași

Pe structura Arbănași, acumulările de țiței sunt localizate în nisipurile meoțiene, considerate ca fiind un zăcământ autohton. Acumularea hidrocarburilor s – a făcut prin migrarea laterală și segregarea gravitațională.

Rolul principal în localizarea finală a hidrocarburilor l – au avut atât constituția litologică a rocilor colectoare (material pelitic și psamitic) cât și sistemul de accidente tectonice care afectează structura.

Zăcământul este de tip stratiform, ecranat tectonic.

Deoarece nu s – a putut evidenția un accident tectonic care să ecraneze acumulările de țiței din partea superioară a Meoțianului, în zona sudică, unde acesta este puternic erodat, se consideră că aici ecranarea este realizată de unele dopuri de asfalt, formate în capetele nisipurilor petrolifere, ajunse în contact cu atmosfera ca urmare a eroziunii.

În această zonă cu ocazia lucrărilor de cartare au fost semnalate impregnații puternice de petrol în nisipuri și gresii meoțiene.

Inițierea procesului de exploatare fiind foarte îndepărtată (anul 1907), dezvoltarea exploatării s – a efectuat nerațional, prin amplasarea sondelor în partea cea mai ridicată a structurii, în vecinătatea ivirilor de țiței, unde datorită degradării zăcământului rezultatele au fost negative sau foarte slabe. Ulterior, pe măsura perfecționării tehnicii de investigare, sondele au început să fie amplasate și în josul structurii, unde rezultatele au fost evident mai bune, dar această situație a generat în prima fază, unele dificultăți în stabilirea corectă a contactului inițial țiței – apă.

În general exploatarea nisipurilor meoțiene s – a făcut simultan și neselectiv prin adiționări succesive, ceea ce a condus la inundări premature și la punerea în comunicație pe verticală a nisipurilor cu saturații diferite, iar limita inițială și actuală apă – țiței, pe nisipuri sau complexe nisipoase, nu poate fi precizată nici în etapa actuală.

Pentru toate cele 12 pachete ale Meoțianului au fost puse în evidență acumulări de țiței, pentru fiecare pachet s – au conturat zone productive, care cuprind toate sondele care au produs sau produc din pachetul nisipos respectiv. La unele pachete au fost conturate 1, 2 sau 3 zone productive, dacă sondele care au deschis acele zăcăminte erau prea distanțate între ele.

Aceste zonări se bazează în cea mai mare parte pe indicațiile formulelor de producție, în care se precizează ce nisipuri au fost deschise și mai puțin indicațiile diagrafiilor electrice care sunt sporadice (17 diagrafii electrice din cele 199 sonde, toate executate după anul 1950, deci în ultima parte a exploatării zăcămintelor). Zonele productive au fost stabilite pentru flancul estic (ridicat), considerându – se o singură unitate hidrodinamică la nivelul fiecărui pachet productiv.

Pe flancul vestic (scufundat) există productiv un strat bine reprezentat pe diagrafiile electrice care a fost corelat cu pachetul 9 de pe flancul estic și reprezintă o unitate hidrodinamică distinctă.

Structura Beciu

Acumularea de hidrocarburi de la Beciu (ca în toată structura) este localizată în nisipurile meoțiene și se consideră a fi un zăcământ primar.

Prezența rocilor pelitice și psamitice în profilul Meoțianului justifică ipoteza formării hidrocarburilor chiar în formația din care se exploatează.

Formarea acumulărilor de hidrocarburi s – a făcut prin migrarea laterală și segregarea gravitațională. Rolul principal în localizarea finală a hidrocarburilor l – au avut structura și forma rocilor colectoare, cât și tectonica, legată de prezența accidentelor transversale și longitudinale.

Zăcămintele sunt de tipul stratiform ecranat tectonic sau monoclinal ecranat tectonic, deci în capcane structurale.

Exploatarea s – a efectuat prin amplasarea sondelor la partea cea mai ridicată a structurii, în zone din vecinătatea ivirilor de țiței, amplasarea continuând apoi și în josul structurii, situație care a creat dificultăți în stabilirea corectă a contactului inițial țiței – apă. Exploatarea s – a făcut simultan la mai multe pachete productive și prin adiționări succesive, ceea ce a condus la inundări premature, la punerea în comunicație a nisipurilor cu saturații diferite și la interpretări dificile asupra rezultatelor probelor de producție.

În hărțile structurale construite la capul fiecărui obiectiv pentru structura Beciu sunt delimitate blocurile tectonice.

Analiza tuturor informațiilor obținute în timpul probării și exploatării zăcămintelor și o mai bună corelare a acestora cu datele geologice și geofizice au condus la considerarea distribuției fluidelor pe structură. În acest scop a fost întocmită reprezentarea izobatică a probelor de producție pentru structurile: Beciu Est și Beciu Vest. Stadiul avansat de exploatare a avut ca efecte existența unui număr mare de probe la sonde. Analiza acestora, în concordanță cu recolerarea efectuată pentru pachetele componente, a condus la modificări cu privire la conținutul în fluide a acestora, cât și a distribuției inițiale între fluide.

Berca, Pâcle

În hărțile structurale construite la capul fiecărui pachet productiv pentru structura Berca și pentru structura Pâcle sunt delimitate aceste blocuri tectonice.

Analiza tuturor informațiilor obținute în timpul probării și exploatării zăcămintelor și o mai bună corelare a acestora cu datele geologice și geofizice a condus la reconsiderarea distribuției fluidelor pe structură. În acest scop a fost întocmită reprezentare izobatică a probelor de producție pentru structurile: Berca Nord , Berca Sud, Pâcle Est și Pâcle Vest.

În secțiune, distribuția inițială a fluidelor este complexă, întâlnindu – se adeseori alternanțe de intervale saturate cu hidrocarburi fluide și strate saturate cu apă. Acest mod de repartiție a fluidelor în profil poate fi ușor de explicat dacă se admite formarea acumulărilor prin migrația laterală a fluidelor (în capcanele formate înaintea începerii procesului de migrare hidrocarburile se acumulează în ordinea inversă greutății specifice, gazele ocupând capcana situată în poziția cea mai coborâtă). Totuși, în unele cazuri se poate să fi existat o redistribuire după recircularea cu apă a stratelor petrolifere, având ca rezultat spălarea petrolului din stratele cu permeabilitate mare și reținerea lui în cele cu permeabilitate mică.

Stadiul avansat de exploatare a avut ca efect existența unui număr mare de probe de producție, atât la sondele vechi, cât și la sondele noi săpate. Analiza acestora, în concordanță cu recorelarea efectuată pentru pachetele componente, au condus la modificări cu privire la conținutul în fluide a acestora, cât și a distribuției inițiale între fluide.

6.4. Obiectivele de interes petrolifer

Pentru sectoarele Berca și Pâcle, din aliniamentul Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași , obiectivul de interes economic este Meoțianul, cu cele 12 pachete productive ale sale.

Sarmațianul, subjacent Meoțianului, a fost testat și în general a fost găsit inundat.

Ponțianul, situat în continuitate de sedimentare peste Meoțian, a fost testat în sectorul Berca Nord, unde au fost puse în evidență urme de hidrocarburi, iar într – una din sondele existente au fost extrase 420,5 tone condensat.

CAPITOLUL 7. EVALUAREA POSIBILITĂȚII DE CONTINUARE A EXPLOATĂRII

7.1 Concepția generală de proiectare

Pe structura Berca au fost săpate un număr de 153 de sonde, 56 de sonde pe sectorul Berca Nord, respectiv 97 de sonde pe sectorul Berca Sud.

După data de 01.01.1998 , pe structura Berca au fost săpate un număr de 9 sonde de exploatare, 2 sonde pe zona Berca Nord și 7 sonde pe zona Berca Sud.

Până la data de 01.01.2004 pe structura Pâcle au fost săpate un număr de 45 de sonde, 30 de sonde pe zona estică, respectiv 15 sonde pe zona vestică.

După data de 01.01.1998 pe structura Pâcle au mai fost săpate un număr de 4 sonde de exploatare, 1 sondă pe zona estică și 3 sonde pe zona vestică, respectiv 3 sonde de explorare, 1 sondă pe zona vestică și 2 sonde pe cea estică.

Pe structura Beciu au fost săpate un număr de 87 de sonde, 40 de sonde pe sectorul Beciu Est, respectiv 47 de sonde pe sectorul Beciu Vest.

După data de 01.01.1998 pe structura Beciu nu au mai fost săpate sonde noi.

Până la data de 01.07.2004 pe structura Arbănași au fost săpate un număr de 199 de sonde, dintre care 163 s-au dovedit a fi productive.

După data de referință a studiului anterior (01.01.1998) pe structura Arbănași nu au mai fost săpate sonde noi.

Până în prezent, pe structura Berca – Arbănași – Pâcle – Beciu s – a încercat un proces de injecție tehnologică de apă ca metodă suplimentară de mărire a recuperării petrolului, însă s – a considerat a fi inoportună, având în vedere rezultatele obținute și existența unui acvifer parțial activ.

Concepția generală de proiectare a ținut seama de următoarele aspecte:

mecanismul natural de dezlocuire, respectiv existența unui acvifer activ;

comportarea în exploatare a sondelor;

utilizarea integrală a fondului existent de sonde de producție;

exploatarea sondelor la potențial maxim prin optimizarea extracției;

programe geologo – tehnologice în sonde;

completarea gabaritului de exploatare prin săparea de sonde noi.

7.2 Scenarii de producție realizate – Variante de exploatare

Având în vedere comportarea în exploatare, stadiul exploatării și potențialul actual al zăcămintelor, au fost analizate, pentru fiecare zăcământ constitutiv al aliniamentului structural Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași, posibilitățile de continuare a exploatării, în trei variante și anume:

Varianta I: Cu sonde actuale 94 sonde de țiței și modul actual de operare (pentru zăcămintele: 1, 3, 4, 6, 7, 8, 11, 12 de la Berca Sud; zăcămintele 1, 2, 3, 9 de la Berca Nord; zăcământul 1 de la Pâcle Est; zăcământul 15 (gaze libere) de la Pâcle Vest; zăcămintele 2, 3, 4 de la Beciu Est; zăcămintele 3, 4, 5, 6, 7 de la Beciu Vest și zăcămintele 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 10, 11 de la Arbănași);

Varianta II: Cu efectuarea a 27 de programe geologo – tehnologice pentru 16 sonde (pentru zăcămintele: 3, 7, 8, 11, 12 de la Berca Sud; zăcămintele 1, 3 de la Berca Nord);

Varianta III: Cu săparea sondelor A1 Berca Sud si B1 Pâcle Est.

În varianta III propun suplimentar față de varianta II completarea gabaritului de exploatare prin săparea a 2 sonde noi ce se vor resăpa deviat din sonde existente către zone nedrenate prin alte sonde.

De asemenea, propun și lucrări prin care se pot verifica și eventual promova rezerve probabile: 3 locații L1c, L2c si L3c Pâcle Est, condiționate de sonda nouă B1; locația L4c Berca Sud, condiționata de rezultatul sondei noi A1 și un pilot de injecție tehnologică de apă, în Zăcământul 3, M12-4, Berca Sud.

7.2.1. Justificarea sondelor noi săpate – A1, B1

Prin săparea a 2 sonde noi (A1 și B1) ce se vor resăpa deviat din sonde existente către zone nedrenate prin alte sonde.

De asemenea, se propun și lucrări prin care se pot verifica și eventual promova rezerve probabile: 3 locații L1c, L2c si L3c Pâcle Est, condiționate de sonda nouă B1 Pâcle; locația L4c Berca Sud, condiționată de rezultatul sondei noi A1 Berca Sud și un pilot de injecție tehnologică de apă, în Zăcământul 3, M12-4, Berca Sud.

Sonda A1 Berca Sud

Sonda A1 se va săpa la Meoțian 11 în blocul VII’, Zăcământul 12, Meoțian 12 – 4, deviat din sonda A, cca. 175m x 270° azimut.

Săparea sondei este justificată de următoarele:

– este amplasată in blocul VII’ care a dovedit că are o productivitate bună, sondele săpate în anii 1950 au un cumulativ mediu de 50miitone, iar sondele săpate în perioada 1990 – 2002 au un cumulativ mediu de 12000 tone.

– sonda de corelare a produs un cumulativ de 75mii tone din Meoțian 11 – 4 și este în producție cu cca. 2,1 t/zi x 9,6%imp., numai din Meoțian 4. Sonda A1 va fi deviată într-o zonă nedrenată, mai jos izobatic de sonda de corelare, pentru a beneficia de efectul gravitațional.

Sonda va exploata în prima etapa Meoțian 11- 4, perforate simultan

Sonda B1 Pâcle Est

Sonda B1 se va săpa la Meoțian 10 în blocul I, Zăcământul 1, Meoțian 10-6, deviat din sonda B, cca. 150m x 248° azimut.

Săparea sondei este justificată de următoarele: la Zăcământul 12, Meoțian 12-4, Pâcle Est este actual in producție o singura sonda cu 0,3 t/zi x 79%imp. Toate celelalte sonde au ieșit din producție inundate, dovedind că mecanismul de dezlocuire este avansarea apei. Ultimele sonde săpate, în poziții izobatice coborâte, au intrat în producție cu impurități foarte mari încă de la început, iar sondele C si D ieșit din producție după doi ani, inundate.

Sonda X a pus în evidență, in 1970, existența capului de gaze, având probe cu gaze la complexele Meoțian 9-6.

Pentru că factorul de recuperare din aceasta unitate hidrodinamică este foarte mic (15%) considerăm că nu s-a extras toată rezerva și presupunem că vom întâlni banda de țiței între limita actuală de saturație a zăcământului de țiței și limita de saturație a capului de gaze.

De asemenea, prin acest sidetrack se va verifica și existența capului de gaze.

Tabelul 1 – Date privind sondele noi propuse

Locațiile condiționate L1c, L2c, L3c Pâcle Est

Dacă sonda B1 va confirma existența benzii de țiței, se propun încă 3 locații condiționate.

Sonda W1 Berca Sud

Sonda W1 se va săpa la Meoțian 10 în blocul VIII, Zăcământul 6, Meoțian 10 – 6 deviat din sonda W, cca. 100 m x 258° azimut. Se estimează intrarea în Meoțian la cca. 190 m.s.n.m. cu cca. 7 m mai sus decât sonda W (intrarea în Meoțian la 197 m.s.n.m.).

Săparea sondei este justificată de următoarele: pe Zăcământul 6, Meoțian 12-4, Berca Sud este actual în producție o singură sondă, W, cu 0,2 t/zi x 80%imp., deschisă la Meoțian 9-8 + 6-4. Toate celelalte sonde au ieșit din producție în 1952, respectiv 1953, iar sonda PM, in 1972. Deși aceste sonde au ieșit din producție cu impurități mari (66% – 95%), RAT cumulativă de 0,3 m³/m³ nu indică un acvifer activ, cauza inundării putând fi pusă pe seama existenței unor nisipuri acvifere deschise simultan cu cele saturate cu hidrocarburi.

Factorul final de recuperare in această unitate hidrodinamică este de 11,2%.

Tabel 2. Date despre sonda W1 sidetrack – condiționată

7.2.2. Inițierea unui pilot de injecție tehnologică de apă

Pentru mărirea recuperării țițeiului, în cadrul structurii Berca Sud se va iniția un proces de injecție tehnologică de apă la nivelul Meoțianului, deoarece, în cadrul exploatării primare s-a înregistrat o scădere a presiunii de zăcământ.

Unitatea hidrodinamică selectată pentru pilotul de injecție tehnologică de apă este Zăcământul 3, Meoțian 12-4, bloc VI, Berca Sud, iar complexul la care se va aplica injecția de apă este Meoțian 4.

Sondele de injecție vor fi: I1 si I2, actual abandonabile si la care se vor executa programe de RK pentru trecerea în injecție

Sondele de reacție vor fi cele prezentate in tabelul 16, iar in figura este prezentat schematic panoul de injecție.

Sonde de reacție

Tabelul 3. Sonde de reacție

La sonda I1 se va executa un program de RK pentru adiționarea Meoțianului 4.

Apa care se va utiliza in procesul de injecție provine din apa extrasă din zăcămintele de pe structura Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași (70m3/zi) si structura Plopeasa (unde nu exista injecție locală, iar apa se injectează la Pâcle, 60m3/zi).

7.3. Tehnologia extracției fluidelor

Pentru diminuarea dificultăților generate temporar de nisipul formațiunii productive (pompe și pistoane uzate prin abraziune sau eroziune, pompe gripate sau pline cu nisip, tije de pompare rupte și obturarea intervalelor perforate pe diferite lungimi), s-au executat o serie de lucrări clasice dintre care:

controlul periodic al stării găurii de sondă în vederea depistării formării eventualelor dopuri de nisip în coloană care să conducă la blocarea perforaturilor;

spălarea/curățirea depunerilor de nisip care obturau intervalele perforate;

realizarea unui grafic profilactic de intervenție pentru schimbarea pistoanelor și a pompelor de adâncime la intervale optime de funcționare

folosirea unor echipamente de fund ca separatoare sau hidrocicloane pentru protejarea pompelor;

Pentru optimizarea exploatării s-a derulat, începând cu 2011 un program de echipare a sondelor din Proiectul Artificial Lift.

In cadrul proiectului 14 sonde au fost echipate cu Controllere SAM (echipamente complexe de optimizare, monitorizare si control a sondelor in producție), 56 de sonde cu timer-e (echipamente programabile care permit pornirea/oprirea automată a sondei potrivit unui regim “funcționare-pauză” prestabilit), iar 6 sonde au fost echipate cu LRP (unitate de pompare liniară).

Avantajele aplicării proiectului, nominalizarea sondelor echipate, precum si un raport generat automat de sistem sunt prezentate in anexa 14.

În anexa 14, sunt prezentate aspecte legate de tehnologia exploatării sondelor în pompaj de adâncime și s-a avut în vedere două aspecte:

analiza frecvenței operațiilor de intervenție efectuate la sonde;

analiza parametrilor tehnologici ai regimului de funcționare a echipamentului de pompare.

7.3.1. Echiparea sondelor din proiectul de Artificial Lift (LRP, SAM,TIMER)

7.3.2. Controlul nisipului la sondele de pe structura Berca – Pâcle

7.4. Stimularea productivității și a receptivității sondelor

Depunerile de parafina în conducte și instalațiile de producție conduc la un număr mare de deparafinări mecanice și chimice la sondele de pe zăcământul Berca-Pâcle-Beciu-Arbănași. In urma analizelor de laborator au fost găsite soluții pentru reducerea depunerilor atât în instalațiile din sondă, cat și în cele de suprafața și s-a stabilit utilizarea următorilor aditivi: PAO 85662 (Berca Sud), PAO 85734 (Berca Nord, Beciu Vest) de la Baker Hughes. Acestea sunt aplicate cu rezultate bune, ceea ce au dus la scăderea numărului de deparafinări mecanice.

Depunerea crustelor este de asemenea o problema importantă. Formarea crustelor poate bloca porii rocilor, ceea ce conduce la o slabă performanță a sondelor, dar totodată, poate duce și la depunerea în instalațiile de suprafață. Tendințele de depunere a crustelor sunt în directă legătură cu apa de zăcământ produsă și schimbări ale temperaturii și presiunii. Inhibitorul de crustă folosit este SCW 80245 de la Baker Hughes (Beciu Est si Arbănași).

Pentru îndepărtarea parafinei ce se depune în perforaturile sondelor și creșterea indicelui de productivitate s-a aplicat un tratament numit „RESTORE” (care presupune injectarea în strat, in 2 etape a unor soluții formate din condensat, dezemulsionant si surfactant).

Acesta a avut rezultat favorabil în special pe structura Berca Nord, un exemplu in acest sens fiind sonda 81 SSS.

Fig. 7.2. Sonda 81SSS – exemplu evoluției producție după programul ,,RESTORE’’.

Procesarea și colectarea fluidelor produse

Fluidele brute produse de sondele de pe aliniamentul structural Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași sunt colectate în șapte parcuri și anume Parcul 7 Berca Sud, Parcul 1 Pâcle, Parcul 2 Pâcle, Parcul 3 Pâcle, Parcul 1 Beciu, Parcul 3 Beciu și Parcul Arbănași.

Procesarea și colectarea fluidelor produse pe aliniamentul structural Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași se va face la fel ca și în prezent.

CAPITOLUL 8. ASPECTE ECOLOGICE ASUPRA PERIMETRULUI

Calitatea mediului înconjurător reprezintă starea acestuia la un moment dat, rezultată din integrarea tuturor elemetelor sale structurale și funcționale, capabilă să asigure o ambinață satisfăcătoare multiplelor necesități ale vieții.

Toate problemele calității mediului derivă din potențialul natural al acesteia de a suporta fără dereglări importante, anumite forme și intensități de presiune umană.

Activitatea de explorare și exploatare a unui zăcământ este considerată un factor cu grad ridicat de producere a fenomenelor de poluare a mediului. Extracția petrolului se face în sistem închis, ceea ce ar trebui să conducă la evitarea sau reducerea la minimum a oricărei forme de poluare.

Dezvoltarea industriei petroliere este însoțită,uneori, de apariția unor fenomene secundare, neprevăzute, cu efecte mai mult sau mai puțin dăunătoare asupra mediului înconjurător și vieții omului. Prin deschiderea zăcământului cu ajutorul sondelor pot apare un complex de fenomene de impact datoritactivităților, tehnologiilor, operațiilor, instalațiilor, produselor specifice domeniilor de foraj – extracție și a tuturor activităților complementare.

În continuare este prezentată situația mediului înconjurător din cadrul Schelei Petroliere Berca – în cadrul căreia este exploatat zăcământul studiat, Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași , ce evaluează starea factorilor de mediu, impactul exploatării zăcământului, proceduri de investigare concludente, precum și posibilități de diminuare sau eliminare a impactului asupra perimetrului studiat.

8.1.Activități desfășurate în cadrul obiectivului

8.1.1. Generalități

Fluidele extrase (țiței, gaze și apă de zăcământ), pot deveni agenți poluanți în cazul unor accidente în mediu pierderi de circulație, spargeri și fisuri ale conductelor, fenomene de coroziune, tehnologii neadecvate). Cunoașterea debitelor și compoziția fluidelor extrase, constituie informații utile în aprecierea riscului apariției de poluări accidentale, implicit în dezvoltarea capacităților de control a acestora.

Fluxul tehnologic

Colectarea producției brute de pe zăcământul Beciu se realizează în două parcuri.

În zona Arbănași sunt constituite patru puncte de colectare a producției brute de țiței.

Producția brută atât din zona Beciu cât și din zona Arbănași este pompată prin aceeași conductă, la depozitul central Sătuc. În acest depozit are loc stocarea și tratarea finală, iar țițeiul rezultat este predat la CONPET. Apa de zăcământ rezultată este tratată și folosită la injecția tehnilogică, la zăcămintele din cadrul Schela Petrolieră Berca.

Gazele asociate, fiind în cantitate foarte mică nu se mai colectează.

O parte din apa de zăcământ decantată se injectează rezidual în zonă.

Instalațiile de fund și de suprafață, pentru industria de petrol sunt sunt confecționate din oțeluri speciale, rezistente la coroziune, abraziune și presiuni de lucru.

8.1.2. Materiale de construcții

Incintele obiectivelor ce aparțin structurii Berca – Arbănași sunt echipate cu o serie de amenajări și dotări specifice domeniului de activitate:

Incinte sedii administrative

Incinte parcuri separatoare

Incinte centre de colectare

Instalațiile petroliere de fund și de suprafață sunt confecționate din oțeluri rezistente la coroziune, abraziune și presiuni de lucru.

Barăcile din dotare sunt metalice, montate pe suprafața solului și au tâmplărie metalică, jgheaburi și burlane metalice, pentru scurgerile apelor pluviale.

Gardul de împrejmuire al incintei parcului este executat din panouri de plasă de sârmă zincată, fixate pe rame de beton și stâlpi de oțel.

8.1.3. Activități auxiliare

Principalele activități auxiliare de suprafață în exploatarea zăcământului Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași sunt următoarele: asigurare utilități, transport echipamente și materiale. Utilitățile și instalațiile auxiliare necesare în procesul de exploatare a zăcământului de țiței și gaze sunt următoarele:

Alimentarea cu apă a obiectivelor este asigurată prin rețeaua proprie;

Energia electrică necesară acționărilor electrice este asigurată din sistemul național CONEL;

Drumurile de acces la sonde sunt drumuri de exploatare petrolieră;

– Telecomunicațiile se realizează prin telefoane și stații radio.

8.1.4. Emisii în atmosferă

Sursele de poluare din industria de petrol, atât cele sistematice cât și cele accidentale, au o răspândire mai mică sau mai mare, funcție de mărimea zăcământului, tipul și compoziția fluidelor extrase, tehnologia de extracție utilizată, vechimea exploatării, relieful și rețeaua hidrografică.

Emisii sistematice de poluanți în aer

Poluarea aerului semnifică prezența în atmosferă a unor substanțe străine de compoziția normală a aerului, care în funcție de concentrație și/sau timp de acțiune, alterează mediul de viață al omului.

Emisiile sistematice sunt emisiile provenite de la arderea combustibililor și carburanților în baterii de cazane, motocompresoare, motoare Diesel, utilaje de transport și intervenție.

Pentru mijloacele de transport – intervenție ale schelei, carburanții folosiți sunt motorina și benzina, mașinile fiind considerate surse punctiforme, mobile, cu emisii aleatorii – periodice, în funcție de perioada de funcționare.

Emisii accidentale

Printre agenții poluanți accidental care ajung în mediu, cei mai importanți sunt țițeiul și apa sărată. Aceștia ajung în mediu datorită unor tehnologii de extracție învechit, indisciplinei tehnologice sau a unor accidente tehnice.

În sistemul de exploatare al hidrocarburilor, ca urmare a neetanșetăților ce survin pe parcursul procesului tehnologic, se produc pierderi accidentale sistematice de fluide extrase. Ele conduc la formarea așa numitor emisii fugitive de poluanți în factorii de mediu (Tabelul 1)

Emisiile fugitive sunt formate de hidrocarburi volatile, care scapă din sistemele de producție pe la îmbinări: flanșe, valve, armături, instrumentări. Aceste emisii rezultă datorită coroziunii și/sau uzurii echipamentului. Ele sunt de o gravitate relativă de la nesemnificativă, la majoră și se produc cu o frecvență de la mare la foarte improbabilă. Efectele agenților poluanți accidentali asupra factorilor de mediu, pot fi de scurtă durată și pe suprafețe reduse, atunci când accidentele sunt depistate la timp, dar acumularea acestora, în timp, atât în sol cât și în apa freatică, pot cauza afecțiuni grave și pe termen lung a factorilor de mediu.

Tabelul 1

Din datele prezentate se constată că gravitatea poluării accidentale variază de la redusă, în cazul unor scurgeri și defecțiuni ale sistemului de drenare din careul sondei, până la majoră în cazul unor erupții libere necontrolate.

8.1.5. Producerea și eliminarea deșeurilor

Deșeurile rezultate din procesul tehnologic sunt reprezentate de deșeuri menajere (ambalaje deterioare, sticle, borcane, cartoane, pungi de plastic) și deșeuri tehnologice (șlam, piese și motoare uzate, cauciucuri uzate, uleiuri uzate).

Ambalajele metalice și de material plastic se depozitează temporar la sediu, după care se returnează la furnizor.

Deșeurile de fier vechi provenite de la diverse operații curente, capitale și intervenții sunt colectate la nivelul Schelei Petroliere Berca, printr – un program de recuperare și predate către REMAT (firmă ce își desfășoară activitatea în domeniul colectării, prelucrării și comercializării materialelor refolosiblie).

8.1.6. Alimentarea cu energie electrică

Energia electrică necesară activităților electrice este preluată din sitemul național CONEL prin intermediul posturilor de transformare. Nu se folosesc uleiuri care să conțină bifenoli policlorinați (BCF); pentru întreținerea posturilor de trafo se folosesc uleiuri de transformator tip T2000.

8.2. Evaluarea impactului exploatării zăcământului asupra mediului înconjurător

Termenul de impact asupra mediului se referă la schimbarea care se produce în mediu, ca rezultat al unei acțiuni: evacuare, emisii, etc. Pe parcusrul exploatării zăcământului nu au fost înregistrate emisii planificate în factorii de mediu, pentru fluidele rezultate în urma exploatării.

Impactul activității de exploatare al zăcământului de hidrocarburi depinde de: debitele/cantitățile de poluanți evacuate planificați/accidental, continuitatea și nivelul surselor potențiale de poluare, riscul de poluări accidentale, calitatea efluenților/agenților poluanți emiși.

8.2.1. Caracterizarea agenților poluanți

Țițeiul, gazele naturale și apa de zăcământ reprezintă principalii agenți poluanți, pe aliniamentul Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași.

Caracterizarea țițeiului

La exploatarea zăcămintelor de hidrocarburi, ca urmare a sistemului de colectare – distribuție există pierderi de producție care, în unele cazuri, se regăsesc parțial sau integral ca pierderi în factorii de mediu:

pierderi de hidrocarburi lichide care se produc datorită neetanșeității /avariilor în sistemul de colectare, tratare, transport

pierderi de hidrocarburi semisolide ca urmare a deparafinării și curățiriii rezervoarelor de reziduri depuse (șlamuri).

Cunoașterea caracteristicilor țițeiului este necesară, atât pentru stabilirea măsurilor de prevenire / diminuare, cît și în caz de poluare. În Tabelul 2 sunt prezente caracteristicile țițeiului extras pe structura Beciu – Arbănași.

Tabelul 2

*) Aceste caracteristici au fost determinate în anii 1954 – 1958.

La contactul accidental cu solul se produc modificări ale proprietăților fizice, chimice și biologice ale solului, avand loc următoarele fenomene:

volatilizarea compușilor ușori;

stratificarea pe profilul solului: componenții mai polari, în special asfaltenele, rămân la suprafață, formând o peliculă compactă care impiedică schimbul gazos între atmosferă și care nu permite circulația normală a apei, creându – se astfel condiții nefavorabile de anaerobioză, de reducere;

migrarea pe profiul solului: pătrunderea petrolului și a rezidurilor de petrol pe profilul solului, adâncimea la care ajung depinde de intensitatea poluării, textura și densitatea aparentă a acestuia. Pe parcursul migrării are loc o distribușie selectivă pe profil, în funcție de polaritatea componenților. Hidrocarburile saturate pătrund la adâncimi mari, urmate de hidrocarburile aromatice, iar asfaltenele rămân în partea superioară a profilului de sol.

Întrucât petrolul și rezidurile de petrol au un conținut mare în carbon organic și un conținut mic de azot, raportul C/N din sol crește cu mult peste valoara normală pentru sol (100 – 200/10), ceea ce face ca azotul să devină factor limitativ, atât pentru plante, cât și pentru microorganisme. La contactul apei freatice cu țițeiul infiltrat are loc, în timp, un transfer de hidrocarburi solubile din petrolul rezidual în apă, coeficientul de schimb crescând odată cu viteza de circulație a apei. Masa de poluant petrolier este supusă permanent unei „spălări selective” și progresive. Reducerea concentrației de hidrocarburi solubile are loc în etape și atinge localechilibru, iar diminuarea selectivă a fazei de petrol în cursul timpului (dată fiind deosebirea de solubilitate a diferitelor hidrocarburi), constituie cauza esențială a modificării compoziției chimice a a apei contaminate și frecvent chiar a calității potabile a acesteia.

Caracterizarea gazelor de sondă

Hidrocarburile gazoase sunt alcătuite, în principal, din gaz metan, alcani C2+ , și în proporție redusă de azot și dioxid de carbon. Datorită stării lor de agregare, ele nu persistă în atmosferă, în locul în care se degajă.

Caracterizarea apei de zăcământ

Apa de zăcământ este un important reziduu rezultat în urma activității de exploatare de pe structura Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași (Tabelul 3). Pierderile accidentale în mediu sunt în mare parte cauzate de acțiunea ei corozivă și abrazivă, asupra echipamentului metalic (tubing, coloană, pompe).

Se impune evitarea deversării apelor de zăcământ apelor în emisarii de suprafață datorită depășirii valorilor maxime admise la majoritatea indicatorilor de calitate (Cl-, Na+ și mineralizare totală).

Tabelul 3

*) Analiza comparativă cu NTPA 001/2002, s – a făcut pentru a pune în evidență că aceasta nu poate fi deversată în emisarii de suprafață și se impune injecția ei tehnologică pe structură sau într – o altă sondă pentru evacuare.

Conform compoziției apei de zăcământ, în cazul unor emisii accidentale, există riscul de a produce o salinitate puternică, dar și o saturare cu Na+ schimbabil, ce afectează porozitatea, afânarea solurilor, mărindu – le alcalinitatea. Conform compoziției cationice ale aceleiași ape, un raport neechilibrat între ionii de Na+, Ca2+ și Mg2+ ar conduce la procese de sărăturare a solului, prin dislocarea cationilor de calciu și magneziu de către cationul de sodiu aflat în exces.

Datorită mecanismelor chimice menționate, determinate de impactul între faza încărcată cu cantități mari de săruri solubile, în care predomină NaCl și faza solidă a solului, care de acum este saturat cu Na+, acesta – în condiții de umiditate ridicată – devine plastic, adeziv și se transformă într – o pastă lipicioasă amorfă. În condiții de uscăciune avansată, solul devine foarte compact, prezintă numeroase crăpături largi și adânci, iar agregatele structurale se aglomereaza în bulgări mari, compacți, greu prelucrabili.

Nivelul de radiații

Activitatea de exploatare a zăcămintelor de hidrocarburi nu folosește și nici nu vehiculează substanțe radioactive. Conform studiului „Investigarea surselor de poluare radioactivă naturală din industria extractivă de petrol și gaze” efectuat de „Laboratorul de Cercetări pentru Radioprotecție, Condiții de muncă și Ecologie – Stej, jud. Bihor, în 1995” valorile radiației gama la nivelul solului, vegetației și apei potabile, se încadrează în limtele fondului natural.

8.2.2. Descrierea și rezultatele investigațiilor

Impactul asupra aerului

Aerul atmosferic este unul dintre factorii de mediu greu de controlat, deoarece poluanții odată ajunși în atmosferă, se disipează rapid și nu mai pot fi, practic, captați în vederea epurării.

Emisiile de poluanți pot determina o gamă largă de efecte, de la mirosuri dezagreabile până la deteriorări serioase ale sănătății.

În cadrul procesului de extracție și transport al țițeiului și al gazelor, emisiile poluante în atmosferăsunt determinate de compușii organici volatili.

Pentru sistemele de suprafață ce deservesc exploatarea zăcământului comercial Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași, emisiile în atmosferă sunt reprezentate de emisii fugitive, de hidrocarburi volatile, ce pot apărea pe la imperfecțiunea îmbinărilor conductelor sau emisii accidentale la spargerea acestora, din diferite cauze.

Impactul asupra apelor

Ținând cont de compoziția agenților poluanți vehiculați în sistem, impactul acestora în apele de suprafață și cele freatice din zonă se va manifesta asupra:

regimului de mineralizare, caracterizat de indicatorii: cloruri, sodiu, calciu, magneziu;

regimului de toxixi specifici, caracterizat de indicatorul: hidrocarburi totale.

În vederea depistării dacă apa freatică sau apa curgătoare a fost afectată de procesul de exploatare a țițeiului, gazelor naturale și a apei de zăcământ, au fost prelevate eșantioane de apă (din pânza freatică), din puțuri din localitățile Beciu și Arbănași și probe de apă curgătoare din pârâul Beciu (amonte și aval de exploatare).

Deoarece apa freatică, colectată din zona de exploatare prezintă o încărcare de fond cu hidrocarburi , apa este monitorizată trimestrial din punct de vedere al calității prin indicatorii pH, conductivitate electrică și hidrocarburi petroliere. Un exemplu de rezultat al analizelor ce se efectuează asupra eșantioanelor este prezentat in Tabelul 4.

Tabelul 4

Impactul asupra solului

Poluarea prin deversare de apă sărată asupra unor soluri cu un grad ridicat de productivitate, duce la acumularea de săruri în sol, ceea ce conduce la deprecierea fertilității acestuia, la dispariția plantelor cultivate, la pierderi importante de recoltă.

Poluarea cu apă sărată variază în funcție de cantitatea de apă deversată și de timpul cât a durat deversarea. În condițiile în care în teritoriu s – au efectuat nivelări, cantitatea de săruri aflate inițial pe suprafețe mai reduse a fost răspândită pe întreg teritoriul.

Probele de sol de pe structura Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași au fost realizate și analizate în cadrul Compartimentului Analize Instrumentale din I.C.P.T. Câmpina. Aceste probe sunt recoltate pe două adâncimi (0-30 cm și 30-60cm), analizele urmărind eventualele contaminării cu hidrocarburi, cloruri și apariția unei salinizări secundare.

Interpretarea rezultatelor analizelor de sol a fost realizată urmărindu – se cele două efecte posibile ale poluării cu fluide: poluarea solului cu hidrocarburi și poluarea solului cu apă de zăcământ.

Conținutul mărit al ionilor de clor indică prezența poluării cu apa de zăcământ, respectiv prezența fenomenului de sărăturare a solului. Sărurile ionului clor sunt foarte solubile în apă și sunt foarte mobile în sol. Astfel acestea sunt absorbite de rădăcinile plantelor devenind toxice în cantități mari.

Interpretarea salinizării solului se face și după concentrațiile relative de cationi în extractul de pastă la saturație, exprimat în indice de absorbție a solului (SAR). Valori mai mari ale acestui indice (SAR >12), indică prezența salinizării secundare a solului, adică o concentrație crescută a ionului de sodiu absorbit în structura solului. În perioadele secetoase se pot forma cruste la suprafața solului ducând la degradarea mecanică a acestuia și respectiv la distrugerea structurii solului. Aceste efecte au ca rezultat o scădere a fertilității solului, inhibând germinarea semințelor, dezvoltarea rădăcinilor, infiltrația apei de ploaie și aerația solului.

Solurile poluate cu produse petroliere pot fi ameliorate prin aplicarea amendamentelor pe bază de sulf și fosfoghips. Aplicarea necesarului de amendamente se face după ce suprafața afectată a fost arată. Imediat după împrăștierea amendamentului, arealul se discuiește (în cruce).

Ulterior, după o pauză de reacție de 4 – 6 săptămâni, se recomandă aplicarea de fertilizanți minerali (azotați de amoniu și superfosfați), pentru o mai bună refacere a potențialului productiv al solului.

Pentru suprafețele degradate de o perioadă mai veche cu apă de zăcământ, la care nu s – a intervenit este necesar ca înainte de aplicarea amendamentelor să se execute pe arealele respective drene cu adâncimi sub nivelul rădăcinilor plantelor și să se spele cu un volum de apă egal cu de două, trei ori volumul de pori al solului ce trebuie spălat. Timpul de spălare poate fi redus, micșorând distanța dintre drenuri. Apele de spălare pot fi colectate și introduse în circuitul apelor de injecție.

8.3. Posibilități de diminuare sau eliminare a impactului poluării asupra mediului

Prevenirea poluării reprezintă reducerea sau eliminarea descărcărilor sau emisiilor în mediul ambiant. Prevenirea poluării poate fi însoțită de reducerea generării de deșeuri la sursă sau prin utilizarea, reutilizarea sau recuperarea deșeurilor generate. Refacerea potențialului zonelor contaminate fiind un porces costisitor și greu de realizat, se caută a se preveni poluarea și, dacă s-a produs, să se limiteze efectul prin acțiuni locale imediate.

Principalele măsuri de prevenire și combatere a poluării sunt:

crearea unei baze de date care să includă toate sursele de poluare, cu stabilirea elementelor de identificare și limte admise;

observarea și controlul continuu al instalațiilor de extracție și depozitare și luarea măsurilor pentru evitarea oricăror scăpări în mediu;

amplasarea corectă în zonă a obiectivelor de producție, în funcție de poziția geografică, cursurile de apă, relieful, topografia în zona amplasamentului și în zona învecinată, solurile, vegetația, fauna;

depistarea și remedierea spărturilor și a altor neetanșeități (în special la conducte) ;

combaterea fenomenelor de coroziune la instalațiile de adâncime și de suprafață;

evitarea și limitarea emisiilor gazoase în atmosferă;

aplicarea unor tehnologii avansate în timpul exploatării și extracției produselor petroliere, pentru minimizarea impactului acestor operații asupra mediului

Monitorizarea surselor de poluare și a factorilor de mediu

Realizarea unei monitorizări de impact asupra zonelor poluate presupune:

stabilirea punctelor de urmărie /măsurare a factorilor de mediu;

prelevarea și analizarea probelor cu o anumită frecvență;

compararea rezultatelor cu limitele admise de lege și înregistrarea depășirilor;

depistarea sursei de poluare;

Prevenirea poluării reprezintă reducerea sau eliminarea descărcărilor sau emisiilor în mediul ambiant. Analiza fiecărei surse de poluare conduce la luarea unor măsuri concrete și eficiente pentru prevenirea și reducerea poluării.

CONCLUZII

Aliniamentul structural Berca – Arbănași – Pâcle – Beciu este situat în marea unitate geomorfologică a Subcarpaților de Curbură – Depresiunea Policiori din șirul depresiunilor intracolinare. Ca și poziție geografică, Subcarpații de Curbură se situează la Sud – Est de Carpații Orientali. Sunt delimitați la nord de Valea Trotușului, la sud de Câmpia Română, la vest de Valea Dâmboviței, limita estică fiind Câmpia Română în zona de curbură a Carpaților Orientali, reprezentând cel mai exterior element morfo – tectonic al Zonei Mio – Pliocene, din punct de vedere geotectonic se încadrează în Zona Cutelor Diapire (partea internă a avanfosei carpatice)

Din punct de vedere geologic aliniamentul studiat este un anticlinal boltit, făcând parte din extremitatea sudică a celui mai extern aliniament structural al Subzonei Mio – Pliocene din fața lanțului muntos al Carpaților Orientali, fiind încadrată în Zona Cutelor Diapire – partea internă a avanfosei carpatice.

Aranjamentul tectonic la nivelul formațiunilor de vârstă Mio – Pliocenă este determinat de existența diapirului de sare orientat SV – NE ce a determinat ridicarea anticlinalului.

Structura Berca se prezintă sub forma unei cute anticlinale afectată de un sistem de falii longitudinale inverse și transversale, normale mai frecvente în sectorul Berca Sud, care conduce la o fragmentare a Meoțianului flancului estic în blocuri independente, cu cădere în trepte de la sud către nord. Formațiunile ce alcătuiesc succesiunea stratigrafică aparțin Miocenului (dezvoltat în facies marnos, grezos și calcaros) și Pliocenului, reprezentat prin Meoțian și Ponțian.

Structura Pâcle are forma unei bolți puțin asimetrică, cu flancul vestic coborât și flancul estic ridicat, fiecare din flancuri având o tectonică aparte și o comportare în producție total diferită. Acest lucru a determinat tratarea separată sub toate aspectele a celor două flancuri sub denumirea de Pâcle Est și Pâcle Vest. La alcătuirea structurii iau parte formațiuni ce aparțin Miocenului și Pliocenului, acesta fiind reprezentat prin Meoțian și Ponțian.

Structura Beciu este delimitată tectonic în două zone: Beciu Est și Beciu Vest, primul ridicat (media adâncimii 500 m), iar cel de – al doilea coborât (scufundat) cu adâncimea medie de 1400 m, în Meoțian. Formațiunile care alcătuiesc structura Beciu sunt Miocenul și Pliocenul. Dintre termenii Miocenului s – au întâlnit Badenianul și Sarmațianul. Pliocenul este reprezentat în succesiune normală prin toți termenii din care productiv este Meoțianul.

Structura Arbănași are forma unei bolți ușor asimetrice (ogivală) cu flancul estic ridicat și flancul vestic coborât, afectată de două falii longitudinale dintre care una normală, iar cealaltă inversă. Așa cum s – a amintit, la alcătuirea structurii iau parte formațiuni aparținând Miocenului, reprezentat prin Sarmațian și Pliocen, reprezentat prin Meoțian și Ponțian.

În concluzie, complexele meoțiene conțin importante acumulări de petrol și gaze naturale, constituind principalele obiective productive din Zona Cutelor Diapire. Ponțianul, prin litofaciesul predominant marnos al sedimentelor din care este constituit, reprezintă un foarte bun înveliș impermeabil, protector, pentru acumulările de hidrocarburi fluide din complexele psamitice subjacente.

Având în vedere comportarea în exploatare, stadiul exploatării și potențialul actual al zăcămintelor, au fost analizate, pentru fiecare zăcământ constitutiv al aliniamentului structural Berca – Pâcle – Beciu – Arbănași, posibilitățile de continuare a exploatării, în trei variante și anume:

Varianta I: Cu sonde actuale – 94 sonde de țiței și modul actual de operare

Varianta II: Cu efectuarea a 27 de programe geologo – tehnologice pentru 16 sonde

Varianta III: Cu săparea sondelor A1 Berca Sud si B1 Pâcle Est.

În varianta III propun suplimentar față de varianta II completarea gabaritului de exploatare prin săparea a 2 sonde noi ce se vor resăpa deviat din sonde existente către zone nedrenate prin alte sonde.

De asemenea, propun și lucrări prin care se pot verifica și eventual promova rezerve probabile: 3 locații L1c, L2c si L3c Pâcle Est, condiționate de sonda nouă B1; locația L4c Berca Sud, condiționata de rezultatul sondei noi A1 și un pilot de injecție tehnologică de apă, în Zăcământul 3, M12-4, Berca Sud.

Bibliografie

„Geologia zăcămintelor de hidrocarburi”, Constantin Beca, Dan Prodan, Editura Didactică și Pedagogică, București

„Miocenul din partea de sud a Carpaților Orientali I „ , Dumitru Frunzescu, Editura Universității Petrol – Gaze din Ploiești, 2013

„Monografia geologică a bazinului râului Buzău” , Dumitru Frunzescu, Gheorghe Brănoiu, Editura Universității Petrol – Gaze din Ploiești, 2004

„Geologia României”, Vasile Mutihac, Editura Didactică și Pedagogică, 2010

„Harta geologica Istrita, scara 1:50000, Institutul de Geologie siGeofizica, 1978

Foaia Ploiesti, Institutul Geologic Roman, 1968

“Geomorfologia României: reliefuri, tipuri, geneză, evoluție, regionare” – Grigore Posea, Ediția a II-a – București, Editura Fundației “România de Mâine”, 2005

Lucrare „Inventarierea preliminară a structurilor acvifere din partea sudică a României”, Marin Palcu, Mihaela Carmen Melinte, Adrian Jurkiewicz, Gheorghe Witek, Aurel Rotaru , Geo – Eco – Marina 14/2008 – Supliment nr.1., 2008

“Geotectonica României” – Mircea Săndulescu, Editura Tehnică București, 1984