Geologie

CONSIDERATII GENERALE DE NATURA GEOLOGICA

In cadrul celor trei bazine salifere din România se întâlnesc cca 200 masive de sare gemã, dintre care unele contin acumulãri de ordinul miliardelor de tone. Desi suntem "Tara Sãrii", dintre aceste masive de sare, numai un numãr redus de zãcãminte întrunesc conditiile geologo-miniere si calitative necesare, care sã permitã o exploatare în conditii de sigurantã si economic favorabile.

Majoritatea depunerilor evaporitice sunt de origine marinã, cele de origine continentalã sunt cu totul neglijabile ca volum. Din examinarea repartitiei în timp a principalelor acumulãri evaporitice se constatã existenta unor perioade de intense depuneri, numite "faze salinogene", urmate de lungi perioade fãrã acumulãri saline. Fazele salinogene se întâlnesc în cambrian, devonian, permo-triasic si tertiar si mult reduse în perioadele ordovician, silurian, carbonifer, jurasic si cretacic.

Depunerea evaporitelor având loc într-un climat arid, studiul repartitiei în timp si spatiu a depunerilor evaporitice constituie una din metodele folosite la reconstituirea zonelor climatice ale globului pentru diferitele perioade geologice. Principalele bazine cu sare din Europa sunt cuprinse în unitãtile cutate hercinice si alpine, cutãrile caledoniene fiind lipsite de acumulãri evaporitice. Cutãrile hercinice au afectat Uralii, Europa Centralã, Europa Occidentalã si platforma Moesicã.

Pentru teritoriul României putem vorbi de urmãtoarele orizonturi de sare:

* orizontul de Cartojani - Permian;

* orizontul de Chiriacu - Triasic (Anisian superior-Ladinian);

* orizontul de Vadu - Jurasic sup. - Cretacic inf;

* formatiunea saliferã inferioarã - Burdigalian;

* formatiunea saliferã superioarã - Badenian superior (Langhian);

Formatiunea cu sare Triasicã se întâlneste numai în câteva puncte din platforma Moesicã si nu prezintã importantã economicã. Acumulãrile de sare gemã de vârstã Miocenã au o largã dezvoltare în depresiunea pericarpaticã, depresiunea Transilvaniei si depresiunea Maramuresului, prezentând o mare importantã economicã. Aceste depozite evaporitice prezintã o litologie variatã, reprezentate prin gipsuri, anhidrite, sare gemã, sãruri de potasiu si celestinã. Faciesul salin desemnat ca "formatiunea cu sare" apartine la douã nivele stratigrafice: unul inferior de vârstã Acvitanianã, în avanfosa carpaticã si altul superior, de vârstã Badenianã (considerat mai demult Tortonianã), atât în avanfosa carpaticã cât si în depresiunea Transilvaniei si cea a Maramuresului.

Zona intracarpaticã - depresiunea Transilvaniei

Bazinul Transilvaniei s-a format la sfârsitul perioadei cretacice si începutul erei paleogene, printr-o scufundare lentã si continuã (fenomenul de subsidentã), iar la rama bazinului, printr-un proces de orogenezã, s-au format muntii din lantul Carpatic. În acest bazin, descris mai sus, a luat nastere o mare de tip continetal, care nu avea legãturã directã cu mãrile si oceanele existente în jurul Continentului Euro-Asiatic. Scufundarea lentã si continuã a bazinului a dat nastere la formarea unui strat sedimentar de circa 5000 m grosime, care prin prezenta continutului petrografic, oglindeste conditiile sedimentãrii si istoria paleoclimaticã a regiunii.

Depresiunea Transilvaniei este plasatã în întregime pe pânzele austrice ale orogenului carpatic, deci este posttectonicã în raport cu sariajul cretacic. Datele geofizice si forajele de cercetare au pus în evidentã de la vest la est urmãtoarele elemente structurale: ridicarea Tureni-Sic, depresiunea Ocna Mures-Bendiu, ridicarea Pogãceaua, depresiunea Reghin, ridicarea Gurghiu si depresiunea Deda. In partea de sud-vest a depresiunii Transilvaniei, zona Cenade, Sorostin, Seica si Rusi existã o zonã ridicatã a fundamentului cristalino-mezozoic, strãbãtutã de o falie longitudinalã (falia Blaj-Cenade-Rusi-Ghijasa), care afecteazã si depozitele neogene. La suprafatã falia poate fi urmãritã pe cca 50 km, distantã pe care depozitele neogene din compartimentul nord-estic au tendinta de încãlecare fatã de cele din compartimentul sud-vestic.

Alte ridicãri mai importante ale fundamentului depresiunii sunt pe aliniamentele: Ilimbav-Bentid, Odorhei-Praid-Gurghiu, Lueta-Meresti-Mãrtinis-Sânpaul. In timpul sedimentãrii sãrii badeniene (= tortoniene) au functionat ca ridicãri, toate zonele în care sarea lipseste în prezent. In cadrul depresiunii Transilvaniei se disting pe verticalã trei etaje structurale, cu stiluri tectonice diferite:

1. etajul structural inferior cu stil tectonic asemãnãtor cristalino-mezozoicului din pânzele carpatice;

2. etajul structural median cu formatiuni senoniene, paleogene si miocene inferioare, mai putin afectate tectonic;

3. etajul structural superior cu formatiuni badeniene, sarmatiene si panoniene, afectat de miscãrile pliocene si de deformãrile suferite de stratul de sare.

Sarea din bazinul Transilvaniei are tendinta de a se ridica spre zonele proeminente ale reliefului prebadenian si ocupã o suprafatã de cca 16206 km2, având o grosime medie de aprox. 250 m.

Acumulãrile de sare cele mai substantiale din cadrul bazinului Transilvaniei sunt urmãtoarele: Ocna Dej, Turda, Ocna Mures, Ocna Sibiu, Jabenita, Sovata, si Praid.

Structura saliferã Corund-Praid-Sovata (Sãcãdat) este situatã în zona de contact al bazinului Transilvaniei cu lantul muntos neoeruptiv al Carpatilor Orientali, Cãlimani-Gurghiu-Harghita, la îmbinarea podisului Târnavelor cu aliniamentul orogenic Gurghiu-Harghita. Masivul de sare de la Praid având forma unui stâlp diapir clasificat ca fiind discordant, strãpunge cuvertura mio-pliocenã din jur si apare la suprafatã în relief pozitiv. Corpul ejectiv, diapirizat, este flancat de roci sedimentare care sunt acoperite partial de formatiuni vulcanice extrusive postpliocene si depozite cuaternare. Sarea din stâlpul Praid a bombat lunca si terasele vãilor Târnava Micã si Corund, creând o formã morfologicã de dom, cu înãltimea maximã de 70m.

Corpul de sare în plan orizontal are o formã cvazicircularã, usor elipsoidalã, cu diametrele de 1,2 si 1,4 km, iar pe baza sondelor structurale (S ACEX 401/1949, S 110/1973) se apreciazã cã are o adâncime de îngropare de 2,6 - 2,8 km, fiind astfel cel mai dezvoltat si robust corp diapirogen din tarã.

In argila sãrii din coperta zãcãmântului (‘cap-rock’) apar elemente de roci strãine, de origine carpaticã (gresii, cuartite, filite, gnaisuri, micasisturi, calcare cristaline, formatiuni triasice, jurasice si cretacice). Aceste elemente provin probabil din descompunerea conglomeratelor mio-pliocene, în timpul cutãrilor orogenice, sau sunt transportate de pe aria continentalã învecinatã. Rar se întâlnesc si argile cu agregate cristaline de gips secundar.

Localizarea administrativã a zãcãmântului Praid

Zãcãmãntul de sare gemã de la Praid este situat pe teritoriul comunei Praid, jud.Harghita la cca. 35 km de municipiul Odorheiu-Secuiesc si la 8 km de Sovata, pe cursul superior a râului Târnava Micã. Accesul în localitatea Praid este asiguratã prin soseaua asfaltatã Tg.Mures-Sovata-Praid si prin linia normalã CFR Blaj - Praid. De asemenea, localitatea Praid este accersibilã si prin soseaua judeteanã de la Gheorgheni, peste pasul Bucin. Energia electricã se obtine din LEA 20 KV , linia Sovata-Corund.

Date de geografie fizicã

Structura saliferã Corund-Praid-Sovata este situatã în zona de contact al depresiunii Transivaniei cu lantul muntos neoeruptiv al Carpatilor Orientali, Cãlimani-Gurghiu-Harghita, la îmbinarea podisului Târnavelor cu aliniamentul muntilor Gurghiu-Harghita.

Bazinul Praidului, în sensul larg al cuvântului, se întinde în jurul "Dealului Sãrii", cuprinzând localitãtile Praid si cele douã Ocne. Bazinul are formã triunghiularã al cãrui vârf, în direcþia sudicã, este orientatã cãtre satul Corund, iar spre nord si vest se contopeste cu bazinul Sovatei. Bazinul Praidului este separat de restul bazinului Transilvaniei prin linia vârfurilor Sãlas-Firtus (1062m), Fiasmál (983m), Piatra Cusmedului (991m) si Piatra Siclodului (1025m). Dealul Sãrii, în denumire localã "Spatele Sãrii" (576m), acoperã cel mai mare zãcãmânt de sare din tarã, a cãrei "rãdãcini" sunt îngropate pânã la 2,7-3km adâncime. Diapirul de sare pe orizontalã are o formã usor elipticã, având diametrul de 1,2-14 km, iar pe verticalã are forma unei uriaºe ciuperci. Dealtfel aceastã formã neregulat-tronconicã este forma specificã al masivelor de sare din Bazinul Transilvaniei (de ex. Ocna Mures). Acest zãcãmânt de sare este una din cele mai mari "cute diapire" din Europa. Rezervele ei ar putea asigura necesarul de sare al continentului european pe mai multe sute de ani. In zona localitãtii Praid aspectul morfologic dominant este colinar cu altitudini cuprinse între +460m (nivelul albiei minore a Târnavei Mici) si +681m (vf. Zmeurei, la S de masivul Sãrii). Dealul Sãrii de formã mamelonarã, cvazicircularã, ascunde în subasmentul sãu masivul diapir de sare si are altitudinea maximã de +571,8m.

Particularitãtile morfostructurale si climatice au determinat o retea densã de ape curgãtoare. Principalul colector de ape este râul Târnava Micã (cursul superior) cu un debit mediu de 1m/s. Cel mai important afluent este pârâul Corund iar de mai micã însemnãtate sunt pâraiele Praidului, p.Stejarului, p.Fagului, p.Harom, p.Egresul, p.Buretilor si altele.

Anual numãrul zilelor cu temperaturã peste 25gr. C este mai mic de 80, iar temperatura medie pe bazin este de +8,2gr. Temperaturile medii vara sunt de 19-20gr. si iarna de -8 -10gr, luna cea mai cãlduroasã fiind luna iulie. Amplitudinea maximã între temperaturile extreme ale celor patru anotimpuri este de 60gr. Temperaturile înregistreazã constant valori mai scãzute decât restul bazinului Transilvaniei, cauzate de microclimatul specific depresiunilor intramontane din partea esticã al bazinului.

Precipitatiile sunt abundente, în anii ploiosi reprezentând 800 -1000mm, iar în anii secetosi 600-700mm; 70% din precipitatii cad în sezonul cald martie-septembrie. Valoarea umezelii relative a aerului este ridicatã, cifrându-se în jurul valorii de 75-80%.

Zona Praidului are în general o climã temperat-continentalã, mai rãcoroasã decât cea a bazinului Transilvaniei.

Stratigrafia regiunii

Bazinul Transilvaniei s-a format la sfârsitul perioadei cretacice si începutul erei paleogene, printr-o scufundare lentã si continuuã (fenomenul de subsidentã), iar la rama bazinului, printr-un proces de orogenezã, s-au format muntii din lantul Carpatic. În acest bazin, descris mai sus, a luat nastere o mare de tip continetal, care nu avea legãturã directã cu mãrile si oceanele existente în jurul Continentului Euro-Asiatic. Scufundarea lentã si continuã a bazinului a dat nastere la formarea unui strat sedimentar de circa 5000 m grosime, care prin prezenta continutului petrografic, oglindeste conditiile sedimentãrii si istoria paleoclimaticã a regiunii.

La marginea bazinului Transilvaniei se gãsesc straturile sedimentare paleogene care au directia si cãderea spre centrul bazinului. Dupã aceste depozite gãsim zona cutelor diapire si aliniamentul zãcãmintelor de sare, care se ridicã spre suprafatã, strãpungând sedimentele mai tinere. Centrul bazinului este caracterizatã prin prezenta zonei "domurilor gazeifere". În straturile sedimentare cutate, cu o porozitate accentuatã, sunt prezente zãcãmintele de gaz-metan (cantonate în depozitele etajelor badenian superior, sarmaþian si panonian inferior). În anii precedenti, prin lucrãrile de prospectiuni geologice executate (foraje de adâncime) de cãtre firma "Shell" au fost determinate, în straturile de adâncime (la 5-6000m) din centrul bazinului, rezerve posibile de hidrocarburi (titei).

Regiunea Sovata-Praid apartine cutelor diapire din estul bazinului Transilvaniei, cu formatiuni sedimentare si vulcanogen-extrusive. In partea de E si NE al bazinului, masivele de sare au atins un stadiu de diapirism paroxismal (Praid, Sovata, Reghin, etc.), si sunt desprinse din culcusul de formare si antrenate la suprafatã, strãpungând si laminând stratele mio-pliocene din acoperis. Regiunea Sovata-Praid-Corund apartine molasei neogene a ramei de est a depresiunii Transilvaniei, la limita masivelor muntoase Harghita si Gurghiu. Depozitele de cuverturã sunt miocene, pliocene si pleistocene, si ele sunt dispuse peste un fundament prelaramic considerat ca apartinând dacidelor (Sãndulescu, 1984).

Regiunea Praid-Sovata aratã evident existenta unui paleorelief pliocenic (pontic), camuflat de materialul vulcanogen-sedimentar generat de eruptiile magmatice ulterioare, care a fost readaptat in configuratia actualã. In cadrul regiunii au fost delimitate urmãtoarele strate distincte:

FUNDAMENTUL- regiunii este format din roci cristaline, peste care se dispune o cuverturã de roci sedimentare, formate în mai multe cicluri de depunere. Fundamentul constituie unitatea structuralã inferioarã, cristalinul fiind intâlnit numai în forajul 1MP Ocna de Sus la adâncimea de 2.880m si este reprezentat prin sisturi clorito-sericitoase cenusiu-verzui diaclazate cu limonitizãri. Dacã tinem seama de adâncimea acestui cristalin, determinatã prin foraje si evaluatã prin seismicã, rezultã cã regiunea Praid-Sovata-Corund se situeazã într-o zonã de ridicare a fundamentului cristalin (între adâncimile 1.000 - 2.900m), reprezentând asa numita zonã marginalã a bazinului Transilvaniei.

Cuvertura mio-pliocenã apare în mod frecvent discordant peste depozitele de toate vârstele, chiar peste fundamentul cristalin.

BURDIGALIANUL-a fost întâlnit la unele sonde cu grosimi reduse fiind reprezentat prin marne cenusii, verzui-roscate si intercalatii de gresii.

BADENIANUL- este prezent prin cele patru orizonturi cunoscute:

- oriz. inferior - tuful de Dej si marne cu Globigerine;

- oriz. sãrii si a gipsurilor superioare, care apare în afloriment pe o suprafatã redusã în nucleul structurii anticlinale Sovata-Praid-Corund;

- oriz. sisturilor cu Radiolari;

- oriz. marnelor cu Spirialis care cuprinde marne cenusii cu intercalatii de gresii, nisipuri si tufuri.

BUGLOVIANUL si SARMATIANUL- nu apar la zi în regiune, ele fiind interceptate doar in forajele nr.2 Sovata si 5,6 MP Praid. Aceste depozite sunt constituite din marne, cu intercalatii subtiri de marne nisipoase si nisipuri, in partea superioarã cu depozite de pietrisuri.

PANNONIANUL- atinge grosimea maximã de cca.1.600m în zona depresionarã, la est de aliniamentul Sovata-Praid-Corund, fiind reprezentatã prin trei orizonturi:

- oriz. inferior - tufuri de Bazna, urmate de argile marnoase în alternantã cu nisipuri;

- oriz. mediu - format din nisipuri, gresii, conglomerate;

- oriz. superior - constituit din argile si nisipuri cu intercalatii de cinerite.

La încadrarea depozitelor pliocene din rama de est al bazinului Transilvaniei, unele lucrãri de specialitate aratã cã separarea etajului pannonian în aceastã zonã este incertã. Ciupagea si colab. 1970, si Vancea, 1960 constatã cã ar exista lacune de sedimentatie între sarmatianul mediu si meotianul superior, ceea ce face improbabilã prezenta pannonianului (asa cum acesta a fost doveditã în Bazinul Vienei). Pannonian sau nu, aceastã formatiune în discutie se aflã la baza formatiunilor eruptive.

CUATERNAR-PLEISTOCEN - (vulcanogen-sedimentar) - formeazã cea mai mare parte a zonei dintre Sovata si Praid, fiind alcãtuit din aglomerate si brecii vulcanice postpliocene, care ating grosimi de sute de metrii. Rocile lantului eruptiv, de vârstã pliocen superioarã, din Muntii Gurghiu, au acoperit pe areale mai mult sau mai putin extinse sedimentele neogene.

Complexul vulcanogen-sedimentar reprezintã o unitate structuralã majorã, fiind dovada unei activitãti vulcanice mai vechi, separatã de cea recentã printr-o fazã de eroziune. Aceastã formatiune a rezultat din conlucrarea agentilor endogeni si exogeni, iar în cadrul ei au fost separate mai multe nivele:

- inferior, constituit din produse piroclastice ale unui vulcanism vechi, neatinse de actiunea agentilor exogeni;

- intermediar, cu produse piroclastice mai putine în depozit; rocile care alcãtuiesc acest nivel sunt reprezentate prin conglomerate cu ciment cineritic si microconglomerate cu ciment arenitic, foarte friabile; acest nivel este bine dezvoltat în zona de la sud si vest de Praid.

- superior, cu piroclastite apartinând unei alte etape de activitate vulcanicã, cu aparate vulcanice mai recente. Acest nivel este alcãtuit predominant din depozite grosiere cu rare orizonturi de cinerite, formate din brecii bine deschise pe valea Târnavei Mici.

Compozitia lor este variatã, elementele sunt unghiulare, mai rar rotunjite. Aceste depozite efuzive se dispun discordant peste complexul sedimentar mentionat, formând relieful morfostructural al regiunii. In numeroase locuri se gãsesc lambouri de roci masive de dimensiuni diferite, majoritatea aflorimentelor de andezite sunt de origine filonianã si formeazã dyke-uri subtiri sau mai groase. Depozitul vulcanogen-sedimentar mentionat se include în structura muntoasã a eruptivului neogen din bordura esticã a Carpatilor Orientali: M-tii Cãlimani-Gurghiu-Harghita.

HOLOCENUL- este prezent prin nisipuri si pietrisuri ale teraselor inferioare, conuri de dejectie, depozite aluvionare, deluvii si depuneri recente de carbonati, din izvoare carbogazoase (de ex. aragonitul de la Corund).

Tectonica regiunii

Structura de ansamblu a regiunii este dominatã de aliniamentul anticlinal-diapir estic al Bazinului Transilvaniei. Datele de cercetare de care dispunem pânã în prezent pun în evidentã mari acumulãri de sare în axul anticlinatului, care la Sovata si Praid formeazã douã structuri diapire deschise, iar în alte zone (Ocna de Sus,Corund) structuri de criptodiapire (diapire care nu apar la suprafatã).

Formarea acestor structuri salifere din aliniamentul diapir estic a început cu sarmatianul, si s-a continuat prin miscãrile valahice pânã la zilele noastre. La început structurile au avut un caracter halotectonic, care ulterior sub greutatea stivei de depozite sedimentare au evoluat în structuri halokinetice-dom,stilp,diapir, a caror formare se continua si in prezent. De fapt, depunerea si precipitarea propriu-zisã a depozitelor de sare a debutat in badenianul inferior. In cursul badenianului a avut loc o scufundare lentã a întregului bazin al Transilvaniei, si implicit o mare transgresiune. In bazã se remarcã prezenta tufului de Dej, peste care se dispun complexele de gips si sare, care indicã o etapã lagunarã. Depozitele de sare se gãsesc în toatã zona centralã a bazinului, în profunzime, dar apar la suprafatã în masive distincte, doar în zona de bordurã, ca Ocna Mures, Turda, Ocna Dej, Sovata, Praid, Ocna Sibiului, etc.

In ceea ce priveste mecanismul de punere în loc al diapirelor din Transilvania, I.Dumitrescu (1958) explicã fenomenul printr-un proces de decolare gravitationalã si migrare spre zonele marginale ale bazinului. La definitivarea aspectului tectonic al acestei zone au concurat trei factori: compartimentarea fundamentului bazinului pe zona sa marginalã, diapirismul sãrii si eruptivismul neogen-cuaternar. Compartimentarea fundamentului cristalin a început în paleogen, odatã cu schitarea bazinului propriu-zis. Ridicarea formatiunii halitice, datatã de I.Dumitrescu între faza orogenicã atticã si faza rodanicã, a fost legat de linii de minimã rezistentã, aflate între compartimentele fundamentului. Este probabil însã ca miscãrile complexului sãrii sã fi debutat datoritã miscãrilor fazei styirice din miocenul mediu. Activitatea vulcanicã a debutat la sfârsitul pannonianului sens strict si a continuat pânã în pleistocen.

In zona Corund-Praid-Sovata apar linii tectonice majore, având directia dominantã NV-SE, aproximativ paralele cu anticlinalul diapir (S. si M.Peltz 1970), indicate de corpuri eruptive, aparitii de izvoare clorurate si carbogazoase, precum si de pozitia structurilor diapirice etc.

GEOLOGIA ZÃCÃMÂNTULUI

Stratigrafia zãcãmântului

Structura saliferã Corund-Praid-Sovata este situatã în zona de contact al bazinului Transilvaniei cu lantul muntos neoeruptiv al Carpatilor Orientali, Cãlimani-Gurghiu-Harghita, la îmbinarea podisului Târnavelor cu aliniamentul orogenic Gurghiu-Harghita. Masivul de sare de la Praid având forma unui stâlp diapir clasificat ca fiind discordant, strãpunge cuvertura mio-pliocenã din jur si apare la suprafatã în relief pozitiv. Corpul ejectiv diapirizat este flancat de roci sedimentare care sunt acoperite partial de formatiuni vulcanice extrusive postpliocene si depozite cuaternare. Deschiderile naturale (doline), sau artificiale (antropocarsturi) sunt localizate în partea S-V (zona defileului Corundului) si N a zãcãmântului (deasupra fostei mine Elisabeta). Stratigrafia zãcãmântului se prezintã astfel:

BADENIANUL - este prezent prin cele patru orizonturi cunoscute: orizontul Tufului de Dej si a marnelor cu Globigerine / orizontul sãrii si a gipsului superior / orizontul sisturilor cu Radiolari / orizontul marnelor cu Spirialis.

Corpul de sare în plan orizontal are o formã cvazicircularã, usor elipsoidalã, cu diametrele de 1,2 si 1,4 km, iar pe baza sondelor structurale (S ACEX 401/1949, S 110/1973) se apreciazã cã are o adâncime de îngropare de 2,6 - 2,8km, fiind astfel cel mai dezvoltat si robust corp diapirogen din tarã.

CUATERNAR - PLEISTOCEN - (vulcanogen-sedimentar) fiind alcãtuit din aglomerate si brecii vulcanice post-pliocene care ating grosimi de sute de metrii, si au o compozitie variatã de andezite, care se dispun discordant peste complexul sedimentar mentionat, formând relieful morfostructural al zonei.

HOLOCENUL - este reprezentat prin nisipuri si pietrisuri ale teraselor inferioare, conuri de dejectie, depozite aluvionare, deluvii si depuneri de carbonati (aragonitul de la Corund).

Petrografia si mineralogia

Cristalizarea si granulatia

Sarea de la Praid are un aspect macro- sau microcristalin fiind impurificat cu dispersii mecanice singenetice constituite din argile, marne, gresii, calcare cristaline etc. sub forma de diseminãri, impregnatii, incluziuni stratiforme sau enclave de diferite dimensiuni. Incluziunile de steril cu un diametru de peste 0,5m pot apare sub forma de intercalatii stratiforme (singenetice) sau sub forma de fragmente brecifiate, rezultate în urma deformãrilor halocinetice a sãrii. Aceste incluziuni pot fi evitate numai partial în procesul de exploatare. Cristalele de halit se prezintã sub formã de cuburi, mai mult sau mai putin perfecte, cu vitezele de crestere cele mai mari spre directia colturilor, mai redusã la muchii si cele mai mici la fetele de cristal. Imbinarea cristalelor se realizeazã cel mai frecvent la colturi si rareori pe fete. Macrocristalele primare din masiv pot contine incluziuni gazoase si lichide, iar structura retelei cristaline are putine defecte, prezentând o transparentã ridicatã. Cristalele secundare, formate pe seama solutiilor saturate din camerele vechi, apar cu o opacitate usoarã, putându-se urmãri directiile de crestere dominante (alb lãptoase).

Sarea se prezintã sub formã macrogranularã, variabilã ca mãrime ale cristalelor (echi- si inechicristalin), cu frecvente dezvoltãri fibroase secundare pe unele fisuri preexistente. Textura sãrii este rubanatã, iar structura homeo- sau heteroblasticã. Spãrtura proaspãtã are un aspect sticlos-lucios si o formã neregulatã.

Mineralogia si chimismul

Halitul (sarea gemã), compusul cel mai rãspândit dintre depozitele evaporitice, este un mineral cu legãturi ionice tipice, si este mai solubil decât sulfatii de Ca (anhidrit, gips). Roca monomineralã, alcãtuitã aproape în totalitate din mineralul halit, a fost definit ca fiind halitit.

Caracteristicile fizice principale ale mineralului halit sunt: duritatea 2,5 - 3; densitatea 2,1…2,6; temperatura de topire 8000 C; temperatura de fierbere 14130 C; cãldura specificã 0,2.

In zãcãmântul Praid mai apare o varietate rozã de sare,"görgeyit" care este un sulfat dublu de potasiu si calciu, cristalizeazã în sistemul monoclinic si prezintã un habit prismatic sau tabular. Görgeyitul apare inclus mai ales în enclavele de steril marnoase-grezoase din cadrul zãcãmântului (dupã geol. Sasu Otilia).

In general sarea din bazinul Transilvaniei, spre deosebire de sarea pericarpaticã si alte zãcãminte de pe glob, se caracterizeazã printr-un continut foarte mic în sulfat de Ca. Elementele rare, cum ar fi Br, Sr, Ba, si B substituie izomorf Na, K, Ca si Mg din mineralele principale, intrând în constitutia unor minerale accesorii (cum ar fi: borati, magnezit, celestina, pirita etc.) sau, concentrându-se în spatiile planare ale mineralelor argiloase.

Astfel bromul, element cu o concentratie de numai 65mg/l (0,0065%) în apa mãrii, substituie Cl în halogenuri, într-o proportie directa cu continutul sau în solutie. Sistemul policomponent NaCl-KCl-MgCl2 -Na2SO4-H2O se apropie cel mai mult de compozitia apei de mare. Echilibrul sistemului cu un continut de variabil de MgCl2, si la saturatie în NaCl este dependent de temperaturã.

Culoarea naturalã (idiocromaticã) a sãrii geme este consideratã cea albã. Orice abatere de la aceastã culoare îsi are originea în pãtrunderea, în cadrul retelei cristaline, a unor pigmenti allocromatici. Culorile cele mai frecvente sunt: alb lãptos (datoritã dispersiei fine de bule micronice de aer), cenusiu-negricios (pigmenti fini de argile si marne diseminate singenetic), rosietic (pigmenti cromatofori, argile feruginoase, oxizi si hidroxizi de fier), fiecare culoare prezentând zone infinite de nuante intermediare.

Cristalele primare de sare gemã contin incluziuni lichide sau gazoase, a cãror studiu a arãtat, în unele cazuri, o temperaturã de formare de 32 - 48 gr.C.

Duritatea sãrii geme (2 pe scara de duritate Mohs) depinde nu atât de duritatea fiecãrui cristal în parte, ci mai ales de legãtura dintre cristale, de compactitatea lor si de gradul de cristalinitate. Sarea purã, albã are o duritate mai scãzutã decât cea cenusie-negricioasã (cu un continut variabil de incluziuni argilo-marnoase). Putem afirma cã sarea de la Praid are în general o duritate mai mare, de 2,5 - 2,8 pânã la 3,0 pe scara Mohs, fapt dovedit de forabilitatea si rezistenta opusã la tãierea frontului cu haveza.

Stratificatia

In cazul masivului de sare Praid, stratificatia este bine evidentiatã si este provocatã de cantitãtile variabile ale incluziunilor micro- si macroscopice de material argilos-marnos. In numeroase situatii, stratificatia prezintã o ritmicitate în ceea ce priveste alternanta strãtuletelor negricioase-cenusiu inchise, cu strate cenusiu - deschise-albicioase. Stratifi-catia la zãcãmântul Praid este foarte apropiatã de verticalã - având valori de 70 - 85 gr - fiind considerat ca avantajoasã în ceea ce priveste rezistenta mecanicã al rocii, si implicit structura de rezistentã al excavatiilor subterane realizate.

In cazurile cele mai frecvente, intercalatiile de steril stratiforme sunt interpuse stratelor de sare, ceea ce are ca efect separarea mai usoarã a rocii, de-a lungul suprafetelor de strat impurificate. Având în vedere stratificatia predominant verticalã, se exclude pericolul aparitiei "capacelor de sicriu" si a copturilor cu fisuri si plane de separatie orizontale.

Asociatia sãrii cu alte roci

In general evaporitele sunt asociate cu roci argiloase-marnoase, marne sau dolomite. In cazul zãcãmântului de la Praid, remarcãm ca roci adiacente sãrii, marnele si marnele argiloase fin micacee, cu strãtulete subtiri nisipoase, de culoare cenusie-verzuie, albãstruie, precum si gresii fin micacee, calcaroase, în blocuri sau stratiforme. Aceste strate marnoase sunt de vârstã sarmatian, badenian superior si mediu. Consistenta stratelor este variabilã, în vecinãtatea masivului de sare în zona breciei sãrii, stratele de marnã sunt neconsolidate, plastice acvifere-gazeifere, iar pe mãsura îndepãrtãrii de diapir depozitele marnoase devin mai consolidate, compacte si implicit mai stabile.

Brecifierea sãrii

Zãcãmântul de sare Praid contine destul de mult material terigen format din incluziuni marnoase, argiloase, grezoase, elemente de conglomerate exotice sub formã de strate, structuri brecioase, intercalatii stratiforme, lame tectonice si blocuri gigantice (enclave masive).

Elementele brecioase miocene reprezintã budine formate prin ruperea stratelor de argile, marne si gresii, datoritã comportãrii lor rigide în curgerea plasticã a stratelor de sare. Intensitatea procesului de brecifiere este proportionalã cu continutul în sare si viteza de "curgere" a sãrii. Stratele de argile, marne si gresii cu un continut în NaCl sub 30%, de regulã nu se supun fenomenului de brecifiere.

Aceastã brecie este inclus în masivul de sare, formând brecia intraformationalã si nu se va confunda cu brecia exterioarã a sãrii, care îmbracã întreg zãcãmântul si contine apã sãratã si gaze sub presiune. Brecia intraformationalã este constituitã din material terigen budinat, de obicei uscat, al cãrui pondere în cadrul zãcãmântului Praid variazã de la 3-4% pânã la 15-20% în unele portiuni.

Elementele conglomeratice formate din roci dure, exotice (sisturi cristaline verzi, cuartitice, calcare si calcare cristaline mezozoice) apar diseminate în masa zãcãmântului. Lamele tectonice si blocurile foarte mari au fost smulse din rocile adiacente diapirului, în timpul punerii în loc al acestuia.

Tectonica zãcãmântului

Diapirul Praid reprezintã un exemplu clasic de extruziune a sãrii, manifestatã prin bombarea suprafetelor teraselor si luncilor holocene, ale Corundului si Târnavei Mici. Prezenta depozitelor de terase pe spinarea domului aratã ca ele s-au depus pe un teren orizontal, dupã o lungã încetinire (stagnare) a extruziunii sãrii.

Prin mãsurarea pozitiei elementelor structurale se poate concluziona ca masivul de sare încalecã usor peste stratele din flancul vestic. Directia stratificatiilor sãrii (de la suprafatã) este orientatã NV-SE, cu înclinãri de 70-80 grade spre NE. Axul structurii de anticlinal Sovata-Praid-Corund este orientatã paralel cu albia piriului Corund, iar contactul diapirului cu formatiunile sedimentare adiacente este un contact tectonic, extruziunea sãrii avându-se ca rezultat ridicarea capetelor de strat de jur-împrejur si formarea breciei sãrii. Aceastã brecie a sãrii îmbracã din toate pãrtile diapirul de sare, si contine gaze si apã sãratã mineralizatã, sub presiune.

In perimetrul zãcãmântului Praid au fost evidentiate urmãtoarele tipuri de accidente tectonice (prin metode biogeofizice):

1.- accident tectonic din fundament cu actiune pânã la suprafatã = falia sãrii (care a avut probabil un rol important în procesul de diapirism); aceasta falie, având directia predominant NV-SE, delimiteazã un sector nord-estic, mai coborât, de altul sud-vestic mai ridicat;

2.- fracturi geologice majore care mãrginesc masivul de sare;

3.- falii cu actiune superficialã, localizate la limita masivului de sare;

4.- linii locale, hidrologic active, care actioneazã predominant in acoperisul sãrii.

Ultimele douã tipuri de fracturi au caracter local si sunt în legãturã cu un sistem superficial de fisuri, si devin active mai ales în urma înfiltrãrii apelor de suprafatã prin sedimentele de acoperis. Semnificatia fizico-geologicã a acestor linii locale, inclusiv a sistemului de fisuri limitrofe lor, este aceea de "zone cu porozitate fisuralã crescutã" (considerate la suprafata zãcãmântului), si care sunt accesibile circulatiei apelor de infiltratie. Aceste tipuri de fisuratii, active din punct de vedere hidrologic, au fost intilnite si în zonele marginale ale masivului de sare, uneori depãsind chiar pilierul de sigurantã marginal, stabilit la 40 m. Zonele mentionate se caracterizeazã printr-o umiditate crescutã a rocii si emanatii mai mult sau mai putin sesizabile de gaze (CH4 si H2 S).

Sistemul de fracturi geologice adânci, care mãrginesc masivul de sare, îl putem considera de importantã majorã, deoarece este rezultatul fenomenului de diapirism, dar în acelasi timp constituie si cale de acces pentru nivelele acvifere si gazeifere inferioare, din vecinãtatea zãcãmântului.

Geneza zãcãmântului

Una dintre cele mai discutate probleme de cãtre geologi si chimisti a fost aceea a originii sãrii. Cea mai veche ipotezã fiind emisã de cãtre Ochsenius (1877), care sustinea originea lagunarã a depozitelor de sare, ipotezã care a câstigat cei mai multi adepti.

In acest context trebuie amintit si ipoteza depunerii primordiale (Voitesti - Rittman) conform cãreia combi-narea elementelor Na si Cl a început în momentul în care temperatura a scãzut sub 700 0C, punct dupã care a pornit si depunerea NaCl, cãzând la suprafata Terrei, ca o zãpadã si învelind Pãmântul cu un strat gros (150m), de un alb stralu-citor. Când temperatura a scãzut în continuare, sub valoarea criticã a apei (374 0C), s-a produs condensarea vaporilor de apã. Ploile torentiale au cãzut pe suprafata caldã a Terrei, realizând procese de recondensare si evaporare, într-un ciclu violent. Apa caldã a dizolvat sarea, l-a transportat în pãrtile denivelate, rezultând mãrile si oceanele saturate cu sare. Din aceste solutii s-au format ulterior, prin depunere si precipitare lagunarã, depozitele de sare.

La o parte din specialisti (M.Paucã,1967) persistã teoria clasicã conform cãreia depozitele de sare din bazinul Transilvaniei reprezintã formatiuni evaporitice, precipitate din apele cu salinitate crescuãa, formate în facies lagunar, în zona de tranzitie dintre uscat si mare. Astfel se considerã cã depozitele evaporitice s-au acumulat în bazine si au fost separate de mare printr-o barierã si lagune mici intermediare, în conditiile unui climat arid si fãrã aport substantial de apã dulce. Unii cercetãtori considerã cã aceste depozite halitice se pot forma si în zona de self, precum si în regiuni continentale (I.Walther,1900). Datoritã evaporãrii intense, concentratia apei în sãruri creste pânã atinge nivelul de saturatie si din acel moment începe precipitarea sãrurilor în ordinea inversã solubilitãtii lor - la început sãrurile de Ca, apoi cele de Na si în final cele de K si Mg - conform principiul lui Van't Hoff.

Dupã un calcul teoretic, dintr-o coloanã de 1000m solutie salinã (S=35%) precipitã 15,9m sãruri, din care 13,5m halit (83%), 0,27m gips (1,82%) si 2,1m alte sãruri; pentru relatia halit - gips acesta reprezintã un raport de 50:1. Dacã considerãm acest calcul de precipitare a halitului, rezultã cã pentru evaporarea staticã a zãcãmântului de sare Praid, ar fi fost necesar o coloanã de solutie suprasaturatã salinã, înaltã de 200km, ceea ce fãrã îndoialã infirmã teoria "barelor" , de precipitare staticã a lui Bischoff-Ochsenius.

Caracterul monomineral al depozitelor evaporitice si raportul relativ uniform, 1:1 între halit si gips, sunt explicate prin mecanismul de "reflux evaporitc" (Blatt, 1983), un model petrogenetic cu trei stadii de evolutie:

a. aport constant in bazin al apei de mare cu salinitate normalã;

b. cresterea conc. solutiei peste limita normalã, prin evaporare constantã, într-un regim al bazinului restrictiv;

c. pierderea unei pãrti din solutia hipersalinã fie prin infiltrare (reflux) în sedimente poroase, fie prin scurgere, în afara bazinului, sub pãtura superficialã de apã normalã care intrã în bazin. In aceste conditii are loc autoreglarea salinitãtii si mentinerea ei constantã la acel grad de saturatie, care sã permitã de fiecare datã, precipitarea aceluiasi mineral (fie halit, fie gips).

Altii considerã cã geneza sãrii ar fi legatã de un complex vulcanogen-sedimentar, ca rezultat al unui vulcanism noroios sau al manifestãrilor magmatice ajunse la suprafatã pe fracturi profunde, sau provenite direct din emanatiile vulcanice bogate în cloruri (Thomassy,1860; Caste si Lucas; Gr.Cobãlcescu,1887; I.Marza,1977).

Hager explicã formarea sãrii din surse de ape juvenile saline, care vin pe diverse fracturi. Washburne o concepe ca fiind provenitã din actiunea acidului clorhidric de origine vulcanicã, asupra apelor concentrate marine.

Regiunile cu climã aridã si precipitatii foarte reduse au caracter de plaje desertice, si sunt cunoscute sub numele de "sabkha" (Shearman,1966; Kinsman,1969; Friedman,1972). Sedimentele din aceste zone contin frecvent sulfati si cloruri sub forma de porfiroblaste, noduli, rozete sau cruste ("salcret"), care constituie efectul diagenezei timpurii asupra unor sedimente subaeriene. In aceste sedimente, datoritã evaporatiei intense, sunt create conditiile de concentrare în sãruri. Treptat, dupã îngroparea lor în stratele superioare, nou formate, procesul se continuã, iar grosimea complexului evaporitic creste. Pentru bazinul Transilvaniei se considerã ca au functionat domenii de sedimentatie de tip "sabkha", în timpul eocenului si miocenului (N. Anastasiu, 1987).

Un alt model petrogenetic este cel continental, conform cãreia în ariile continentale aride si semiaride, formarea evaporitelor este posibilã in bazine "endoreice" (sectoare fãrã scurgere) cu lacuri sãrate. Apele sãrate pot proveni din afara bazinului, din izvoare termale asociate cu vulcanism, sau se pot forma local prin evaporare accentuatã. Mineralogia evaporitelor continentale este dominatã de prezenta carbonatilor de Na (shortit si trona) si a sulfatilor de Na (mirabilit, thenardit, gaylussit, glauberit). Prin cristalizarea completã a apei rãmân lacuri uscate, asa zisele "salar", cu evaporite reziduale si frecvente poligoane de contractie la suprafata lor.

Cercetãrile din ultimii ani au arãtat cã existã o mare diversitate de situatii naturale în care se pot acumula structurile evaporitice, si nu existã o corespondentã totalã între acestea. Din teoriile expuse mai sus, reiese cã nici una nu explicã în totalitate problemele privind originea zãcãmintelor de sare. Considerãm ca formarea zãcãmintelor de sare gemã (si ale evaporitelor în general) nu poate fi explicatã printr-un singur mecanism petrogenetic, iar cadrul natural de acumulare a lor nu poate fi redus la un singur domeniu de sedimentare, cel lagunar in cazul de fatã.

Sarea din Bazinul Transilvaniei, ca si cel de la Praid, este datatã ca fiind de vârstã Badenian inferior (Miocen mediu), respectiv de circa 20-22 milioane de ani. Marea din Bazinul Transilvaniei (de micã adâncime si cu specific lagunar) s-a separat prin praguri, de Marea Tethys, care era întinsã în mijlocul Europei. Din cauza evaporãrii puternice a apei de mare, straturile de sare precipitate au constituit depozite pe fundul bazinului marin, aflat în continuã subsidenþã. În timpul erelor geologice care au urmat, prin procese de sedimentare, s-au depus straturi groase de argile, marne, gresii etc. care prin greutatea lor uriasã au apãsat depozitele de sare. Astfel sarea, fiind un zãcãmânt plastic, a migrat spre marginile Bazinului Transilvaniei, unde s-au ridicat sub forma de cute diapire. Aceste zãcãminte de sare sunt prezente mai ales în partea axialã a anticlinalelor, sau de-alungul faliilor tectonice existente la marginea Bazinului Transilvaniei. Nu toate zãcãmintele diapire apar la suprafatã, cele asemãnãtoare cu masivul Praid, au ridicat terasele vãii Corundului si, au format “brecia sãrii”.

In ceea ce priveste mecanismul de formare a cutelor diapire din lungul marginii bazinului Transilvaniei, I.Dumitrescu (1958) îl explicã printr-un proces de "decolare gravitationalã", combinatã cu actiunea fortelor izostatice si a miscãrilor orogenice.

Vârsta zãcãmântului de sare

Pe baza unor considerente stratigrafice, geometrice, petrografice ºi biostratigrafice, zãcãmântul de sare de la Praid a fost datat ca fiind de vârstã badenian inferioarã (clasificat anterior ca tortonian inferior). Microfauna care a fost colectatã dintr-o intercalaþie sterilã din sare, prezintã urmãtoarea asociaþie (dupã Pleºea V. / 1966) :

Allomorphina macrostoma Karrer

Ammodiscus incertus (d’Orbigny)

Angulogerina angulos (Williamson)

Bolivina sphatulata (Williamson)

Cibicides canoideus (Czjzek)

Cibicides lobatulus (Walker si Iacob)

Cibicides maxicanus (Nutall)

Cibicides pseudoungerianus (Cush)

Cibicides refulgens (Montfort)

Cytherella ovalis (Lkls)

Cytheridea perforata (Römer)

Dentalina consorbina (d’Orbigny)

Dorothia bulleta (Carsey)

Eponides schreibersi (d’Orbigny)

Eponides umbonatus (Reusa)

Eucytherura hungarica n.sp.

Fissurina lagenoides (Williamson)

Glandulina laevigata (d’Orbigny)

Globigerina bulloides (d’Orbigny)

Globigerinoides toilobus (Reuss)

Globotruncana linnaeana (d’Orbigny)

Globotruncana stuarti (Lapparent)

Lagena hispida (Reuss)

Listerella (Martinonella) communis (d’Orbigny)

Marginulina longiforma (Plumu)

Nesidea sp.

Nonion commune (d’Orbigny)

Nonion pompilioides (Fichtel si Moll)

Pyrulina gutta (d’Orbigny)

Pseudoglandulina cylindracea (Reuss)

Reussella spinulosa (Reuss)

Rhabdammina linearis (Brady)

Trifarina brady (cush)

Textularia agglutinans (d’Orbigny)

Oase si dinti de pesti

Analizele palinologice se prezintã astfel:

Abies tip sibiriea Ldb.

Abies pollonites sp.

Appiculatisporites sp.

Aceraceae

Corugatisporites sp.

Juglans sp.

Ericicipites sp.

Fentoporipallenites (Alnipollenites)

Kenopodiacee

Leiosfere nedetum

Pinus sp.

Pinus tip diploxylon

Pinus palustris Mill

Pinus tip silvestris L.

Piceites sp.

Podocarpus sp.

Tsugae pollenites sp.

Tricolporopollenites (Fagaeae)

Triporipollenites tip Batulaceae

Poliporopollenites (Ulmaceae)

Pentapori pollenites sp.

Platicarya sp.

Taxodiaceae

Sporopollis sp.

Microtythodiscus

Thytthodiscus of suevicus (Horem)

HIDROGEOLOGIA ZÃCÃMÂNTULUI

Situaþia apelor superficiale ºi a apei termale din perimetrul zãcãmântului de sare Praid

Prezenta masivului de sare gemã în zona centralã al bazinului Praid, are un rol determinant in mineralizarea si imprimarea chimismului apelor de circulatie din Dealul Sãrii.

Depozitele de coperis (“cap-rock”) ale masivului sunt caracterizate printr-o permeabilitate relativ redusã. Infiltratiile de ape se datoreazã în cea mai mare parte precipitatiilor acumulate în formele negative de relief: alveole, doline, goluri sufozionare, antropocarsturi si zone cu alunecãri de teren.

Observatiile hidrogeologice efectuate în sonda nr. 3/68 au pus în evidentã douã orizonturi permeabile acvifere de la 15,35 - 17,40m, constituite din marne nisipoase slab coerente si de la 45,55 - 47,25m, formate din nisipuri fine cenusii slab marnoase.

In depozitele badenian-superioare, sonda 401 ACEX a detectat, la adâncimea de 708m un strat acvifer sub presiune, care a debitat o apã clorosodicã având o mineralizatie initialã de 222 gr/l. Aceastã sondã a avut ca obiectiv cercetarea structurilor diapire si gazeifere din zonã, în vederea punerii în evidentã a unor eventuale zãcãminte salifere sau de hidrocarburi. Forajul ACEX 401 a fost amplasat la cca.250m de limita vesticã a masivului de sare Praid, iar intervalul de executie a fost 21 februarie 1949 - 01 dec. 1950, atingându-se adâncimea de 2592m. In limitele acestei adâncimi au fost investigate depozite cuaternare si pliocene (0 - 60m), sarmatiene (60 - 220m) si badeniene (sup. 220 - 1070m, mediu 1070 - 2540m si inferior, formatiunea sãrii 2540 - 2592m). La traversarea acestor depozite, pe intervalul 100 - 935m, au fost puse în evidenta orizonturile acvifere cu ape puternic mineralizate (la 708m) si cu ape mineralizate termale cu cantitãti reduse de gaze la adâncimile de 1026 si 1128m (Q = 3,8 vag/h = 10,4 l/s; t = 55 - 60 0C).

In timpul forajului au avut loc pierderi de noroi, prinderi ale garniturii de foraj, pãpusãri ale coloanei de 11 ¾”, dãrãmâri ale gãurii de sondã si alte dificultãti care au determinat dese corectãri, resãpãri pe anumite intervale precum si o investigare incompletã din punct de vedere geofizic a gãurii (numai carotaj electric standard pânã la adâncimea de 720m). Dupã atingerea adâncimii de 2592m si resãparea intervalului 1203 - 1237m (gaura fiind dãrâmatã începând cu adâncimea de 973m - siul coloanei de 11 ¾”) în vederea punerii în exploatare a orizonturilor acvifere sub presiune, identificate în timpul forajului, la sondã s-a tubat o coloanã de exploatare 5 ¾” slituitã pe intervalul 968 - 1188m.

La punerea în productie sonda s-a pornit cu apã sãratã termalã, având un debit initial de 1,6 vagoane care a crescut la 2,8 vag. (7 l/sec.), temperatura apei a fost de 55 - 60 0C, iar presiunea cu sonda închisã a fost de 48 at. Cu aceste rezultate sonda a fost preluatã de Ministerul Sãnãtãtii (în anul 1951) pentru exploatare.

Sonda 401 ACEX/1949 a interceptat la adâncimile de 1026m, 1118m si 1128m, trei orizonturi de ape termale, salinizate, mineralizate, sub presiune, în zona adiacentã breciei sãrii. Caracteristicile acestei ape, in timp, se prezintã astfel:

anii: 1949-52 1952-68 1968-92 1994 1997

debit (l/sec.) 10,4 0,46 0,40 0,005 0,005

temp. (gr. C) 60 55 40 16 16

mineralizare (gr/l) 222 230 250 250 250

presiune (atm) 25 40 cca.20 cca.3 cca.3

Analizele chimice efectuate în anii: 1950, 1956, 1972, 1994 si 1997 indicã o apã clorosodicã iodo-bromuratã, alcalino-feroasã, slab bicarbonatatã, hipertermalã, usor radioactivã (conc. Ra = 590,2 pCi/l, U=3,3 x 10 -9, si Th = 175,6 pCi/l). Orice sursã radioactivã, care alimenteazã o anumitã unitate acvaticã cu izotopi radioactivi, se exprimã prin activitatea sursei radioactive, adicã a numãrului de dezintegrãri pe secundã. O unitate a activitãtii sursei radioactive se redã conventional prin unitãti picocurie (pCi), în care 1Ci = 3,7 x 1010 dez./s. Din cauza dificultãtilor de calcul se mai foloeste unitatea rutherford (rd), în care 1 rd = 106 dez./s.

Din acest punct de vedere apa termomineralã de la Praid se caracterizeazã ca fiind o apã mineralã cu o radioactivitate slabã (între valorile 500 - 1000 pCi/Rn/l), si se considerã a fi legat de existenta vechilor aparate vulcanice din zonã (Gurghiu - Harghita).

Aceastã apã mai contine substante organice si hidrocarburi lichide, care dupã oxidare imprimã solutiei o culoare închisã, conferindu-i la acidulare si încãlzire un miros specific de acizi superiori. Stratul acvifer captiv, cuprins între douã orizonturi impermeabile, care se alimenteazã din apele superficiale numai printr-o suprafatã restrânsã a cãrei zonã de alimentare nu corespunde cu zona de dezvoltare a stratului, are apã sub presiune datoritã diferentei de nivel dintre zona de alimentare si punctul de drenare. Apa termomineralã este o apã artezianã care se ridicã deasupra nivelului terenului, tâsnind liber în cazul interceptãrii stratului acvifer. Nivelul pânã la care se ridicã apa artezianã este nivelul piezometric, iar dacã acesta se situeazã deasupra suprafetei terenului este definit ca nivel piezometric pozitiv, cazul apei termale de la Praid.

Termalitatea apei se considerã a se datora anomaliei geotermice din aria Carpatilor Orientali, aferent vulcanismului neogen recent. Pentru bazinul Transilvaniei propriu-zis tipul preponderent de zãcãminte de ape minerale este cel clorosodic, ca urmare fireascã a formatiunilor salifere si a prezentei stratului continuu de sare din cuprinsul depozitelor badeniene. Caracterul carbogazos al apelor minerale aflate pe cuprinsul aureolei mofetice a Carpatilor Orientali, ca produs postvulcanic al eruptivului neogen, se suprapune uneori cu cel clorosodic (Malnas, Odorheiu-Secuiesc, Covasna, Bálványos, Casin,etc.) ori impregneazã ape bicarbonatate (Borsec, Vâlcele, Jigodin, Mãdãras, Harghita-Bãi, etc).

Pânã în anul 1986 sonda ACEX 401 a înregistrat anual câte 2-3 faze eruptive, în cursul cãrora debitul si presiunea apei au crescut considerabil. O explicatie în acest sens ar putea fi existenta unei perne de gaze, în spatele coloanei de exploatare, care la atingerea unei presiuni critice, provoacã eruptiile oarecum ritmice (regimul de "geiser"). Existã si ipoteza ca, în cazul comunicãrii stratului productiv cu unul din câmpurile gazeifere învecinate (Trei Sate - Ghindari), presiunea de strat s-ar modifica în functie de perioadele mai intense de exploatare. Incepând cu anul 1987 nu au mai avut loc eruptii de acest gen, iar de la finele anului 1991 a început declinul debitului si a temperaturii apei termale.

Ar mai fi de remarcat aspectul cresterii mineralizatiei acestei ape, în timp, de la valoarea initialã de 222gr/l în 1951, la 250 gr/l in 1994, si reducerea substantialã a debitului si a temperaturii, începând cu anul 1992. Acest lucru se considerã a fi efectul colmatãrii tubajului de exploatare al sondei care, în urma încercãrilor de curãtire din anul 1994, a fost stabilit la 2 - 3 cm grosime. Având în vedere faptul ca aceastã operatie de curãtire a esuat (capul de operatie a fost blocat la adâncimea de 655m), apa termomineralã nu se poate valorifica în momentul de fatã la stabilimentul balnear Praid. In timpul executãrii acestei interventii debitul sondei s-a mãrit pânã la cca.8-10 l/min, dar ulterior a scãzut la aprox. 0,3 l/min. Având în vedere faptul cã aceastã interventie este singura, de la data executiei, si ca tubajul sondei a prezentat zone de turtire (pãpusare) încã din timpul executiei (în urma presiunilor întâlnite), considerãm cã nu se poate realiza redeschiderea sondei ACEX 401/1949 si redarea lui în productie.

Interesant de mentionat este compozitia chimicã a gazelor care însotesc apa termalã din sonda 401 ACEX, cele libere prezintã un caracter mixt azoto-metanic, iar cele dizolvate sunt aproape în exclusivitate azotice. Prezenta în cantitãti ridicate a metanului în gazele libere poate fi pus pe seama intrãrii în apa a acestor gaze, undeva la un nivel superior cotei acviferului (în forajul F401 a fost întâlnit un orizont gazeifer metanic, la adâncimea de 935m). Gazele dizolvate, cu excesul lor de azot, caracterizeazã conditiile de zãcãmânt ale apei termale. Acest azot ar avea o origine mixtã: pe de o parte organicã - în legãturã cu existenta acumulãrilor de gaze din bazin (prezenta în apã a metanului, ai omologilor superiori al acestuia, precum si a fenolilor si acizilor naftenici), iar pe de altã parte anorganicã - în legãturã cu posibila existentã în subasmentul regiunii a unui corp subvulcanic. Pentru studiul originii gazelor care însotesc apele minerale se aplicã metoda bazatã pe izotopi radioactivi, cercetându-se variatiile raportului Ar40 /Ar30 , prin care s-a demonstrat cã unele gaze asociate apelor minerale (de ex. CO2 ) sunt de origine vulcanicã.

Stratul de apã termalã a fost interceptatã si de sonda de cercetare flanc F111 secund, pe intervalul de adâncime 320 - 680m, care a prezentat un debit de 1,2 - 1,5 l/sec. Din motive geologo-tehnice sonda nu a putut fi amenajatã pentru exploatarea acestei apei termale. Adâncimea maximã atinsã de sonda F111 a fost de 730m. Acest foraj a avansat pânã la ml. 94,20 si a fost tubat pânã la adâncimea de 93,20m cu coloana de 18 5/8". Forajul a început sã debiteze gaze încã de la adâncimea de 40m, si a iesit din sare la ml. 90 , interceptând formatiunea marnoasã-argiloasã neconsolidatã adiacentã zãcãmântului de sare. Aceastã formatiune a fost traversatã prin metoda circulatiei inverse, pânã la adâncimea de 240ml unde a fost tubatã gaura de sondã cu o coloanã de 13 3/8”. De la acestã adâncime forajul a fost reluat cu metoda circulatiei directe, atingând adâncimea maximã de 730ml.

Incepând cu ml. 320 sonda a prezentat un debit de apã sãratã de 1,3 - 1,5 l/s, iar în jurul adâncimii de 630m, acest debit s-a mãrit la 2,0 l/s. Din efectuarea unor analize chimice si de deuteriu al acestei ape, s-a dovedit ca fiind de tip fosil, si având o sursã comunã cu apa termomineralã, debitatã de sonda ACEX 401/1949.

Dupã circulatia la put a unui noroi de foraj având caracteristicile g = 1,450 - 1,600 kgf/dmc si vpl = 45-48 sec. s-a continuat forajul, corectând intervalul 447 - 513m, înregistrând tineri usoare pe gaurã de 4 - 6 tf. Presiunea de pori a fost estimatã la o valoare de 0,122 kgf/cmp/m (echivalând cu o presiune de 63 kgf/cmp), dar având în realitate o valoare de peste 75kgf/cmp.

La adãncimea de 730m, atinsã în cursul anului 1994, forajul a rãmas in formatiunea marnoasã, acviferã/ gazeiferã din jurul corpului de sare, si nu a interceptat masivul de sare, ceea ce indicã o verticalitate al flancului diapirului în aceastã portiune sud-vesticã. Dupã o întrerupere a activitãtii de cca. 2 luni, din cauza lipsei de carburanti, lucrãrile au fost reluate folosindu-se un fluid cu densitatea de 1,350 kf/dmc. La reluarea forajului, respectiv recorectarea intervalului de 141,50 - 188,0m, în noaptea de 23 spre 24.02.1995, la adâncimea de 188,0m , sonda a erupt spontan si foarte violent la adâncimea de 188m, debitând gaze sub presiune timp de cca. 45 sec., în urma cãreia au fost rupte si aruncate la suprafatã (în turla, podul si în incinta sondei) 14 buc. prãjini de foraj (diam. 4 1/2", de tip aer-lift) si tija pãtratã.

Dupã reluarea operatiei de foraj, au urmat mai multe eruptii, de intensitate mai micã, iar în data de 26.02.1995 sonda a erupt din nou mai violent, aruncând pe podul sondei bucãti de argilã masivã, marne si gresii compacte. Dupã aceastã eruptie sonda s-a linistit, oprindu-se orice fel de manifestare (apã/gaze). Conform "Notei de constatare" întocmit de ANRM Insp. Zonal M-Ciuc (Nr.112/28.02.1995), sonda a fost tinutã sub observatie, în tot cursul anului, fãrã sã prezinte nici o manifestare. Executantul - Foradex SA Bucuresti - a întocmit un memoriu tehnic, privind realizarea acestui foraj de cercetare geologicã (nr. 6043-03/17.10.1995), avizat de Salina Praid cu Aviz. nr. 4435/10.11.1995.

Desi constructia gãurii de sondã ar permite reluarea lucrãrilor de foraj, specialistii de la Foradex au considerat ca fiind riscantã, chiar imposibilã, întrucât valoarea gradientului de fracturare de la sabotul coloanei de ancoraj (diam.13 3/8"), la adâncimea de 240m, este de 0,90 kgf/cmp/m, existând pericolul fracturãrii terenului la aceasta adâncime. In concluzie a fost propusã abandonarea lucrãrilor de foraj la aceastã locatie, sonda F111 secund transformându-se în foraj de detensionare (degazare) a zonei marginale al zãcãmântului. Având în vedere greutãtile geologo-tehnice întâlnite cu acest foraj de flanc apropiat (dar si cu locatiile F111 si F111 bis, al cãror obiective geologice au fost preluate de sonda F111 secund), de tipul cãruia nu a mai fost executat anterior, tinem sã subliniem caracterul specific de cercetare al forajului F111 secund.

Dupã terminarea lucrãrilor la aceastã locatie - care, desi a fost lãsat cu derivatia capului de eruptie liberã, nu a mai debitat nici apã si nici gaze, a fost observatã aparitia apei termale în albia pârâului Corund, la cca.120m sud-vest de sonda F111 secund (în data de 26.04.1995). Aceastã izbucnire a apãrut prima datã pe malul stâng al pârâului, dupã care a migrat spre sud, probabil de-a lungul liniei de fracturã care limiteazã zãcãmântul de sare în partea sa sud-vesticã si vesticã. Aparitia debitului de apã termalã, bine vizibilã din cauza materialului foarte fin aflat în suspensie, de culoare cenusie, a fost însotitã de degajarea gazelor, care au facilitat efectul pulsativ al emanatiei.

Aceastã apã, consideratã a fi de origine fosilã, care a debitat si în sonda F111 secund, a gãsit cale de acces spre zona faliatã - dupã colmatarea pãrtii superioare al gãurii de sondã - si a migrat spre suprafatã pe linia de fracturã - falia Corund Vest -, indicând limita dintre cele douã compartimente majore: anticlinalul aliniamentului diapiric si zonã marginalã sinclinalã.

Sonda de cercetare al flancului NE al masivului de sare, F113 a întepat un strat acvifer sub presiune (debit mãsurat înainte de cimentare Q = 0,3 - 0,35 l/sec), pe intervalul de adâncime 417 - 470m. Având în vedere obiectivul geologic initial stabilit pentru acest foraj, precum si necesitatea de avansare, intervalul respectiv a fost tubat înainte de limpezirea apei, necesarã pentru colectare de probe reprezentative.

Cele expuse mai sus ne îndreptãtesc sã considerãm cã o nouã sondã sãpatã cu scopul exploatãrii stratului acvifer, ar avea posibilitatea de a asigura un debit de apã termalã, cu sansa realã de a depãsi valoarea de 80 - 100 mc/zi, iar pe de altã parte va contribui la degazarea zonei de flanc al masivului de sare.

In ceea ce priveste specificul depunerilor din apele carbogazoase sãrate din zonã, cel mai reprezentativ este aragonitul de la Corund, care se considerã a fi rezultatul depunerii materialului solubilizat din zonele superficiale, fenomenul fiind activat de bioxidul de carbon (C.Gheorghiu si colaboratori, 1965).

Volumul rezervelor de apã termalã si eficienta geologicã al forajului proiectat

Pânã în prezent nu s-a fãcut o estimare a volumului de rezerve de ape termale de la Praid. Dupã modul de interceptare a stratului acvifer termal, precum si dupã debitul relativ constant în timp, se poate afirma cã stratul productiv acvifer este în continuare sub presiune si s-ar putea activa printr-un foraj adecvat conform scopului urmãrit, si realizat corespunzãtor.

Acest strat a fost interceptat de mai multe sonde de flanc, executate pentru conturarea zãcãmântului de sare si se poate afirma existenta certã al acesteia, însã asupra extinderii si grosimii stratului se pot face doar estimãri. Volumul de apã existent în strat si durata debitãrii sondei pe viitor, sunt de asemenea parametrii care nu se pot stabili cu exactitate. Debitele apei termale, din momentul interceptãrii stratului -1949 - si pânã în 1999 februarie -, se cifreazã la urmãtoarele valori:

perioada: 1949-1952 , volum evacuat: 983.923 mc

1952-1968 232.105 mc

1968-1992 302.746 mc

1992-1995 946 mc

1995-1999 473 mc

Total evacuat pânã în 1999 : 1.520.193 mc

In orice caz, ceea ce pare evident, este declinul accentuat de productie al sondei, dupã o perioadã cu debitul relativ stabilizat: 1968 - 1992. Reducerea de debit poate fi explicatã pe de o parte prin reducerea debitului de strat în sondã, care a dus la colmatarea portiunii de coloana slituitã, iar pe de altã parte, de reducerea sectiunii de curgere prin coloanã, ca rezultat al depunerii circulare pe peretele coloanei a unui material calcaros de culoare neagrã, care a obturat coloana de exploatare. Aceasta depunere a fost detectatã cu ocazia interventiei la sonda ACEX 401, în anul 1994, descris la capitolul anterior.

Pe baza acestor valori, se poate face presupunerea cã, la deschiderea stratului productiv cu o sondã amenajatã corespunzãtor, ne putem astepta la un debit de cel putin 1,2 - 1,5 l/secundã, ceea ce ne duce la un debit zilnic prognozat de minim 80 - 100 mc, care ar satisface nevoile complexului balnear Praid.

Dacã considerãm o duratã de functionare a sondei de cel putin 10 ani, în acest timp se poate prelimina o cantitate totalã de apã termalã debitatã de 378.432 mc (calculat cu un debit de minim 80 mc/zi).

Tipurile principale de ape din zona masivului de sare

Pe baza continutului in deuteriu, au fost separate trei grupe de ape (conf. studiilor întocmite de ICPMSN-Cluj, ITIM-Cluj, în anul 1987 ):

1.Ape de origine meteoricã, provenind de la altitudini mai ridicate (Harom, Corund, Târnava Micã);

2.Ape de infiltratie, provenind din precipitatii (izvoarele din defileul Corundului, apa din mina Paralela);

3.Ape de tip fosil, cu continut foarte ridicat în deuteriu care pot fi comparate cu apele de zãcãmânt ale exploatãrilor de gaze din bazinul Transilvaniei (apa din sondele ACEX 401, F111secund, FIII/12, precum si apa din camera 6107);

In ceea ce priveste salinitatea apelor de zãcãmânt, putem remarca o salinitate ridicatã al apei termale de la Praid, spre deosebire de apele de zãcãmânt din sarmatianul gazeifer al bazinului Transilvaniei care au o salinitate de 50-90 gr/l, sau de apele fosile ale zãcãmintelor de petrol din depresiunea pericarpaticã, care ating salinitatea de 200 gr/l. Aceste ape de zãcãmânt se considerã a fi de origine marinã (ape fosile din formatiuni lipsite de sare).

Din punctul de vedere al continutului în microelemente (metale grele) caracteristicile apelor sunt acelasi indiferent de locul de colectare (subteran sau suprafatã).

Apele au un caracter slab acid, spre neutru având valoarea pH-ului cuprinsa intre 4,0 - 6,5. Probele de apã nu prezintã concentratii radioactive mãrite, cu exceptia apei din forajul ACEX 401/1949 care are de pânã la 12 ori valoarea maximã admisã a conc. de radiu în apa potabilã. Apa din aceastã sondã având efecte curative a fost captatã si folositã pentru tratament la complexul balnear Praid (afectiuni reumatismale si ginecologice), pânã în anul 1992, când debitul s-a redus pânã la o valoare nesemnificativã (cca. 0,01 l/sec).

In urma studiului “Analiza concentratiei izotopice a deuteriului, oxigenului-18 si tritiului din probe de apã” elaborat de cãtre Institutul national de cercetare-dezvoltare pt. tehnologii criogenice si izotopice Rm.Vâlcea si ITIM Cluj, în cursul anilor 1995 - 1997, se pot trage urmãtoarele concluzii, referitoare la clasificarea apelor din zona Praid:

-pe probele recoltate din cele 16 puncte situate în zona masivului de sare (foraje, ape de suprafatã, izvoare si ape din subteran), acoperind un interval de recoltare de 16 luni, au fost efectuate mãsurãtori de concentratie a deuteriului si de variatie a densitãtii (Ddens.). Mãsurãtorile de conc. pentru oxigen -18 si tritiu s-au efectuat pentru un numãr mai mic de probe (11 puncte de recoltare esalonate pe un interval de 12 luni - în total 120 probe).

-din punctul de vedere al valorilor CD, sursele se împart în trei grupe:

Grupa I. Cu valori CD cuprinse între 143,5 si 145,2 ppmD/H, incluzând sursele I-4, I-6, pâraiele Harom si Corund, I-5, I-7, jompurile Gida si Sukosd, cam.608/609 si putul Gh.Doja. Cu toate ca aceasta grupa include surse aflate la suprafata si în subteran, valorile CD sunt caracteristice apelor de suprafatã.