malampaya phd

UNIVERSITE DE PROVENCE Centre de Sédimentologie et de Paléontologie

FRE-2761 Ecole doctorale : Sciences de l’environnement

THESE

Pour obtenir le grade de

DOCTEUR DE L’UNIVERSITE DE PROVENCE

Spécialité : Sédimentologie

par

François FOURNIER

EVOLUTION DE L’EDIFICE CARBONATE DU CHAMP DE GAZ DE MALAMPAYA, TERTIAIRE,

OFFSHORE PALAWAN, PHILIPPINES. IMPLICATIONS POUR LA CARACTERISATION DU RESERVOIR

Directeurs de thèse : Lucien F. MONTAGGIONI Jean R.F. BORGOMANO

Soutenue publiquement le ………………….devant la commission d’examen composée de :

Lucien F. MONTAGGIONI Directeur de thèse, Univ. de Provence Jean R.F. BORGOMANO Directeur de thèse, Univ. de Provence Luís POMAR GOMÀ Rapporteur, Univ. de les Illes Balears (Espagne) Christophe MERCADIER Rapporteur, Shell International E&P B.V.

Gilbert CAMOIN Examinateur, CNRS, CEREGE Georg WARRLICH Examinateur, Shell International E&P B.V.

AVANT-PROPOS

Ce travail est le fruit de trois années de recherche et n’aurait pu voir le jour sans l’intervention de nombreuses personnes à qui je tiens à exprimer toute ma reconnaissance. Je suis tout d’abord reconnaissant au Professeur Jean Borgomano sans qui ce projet d’étude du réservoir de Malampaya n’aurait pu voir le jour. Il a été l’instigateur de ce travail, qui se place à la frontière du fondamental et de l’appliqué, alors qu’il était géologue dans la « Carbonate Team » de Shell (Rijswijk, Pays-Bas). Après on arrivée (ou plutôt son retour) à l’Université de Provence, il a continué à activement participer au déroulement de ce projet en co-dirigeant cette thèse, en dépit de ses responsabilités de directeur de laboratoire. Je lui suis très reconnaissant de m’avoir transmis son expérience de géologue pétrolier et sa conception originale des réservoirs carbonatés et d’avoir ainsi grandement influencé ma démarche scientifique au cours de cette étude. Je suis particulièrement reconnaissant au Professeur Lucien Montaggioni, d’avoir dirigé cette thèse et d’avoir veillé avec dévouement à son bon déroulement. Il a dirigé ma thèse avec rigueur, tout en me faisant pleinement confiance. Il a su me transmettre une partie de sa grande connaissance des récifs coralliens du domaine Indo-Pacifique et sa contribution a été indispensable dans la reconnaissance des environnements de dépôt et des transformations diagénétiques. J’ai fortement apprécié sa disponibilité et la pertinence de ses orientations bibliographiques qui m’ont grandement facilité la tâche. Je souhaite remercier SHELL PHILIPPINE EXPLORATION (SPEX), en particulier Dietmar Neuhaus, Osman Tosun et Nick Dancer, d’avoir soutenu financièrement ce travail, de m’avoir autorisé à étudier l’ensemble du matériel disponible et à communiquer à la communauté scientifique une partie des résultats de l’étude. La qualité et l’abondance du matériel de subsurface disponible font de Malampaya un objet géologique d’un grand intérêt scientifique et industriel. Je suis reconnaissant envers l’ensemble de l’équipe « carbonates » (« Carbonate Team ») de SHELL INTERNATIONAL E&P B.V.(Rijswijk, Pays-Bas), en particulier Philip Cassidy, Georg Warrlich, Anouk Creusen, Maria Boya-Ferrero, Wenche Asyee, de m’avoir accueilli parmi eux à deux reprises (mai-août 2001 et janvier-juillet 2003). J’espère que les résultats de ce travail seront à la hauteur de leurs espérances et auront contribué de manière utile au déroulement du « projet Malampaya ». Je souhaiterais aussi remercier John Malcom et Piotr Mardal pour leur assistance technique au cours de l’étude des données sismiques. Peter Burgess et Henne Lammers sont aussi vivement remerciés pour m’avoir initié au logiciel Dionisos. Je suis très reconnaissant à Christophe Mercadier (SHELL) d’avoir accepté d’être rapporteur de ce travail. Il a été un pionnier de la géologie du réservoir de Malampaya et sa connaissance de l’objet et de ses enjeux industriels est un atout pour juger ce mémoire. J’espère vivement que l’apport de cette étude à ses travaux antérieurs soit constructif et pertinent. Le Professeur Luis Pomar, de l’Université des Iles Baléares (Espagne), a accepté d’être rapporteur de cette thèse. La présence d’un sédimentologue d’une aussi grande valeur à mon jury est pour moi un véritable honneur. Qu’il soit assuré de ma sincère reconnaissance.

L’excursion de terrain qu’il a organisée à Majorque, a permis de m’éclairer sur certains aspects de l’architecture des corps carbonatés et ses commentaires sur les environnements de dépôt de Malampaya, lors de sa venue à Marseille,m’ont été très utiles. Je suis reconnaissant à Gilbert Camoin (CEREGE) d’avoir voulu être examinateur de ce travail. Par sa connaissance des environnements récifaux actuels et anciens du domaine Indo-Pacifique, il apportera, je l’espère, des remarques constructives sur cette étude. Je remercie Georg Warrlich (SHELL) d’avoir accepté de faire partie du jury de cette thèse ; il a participé activement au « projet Malampaya » au sein de la Carbonate Team de SHELL et j’ai apprécié les discussions que avons eu sur les problèmes de corrélations stratigraphiques et sur la modélisation numérique de Malampaya. Je tiens à exprimer ma reconnaissance envers tous les membres du Centre de Sédimentologie-Paléontologie de l’Université de Provence qui ont, de manière directe ou indirecte, donné une contribution à ce travail. Je suis redevable à J.P. Margerel qui m’a initié à la reconnaissance des foraminifères benthiques et qui m’a donné de précieuses orientations pour la détermination du matériel de Malampaya. Je tiens à remercier particulièrement Gilles Conesa et Jean-Pierre Masse qui n’ont pas hésité à sacrifier un peu de leur temps précieux pour m’aider dans l’interprétation de lames minces problématiques. Je remercie aussi les litho-lamelleurs Lionel Marié et Paul Papi qui ont réalis, dans le cadre de ce travail, plus d’une centaine de lames-minces à partir de cuttings de forages. Ces années de thèse n’auraient pas été les mêmes sans les inoubliables moments passées à la « prézidence » du POP-UP dont je salue les valeureux membres : Jérôme Hennuy, Frédéric Garcia, Hélène Dalmasso, Philippe Léonide et James Gari. Leur soutien, pendant toute la durée de cette thèse, a été inestimable. Je n’oublierai pas cette entente fraternelle lors des nombreuses et fructueuses sorties de terrain. J’ai une pensée toute particulière envers mes parents et l’ensemble de ma famille, pour le soutien qu’ils m’ont apporté pendant toutes mes années études.

RESUME

Le champ de gaz de Malampaya est situé au NW de l’île de Palawan (Philippines), en domaine offshore profond, sous une tranche d’eau de 850 à 1200m, au sein d’un réservoir constitué de carbonates néritiques d’âge Eocène supérieur à Miocène inférieur, actuellement enfoui sous 2000m de dépôts terrigènes (d’âge Miocène moyen à Actuel) . L’édifice carbonaté de Malampaya s’est initialement installé sur une crête de bloc basculé, lors de la phase de rifting ayant affecté la Mer de Chine Méridionale. L’évolution ultérieure du système carbonaté a été contrôlée par la nature des organismes producteurs de carbonate, les variations eustatiques, la déformation tectonique ainsi que par les changements climatiques et océanographiques. La reconstitution de l’évolution spatiale et temporelle de cet édifice à différentes échelles (de la paraséquence et de la séquence sismique) et la détermination de ses facteurs de contrôle ont été rendues possibles par l’analyse sédimentologique, diagénétique, géochimique, micropaléontologique et stratigraphique, de données de subsurface (carottes, diagraphies, sismique 3D haute-résolution). La très bonne résolution verticale (20-30m) des données sismiques mis en évidence une architecture interne complexe résultant de la combinaison de ces différents facteurs de contrôle. Les variations verticales et latérales des propriétés pétrophysiques du réservoir ont été interprétées en terme d’évolution diagénétique et s’observent à deux échelles spatiales et temporelles. Un compartimentage en intervalles métriques du réservoir est mis en relation avec le développement des cycles émersifs haute-fréquence (échelle ~10-100ka). Le découpage du réservoir en corps diagénétiques décamétriques est lié à l’évolution basse-fréquence de l’édifice carbonaté (échelle ~1-10Ma). Outre son apport dans la compréhension de la dynamique des systèmes carbonatés cénozoïques d’Asie du Sud-Est, cette étude a permis de fournir le cadre stratigraphique et d’évaluer les paramètres de contrôle nécessaires pour la réalisation du modèle statique de réservoir.

ABSTRACT

The Malampaya gas accumulation is located offshore northwest Palawan Island (Philippines) below 850-1200m of water, within shallow-water carbonates of Late Eocene to Early Miocene age, buried below 2000m of terrigenous deposits (Middle Miocene to recent). The Malampaya carbonate system initially developed on the crest of a tilted block, during the rifting of the South China Sea. The carbonate buildup evolution was mainly controlled by the nature of carbonate producers, sea level fluctuations, tectonic deformation and climatic/oceanographic changes. The integration of sedimentological, diagenetical, geochemical, micropalaeontological and stratigraphical analyses from subsurface data (cores, well-logs and high-resolution 3D seismic) allowed the reconstruction of the Malampaya carbonate build-up evolution at various time and space scales (parasequence and seismic sequence scales) and the identification of its controlling factors. The very good vertical resolution (20-30m) of the seismic data allowed to recognize a complex internal architecture resulting from the combination of various controlling factors. The vertical and lateral variations of the petrophysical properties are interpreted in terms of diagenetic evolution at two time and space scales. The reservoir subdivision into metre-scale intervals is related to the development of high-frequency subaeria lly exposed cycles in the inner-shelf (time scale: 10-100ka). Decametre-scale diagenetic bodies developed in relation with low-frequency evolution of the carbonate system (time scale ~1-10Ma). In addition to offering new insights on the evolution of cenozoic carbonate systems from SE Asia, this study provided the high-resolution stratigraphic framework and estimated the controlling parameters that are required for the construction of the Malampaya static reservoir model.

SOMMAIRE

CHAPITRE I – INTRODUCTION…………………………………………………………………….………..1

I.1 Problématique – objectifs de l’étude I.1.1 Généralités I.1.2 Enjeux scientifiques et industriels de l’étude du système carbonaté de Malampaya I.2 Cadre géologique I.2.1 Géodynamique régionale I.2.2 L’Asie du Sud-Est au Cénozoïque : données paléoclimatiques, paléocéanographiques et paléogéographiques I.2.3 Les édifices carbonatés de la marge Sud de la Mer de Chine Méridionale I.3 Présentation des édifices carbonatés de Malampaya-Camago

CHAPITRE II – MATERIEL ET METHODES………………………………………………………...……19

II.1 Les données disponibles II.1.1 Les données de puits II.1.2 Les données de sismique 3D

II.2 Les méthodes d’étude II.2.1 Observations microscopiques et macroscopiques des carbonates II.2.2 La cathodoluminescence II.2.3 Les analyses géochimiques

II.2.3.1 Isotopes stables du Carbone et de l’Oxygène II.2.3.2 Isotopes stables du Sr II.2.3.3 Eléments en trace II.2.4 Interprétations sismiques et diagraphiques II.2.5 Les mesures pétrophysiques II.3 Intégration des méthodes

CHAPITRE III – CADRE CHRONOSTRATIGRAPHIQUE.........................................................................33 III.1 Biostratigraphie

III.1.1 Introduction

III.1.2 Datation de la formation du Nido à l’aide des foraminifères benthiques

III.1.2.1 La « Letter Classification » et ses marqueurs biostratigraphiques

III.1.2.2 Résultats

III.1.3 Autres contraintes biostratigraphiques

III.2 Chimiostratigraphie des isotopes du Strontium

CHAPITRE IV- FACIES DE DEPOT ET PALEOENVIRONNEMENTS……………………………...43

IV.1 Objectifs et méthodes

IV.2 Description des faciès de dépôt et interprétations paléoenvironnementales

IV.2.1 Les faciès de shelf interne

IV.2.2 Les faciès périrécifaux

IV.2.3 Les faciès de shelf externe et de pente récifale

IV.2.4 Les faciès de shelf profond

IV.3 Apport de la sismique 3D haute-résolution dans la reconnaissance des environnements de dépôt

IV.4 Distribution des organismes ; comparaison avec d’autres systèmes carbonatés oligo-miocènes du

domaine Indo-Pacifique

IV.5 Evolution verticale des faciès et environnements de dépôt

CHAPITRE V- EVOLUTION DIAGENETIQUE DES CARBONATES……………………….……….77

V.1 Objectifs et méthodes

V.2 Les figures diagénétiques et leur interprétation

V.2.1 Les calcrètes

V.2.2 Les ciments

V.2.3 Les dissolutions

V.2.3 Les recristallisations

V.2.4 Les sédiments internes

V.2.5 La fracturation et la stylolitisation

V.3 L’évolution diagénétique des carbonates de Malampaya

V.3.1 Les séquences diagénétiques identifiées dans les puits

V.3.2 Synthèse : les différentes unités diagénétiques de l’édifice de Malampaya.

CHAPITRE VI – EVOLUTION HAUTE-FREQUENCE DE L’EDIFICE CARBONATE …………..…103

VI.1 Paléoenvironnements et cyclicité haute-fréquence dans les systèmes carbonatés néritiques du

Cénozoïque d’Asie du Sud-Est : l’exemple de l’édifice carbonaté oligo-miocène de Malampaya

(Offshore Palawan, Philippines) : article paru dans Marine and Petroleum Geology, 2004 22 (1), 1-21.

VI.2 Précisions et rectificatifs

CHAPITRE VII – EVOLUTION BASSE-FREQUENCE DE L’EDIFICE CARBONATE……………...129

Article soumis à Sedimentary Geology

CHAPITRE VIII-APPLICATIONS POUR LA CONSTRUCTION D’UN MODELE 3D STATIQUE DE RESERVOIR…………………………………………………………………………………………………...163

VIII.1 Introduction

VIII.2 Influence conjuguée du faciès de dépôt et de l’évolution diagénétique sur les propriétés reservoir

VIII.2.1 Méthode

VIII.2.2 Influence des propriétés pétrophysiques primaires

VIII.2.3 Influence des processus de dissolution

VIII.2.4 Influence de la cimentation

VIII.3 Evolution verticale haute-fréquence des propriétés pétrophysiques

VIII.4 Définition et propriétés des grands corps réservoirs du champ de Malampaya

VIII.5 Relation réflecteurs sismiques / faciès diagénétiques

VIII.6 Intégration dans un modèle de réservoir opérationnel

CHAPITRE IX- CONCLUSIONS GENERALES ET RECOMMANDATIONS…………………….……189

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES ………………………………………………………………..……193

ANNEXES

ABBREVIATIONS

mMD : metres, measured depth (below kelly bushing)

mCD: metres, unshifted core depth (below kelly bushing)

mSD: metres, shifted core depth (below Kelly bushing)

mTVDSS: metres, true vertical depth (below mean sea level)

Chapitre I. Introduction

1

CHAPITRE I : INTRODUCTION

Ce travail de thèse a pour objectif de fournir le cadre géologique nécessaire à la réalisation

d’un modèle 3D du réservoir carbonaté à gaz de Malampaya, à partir de données de

subsurface. Le cadre géologique ne peut être précisément appréhender que par une étude

détaillée du matériel par une approche pluridisciplinaire (sédimentologique, diagénétique,

géochimique, stratigraphique et pétrophysique) et par la connaissance des facteurs

(eustatisme, tectonique, paléocirculations océaniques, paléoclimats…) ayant influencé le

développement du système carbonaté.

I.1 Problématique – Objectifs de l’étude

I.1.1 Généralités

La formation du Nido, d’âge Eocène supérieur à Miocène inférieur se développe sur l’île de

Palawan (Philippines) et s’étend dans le domaine offshore, sous la forme d’édifices

carbonatées néritiques de taille limitée (extension plurikilométrique et épaisseur

plurihectométrique). Les premières découvertes d’hydrocarbures dans les corps carbonatés

de la zone offsore au Nord-Ouest de Palawan remontent au début des années 1980.

L’édifice de Malampaya, est situé dans le bloc SC38, 70 km au NW de l’extrémité

septentrionale de l’île de Palawan, sous 1000m d’eau et à une profondeur d’environ 3000m

sous le niveau de la mer (Figure I.1). Il correspond à un corps carbonaté réservoir dont les

dimensions sont supérieures à la moyenne des édifices de la formation du Nido (~10km de

long, ~2 km de large, ~600 m d’épaisseur). Ce réservoir comporte des accumulations de gaz

et d’huile, en connexion avec celles de l’édifice de Camago situé au SW, de taille plus

modeste. Découvert en 1989, le champ de Malampaya-Camago comporte une colonne de

gaz pouvant atteindre 650m d’épaisseur et une colonne d’huile de 56m. Le gaz est exploité

depuis octobre 2001 par SHELL Philippines Exploration B.V. (SPEX), par l’intermédiaire

de 5 puits déviés (MA-5 à MA-9). Un test de production de l’anneau d’huile a été effectué

en 2001 grâce à la réalisation d’un puits horizontal (MA-10). Deux autres compagnies

pétrolières sont impliquées dans le projet de développement du champ de Malampaya-

Camago ChevronTexaco Malampaya LLC et Philippine National Oil Company Exploration

Corporation (PNOC-EC). Le gaz de Malampaya est acheminé jusqu’à Luzon (Figure I.2),

par l’intermédiaire d’un pipe-line de plus de 500km de long, pour y être converti en énergie


2

électrique, et permettra de fournir une puissance d’environ 2700 megawatts pendant 20 ans.

Cette production représente près de 30% des besoins en énergie électrique de l’île. Le

projet Malampaya représente l’une des réalisations industrielles les plus importantes, du

point de vue des sommes investies (plus de 6 milliards de dollars), de l’histoire des

Philippines et constitue une source de bénéfice considérable (de 8 à 10 milliards de dollars)

pour le gouvernement philippin.

Figure I.1 : Carte isobathe du toit des carbonates du Nido et localisation des puits, dans les édifices carbonatés de Malampaya et Camago, d’après Grötsch et Mercadier (1999) (à droite) ; localisation du bloc SC 38 et du champ de Malampaya dans le domaine offshore philippin (à gauche).

I.1.2 Enjeux scientifiques et industriels de l’étude du système carbonaté de Malampaya

L’Asie du Sud-Est est l’une des régions les plus prolifiques du globe en ce qui concerne la

production carbonatée actuelle l’extension des récifs coralliens. Au cours du Tertiaire, la

production carbonatée a été aussi très importante et les études d’affleurements révèlent que

les environnements sédimentaires de cette période sont très semblables à ceux de l’Actuel

(Wilson, 2002). En revanche, en dépit du grand développement des carbonates tertiaires

d’Asie du Sud-Est, très peu de systèmes carbonatés fossiles de cette zone ont été étudiés en

détail. Du fait de la végétation dense couvrant les zones émergées de cette région, les


3

affleurements de bonne qualité sont rares et souvent difficiles d’accès. Les données de

subsurface, acquises par les compagnies pétrolières, sont en revanche plus abondantes,

mais les sections carottées, du fait de leur coût élevé de prélèvement, y sont souvent rares et

réparties de manière éparse dans les puits. En outre, les études détaillées de carottes sont

rares et restent souvent confidentielles.

Figure I.1 : Le projet Malampaya : exploitation du champ de gaz de Malampaya-Camago, acheminement du gaz par pipe-line jusqu’à Luzon et conversion en énergie électrique.

L’abondance et la qualité des données disponibles (voir chapitre II) font de l’édifice de

Malampaya un laboratoire d’étude unique en ce qui concerne l’architecture et de la

dynamique des systèmes carbonatés isolés du Tertiaire d’Asie du Sud-Est. En outre, les

enjeux scientifiques et pétroliers de cette étude sont si intimement liés qu’elle constitue un

excellent exemple d’interaction entre recherche académique et applications industrielles.

Enjeux scientifiques de l’étude:

L’objectif scientifique de l’étude de l’édifice de Malampaya est de comprendre le

fonctionnement non seulement des systèmes carbonatés tertiaires d’Asie du Sud-Est qui

demeurent assez mal connus, mais aussi de comprendre, d’une façon plus générale, celui

des systèmes carbonatés isolés. Les aspects suivants seront particulièrement développés :

1) La caractérisation des environnements de dépôt et des environnements diagénétiques et

la définition des processus sédimentaires et diagénétiques associés;


4

2) L’évolution temporelle de l’édifice carbonaté à court-terme (<1Ma) et long-terme

(>1Ma) ;

3) L’identification et la hiérarchisation des divers facteurs (biologiques, eustatiques,

tectoniques, climatiques, paléocénographiques…) ayant contrôlé l’évolution de l’édifice

carbonaté à différentes échelles spatiales et temporelles.

Enjeux industriels :

Plus de 60% des réserves mondiales d’hydrocarbure se trouvent dans des réservoirs

carbonatés. La compréhension des processus sédimentologiques et diagénétiques affectant

les propriétés pétrophysiques des carbonates est donc de la plus haute importance pour le

géologue de réservoir. Son objectif est en effet de construire un modèle en trois dimensions

des propriétés pétrophysiques du réservoir (en particulier, la porosité et la perméabilité) afin

de pouvoir non seulement estimer les réserves d’hydrocarbure en place, mais aussi

déterminer la stratégie d’exploitation du champ (durée d’exploitation, nombre et

implantation des puits…). La connaissance géologique d’un réservoir (architecture,

variations latérales et verticales des faciès de dépôt et des faciès diagénétiques, et leurs

facteurs de contrôle) permet alors de contraindre le modèle 3D de propriétés

pétrophysiques.

Plus spécifiquement, l’enjeu industriel de ce travail est de proposer un modèle géologique

du réservoir à hydrocarbures de Malampaya à partir de l’intégration du modèle d’évolution

de l’édifice carbonaté et des relations entre faciès (sédimentaires et diagénétiques) et

propriétés pétrophysiques.

I.2 Cadre géologique

I.2.1 Géodynamique régionale (Figure I.3)

Crétacé supérieur-Eocène moyen : 1ère phase de rifting

La bordure Est de la plaque eurasiatique est, au Nord du Japon, une marge active au niveau

de laquelle la crôute océanique Pacifique est subductée (Hall, 2002). Plus au Sud, une

première phase de rifting (Holloway, 1982 ; Lee & Lawver, 1994, 1995 ; Zhou et al., 1995)


5

affecte la région située entre Taïwan et l'Indochine qui représentait un segment de marge

passive (Hall, 2002). Cependant, pour Schlüter et al. (1996), toute la bordure sud-est de la

plaque eurasiatique entre l'Indochine et le Japon est restée active jusqu'au Paléocène et cette

première phase de rifting correspondrait à un rifting d'arrière-arc. Ce rifting est à l'origine de

la structuration en blocs basculés d'orientation SW-NE du substratum mésozoïque. Du

Paléocène à l'Eocène moyen, des dépôts détritiques terrigènes continentaux à marins

littoraux ont comblé les dépressions de ce rift avorté.

Eocène moyen : 2ème phase de rifting

Le changement de direction (WNW) du mouvement de la plaque Pacifique à l'Eocène

moyen est à l'origine du développement d'un système de rift au Nord de Mindoro

constituant le "Palawan-Borneo Through" (Schlüter et al., 1996). Les dépressions sont

comblées par plusieurs centaines de mètres de dépôts lacustres (Zhou et al., 1995).

Eocène supérieur - Oligocène inférieur : 3ème phase de rifting

Une troisième phase de rifting (Holloway, 1982 ; Ru & Pigott, 1986 ; Zhou et al., 1995 ;

Schlüter et al., 1996 ; Hall, 1996, 2002) se développe au Nord du système de rift formé à

l'Eocène moyen. Cette phase extensive structure en blocs basculés la zone de Dangerous

Ground.

Oligocène moyen - Miocène inférieur : expansion de la Mer de Chine Méridionale

L'extrême amincissement de la croûte continentale à l'issue de la phase de rifting Eocène

supérieur - Oligocène inférieur aboutit à la formation de croûte océanique aux alentours de

la limite Rupélien - Chattien (Holloway, 1982 ; Ru & Pigott, 1986 ; Lee & Lawver, 1994,

1995 ; Zhou et al., 1995 ; Schlüter et al., 1996, Hall, 1996, 2002). Des études

magnétostratigraphiques (Briais et al., 1993) ont permis de dater cet événement à l'anomalie

magnétique 11 (32 Ma). Le développement de la Mer de Chine Méridionale conduit à la

dérive vers le Sud du micro-continent Calamian - Nord Palawan - Nord Bornéo. Le jeu du

système décrochant de Ulugan -probablement hérité d'une structure plus ancienne- conduit à

l'individualisation du bloc de Nord Palawan au sein de ce micro-continent. A l'Oligocène

terminal (anomalie magnétique 6b, 24 Ma) la ride active de la Mer de Chine Méridionale a


6

Figure I.3 : Evolution géodynamique de l’Asie du Sud-Est au Cénozoïque (d’après Hall, 2002).


7

migré de manière drastique vers le sud-ouest (Briais et al., 1993; Schlüter et al., 1996 ;

Morley, 2002).

Fin du Miocène inférieur - Actuel

La fin du Miocène inférieur (anomalie magnétique 5c) est marquée par l'arrêt de l'expansion

de la croûte océanique de la Mer de Chine Méridionale (Briais et al., 1993) et du

fonctionnement du système décrochant de Ulugan. L’arrêt de l’expansion de la Mer de

Chine Méridionale serait à mettre en relation avec la collision de la marge sud du micro-

continent Calamian - Nord Palawan - Nord Bornéo avec le prisme d’accrétion de Nord

Cagayan (Holloway, 1982 ; Lee et Lawver, 1994 ; Schlüter et al., 1996 ; Hall, 1996, 2002).

Au Pliocène le bloc Calamian - Nord Palawan est entré en collision avec l'Arc Philippin

aboutissant à l'obduction du bloc Philippin sur la Mer de Chine Méridionale. La collision du

bloc Calamian - Nord Palawan avec la ceinture de Nord Cagayan depuis le Miocène

inférieur, puis avec l'Arc Philippin depuis le Pliocène, a conduit au soulèvement de la partie

Nord de l'actuelle île de Palawan et au basculement vers le Nord-Ouest de la partie

occidentale du bloc.

I.2.2 L'Asie du Sud-Est au Cénozoïque : données paléoclimatiques, paléocéanographiques

et paléobiogéographiques :

Le climat (Figure I.4)

La marge Sud de la Mer de Chine Méridionale sur laquelle s’est développé l’édifice

carbonaté de Malampaya s’est trouvée, pendant tout l’intervalle Eocène supérieur-Miocène

inférieur, en domaine tropical (Figure I.4). La zone, située à une latitude de 20°N à l’Eocène

supérieur (pendant la phase de rifting), n’a cessé de dériver vers le Sud au cours de

l’expansion des fonds océaniques de la Mer de Chine Méridionale, jusqu’à atteindre une

latitude de 12°N à la fin du Miocène inférieur (Hall, 2002).

Les carbonates d’Asie du Sud-Est ont enregistré les principaux événements climatiques

globaux de la fin du Paléogène et du début du Néogène (Fulthorpe and Schlanger, 1989 ;

Wilson, 2002). L’intervalle Eocène supérieur-Miocène inférieur est particulièrement

intéressant pour les reconstitutions des climats anciens puisqu’il s’agit d’une période de

transition entre le contexte climatique greenhouse caractérisant le Crétacé et le Paléogène et

le contexte icehouse du Néogène. Des données de forages océaniques ont permis de situer


8

Figure I.4 : Reconstitution des principaux domaines climatiques de l’Eocène au Miocène (d’après Paleomap project : http://www.scotese.com).


9

le premier événement glaciaire autour de la limite Eocène-Oligocène, vers 38 Ma (Leg113

Shipboard Scientific Party, 1987) ou vers 36-34.5Ma (Barrett et al., 1989) ; une période de

sédimentation glaciaire a été mise en évidence à l’Oligocène inférieur dans la zone de Prydz

Bay, dans l’Océan Austral (Barron, 1991). Une seconde phase glaciaire a débuté vers la fin

de l’Oligocène inférieur autour de 30Ma s’est poursuivie dans l’Oligocène supérieur

(Barrett et al., 1989). ). L’événement climatique de l’Oligocène moyen est à mettre en

relation avec la chute remarquable de niveau marin mise en évidence à l’échelle globale par

les stratigraphes (Haq et al., 1987). Après une période de réchauffement vers la fin de

l’Oligocène supérieur, plusieurs épisodes glaciaires brefs ont été mis en évidence au

voisinage de la limite Oligocène-Miocène (Flower et al., 1997, Zachos et al., 2001b). Le

Miocène inférieur est une période caractérisée par un réchauffement global culminant

autour de la limite Miocène inférieur-Miocène moyen et connue sous le nom de Mid

Miocene Climatic Optimum (Zachos et al., 2001a).

Age de l’initiation de la Mousson

Les circulations atmosphériques de la Mousson asiatique sont d’importance majeure pour la

compréhension de l’évolution du climat à l’échelle globale et des conditions

paléocéanographiques dans l’Océan Indien et la Mer de Chine Méridionale. Des études en

grande partie réalisées sur des formations continentales ont permis de diviser l’histoire de la

Mousson en quatre phases (Wang, 1997). Le Tableau I.1 présente ces 4 phases en relation

avec la paléogéographie du continent eurasiatique. Il convient de noter que le

développement de la Mousson d’été s’est réalisé de manière significative autour de la limite

Oligocène-Miocène. Les conséquences de cet événement en terme de climat, de

paléocéanographie et de développement des édifices carbonatés sur les marges de la Mer de

chine méridionale sont probablement considérables.

Tableau I.1 : Les différentes phases de l’histoire de la Mousson d’Asie.


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Vents et courants océaniques

Peu d’études ont permis de reconstituer les circulations océaniques au cours du Paléogène et

du début du Néogène en Mer de Chine méridionale. Dans les environnements actuels de la

Mer de Chine méridionale, les circulations océaniques sont principalement contrôlées par

les alternances climatiques saisonnières liées à la Mousson. La figure I.5 présente les

changements de direction des courants océaniques en relation avec l’activité de la Mousson.

Au cours du Miocène inférieur, la Mousson d’été (direction du vent : vers le Nord-Est) était

déjà présente et a pu engendrer, dans la zone de Malampaya, des circulations océaniques

analogues à celles de l’Actuel en période d’été (direction des courants : vers le NE ; Figure

I.5, b).

Paléobiogéographie (Figure I.6)

Le domaine Indo-Pacifique actuel est le siège de la plus importante production récifale de la

planète : on y rencontre plus de la moitié des récifs coralliens modernes ainsi que la plus

grande diversité spécifique en coraux (Umbgrove, 1946 ; Veron, 1995 ; Wilson, 2002).

Cette diversité est en grande partie liée à la complexité géographique de la zone qui a

Figure I.5 : Les directions des courants océaniques actuels en Mer de Chine Méridionale, lors des moussons d’hiver (a) et d’été (b) (d’après Tropical Research and Conservation Centre (TRACC) http://www.tracc.org.my/).


11

favorisé l’isolement d’écosystèmes et ainsi l’apparition de nouveaux taxons ou le

développement de « zones refuges » dans lesquelles subsistent des formes anciennes (Wilson

et Rosen, 1998). Pourtant, cette diversité n’a pas toujours existé au cours du Cénozoïque : au

Paléogène, la diversité corallienne et le développement de récifs coralliens étaient

significativement plus faibles en Asie du Sud-Est que dans les Caraïbes ou la Méditerranée

(Gerth, 1925 ; Wilson et Rosen, 1998). La figure I.6 présente un modèle d’évolution

paléobiogéographique de l’Asie du Sud-Est au cours du Tertiaire (Wilson et Rosen, 1998).

Les systèmes carbonatés d’âge Eocène-Oligocène de cette région sont généralement dominés

par les foraminifères benthiques et les algues corallinacées. L’histoire tectonique complexe de

cette zone a conduit à son isolement vis-à-vis des centres d’origine des différents taxons de

coraux. La situation a changé au Néogène, après la collision du continent Australien avec

l’Asie du Sud-Est qui a mis fin à l’isolement de la région et a permis l’apparition de

nombreux hauts-fonds colonisés par des communautés récifales.

Figure I.6 : Reconstitution paléobiogéographique de l’Asie du Sud-Est de l’Eocène supérieur au Miocène inférieur (d’après Wilson et Rosen, 1998).


12

I.2.3 Les édifices carbonatés de la marge Sud de la Mer de Chine méridionale

Les systèmes carbonatés néritiques sur le bloc de NW-Palawan se sont installés dès

l’Eocène supérieur, au niveau des crêtes des blocs basculés lors des phases de rifting et

formant alors des haut-fonds ou des zones émergées (Fulthorpe & Schlanger, 1989). Les

champs de gaz et d’huile associés aux carbonates du Nido s’alignent selon des axes

d’orientation SSW-NNE et indiquent clairement le contrôle de cette topographie héritée des

phases de rifting de la Mer de Chine Méridionale sur la répartition des réservoirs et des

accumulations d’hydrocarbures (Figures I.7 et I.8). La plupart des systèmes carbonatés

isolés de la zone offshore de Palawan ont cessé de fonctionner vers la fin du Miocène

inférieur : la collision des blocs de Calamian-Nord Palawan avec le prisme d’accrétion de

Nord Cagayan a entraîné le basculement vers le Nord-Ouest de la zone offshore de NW-

Palawan et provoqué ainsi l’ennoiement des systèmes carbonatés (Fulthorpe & Schlanger,

1989). L’apport de sédiments silicoclastiques en provenance d’une zone émergente a pu

aussi aider la mort des récifs et des communautés benthiques associées. Les édifices

Figure I.7 : Section schématique E-W à travers les champs de Malampaya-Camago, Matinloc-Cadlao et Signal Head-Caverna (tiré de Sales et al., 1997).


13

Figure I.8 : Section sismique régionale montrant la localisation de l’édifice carbonaté de Malampaya sur une crête de bloc basculé (à droite), et carte structurale simplifiée de la zone offshore de NW-Palawan avec indication des principaux champs à hydrocarbure (à gauche), d’après Wiliams (1997).

carbonatés de la zone offshore de NW-Palawan sont scellés par des dépôts argilo-sableux

profonds d’âge Miocène inférieur à Miocène moyen (formation de Pagasa). Plus au Sud,

dans la région de Dangerous Ground et la zone offsore de SW-Palawan, une plate-forme

carbonatée étendue semble avoir existé de l’Oligocène au Miocène inférieur, tandis que les

systèmes récifaux isolés du Miocène moyen à l’Actuel résulteraient d’un ennoiement

sélectif de cette plate-forme lié, à des phénomènes de subsidence différentielle induite par la

tectonique locale (Fulthorpe & Schlanger, 1989). De même, sur l’île de Palawan, des

systèmes carbonatés récifaux ont perduré au Miocène moyen et supérieur (Rehm, 2003).

I.3 Présentation des édifices carbonatés de Malampaya-Camago (Figure I.9)

Le champ de Malampaya-Camago est composé de deux édifices carbonatés principaux. Le

plus important, Malampaya est un corps carbonaté allongé d’âge Eocène supérieur à

Miocène inférieur, d’orientation SW-NE, d’approximativement 10km de long pour 2km de

large et 600m d’épaisseur en moyenne dans sa partie la plus interne. La nature des

réflections sismiques permet d’individualiser trois domaines :


14

Figure I.9 : a : carte isobathe du toit des carbonates du Nido au niveau des édifices de Malampaya et Camago (d’après Grötsch et Mercadier, 1999) et localisation des puits ; b : section sismique montrant les principaux traits morphologiques de l’édifice carbonaté de Malampaya (voir a pour la localisation).


15

- Le domaine de shelf caractérisé par des réflecteurs à fortes amplitudes et bonne

continuité latérale et généralement faiblement inclinés : ce domaine est

volumétriquement le plus important.

- Les flancs Ouest et Sud sont caractérisés par des réflecteurs peu continus et fortement

inclinés, présentant souvent un faciès sismique chaotique.

- Les flancs Est et Nord, très étroits et abrupts sont caractérisés par des réflecteurs

inclinés, à bonne continuité et souvent faible amplitude: ces réflecteurs sont souvent en

continuité latérale avec les réflecteurs du faciès. Dans la partie supérieure de l’édifice,

les dépôts des flancs Est et Nord semblent inexistants : les flancs sont alors matérialisés

par l’enveloppe des terminaisons brutales des réflecteurs à forte amplitude du domaine

de shelf.

Le domaine de shelf peut être divisé en 3 zones : la zone Nord (Northern area) la plus large

(maximum : 2km) et dans laquelle ont été forés les puits MA-1, MA-2, MA-5, MA-8 et

MA-10, la zone centrale (Central area) autour des puits MA-6 et MA-7 et la zone Sud

(Southern area) plus étroite que les deux précédentes, en particulier dans sa partie supérieure

(500 mètres) et incluant les puits MA-4 et MA-9. Entre la zone centrale et la zone Sud, les

sections sismiques montrent la présence d’une profonde incision (Figure I.10, a), entaillant

le domaine de shelf , et pouvant être interprétée comme résultant d’un arrachement

gravitaire de la bordure de l’édifice carbonaté, comme cela a été observé, à des échelles

similaires dans des récifs actuels du domaine Indo-Pacifique (Cabioch, communication

personnelle).

L’édifice carbonaté de Camago (Figure I.10, b), contemporain de Malampaya, d’âge

Oligocène inférieur à Miocène inférieur, n’est traversé que par un seul puits (CA-1), non

carotté. Le caractère sismique et la morphologie de ce corps carbonaté de 650 mètres

d’épaisseur et de 2 km de diamètre à la base et 1km de diamètre dans sa partie supérieure,

sont fort différents de Malampaya. A l’exception de sa partie basale, l’édifice de Camago

présente des réflecteurs de forte amplitude, mais faiblement continus et très fortement

inclinés. Ces réflecteurs ont été interprétés comme représentant les pentes récifales d’une

édifice de type « pinacle » (Grötsch et Mercadier, 1999). L’édifice de Camago se

distinguerait donc de Malampaya par l’absence d’une véritable zone de shelf interne,

excepté peut-être dans sa partie basale.


16

Figure I.10 : a : section sismique cd montrant la présence d’une incision ( ?) affectant la partie centrale de l’édifice de Malampaya ; b : section sismique ef présentant l’édifice de Camago et l’emplacement du puits Camago-1 (CA-1) ; c : section simique gh traversant d’ouest en est les édifices de Malampaya, Malampaya-NE A et Malampaya-NE B : noter l’emplacement de ces deux derniers « pinacles » à l’aplomb de structures tectoniques (plis et/ou failles ?) (localisation : voir Figure I.9, a)

Entre Malampaya et Camago, se trouve une zone déprimée en selle à cheval (saddle area)

exprimée sismiquement par un doublet de réflecteurs à bonne continuité et à forte

amplitude. Ces réflecteurs semblent en continuité avec les réflecteurs éocènes de

Malampaya. Probablement très peu de sédiments carbonatés se sont accumulés dans cette

zone au cours de l’Oligo-Miocène.


17

Deux édifices carbonatés de faible dimension (<1km de diamètre et moins de 300m

d’épaisseur) et non forés, se situent 2km environ au NE de Malampaya (Figure I.10, c) :

Malampaya-NE A et Malampaya-NE B. Leur morphologie en « pinacle » et leur caractère

sismique sont analogues à ceux de Camago. Tous les deux se trouvent à l’aplomb d’une

faille, suggérant un contrôle tectonique, au moins lors de l’installation, de ces édifices

carbonatés. L’âge de ces constructions est difficile à évaluer : par comparaison avec

l’édifice voisin de Malampaya et en considèrant un taux de croissance similaire, elles

seraient d’âge Eocène supérieur à Oligocène supérieur.


18

Chapitre II. Matériel et méthodes

19

CHAPITRE II- MATERIEL ET METHODES

II.1 Les données disponibles

II.1.1 Les données de puits

Les carbonates du Nido de l’édifice de Malampaya ont été pénétrés par 10 puits (notés MA-

1 à MA-10). Les données provenant de ces puits sont de nature diverse :

- des diagraphies, parmi lesquelles cinq types d’enregistrement ont été utilisés dans cette

étude : les logs de gamma-ray, de porosité, de densité, de sonic et de résistivité;

- des échantillons de roche : carottes, échantillons de parois ou SWS, déblais de forage ou

cuttings.

Le tableau II.1 dresse l’inventaire de l’ensemble des données de puits utilisées dans cette

étude.La figure II.1 présente la distribution des intervalles carottés et des SWS pour chacun

des puits.

Tableau II.1 : inventaire des données de puits utilisées dans cette étude


20

Figure II.1 : Répartition des intervalles carottés et des échantillons de paroi (SWS) pour chacun des puits.

II.1.2 Les données de sismique 3D

L’édifice carbonaté de Malampaya est couvert par deux blocs de données sismiques 3D.

L’acquisition du premier bloc de sismique 3D a été réalisée en 1993. Différents types de

traitement ont été réalisés sur ces données qui ont permis de procéder à une interprétation

des principaux réflecteurs sismiques par les spécialistes de Shell Philippines Exploration

(SPEX) et de Shell International Exploration & Production B.V. (SIEP) à Houston et

Rijwijk.


21

La seconde campagne d’acquisition a été menée en 2002 et a permis d’obtenir un volume

3D de données sismique haute-résolution auquel a été appliqué un traitement PSTM (Pre-

Stack Time Migration). Les distances inter-lignes et inter-traces sont de 25m. Dans les

carbonates du Nido, les fréquences sont comprises entre 30 et 50Hz, ce qui correspond, pour

une vélocité voisine de 4000 m/s, à une résolution verticale comprise entre 20 et 30m. Dans

la formation silicoclastique de Pagasa, les valeurs de fréquence (40-70Hz) indiquent une

résolution verticale comprise entre 10 et 20m, pour une vélocité moyenne de 2900m/s.

L’interprétation sismique utilisée dans cette étude a été réalisée dans les locaux de SIEP à

Rijswijk (Pays-Bas) d’avril à juin 2003, sur une station de travail équipée de Landmark. La

zone interprétée couvre environ 500 lignes et 550 traces, représentant une superficie

avoisinant 150 km2.

II.2 Les méthodes d’étude

II.2.1 Observations microscopiques et macroscopiques des carbonates

-Etude macroscopique des intervalles carottés : les carottes des puits MA-5, MA-7 et MA-9

ont été étudiées à la carothèque de Shell International à Rijwijk (Pays-Bas). Cette étude a

permis de définir les textures, structures sédimentaires et diagénétiques et d’identifier des

macrorestes d’organismes. Pour les carottes #1 à #8 de MA-5 et #1-2 de MA-7, un log

textural et des profils d’intensité de bioturbation et d’abondance des grands éléments

coralliens ont été établis. Les carottes des puits MA-2 et MA-3, entreposées dans les locaux

de Shell Philippines à Manille, n’ont pu être étudiées que par l’intermédiaire des

photographies de carottes et des lames minces disponibles.

- Etude des carbonates en microscopie optique : l’observation d’approximativement 800

lames minces en microscopie optique (lumière polarisée et polarisée-analysée) constitue la

base de l’étude sédimentologique et diagénétique des carbonates de Malampaya. Ces lames

ont été confectionnées à partir d’échantillons de carottes, de SWS et de cuttings. La plupart

des lames réalisées sur échantillons de carotte et de SWS ont été imprégnées de résine

colorée (en bleu) afin de mieux visualiser l’espace poreux. La moitié de la surface de ces

lames a de plus été colorée par une solution d’alizarine et de ferricyanure de potassium. En

présence de ces deux réactifs, les réactions chimiques suivantes se produisent (Evamy,

1963): 1) l’alizarine réagit avec la calcite pour produire un précipité rouge, mais n’affecte


22

pas la dolomite qui reste incolore, 2) le ferricyanure de potassium réagit en présence d’ions

Fe2+ pour former un précipité bleu. Selon la quantité de fer dans le réseau cristallin,

différentes colorations peuvent être obtenues (Durlet, 1996) :

- la calcite non ferreuse (moins de 0,5% de Fe2+) est colorée en rouge vif ;

- la calcite légèrement ferreuse (de 0,5 à 2,5% de Fe2+) est colorée en mauve ;

- la calcite ferreuse (plus de 2,5% de fe2+) est colorée en bleu-violet ;

- la dolomite non ferreuse est incolore ;

- la dolomite ferreuse est colorée en bleu foncé.

Les colorations à l’alizarine et au ferricyanure de potassium permettent ainsi de distinguer la

dolomite de la calcite et d’estimer la proportion de fer dans le réseau cristallin.

Pour chacune des lames minces disponibles, le contenu bioclastique a été étudié en suivant

différents protocoles : 1) analyse quantitative par comptage de points (lames sur

échantillons de carottes et SWS des puits MA-5 et MA-7) ; 2) analyse semi-quantitative en

utilisant des chartes visuelles (lames des puits MA-1, MA-2, MA-3 et MA-8) ; 3) analyse

qualitative (lames sur cuttings des puits MA-5 et MA-10, lames sur échantillons de carotte

de MA-9). Le comptage de points a été réalisé sur la base de 300 points par lame.

- Etude des carbonates en microscopie électronique à balayage : des échantillons de

calcrètes provenant de la carotte #2 de MA-7 ont été observés au MEB de l’Université de

Provence.

II.2.2 La cathodoluminescence

La cathodoluminescence présente un grand intérêt dans l'étude diagénétique des carbonates

car elle permet de distinguer et de mettre en évidence des stades de croissance des ciments

de manière plus fine qu'en microscopie optique avec les colorations, dans la mesure où

ceux-ci ont enregistré des variations de teneurs de certains éléments traces. Cette méthode

est décrite en détail par Amieux (1981, 1982). Le luminoscope utilisé dans le cadre de cette

étude est celui du Centre de Sédimentologie et de Paléontologie de l’Université de Provence

(Technosyn - Cold Cathode Luminescence, modèle 8200 Mk II) sous les conditions de

15kV et de 0,2-0,4 mA.


23

II.2.3 Les analyses géochimiques

II.2.3.1 Isotopes stables du carbone et de l’oxygène

Des mesures des rapports isotopiques du carbone et de l’oxygène ont été réalisés sur des

échantillons de roche totale, à l’Université d’Erlangen (Allemagne) par M. Joachimski. La

poudre obtenue par broyage des échantillons de carbonates a été plongée dans de l’acide

phosporique 100% (densité >1.9) à 75°C. Ce bain acide (Carbo-Kiel) est relié à un

spectomètre de masse Finnigan Mat 252. La précision des mesures est très bonne : les

erreurs (2-sigma) sont voisines de ±0.02‰ pour le δ13C et de ±0.03‰ pour le δ180 (puits

MA-5 et MA-7). Les valeurs des rapports isotopiques du carbone et de l’oxygène des

échantillons de Malampaya sont rapportées dans les annexes E.1 à E.4.

II.2.3.2 Isotopes stables du Strontium

Des mesures du rapport isotopique du Sr sur roche totale ont été réalisées dans le laboratoire

de Géochimie Isotopique de la Vrije Universiteit, à Amsterdam. Les échantillons ont été

dissous dans une solution d’acide acétique 5N ; le strontium a été séparé à l’aide d’une

colonne échangeuse d’ions. Le rapport isotopique a été mesuré par un spectromètre de

masse Finnigan MAT 261. Les erreurs (2-sigma) sur les mesures sont faibles et sont

comprises entre ±6.10-6 et ±14.10-6. Les valeurs des rapports isotopiques du strontium des

échantillons de Malampaya sont rapportées dans les annexes E.5 et E.6.

II.2.3.3 Eléments en trace

Une série de mesures de la concentration de l’élément uranium dans les intervalles carottés

de MA-5 et MA-7 a été réalisée, au Centre de l’IRD à Bondy (F. Le Cornec) dans l’optique

de fournir des éléments d’interprétation du signal diagraphique de gamma-ray. Les résultats

des mesures ont permis de montrer une forte corrélation entre le signa gamma-ray et le

signal uranium (Figure II.2).


24

II.2.4 Interprétations sismiques et diagraphiques

Les mesures diagraphiques représentent un enregistrement continu le long du puits de

propriétés physiques et fournissent au géologue de subsurface de précieuses informations

sur la pétrographie, la minéralogie et les propriétés pétrophysiques des formations

traversées. Cinq outils diagraphiques ont été particulièrement utilisés dans le cadre de cette

étude : le gamma-ray, la porosité, la densité, le sonic et le FMI.

Le gamma-ray :

Cet outil mesure la radioactivité naturelle des formations traversées par le puits. Trois

principaux éléments contrôlent les valeurs de gamma-ray : le potassium, le thorium et

l’uranium. Les mesures des concentrations d’uranium le long des intervalles carottés

permettent de conclure à une relation étroite entre teneur en uranium et valeur de gamma-

ray. Alors que la présence des éléments thorium et potassium dans les sédiments est souvent

liée aux apports détritiques, l’origine de l’uranium est diverse et associée à des processus

diagénétiques. L’Uranium peut se fixer très précocement dans le sédiment ou bien plus

tardivement à la faveur de circulations de fluides enrichis en uranium dans des

environnements ou microenvironnements réducteurs. La précipitation précoce d’Uranium

dans les sédiments est associée à des environnements réducteurs, souvent riches en matière

organique, dans des condition suboxiques ou anoxiques (Fleisher et al., 1986, Saller et al.,

1999). Certains auteurs ont interprété la présence d’uranium dans les carbonates comme

résultant de sa fixation dans des microenvironnements réducteurs à partir de fluides

météoriques enrichis en U (VI) (Ehrenberg et Svana, 2001). Il est frappant de noter qu’à

Malampaya (par exemple dans le puits MA-5), les faibles valeurs et faibles variations de

gamma-ray caractérisent les carbonates de pente externe non soumis à des émersions alors

que les intervalles de carbonates de shelf interne soumis à des émersions à répétition

présentent de fortes variations de ce signal et de nombreux pics (voir chapitres VI et VII, et

le panneau de corrélation, annexe C.17). L’origine de l’uranium, probablement liée à

l’interaction complexe de plusieurs processus diagénétiques, n’étant pas pour l’instant

élucidée, le signal gamma-ray n’a pas été systématiquement utilisé dans le cadre de cette

étude à des fins de corrélations stratigraphiques.


25

Les logs de porosité, densité et sonic

Ces trois mesures diagraphiques permettent, dans les carbonates du Nido, de localiser les

intervalles poreux et les intervalles denses correspondant à des zones cimentées. Elles ont

été utilisées dans les buts suivants :

- déterminer les profondeurs réelles des intervalles carottés par le calage des diagraphies de

porosité et des valeurs de porosité mesurées sur les carottes (Figure II.3).

- créer des sismogrammes synthétiques dans le but de caler les données de puits aux

données sismiques et de déterminer des lois de conversion temps-profondeur (Figure II.5).

- localiser les principales discordances stratigraphiques (cf. chapitre VII).

- permettre d’appréhender les types d’évolution diagénétique (cf. chapitre V) et caractériser

la qualité du réservoir (cf. chapitre VIII). L’annexe C.16 présente les variations verticales du

log de porosité pour les puits MA-1, MA-2, MA-3, MA-5, MA-7 et MA-8.

Figure II.2 : corrélations entre le gamma-ray et la concentration en uranium des carbonates sur les carottes 1&2 de MA-5 et de MA-7. Le FMI

Le FMI est un outil de mesure de résistivité à très haute-résolution (5 mm) permettant

d’obtenir une image électrique de la paroi du puits. Ces images permettent notamment de

distinguer les intervalles riches en éléments coralliens recristallisés. Différents « faciès

FMI » ont été définis dans le puits MA-5 (Borgomano, 2002) et utilisés pour les

interprétations séquentielles haute-résolution en dehors des intervalles carottés (annexe

C.15).


26

Calage carottes-diagraphies

Les profondeurs réelles des intervalles carottés sont réalisées par le calage des mesures

diagraphiques avec les mesures pétrophysiques réalisées sur les échantillons de carotte. La

figure II.3,a montre un exemple de calage des enregistrements diagraphiques aux mesures

de porosité sur la carotte. La comparaison du log de gamma-ray et des mesures de

concentration d’uranium sur les carottes peut aussi être utilisé pour contraindre le calage

(Figure II.3,b). Cette dernière méthode s’est avérée particulièrement utile dans les

intervalles très hétérogènes à variations verticales rapides de porosité.

Figure II.3 : a : Calage des profondeurs des carottes 1&2 de MA-7 avec les profondeurs réelles de forage par comparaison des mesures pétrophysiques sur carottes et des enregistrements diagraphiques de la porosité ; b : calage des carottes 6, 7 et 8 de MA-5 en utilisant le gamma-ray et les concentrations en uranium mesurées sur échantillons de carotte. Calage puits-sismique

Le calage des puits aux données sismiques nécessite la construction de sismogrammes

synthétiques. Le principe du calcul des sismogrammes synthétiques est rappelé dans la

figure II.4. Le sismogramme synthétique est le produit de convolution du coefficient de

réflection au puits et d’une ondelette extraite des données sismiques. Différentes fréquences

d’ondelette peuvent être testées pour le calcul des sismogrammes. Le coefficient de

réflection R à l’interface entre un niveau supérieur d’impédance acoustique Z1 et un niveau

inférieur d’impédance acoustique Z2 vaut :

R= (Z1-Z2)/(Z1+Z2), avec Z1=ρ1V1 et Z2=ρ2V2 où (r1, r2) et (V1, V2) représentent

respectivement la densité et la vélocité du milieu considéré.


27

Les valeurs de densité sont tirées du log électrique de densité et les valeurs de vélocité sont

déduites du sonic. Le sismogramme synthétique est alors comparé à la trace extraite au

niveau du puits, ce qui permet de caler les principaux contrastes d’impédance reportés le

long du puits aux reflections sismiques.

Figure II.4 : principe de calcul d’un sismogramme synthétique

L’interprétation sismique

L’interprétation des réflecteurs sismiques a été réalisée en utilisant le logiciel Landmark. 12

principaux réflecteurs ont été interprétés toutes les 5 lignes et 5 traces sur l’ensemble du

volume sismique étudié. Les surfaces ont ensuite été complétées en utilisant différents outils

fournis par Landmark (outils Zap et Interpolation). La figure II.5 présente les réflecteurs

interprétés et les cartes isochrones de la base et du toit des carbonates. Les principales failles

ont aussi été interprétées.

II.2.5 Mesures pétrophysiques

Des mesures de porosité et de perméabilité ont été réalisées sur près de 500 échantillons de

carottes, par PANTERRA à Rijswijk (Pays-Bas). Les résultats des mesures sont présentés

dans les annexes F.1 à F6.


28

Figure II.5 : Réflecteurs interprétés sur une section sismique (à droite) et carte isochrone du réflecteur C2.3 sur toute la zone d’interprétation (à gauche).

II.3 Intégration des méthodes

Cette étude repose sur l’intégration d’analyses diverses (études pétrographiques,

micropaléontologiques, géochimiques, interprétation sismique et diagraphique) à partir de

d’échantillons de roches (carottes, SWS, cuttings, lames-minces), de données diagraphiques

et sismiques 3D. Cette intégration nécessite un travail à plusieurs échelles temporelles et

spatiales et dans plusieurs dimensions:

-Echelles temporelles : 1) échelle des processus sédimentaires (quasi- instantanés), 2)

échelle des cycles haute-fréquence (10ka – 1 Ma), 3) échelle des grandes unités tectono-

stratigraphiques (1-10 Ma) ;

-Echelles spatiales: 1) échelle microscopique et mésoscopique (<10-2 m) : observations en

lames-minces et au MEB, analyses géochimiques et pétrophysiques, description des plugs et

de la carotte 2) échelle de la carotte (0.1-10m verticalement) : interprétation des

paraséquences ; 3) échelle des unités tectono-stratigraphiques et des grands corps réservoirs

(10-100m verticalement ; 100-1000m latéralement).

-Dimensions : 1) ponctuelle (« 0D ») : analyse géochimique ou pétrophysique,

interprétation d’un faciès de dépôt sur une lame-mince ; 2) unidimensionnelle (1D) :


29

évolution verticale des environnements de dépôt, des domaines diagénétiques, des

propriétés pétrophysiques, des signaux géochimiques et diagraphiques, interprétation

séquentielle ; 3) bidimensionnelle (2D) : corrélations entre les puits des unités sédimentaires

et des corps réservoirs ; 4) tridimensionnelle (3D) : interprétation sismique (horizons

sismiques et structure) et définition des unités sédimentaires et des corps réservoirs en 3D ;

5) quadridimensionnelle (4D : 3D + temps) : modèle d’évolution stratigraphique de l’édifice

de Malampaya.

La figure II.6 résume le processus d’intégration des différentes données et méthodes. Les

passages entre les différentes échelles et dimensions spatiotemporelles peuvent être ainsi

détaillés :

-Lien entre analyses ponctuelles (échelle : <10-2 m) et analyses unidimensionnelles

(échelle verticale 0.1-100m) :

1) l’intégration verticale de datations ponctuelles provenant de l’analyse biostratigraphique

des lames minces et des mesures du rapport isotopique du strontium, permet de fournir le

cadre chronostratigraphique des carbonates du Nido, au niveau d’un puits (chapitre III).

2) l’intégration verticale des interprétations d’environnements de dépôt et de domaines

diagénétiques réalisées ponctuellement sur les lames minces et les carottes et des signaux

diagraphiques permet de procéder à une analyse séquentielle des dépots au niveau des puits,

à haute-résolution (cycles haute-fréquence d’épaisseur 1-10m : chapitre VI) et basse-

résolution (unités sédimentaires limitées par des discordances, d’épaisseur 10-100m :

chapitre VII).

3) L’intégration verticale des interprétations diagénétiques et des mesures pétrophysiques

ponctuelles permet d’identifier pour chacun des puits, des intervalles caractérisés par un

faciès diagénétique et des propriétés pétrophysiques bien définies (chapitres V et VIII).

-Liens entre analyses unidimensionnelles (échelle verticale 0.1-100m) et

bidimensionnelles (échelle verticale : 10-100m ; échelle latérale : 100-1000m)

1) Les contraintes chronostratigraphiques et le découpage du Nido en unités sédimentaires

en chacun des puits conduisent à un premier modèle de corrélations stratigraphiques des

puits (chapitre VII).

2) Un habillage en faciès de dépôt et faciès diagénétiques des panneaux de corrélation est

alors réalisé.


30

-Lien entre analyses ponctuelles (échelle : <10-2 m) et analyses tridimensionnelles

(données sismiques : échelle verticale de 10-100m et échelle latérale de 100-1000m) :

1) L’étude pétrographique des lames minces donne de précieux indices pour déterminer

l’origine des contrastes d’impédance acoustique ayant engendré les réflections sismiques, et

permet ainsi d’évaluer la valeur stratigraphique des réflecteurs (chapitre VII).

2) La morphologie générale de l’édifice carbonaté de Malampaya visualisée par les données

sismiques (localisation des flancs et de la bordure du shelf) permet un contrôle des

interprétations d’environnements de dépôt obtenues à partir de l’étude des lames minces.

Elle peut même permettre d’affiner dans certains cas, moyennant un débasculement des

horizons, d’affiner les estimations paléobathymétriques dans les environnements de flanc

(chapitre IV).

Figure II.6 : Le principe d’intégration des données et des méthodes pour la réalisation d’un modèle 3D d’évolution stratigraphique de l’édifice de Malampaya.


31

-Liens entre analyses bidimensionnelles (panneaux de corrélation des puits : échelle

verticale de 10-100m et échelle latérale de 100-1000m) et analyses tridimensionnelles

(données sismiques : échelle verticale de 10-100m et échelle latérale de 100-1000m) :

1) Le calage des puits à la sismique permet de relier les réflecteurs sismiques à des

événements diagénétiques/sédimentaires dans les puits et de leur donner une signification

stratigraphique. L’interprétation des réflecteurs sismiques peut alors servir à confirmer et

contraindre les corrélations entre les puits (chapitre VII).

2) L’interprétation tridimensionnelle des réflecteurs sismiques et du cadre structural permet

d’étendre en 3D le modèle de corrélations stratigraphiques, et les modèles de faciès de

dépôts et de faciès diagénétiques (chapitres VII et VIII).

3) L’interprétation des terminaisons sismiques des réflecteurs permet de caractériser la

nature des discordances et de préciser l’architecture interne de l’édifice carbonaté (biseaux,

bordures du shelf, discordances angulaires : chapitre VII).

4) Les variations latérales et vertic ales des faciès de dépôt et des faciès diagénétiques, la

nature et l’extension des discordances, la géométrie des corps carbonatés permettent de

remonter aux paramètres ayant contrôlé l’évolution de l’édifice carbonaté (variations

eustatiques, subsidence, déformation tectonique, climat… : chapitre VII).


32

Chapitre III. Cadre chronostratigraphique

33

CHAPITRE III- CADRE CHRONOSTRATIGRAPHIQUE

III.1 Biostratigraphie

III.1.1 Introduction

Le cadre biostratigraphique des carbonates du Nido repose sur l’intégration de résultats

provenant :

1) d’analyses micropaléontologiques menées dans le cadre de ce travail, par l’auteur:

étude des foraminifères benthiques des puits MA-5, MA-6, MA-7, MA-8, MA-9,

MA-10) ;

2) d’études biostratigraphiques antérieures fondées sur les foraminifères benthiques des

puits MA-2, MA-3, MA-4 (Wonders, 1995) ;

3) de la révision du contenu micropaléontologique (foraminifères benthiques) du matériel

de MA-1 précédemment étudié par Wonders (1995) ;

4) de datations des nannoplanctons et foraminifères planctoniques de la formation sus-

jacente de Pagasa dans les puits MA-1 (Spaak et al., 1993) et MA-2 (Jakubowski,

1993);

5) de datations du matériel pollinique de la formation du Pré-Nido, du puits MA-4

(Wonders et al., 1995).

III.1.2 Datation de la formation du Nido à l’aide des foraminifères benthiques

III.1.2.1 La « Letter Classification » et ses marqueurs biostratigraphiques

Le cadre biostratigraphique des carbonates de Malampaya est fondé sur l’utilisation de la

« Letter Classification ». Cette biozonation des foraminifères benthiques a été

originellement établie par Van der Vlerk et Umbgrove (1927), puis par Leupold et Van

der Vlerk (1931). De nombreuses révisions de cette biozonation ont été ultérieurement

réalisées, mais ce sont les travaux de Adams (1970, 1984), fondés sur les successions des

foraminifères benthiques de Bornéo qui ont permis d’établir un découpage de la période

Tertiaire en 11 étages, dès lors très largement utilisé par les biostratigraphes d’Asie du

Sud-Est. Des précisions à cette biozonation concernant un nombre limité de taxons ont été

récemment apportées par Boudagher-Fadel et Banner (1999) sur la base de l’étude de


34

nouveaux matériels du Nord-Est de Borneo et de Sumatra. La figure III.1 présente les

marqueurs biostratigraphiques utilisés dans cette étude et leur répartition stratigraphique.

La valeur biostratigraphique de ces différents marqueurs est discutée ci-dessous.

Figure III.1 : Répartition stratigraphique de taxons-clés de foraminifères benthiques rencontrés dans les carbonates du Nido, à Malampaya (d’après Adams, 1970, 1984 et Boudagher-Fadel et Banner, 1999).

Etage Tb (Eocène supérieur)

Le genre Discocyclina est connu de l’Eocène inférieur (Ta2) à l’Eocène supérieur (Tb). La

disparition de ce genre est classiquement désignée pour marquer le sommet de l’Eocène.

Dans l’ensemble du domaine Indo-Pacifique, le genre « Assilina » (=Planocamerinoides)

est utilisé pour identifier l’Eocène moyen, alors que Pellatispira caractérise l’Eocène

supérieur. Adams (1970) précise qu’en Asie du Sud-Est il n’existe aucune mention fiable

de Pellatispira dans des formations antérieures à Tb, tandis que Lunt (2003) signale un

léger recouvrement temporel de ce genre avec « Assilina » dans l’ouest et le centre de

Java : cet intervalle de recouvrement représenterait la partie sommitale de l’Eocène


35

moyen. L’association Discocyclina-Pellatispira (Fig. III.2, 13 et 14) reconnue dans les

puits MA-1, MA-2 et MA-3 et l’absence du genre « Assilina » ont permis d’attribuer un

âge Eocène supérieur à la partie basale des carbonates du Nido.

Etages Tc et Td (Oligocène inférieur=Rupélien) :

Un âge Oligocène inférieur a été diagnostiqué sur la base de la présence de Nummulites

(Fig. II.2, 7) et l’absence de Discocyclina et Pellatispira. L’extinction du genre

Nummulites marque, à l’échelle globale, la fin de l’Oligocène inférieur et des zones P17-

P19 des foraminifères planctoniques. Dans les puits étudiés de Malampaya les étages Tc

et Td n’ont jamais pu distingués puisque les genres Eulepidina et Austrotrillina n’ont

jamais été observés en association avec Nummulites.

Etage Lower Te (Oligocène supérieur=Chattien)

La présence de l’un des marqueurs suivants a été utilisée pour diagnostiquer un âge

Oligocène supérieur (Lower Te) : Heterostegina (Vlerkina) borneensis (Fig. III.2, 12),

Lepidocyclina (Lepidocyclina) isolepidinoides, et accessoirement Neorotalia

mecatepecensis (Fig.II.2, 10). Adams (1970) estime l’espèce H. (V.) borneensis comme

un bon marqueur du Lower Te, malgré une mention, sans description ni figuration d’un

specimen, de l’Aquitanien de Nouvelle-Guinée par Rickwood (1955). Boudagher-Fadel et

al. (2000) ont confirmé la validité de l’utilisation de ce taxon comme marqueur de

l’Oligocène supérieur sur la base de matériels provenant de Borneo. Dans le puits MA-3,

la limite supérieure de l’Oligocène supérieur a été précisée par l’occurrence de

Lepidocyclina (Lepidocyclina) isolepidinoides. Van der Vlerk (1929) a initialement donné

un âge Lower Te à cette espèce ; Adams (1970) a signalé des occurrences dans

l’Oligocène inférieur (Td) et a précisé que ce taxon était particulièrement commun dans la

partie inférieure du Lower Te. L’étude récente du matériel provenant de Borneo et

Sumatra par Boudagher-Fadel et Lord (2000) a montré que cette espèce a persisté

jusqu’au sommet de l’Oligocène supérieur. Dans les puits de Malampaya, la dernière

occurrence de H. (V.) borneensis est, soit confondue, soit située sous celle de Neorotalia

mecatepecensis. Ce rotaliidé, commun dans l’Oligocène supérieur des Caraïbes et de

l’Indo-Pacifique ne semble pas avoir franchi la limite Oligo-Miocène (Boudagher-Fadel,

2000) ; il a été utilisé dans MA-4 et MA-5 pour préciser la limite supérieure de l’étage

Lower Te.


36

Le cymbaloporidé Halkyardia (Fig. III.2, 8) est connu en Asie du Sud-Est de l’Eocène

moyen à la base de l’Oligocène supérieur (Adams, 1970). A Malampaya, ce genre a été

rencontré dans l’Oligocène inférieur, en association avec Nummulites (MA-2) ; dans le

puits MA-5, son association avec H. (V.) borneensis a permis d’attribuer l’intervalle

carotté 3617.95-3635.67mMD à la base de l’Oligocène supérieur.

Le genre Spiroclypeus est connu dans l’Oligocène supérieur et Miocène inférieur (Lower

Te et Upper Te) du domaine Indo-Pacifique (Adams, 1970, 1984) ; certains auteurs

(Leupold et Van der Vlerk, 1931 ; Adams, 1970) ont cependant précisé que ce genre est

absent dans la partie inférieure de l’Oligocène supérieur de Borneo et n’apparaîtrait donc

que dans la partie supérieure du Lower Te. A Malampaya, Spiroclypeus semble aussi faire

son apparition au dessus de celle de H.(V.) borneensis (MA-1, MA-2, MA-3).

Etages Upper Te (Aquitanien-Burdigalien inf.) et Lower Tf1 (Burdigalien sup.)

Un âge miocène a été diagnostiqué par la présence des taxons suivants : Miogypsinoides

dehaarti (Fig.III.2, 11), Miogypsina spp., Flosculinella spp.(Fig.III.2, 6). Ces trois taxons

apparaisent dans l’Upper Te et se poursuivent jusque dans le Lower Tf1 (M. dehaarti) et

dans le Tf3 (Miogypsina spp. et Flosculinella spp.). A Borneo, Miogypsinoides dehaarti

n’a été reconnu que dans l’Upper Te, mais il est signalé jusque dans le Lower Tf1 de

Papouasie - Nouvelle Guinée (Boudagher-Fadel et al., 2000). Un âge Upper Te n’a été

reconnu que dans l’intervalle 3170.50-3183.50mMD de MA-1, par la présence de

l’association M. dehaarti-B. pygmaeus et dans l’intervalle 3264.75-3271.90mMD de MA-

2 par la coexistence de Pseudotaberina malabarica et de Eulepidina spp.. Ailleurs, et en

dehors des intervalles à Austrotrillina howchini (Lower Tf1), il n’a pas été possible de

distinguer les étages Upper Te et Lower Tf1. La lignée des Austrotrillina est considérée

comme un bon marqueur biostratigraphique de l’Oligo-Miocène de l’Indo-Pacifique : à

Malampaya, trois taxons de cette lignée ont été reconnus (A. striata, A. asmariensis, A.

howchni), ainsi que des formes de transition entre ces espèces. A. howchini (Fig.III.2, 3),

caractérisé par un test à alvéoles bifurquées (Adams, 1968), est signalé du Burdigalien

sup. (Lower Tf1) au Langhien (Upper Tf1) ; cependant Adams (op. cit.) précise que le

processus de bifurcation des alvéoles a été initié par A. asmariensis dans l’Upper Te. De

telles formes de transition ont été rencontrées dans les puits MA-5 et MA-7 (Fig.III.2, 4).

La présence de vrais A. howchini en association avec Miogypsinoides dehaarti a permis


37

Figure III.2 : Foraminifères benthiques de Malampaya ; 1 : Austrotrillina striata, section equatoriale, Lower Te, MA-5, 3643.09mCD, x55 ; 2 : Austrotrillina asmariensis, section equatoriale, Lower Tf1, MA-7, 3187.27mCD, x37 ; 3 : Austrotrillina howchini, section equatoriale, Lower Tf1, MA-7, 3187.27mCD, x42 ; 4 : Austrotrillina asmariensis, a : section axiale, x36, b : détail de la paroi du test montrant la bifurcation des alvéoles, x147, Upper Te-Lower Tf1 non différencié, MA-5, 3431.00mMD, x37 ; 5 : Borelis pygmaeus, section oblique, Lower Te, MA-5, 3640.12mCD, x46 ; 6 : Flosculinella sp., section oblique, Lower Tf1, MA-7, 3201.25mCD, x31 ; 7 : Nummulites sp., section axiale, Tc-Td, MA-5, 3671.70mCD, x22 ; 8 : Halkyardia sp., section axiale, Lower Te, MA-5, 3616.40mCD, x121 ; 9 : Sphaerogypsina globula, section axiale, Lower Tf1, MA-7, 3190.39mCD, x36 ; 10 : Neorotalia mecatepecensis, section axiale, a : pustules de la face ventrale, x104, b : pustules de la face dorsale, x96, Lower Te, MA-5, 3624.33mCD ; 11 : Miogypsinoides dehaarti, section axiale, Lower Tf1, MA-7, 3202mCD, x30 ; 12 : Heterostegina (Vlerkina) borneensis, section axiale, Lower Te, MA-5, 3631.56mCD, x32 ; 13 : Discocyclina sp., section axiale, Tb, MA-2, 3404.00mMD, x40 ; 14 : Pellatispira sp., section axiale, Tb, MA-1, 3470.50mMD, x36.


38

d’identifier l’étage Lower Tf1 et de préciser un âge Burdigalien supérieur pour le sommet

du Nido.

III.1.2.2 Résultats

La figure III.4 présente le découpage en étages-lettres (« Letters-stages ») de la formation

de Nido, pour chacun des puits de l’édifice de Malampaya. Les profondeurs de première

et dernière occurrence des principaux taxons utilisés dans cette étude sont mentionnées

dans la figure III.3. L’inventaire détaillé des foraminifères benthiques reconnus dans les

puits MA-1, MA-5, MA-7, MA-8 et l’interprétation biostratigraphique de ces puits sont

rapportés dans les annexes (A.1 à A.5).

MA-1 MA-2 MA-3 MA-4 MA-5 MA-6* MA-7* MA-8 MA-9* MA-10*

Top Pseudotaberina malabarica 3264.75

Base Pseudotaberina malabarica 3271.90

Base Austrotrillina howchini 2999,8 2973 3255 3291 3198.73 3948

Base Flosculinella spp. 3052 3271,9 3350 3343,3 3122 3199.26 3895

Base Miogypsinoides dehaarti 3183,5 3264,75 3007 3428 3350,76 3160 3199.26 3957.50 4627.67

Top Nephrolepidina isolepidinoides 3062

Base Austrotrillina asmariensis 3431 3193.30 3957.50

Top Heterostegina borneensis 3265 3278,7 3227.50 3580 3615,92 4020

Base Heterostegina borneensis 3335 3365,65 3405 3685 3635,67 4680

Top Neorotalia mecatepecensis 3265 3278,7 3133 3541 3559

Base Neorotalia mecatepecensis 3286,5 3384,45 3428.50 3688 3666,08

Top Nummulites spp. 3421 3396,3 3458.5 3671,04

Top Eulepidina spp. 3265 3271.90 3115 3564.9

Base Eulepidina spp. 3360.04 3372.05 3439 3691

Base Nephrolepidina spp. 3392,9 3378 3405 3690

Top Borelis pygmaeus 3170,5 3278,7 3263 3564.9 3616,95 4110

Base Borelis pygmaeus 3452,5 3444,78? 3538.5 3686 3687,22 4340

Top Discocyclina spp. 3470,5 3478,15 3598 3778

Top Pellatispira spp. 3470,5 3478,15 3598

Top Halkyardia spp. 3396,3 3617,95

Top Spiroclypeus spp. 3260 3264.74 3133 3510

Base Spiroclypeus spp. 3260 3325.55 3159 3691 Figure III.3 : Première et dernière occurrence de taxons-clés de foraminifères benthiques dans les carbonates du Nido des puits de Malampaya.

III.1.3 Autres contraintes biostratigraphiques

Les dépôts silicoclastiques de Pagasa, surmontant les calcaires du Nido ont été datés lors

d’études antérieures par les nannofossiles et foraminifères planctoniques dans MA-1

(Spaak et al., 1993) et MA-2 (Jakubowski, 1993). Dans MA-1, les nannofossiles ont

fourni un âge Langhien indifféréncié (NN5) pour la base de la formation de Pagasa tandis

que les foraminifères planctoniques ont indiqué un âge Burdigalien supérieur à Langhien

inférieur (SN8 Upper). Dans MA-2, un âge Burdigalien (NN3) est indiqué par les


39

nannofossiles pour la partie sommitale des carbonates du Nido et la base de la formation

de Pagasa, tandis que les foraminifères planctoniques ont fourni un âge Burdigalien

supérieur à Langhien inférieur (SN8 Upper). Dans MA-8, moins d’un mètre sous le toit du

Nido (3773.50mMD), le foraminifère planctonique Globigerinoides sicanus a permis de

préciser un âge Burdigalien supérieur pour les derniers dépôts carbonatés de l’édifice de

Malampaya. La résolution temporelle associée à ces deux méthodes est cependant

insuffisante pour mettre en évidence un éventuel hiatus sédimentaire entre le toit du Nido

et la base des clastiques de Pagasa.

L’analyse palynologique sur les dépôts continentaux de la formation du Pré-Nido

(Wonders et al., 1995) a fourni un âge Paléocène à Eocène dans le puits MA-4.

La synthèse des résultats biostratigraphiques pour chacun des puits est présentée dans la

figure III.4.

III.2 Chimiostratigraphie des isotopes du Strontium

Les mesures de rapports isotopiques des isotopes du Strontium sur échantillons de roche

totale ont été abondamment utilisées pour la datation de roches carbonatées (e.g. Ludwig

et al., 1988). Certains auteurs ont cependant insisté sur la difficulté d’utiliser cette

méthode sur des carbonates affectés par des altérations diagénétiques météoriques ou

d’enfouissement (Quinn et al., 1991). La diagenèse météorique a pour principal effet: 1) la

dissolution de carbonates métastable (aragonite ou calcite magnésienne) et la précipitation

de ciments plus stables de calcite non magnésienne, 2) la recristallisation de l’aragonite en

calcite non magnésienne. D’après Ludwig et al. (1988), le rapport isotopique des ciments

et recristallisations météoriques est principalement contrôlé par celui des carbonates

métastables avoisinants. Dans cette hypothèse de système fermé vis-à-vis du Strontium, le

rapport isotopique 87Sr/86Sr des carbonates altérés par la diagenèse météorique sera très

voisin du rapport primaire du sédiment non altéré. Quinn et al. (1991), a démontré au

contraire, qu’à petite échelle (échantillon, carotte), le système est hautement ouvert et que

le strontium contenu dans les eaux météoriques provient de la dissolution de carbonates

d’âges différents et donc de rapports isotopiques différents. Au cours de la diagenèse

d’enfouissement, l’origine du strontium des eaux de formation peut-être très diverse

(externe au système carbonaté, ou issu de la dissolution de carbonates d’âge varié) ;

l’utilisation de rapports isotopiques de carbonates affectés par des cimentations tardives

(calcite drusique grossière ou dolomite) est alors extrêmement hasardeuse. Les mesures du


40

rapport 87Sr/86Sr prises en compte dans cette étude proviennent d’analyses effectuées

entre 1993 et 2001 au laboratoire de Géochimie Isotopique de la Vrije Universiteit

d’Amsterdam, sur du matériel carbonaté des puits MA-1, MA-2, MA-3, MA-4 et MA-5

(Annexes E.5 et E.6). L’interprétation de ces rapports isostopiques nécessite une

connaissance précise des transformations diagénétiques ayant affecté les échantillons.

L’étude diagénétique des lames minces (voir chapitre IV) a permis de classer les

échantillons analysés en 6 classes à degrés d’altération diagénétique distincts : 1) classe

1 : absence de ciment, matrice et bioclastes bien préservés, absence de recristallisation ; 2)

classe 2 : présence de ciments fibreux marins isopaques uniquement, 3) classe 3 :

présence de ciments de calcite drusique en faibles quantité et/ou d’éléments calcitisés ; 4)

classe 4 : abondance de ciments de calcite drusique et/ d’éléments recristallisés ; 5) classe

5 : présence de figures pédogénétiques ; 6) classe 6 : transformations diagénétiques

inconnues (échantillon non observé).

La composition isotopique des ciments marins précoces pouvant être considérée comme

voisine de celle de l’eau de mer au moment du dépôt, seuls les échantillons des classes 1

et 2 peuvent être utilisés de manière fiable pour les datations. Les datations provenant des

échantillons de la classe 3, doivent être considérées comme étant d’un degré de fiabilité

inférieur à celles issues des deux premières classes. Les échantillons des classes 4, 5 et 6

ne peuvent en aucun cas être utilisés à des fins de datation. Les résultats de la totalité des

mesures du rapport 87Sr/86Sr ainsi que les classes d’altération diagénétique sont

présentés dans les annexes E.5 et E.6. Les datations ont été obtenues à partir des courbes

LOWESS (McArthur et al., 2001) et de Oslick et al. (1994) avec un intervalle de

confiance de 95% (Annexes E.5 et E.6). La figure III.5 synthétise les datations obtenues à

partir des échantillons des classes 1 à 3 dans les puits MA-1 et MA-2. Tous les âges

obtenus sont en accord avec les datations biostratigraphiques.

Dans MA-1, le graphique des âges en fonction de la profondeur présente une allure en

escaliers avec des intervalles épais à faibles variations d’âges (entre 3313m et 3109mMD)

et des intervalles minces à fortes variations d’âges (entre 3109m et 3100mMD) suggérant

la présence de hiatus significatifs dans la sédimentation. La différence d’âge entre les

profondeurs 3109mMD et 3100mMD suggère un hiatus de 1,2 ± 0,8 Ma. L’intervalle de

temps de 1,75 ± 0,7 Ma écoulé pendant le dépôt de l’intervalle 3313-3109mMD indique

un taux moyen de sédimentation compris entre 0,08 et 0,19 m/ka (valeur moyenne :

0,12m/ka). Ces valeurs moyennes incluent les éventuelles périodes de non-dépôts

affectant cet intervalle et ne prennent pas en compte les processus d’érosion (voir


41

discussion chapitre VI) ; elles n’expriment probablement pas les taux de sédimentation

rééls.

Figure III.4 : Synthèse des analyses biostratigraphiques (foraminifères benthiques, planctoniques et nannoplancton) sur la formation carbonatée du Nido et la base de la formation silicoclastique de Pagasa, dans les 10 puits de l’édifice de Malampaya.


42

Figure III.5 : Datation chimiostratigraphique par les isotopes du strontium (87Sr/86Sr) dans les puits MA-1 et MA-2 et comparaison avec les âges issus de l’analyse biostratigraphique. Les datations strontium sont obtenues en utilisant la base de donnée LOWESS version 3:10/99 (McArthur et al., 2001) ; les barres d’erreur incluent l’erreur sur la mesure et l’erreur liée aux tables de McArthur et al. (2001) en considérant un intervalle de confiance de 95%.

Chapitre IV. Faciès de dépôt et paléoenvironnements

43

CHAPITRE IV- FACIES DE DEPOT ET PALEOENVIRONNEMENTS

IV.1 Objectifs et méthodes

L’analyse des faciès de dépôt et les reconstructions paléoenvironnementales constituent

une des briques élémentaires de toute étude des systèmes carbonatés. Ses principaux

objectifs sont les suivants : 1) Déterminer les principaux producteurs de carbonates ayant

contribué à la formation de l’édifice de Malampaya, 2) appréhender les principaux facteurs

(environnementaux, climatiques, biologiques, tectoniques) ayant influencé la nature et la

géométrie des corps carbonatés par l’étude des variations verticales du contenu bioclastique

des sédiments, 3) prédire la nature et la géométrie des corps carbonatés par la construction

de modèles de faciès (ou profil de dépôt). L’implication de ces trois points dans la

construction d’un modèle 3D de réservoir sera discutée dans le chapitre VIII.

L’étude des faciès de dépôt est fondée sur l’analyse pétrographique, sédimentologique et

micropaléontologique d’environ 800 lames minces et de 107 mètres de carottes (Figure

IV.1). Le contenu bioclastique des lames minces provenant des puits MA-5 et MA-7 a été

analysé par comptage de points, sur la base de 300 points par lame. Sur les lames minces

provenant des autres puits, il a été évalué de manière semi-quantitative. Les résultats de

l’analyse quantitative et semi-quantitative sur lames mince du contenu bioclatique des

carbonates de Malampaya sont rapportés dans les annexes B.1 à B.4. La proportion en

grands fragments de coraux a été estimée qualitativement à partir de l’examen des carottes.

22 faciès de dépôt ont pu être déterminés à partir des critères suivants : 1) la texture, 2) la

composition bioclastique, 3) les associations de foraminifères. Les Foraminifères

benthiques, les Coraux et les Algues Corallinacées ont été les principaux marqueurs utilisés

pour la reconstitution des paléoenvironnements.

IV.2 Description des faciès de dépôt et interprétations paléoenvironnementales

IV.2.1 Les faciès de shelf interne

Faciès E1 : Packstone à grains quartzeux, foraminifères, corallinacées et bryozoaires

(Fig. IV.2, a)

Il s’agit d’un sédiment à grain fin à moyen, comportant des grains de quartz anguleux à

sub-anguleux (20 à 50%). La fraction bioclastique est principalement constituée de


44

foraminifères benthiques, d’algues corallinacées, de bryozoaires et dans une moindre

proportion de fragments d’échinides.

Association de foraminifères : Discocyclina (de petite taille), Pellatispira, Nummulites (à

morphologie lenticulaire), miliolidés, alveolinidés, foraminifères agglutinants.

Interprétation paléoenvironnementale : Les genres Nummulites et Discocyclina peuvent

vivre dans des environnements variés de plate-forme (à l’exception des milieux très

confinés) ou de pente, à des profondeurs d’eau variant de 0 à 100 mètres (Gell, 2000;

Blondeau, 1972). Cependant, les petites formes à morphologie lenticulaire sont

généralement associés à des environnements de plate-forme interne peu profonde, à salinité

normale (Ghose, 1977, Geel, 2000), en opposition aux formes larges et plates,

représentatives de milieux plus profonds de pente (50-80 mètres de profondeur d’eau).

Toutes les formes rencontrées dans le faciès E1 sont de petite taille (<2mm) et à

morphologie lenticulaire, ce qui suggère un environnement peu profond de shelf interne ;

cette interprétation est appuyée par la présence de miliolidés et d’alvéolinidés. La rareté des

éléments coralliens dans ce faciès semble indiquer que les bioconstructions typiquement

récifales à coraux étaient probablement rares ou absentes dans le système carbonaté à

l’Eocène supérieur. Le développement des récifs a pu être entravé par les apports

silicoclastiques importants, comme semble le suggérer la forte teneur en grains de quartz et

les valeurs de gamma-ray relativement élevées ( >30 API). Ces sables siliceux proviennent

très probablement des zones émergées de la crète du bloc basculé, sur lesquelles affleurent

les formations silicoclastiques continentales d’âge Paléocène-Eocène (« Pre-Nido

Clastics »). Les lignes sismiques indiquent en effet clairement (Chapitre VI, figure 4, c)

une terminaison en onlaps des carbonates de l’Eocène supérieur sur les formations du Pré-

Nido, délimitant ainsi une zone émergée (onlap côtier sensu Mitchum, 1977). La teneur en

sable quartzeux diminue vers le sommet des carbonates éocènes, en relation avec le

recouvrement progressif de la crête de bloc par les dépôts carbonatés de plate-forme.

Intervalle stratigraphique : Eocène supérieur (Tb)

Localisation : MA-1, MA-2, MA-3, MA-5


45

Figure IV.1 : a : extrait des carottes 4 (3630.00-3632.00 mCD) et 5 (3640.00-3641.00 mCD) du puits MA-5, dans la zone imprégnée à huile ; b : détail d’un intervalle fortement bioturbé au sein du faciès C1b ; c : détail d’un grand élément corallien recristallisé.

Faciès R1a : floatstone-rudstone à rhodolithes (Fig. IV.2, b et c)

Ce faciès présente une matrice packstone-grainstone riche en corallinacées (30-45%),

foraminifères benthiques (10-30%) et Halimeda (10-30%). Les bryozoaires (5-15%) et les

échinodermes (<10%) en sont des constituants mineurs. La taille des rhodolithes varie de

0,5 à 5 cm et sont de forme sphéroïdale à branches courtes et massives. Dans l’intervalle

carotté du puits MA-2, les rudstones à rhodolites forment des bancs de 0,80 à 1m

d’épaisseur, séparés par des bancs plus minces (<0,30m) de texture floatstone.

Association de foraminifères : miliolidés et alvéolinidés dominants, Foraminifères

encroûtants, quelques Nummulites de petite taille et à morphologie lenticulaire, rares

Heterostegina.


46

Figure IV.3


47

Interprétation paléoenvironnementale :

L’association de foraminifères benthiques, largement dominé par les formes à test

porcelané, indique des milieux protégés et peu profonds de plate-forme interne (Hallock

and Glenn, 1986). La présence de Nummulites de petite taille et à forme lenticulaire

conforte cette interprétation. Les rhodolithes sont communes dans les environnements

récifaux modernes aussi bien en domaine de pente que d’arrière-récif. Les formes

branchues sont associées, dans les récifs modernes, aux zones à faible agitation telles que

les arrière-récifs (Montaggioni, 1979) où elles peuvent former des accumulations sous de

très faibles tranches d’eau (< 1 m), mais aussi les pentes externes profondes à plus faible

luminosité (Bosence, 1983b). Leur association avec des formes de foraminifères

typiquement peu profonds laisse à penser que le milieu de dépôt initial correspond à des

secteurs internes protégés.

Intervalle stratigraphique : Oligocène inférieur

Localisation: MA-2

Faciès R1b1 et R1b2: floatstone à Halimeda et foraminifères benthiques (Fig. IV.2, d et

e)

Il s’agit d’un sédiment riche en thalles d’Halimeda (jusqu’à 65%), en foraminifères

benthiques (jusqu’à 40%) et en corallinacées (jusqu’à 35%). Les bryozoaires sont

régulièrement présents (<15%) ainsi que les fragments coralliens. On a distingué le sous-

faciès R1b1 (riche en boue micritique) et le sous-faciès R1b2 (pauvre en boue micritique).

Association de corallinacées: Sporolithon and Lithoporella

-------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Figure IV.2 : a : packstone à grains de quartz, foraminifères benthiques et algues corallinacées (Faciès E1), MA-2, 3462.50m ; b : floatstone à rhodolithe, Halimeda et foraminifères benthiques (Faciès R1a), MA-2, 3477.40 ; c : section de carotte montrant un floatstone/rudstone à rhodolithes (Faciès R1a), MA-2, 3477.65m ; d : grainstone cimenté à foraminifères benthiques et Halimeda (Faciès R1b1), MA-2, 3442.00m ; e : packstone à Halimeda, foraminifères benthiques et algues corallinacées (faciès R1b2), MA-2, 3445.00m ; f : wackestone/packstone à Halimeda et foraminifères benthiques (faciès R1c), MA-5, 3683.15m ; g : floatstone à coraux, à matrice packstone à foraminifères benthiques, mollusques (faciès R2), MA-5, 3667.43m ; h : grainstone à foraminifères benthiques, algues corallinacées et débris coralliens (faciès R3a) ; noter la phase de cimentation marine fibreuse et le remplissage micritique ultérieur des pores intergranulaires, MA-5, 3658.61m. Qz : grain de quartz, Disc. : Discocyclina , Ar : algue corallinacée, Mil. : miliolidé, Hal. : Halimeda, Rho. : rhodolithe, H. : Halkyardia , Het. : Heterostegina, fb : foraminifère benthique indeterminé, Cor. : corail, Bor. : Borelis.


48

Association de foraminifères : dominé par les miliolidés, les alveolinidés (Borelis), et les

soritidés ; fréquents amphisteginidés ; Victoriella, Halkyardia, Nummulites et

Heterostegina occasionnels.


Comme pour le fac iès R1a, l’abondance en foraminifères à test porcelané indique des

milieux protégés de plate-forme interne. Les nombreux amphistéginidés à test robuste

présents dans ce faciès indique des eaux très peu profondes à salinité normale (Hallock et

Glenn, 1986). Les soritidés, très fréquents également, sont généralement associés à des

domaines de plate-forme interne de faibles profondeurs d’eau (Chapproniere, 1975). Les

variations de la teneur en boue sont probablement liées à des changements de conditions

hydrodynamiques. Il est en effet à noter que les alvéolinidés, fréquemment associés à des

environnements peu profonds et de haute énergie sont plus abondants dans le sous-faciès

pauvre en boue R1b2 que dans le sous-faciès riche en boue R1b1. L’algue verte Halimeda

est sensible à la teneur en nutriments de l’eau (Davies et Marshall, 1985 ; Drew et Abel,

1985): l’abondance en Halimeda dans les sous-faciès R1b1 et R1b2 pourrait indiquer un

environnement de plate-forme interne à forte teneur en nutriments, pouvant résulter lui-

même de conditions océanographiques particulières (présence d’upwelling sur les flancs de

l’édifice carbonaté et bonne circulation d’eau entre les flancs et la plate-forme interne).


Localisation: MA-2

Faciès R3a: floatstone à coraux, à matrice grainstone à foraminifères benthiques et

corallinacées (Fig. IV.2, h)

Ce faciès est un sédiment à grands fragments coralliens (faviidés) contenus dans une

matrice à texture grainstone largement dominée par les foraminifères benthiques (>40%) et

les algues corallinacées (>40%). Cette matrice grainstone est à grain fin à moyen et est

relativement bien triée.

Association de foraminifères : miliolidés, alveolinidés, Amphistegina à test robuste,

rotaliidés.


49

Interprétation paléoenvironnementale:

L’absence de boue ainsi que l’abondance en alvéolinidés et amphistéginidés à test robuste

indiquent un environnement de haute énergie et très peu profond. La fréquence des

éléments coralliens suggère la proximité de bioconstructions. Ce faciès pourrait représenter

un environnement d’arrière récif parcouru par des courants actifs et proche d’un secteur

fortement construit.


Localisation: MA-2, MA-5.

Faciès R3b: packstone à foraminifères benthiques et corallinacées (Fig. IV.3, a)

Il s’agit d’un sédiment mal trié dominé par les foraminifères benthiques (>40%) et les

corallinacées encroûtantes (>30%). Les échinodermes, les bryozoaires et les fragments de

coraux sont des constituants mineurs de ce facies.

Association de Foraminifères : miliolidés dominants, alveolinidés, foraminifères

agglutinants, amphisteginidés, rares foraminifères planctoniques.


Comme pour les faciès R1a, R1b1 et R1B2, l’abondance en foraminifères à test porcelané

indique des milieux protégés de plate-forme interne. La présence de Foraminifères

planctoniques peut suggérer la possibilité de connections occasionnelles avec le milieu

marin ouvert.


Localisation: MA-1, MA-2, MA-5.


50

Faciès R3c: packstone à échinodermes et corallinacées (Fig. IV.3, b)

Il s’agit d’un sédiment à grains mal triés, dominé par les échinodermes (30-50%), les

corallinacées encroûtantes (25-40%) et les foraminifères benthiques (20-30%). Les

bryozoaires et les fragments coralliens sont occasionnels.

Association de Foraminifères : miliolidés dominants, alveolinidés, Nummulites de petite

taille et à forme lenticulaire, Foraminifères agglutinants, rares foraminifères planctoniques.


La proportion dominante de miliolidés dans l’association de foraminifères suggère une

sédimentation dans un domaine protégé et relativement profond de plate-forme interne

(Hallock and Glenn, 1986). De plus, les Nummulites de forme lenticulaire et de petite taille

sont généralement associées aux environnements de plate-forme interne. Des

environnements de plate-forme interne riches en échinides sont mentionnés dans

l’Holocène du Bahamas Bank (Multer, 1977) et dans le « lagon » profond du système

carbonaté de l’Oligocène de Suwanee, Floride (Hammes, 1992).



Faciès C1a: wackestone/packstone à corallinacées encroûtantes (Fig. IV.3, c)

Ce faciès est en grande partie constitué d’encroûtements d’algues coralinacées (50-70%).

Les foraminifères benthiques (15-25%), les échinodermes (5-20%) et les bryozoaires

(<5%) sont les principaux autres constituants de ce faciès. Les encroûtements d’algues

corallinacées sont massifs ou constitués de thalles lamelleux.

Association de foraminifères : foraminifères agglutinants, miliolidés, amphisteginidés et

rares alveolinidés.



51

L’abondance d’encroûtements d’Algues corallinacées bien preservés, de forme massive ou

lamelleuse indique un environnement calme à substrat stable et faible taux de

sedimentation (Nebelsick et Bassi, 2000). La colonisation de la surface des sediments par

les algues calcaires est un indicateur important de substrats stabilisés (Bosence, 1983a,

1983b ; Nebelsick, 2000). La présence assez commune de miliolidés supporte

l’interprétation d’un environnement relativement protégé de shelf interne.

Intervalle stratigraphique : Oligocène supérieur


Faciès C1b: wackestone/packstone à corallinacées et échinodermes (Fig. IV.3, d)

Ce faciès est semblable au faciès C1a par l’abondance des algues corallinacées

encroûtantes (30-50%), mais il diffère par sa proportion importante de débris

d’échinodermes (20-30%): les débris de plaques et de radioles d’échinides sont dominants

et sont fréquemment associés à des ossicules d’ophiures. Les autres principaux constituants

sont les foraminifères benthiques (20-30%), les algues corallinacées articulées (<5%) et les

foraminifères planctoniques (<5%). Les bioturbations y sont fréquentes.

Association de foraminifères : dominée par les formes hyalines (amphisteginidés et

rotaliidés) ; foraminifères agglutinants, miliolidés et alveolinidés occasionnels.


Comme pour le faciès C1a, l’association de foraminifères benthiques, bien que de faible

diversité taxonomique, indique un environnement calme de shelf interne, interprétation

confortée par la grande proportion de boue micritique. Le faciès C1b est semblable au faciès

de shelf interne R3a pour son abondance en débris d’échinodermes. De plus, ce faciès

coïncide avec les intervalles les plus riches en Uranium, sur la section carottée. Les

concentrations d’Uranium dans les sédiments carbonatés sont souvent associées à des

environnements pauvres en oxygène et relativement profonds (Saller et al., 1999). Le faciès

C1b s’est donc probablement déposé dans les parties les plus profondes d’un shelf interne,

dans des eaux relativement mal oxygénées.


52

Figure IV.3


53


Localisation: MA-1, MA-2, MA-5, MA-10.

Faciès C2: grainstone à coraux, corallinacées et foraminifères benthiques (Fig. IV.3, e)

Il s’agit d’un sédiment bien trié, à grain fin à très grossier, dominé par des fragments

arrondis de coraux recristallisés, de corallinacées articulées et encroûtantes (40-50%) et de

foraminifères benthiques (30-40%). Accessoirement, ce faciès présente des débris

d’échinodermes (10-15%), de mollusques et de bryozoaires (<5%). Ces grainstones

forment des bancs de 0,20 m à 1,50 m, mais l’intense bioturbation les affectant empêche

d’y observer des structures sédimentaires.

Association de foraminifères : cette association à forte diversité taxonomique est dominée

par des formes robustes et arrondis : les alveolinidés (Borelis pygmaeus), les rotaliidés, les

amphisteginidés, les miliolidés (incluant Austrotrillina striata) et Sphaerogypsina; les

heterostegin idés, les soritidés et les foraminifères agglutinants sont aussi présent,

généralement sous la forme d’individus brisés.


L’absence de boue micritique est considérée comme indicatrice d’environnement à

hydrodynamisme modéré à fort, interprétation confortée par l’abondance de foraminifères

benthiques à test robuste. De plus, l’association Austrotrillina-Borelis décrite par

Chaproniere (1975) dans l’Oligocène d’Australie a été considérée par cet auteur comme

typique d’environnements de haute énergie, en domaine de shelf interne, et à proximité de

zones couvertes par les herbiers. Les formes épiphytes comme Heterostegina borneensis et

les soritidés pourraient provenir des communautés d’herbiers adjacentes. L’abondance de

---------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Figure IV.3 : a : packstone à foraminifères benthiques (à test porcelané et agglutiné), débris d’échinodermes et d’algues corallinacées (faciès R3b), MA-5, 3656.48m ; b : packstone à échinodermes, Nummulites et algues corallinacées (faciès R3c), MA-1, 3447.70m ; c : wackestone/packstone à algues corallinacées encroûtantes (faciès C1a), MA-5, 3637.20m ; d : packstone à débris d’échinodermes et d’algues corallinacées (faciès C1b), MA-5, 3630.55m ; e : grainstone à alvéolinidés (Borelis), et débris d’algues corallinacées et de coraux (faciès C2), MA-5, 3642.46m ; f : packstone à rotaliidés et débris d’algues corallinacées (faciès C3), MA-5, 3624.10m ; g : packstone à Spiroclypeus, débris d’échinodermes et d’algues corallinacées (faciès C4a), MA-1, 3265.00m ; h : packstone/grainstone à débris de coraux et d’algues corallinacées et à Spiroclypeus (faciès C4b), MA-2. Agg. : foraminifère à test agglutiné, Mil. : miliolidé, Num. : Nummulites, Ech. : échinoderme, Ar. : algue corallinacée, Bor. : Borelis, Rot. : rotaliidés, Spir. : Spiroclypeus.


54

petits débris de coraux peut indiquer la proximité d’une barrière récifale ou d’un paté

récifal isolé. Ainsi, la composition bioclastique et la texture du faciès C2 suggèrent une

sédimentation dans une zone d’arrière récif colonisée par des herbiers et éventuellement

par des patés récifaux. Mais, comme le précise Pomar (2001), certains corps carbonatés à

texture grainstone, bien que constitués en grande partie d’organisme d’eaux peu profondes,

ont pu se former dans les parties les plus distales d’une pente récifale, par l’action de

courants. Cependant, en l’absence totale de marqueurs d’environnements profonds,

l’hypothèse d’un fond sableux d’arrière-récif est retenue.



Faciès C3: packstone/floatstone à coraux, corallinacées et foraminifères benthiques

(Fig. IV.3, f)

Ce facies correspond à un sédiment mal trié à grands éléments coralliens, foraminifères

benthiques (30-40%), algues corallinacées articulées et encroûtantes (30-50%), échinodermes

(10-30%) et mollusques (<10%). Les coraux sont généralement dissous ou entièrement

recristallisés, rendant difficile leur détermination ; la plupart sont cependant attribuables à des

faviidés.

Association de foraminifères : il est similaire à celui du faciès C2 : rotaliidés (incluant

Neorotalia cf. mecatepecensis), miliolidés, alvéolinidés, hétérostéginidés (Heterostegina

borneensis), amphisteginidés et foraminifères agglutinants; les soritidés et les hétérosteginidés

sont plus abondants que dans C2 alors que les alvéolinidés sont plus rares et Sphaerogypsina

est absent.


Les soritidés et certains nummulitidés à test plat, tel Heterostegina borneensis, sont des

organismes épiphytes, vivant sur les feuilles de phanérogames. L’association H.

borneensis-soritidés a été décrite par Chaproniere (1975) comme representative

d’environnements d’herbiers en domaine de shelf interne. Les rotaliidés et amphisteginidés

sont des formes tolérantes vis-à-vis des variations de salinité; ils sont en particulier


55

communs actuellement dans les herbiers modernes d’environnements à assez fortes

salinités (Sen Gupta, 1999). De plus, la forte proportion de boue micritique dans le

sédiment et le tri médiocre des grains sont des caractères fréquents de la sédimentation d’

herbier. Le faciès C3 est donc interprété comme représentant une sédimentation dans un

environnement d’herbier ou dans son voisinage immédiat, en domaine de shelf interne. Les

fréquents débris de coraux peuvent provenir de bioconstructions voisines ou bien de

colonies isolées se développant au sein de l’herbier, à l’instar de certains Porites dans les

milieux actuels (Brasier ,1975). Les environnements d’herbier des plates-formes et récifs

du domaine Indo-Pacifique sont rapportés à des profondeurs d’eau n’excédant pas 15

mètres (Chaproniere, 1975; Brasier, 1975).


Localisation: MA-1, MA-2, MA-5, MA-10.

Faciès M1: wackestone/packstone à échinodermes et corallinacées (Fig. IV.4, d)

Il s’agit d’un sédiment à grain fin à moyen, dominé par de petits débris d’échinodermes

(30-80%) et d’algues corallinacées (15-50%). Les foraminifères benthiques, (< 30 %), les

bryozoaires (< 5%) et les foraminifères planctoniques (< 5%) sont des constituants

accessoires . Une large proportion des débris d’échinodermes est attribuable à des ossicules

d’ophiures.

Association de foraminifères : les foraminifères planctoniques et les petits foraminifères

benthiques (Bolivina) sont les principaux éléments de cette association. Les grands

foraminifères benthiques tels que Miogypsinoides, les lépidocyclinidés, les nummulitidés et

les amphistéginidés sont très occasionnels.


La proportion relativement élevée de foraminifères planctoniques et de petits foraminifères

benthiques comme Bolivina indique un environnement ouvert et/ou profond. Dans les

environnements actuels, la présence de population dense d’ophiures est liée à la

combinaison de trois facteurs (Aronson et al., 1997): faible prédation, faible taux de remise

en suspension du sédiment et flux importants de particules riches en matière organique. La


56

rareté des coraux et des foraminifères benthiques classiquement associées aux

communautés récifales suggère l’absence ou la rareté des récifs sur le shelf de Malampaya,

lors du dépôt du faciès M1. Le faciès M1 s’est probablement déposé dans un

environnement de shelf assez ouvert et à profondeur modérée (sous la limite d’action des

vagues). L’absence de bons marqueurs bathymétriques rend difficle l’estimation de la

profondeur d’eau correspondant à cet environnement.

Intervalle stratigraphique : Miocène inférieur.

Localisation: MA-1, MA-5, MA-7, MA-8

Faciès M2a: packstone à corallinacées et échinodermes (Fig. IV.4, e)

Ce faciès est un sédiment mal trié, riche en fragments d’algues corallinacées (20-50%), en

foraminifères benthiques (20-50%) et en débris d’échinodermes (15-30%), principalement

représentés par des échinides et plus rarement par des ophiures. Les bryozoaires, les

mollusques et les foraminifères planctoniques sont rares ou absents.

Association de foraminifères : elle est dominée par les foraminifères à test agglutiné et les

miliolidés. Les petits foraminifères benthiques (en particulier Bolivina et divers

discorbidés) sont présents ainsi que les lépidocyclinidés.


Comme M1, le faciès M2a est très riche en debris d’échinodermes. Cependant, la

proportion en foraminifères benthiques, particulièrement les formes agglutinantes, y est

bien supérieure. Dans les environnement récifaux actuels, les foraminifères agglutinants

sont particulièrement fréquents dans les parties les plus profondes des zones d’arrière-récif

(Montaggioni, 1981, Hallock et Glenn, 1986). L’abondance en miliolidés conforte

l’interprétation d’un environnement calme de shelf interne (Hallock et Glenn, 1986).

L’abondance en miliolidés et foraminifères agglutinants indique des profondeurs d’eau

probablement supérieures à 20m (Montaggioni, 1981).



57

Localisation: MA-1, MA-5, MA-7, MA-8

Faciès M2a: packstone à échinodermes et corallinacées (Fig. IV.4, f)

Il s’agit d’un sédiment mal trié à nombreux débris d’échinides et d’ophiures (40-60%),

algues corallinacées (20-30%) et foraminifères benthiques (20-30%). Les debris de coraux

sont communs.

Association de foraminifères : foraminifères à test agglutiné et miliolidés dominants ;

foraminifères planctoniques occasionnels.


Ce faciès diffère de M2a par sa plus grande proportion en débris d’échinodermes, en

foraminifères planctoniques et en petits foraminifères benthiques (Bolivina). Comme M1,

la presence de foraminifères planctoniques et de Bolivina indique que des circulations

d’eau ont existé entre le domaine de shelf interne et le milieu marin ouvert. Le faciès M2b

est interprété s’être déposé sur un shelf interne relativement ouvert et à des profondeurs

d’eau probablement supérieures à 20m.


Localisation: MA-5.

Faciès M3: packstone/floatstone à coraux, corallinacées et foraminifères benthiques

(Fig. IV.4, g)

Ce faciès correspond à un sédiment mal trié, riche en fragments de coraux, corallinacées

articulées et encroûtantes et foraminifères benthiques.

Association de foraminifères : elle est dominée par les formes porcelanées

(principalement des soritidés et des miliolidés) et agglutinantes. Les formes hyalines

comme les amphistéginidés, les miogypsinidés (Miogypsina et Miogypsinoides) et les

lépidocyclinidés sont assez fréquentes.


58


L’association de foraminifères, largement dominée par les formes à test porcelané, suggère

fortement un dépôt dans un environnement calme de shelf interne(Hallock and Glenn,

1986), et l’abondance en formes épiphytes comme les soritidés indique la proximité

d’environnements d’herbiers peu profonds. Les fragments de coraux proviennent

probablement de patés bioconstruits voisins. Le faciès M3 est interprété comme s’étant

déposé dans les environnementscalmes et peu profonds d’un shelf interne colonisé par des

herbiers et des patés coralliens, à des profondeurs d’eau probablement inférieures à 15m.


Localisation: MA-1, MA-2, MA-5, MA-6, MA-7, MA-8.

Faciès M3g1: grainstone à foraminifères benthiques et corallinacées (Fig. IV.4, h)

Il s’agit d’un grainstone dominaté par les foraminifères benthiques (35-50%) et les algues

corallinacées articulées et encroûtantes (30-50%). Les échinodermes (<5%), les Halimeda

(<5%) et les coraux sont des constituants mineurs de ce faciès .

Association de foraminifères: elle est largement dominée par les formes porcelanées:

miliolidés (en particulier, Austrotrillina howchini), alvéolinidés (Flosculinella) et soritidés

(Marginopora). Les foraminifères encroûtants et à test agglutiné, ainsi que Miogypsinoides

dehaarti, sont assez fréquents. Les discorbidés et nodosariidés sont occasionnels.


L’absence de matrice micritique et la forte en foraminifères benthiques à test robuste

(Austrotrillina, Flosculinella, Miogypsinoides) suggèrent un milieu à fort hydrodynamisme.

L’abondance en foraminifères à test porcelané indique plutôt un environnement de shelf

interne. Comme pour C2, l’interprétation de depots de bancs sableux (sand-shoal) de shelf

interne est retenue.




59

Faciès M3h: packstone/grainstone à corallinacées, Halimeda et foraminifères

benthiques (Fig. IV.5, b)

Il s’agit d’un sédiment mal trié, riche en algues (>50%), Halimeda (< 25%), et

foraminifères benthiques (<25%). Les échinodermes et les mollusques sont plus rares

(<10%).

Association de foraminifères : miliolidés dominants, soritidés et lépidocyclinidés

fréquents, amphistéginidés et miogypsinidés occasionnels.


Les formes dominantes de l’association de foraminifères (miliolidés) indiquent un dépôt

dans un milieu calme de shelf interne. La présence de Halimeda dans ce faciès pourrait

indiquer des concentrations en nutriments plus importantes que dans tous les autres

environnements de shelf interne décrits dans l’intervalle Oligocène supérieur-Miocène

inférieur (voir discussion chapitre VII).

Intervalle stratigraphique : Miocène inférieur (Lower Tf1 : Burdigalien supérieur).

Localisation : MA-8.

IV.2.2 Les faciès périrécifaux

Faciès R2: floatstone/rudstone à coraux, foraminifères benthiques et corallinacées (Fig.

IV.2, g)

Il s’agit d’un sédiment à grands fragments coralliens (faviidés) contenus dans une matrice

constituée d’un packstone à foraminifères benthiques et Algues corallinacées. La

proportion de foraminifères benthiques y est supérieure à celle du faciès R1c (30-50%). Les

algues corallinacées y sont toujours abondantes (20-50%) tandis que les algues

chlorophycées y sont rares ou absentes. Les échinodermes sont fréquents (10-40%) et les

Bryozoaires relativement rares (<5%).


60

Figure IV.4


61

Association de foraminifères : miliolidés, alvéolinidés et Amphistegina à forme robuste ;

soritidés and foraminifères agglutinants occasionnels.


La grande abondance des fragments coralliens indique la proximité d’une barrière récifale

et/ou de patés récifaux. L’association de foraminifères, en particulier la présence des

alvéolinidés et les amphistéginidés à test robuste, indique un environnement très peu

profond et assez agité. Le faciès R2 s’est probablement déposé dans les parties les plus

proches d’un platier-recifal ou la partie proximale d’une zone d’avant-récif, sous de faibles

profondeurs d’eau (<20m).



Faciès M4: floatstone/rudstone à coraux (Fig. IV.5, c et d)

Ce faciès correspondant à un sédiment riche en grands éléments coralliens et à matrice

wackestone-packtone. Les principaux constituants de la matrice sont les foraminifères

benthiques (jusqu’à 40%), algues corallinacées articulées et encroûtantes (respectivement

5-10% et 10-15%) et Halimeda (jusqu’à 20%). Les bryozoaires, les échinodermes

(echinides et ophiures) et les dasycladales sont plus rares.

Association de foraminifères: elle est dominée par les formes benthiques à test hyalin:

lepidocyclinidés, Miogypsinoides et Amphistegina. Les miliolidés et soritidés sont en outre

assez fréquents.

-------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Figure IV.4 : a : rudstone à grandes lépidocyclines et Halimeda (faciès C5a), MA-3, 3392.40m ; b : rudstone à Halimeda (faciès C5b), MA-3, 3355.29m ; c : packstone à foraminifères planctoniques et débris d’échinodermes (faciès M0), MA-8, 3273.00m ; d : packstone à débris d’échinodermes et d’algues corallinacées (faciès M1), MA-5, 3333.27m ; e : packstone à foraminifères agglutinants, échinodermes et algues corallinacées (faciès M2a), MA-5, 3347.48m ; f : packstone à miliolidés, échinodermes et algues corallinacées (faciès M2b), MA-5, 3329.75m ; g : packstone à soritidés et débris d’algues corallinacées (faciès M3), MA-5, 3335.50m ; h : grainstone à soritidés, miliolidés et algues corallinacées (faciès M3g1), MA-1, 2967.60m. Lep. : lépidocycline, Hal. : Halimeda, Ech. : échinoderme, Pf. : foraminifère planctonique, Agg. : foraminifère agglutinant, Mil. : miliolidé, Sor. : soritidé, Ar : algue corallinacée.


62


L’extrème abondance en grands éléments coralliens indique la proximité de

bioconstructions. De plus, l’association de foraminifères est typique de milieux peu

profonds, bien oxygénés et à salinité normale. Les petites formes de lépidocyclinidés sont

réputées proliférer au sein des récifs et dans les zones périrécifales d’arrière et d’avant-récif

(Geel, 2000), à des profondeurs d’eau généralement inférieures à 20m


Localisation: MA-9.

IV.2.3 Les faciès de shelf externe et de pente récifale

Faciès R1c: floatstone à coraux et corallinacées (Fig. IV.2, f)

Ce faciès correspond à un sédiment riche en coraux (principalement des faviidés),

modérément à fortement bioturbé, et à matrice wackestone/packstone dominée par les

Corallinacées (jusqu’à 50%). Les autres principaux bioclastes sont les foraminifères

benthiques (jusqu’à 40%), les Halimeda (jusqu’à 25%) et les bryozoaires (jusqu’à 20%).

Les corallinacées sont parfois présentes sous la forme de rhodolithes de petite taille (<5

mm), parfois en association avec des foraminifères encroûtants.

Association de foraminifères : Heterostegina, Amphistegina, Nummulites ; quelques

miliolidés et foraminifères agglutinants.


L’association de foraminifères est largement dominée par des formes benthiques à test

hyalin, suggérant un milieu relativement ouvert et à salinité océanique normale. Les

nummulitidés de grande taille et à test plat (Nummulites et Heterostegina) sont

représentatifs des pentes récifales (Hottinger, 1997 ; Hallock et Glenn, 1986). Les

rhodolites constitués d’associations d’encroûtements d’algues mélobésiées et de

foraminifères encrôutants, caractérisent les pentes récifales à des profondeurs d’eau

supérieures à 20 mètres (Bosence, 1985 ; Iryu et al., 1995). De plus, la relative abondance

de grands fragments coralliens indique un environnement de dépôt plus proximal que celui


63

des faciès R1a, R1b1 et R1b2. Le faciès R1c s’est donc probablement déposé dans une

partie relativement proximale d’une pente récifale, à une profondeur d’eau supérieure à

20m.



Faciès C4a: packstone à corallinacées et grands foraminifères benthiques (Fig. IV.3, g)

Le faciès C4a correspond à un sédiment largement dominé par les corallinacées

encroûtantes (30-80%) et les grands foraminifères benthiques à test hyalin (15-60%). Les

bryozoaires (<5%), les échinodermes (>10%) sont des constituants mineurs de ce faciès.

Les corallinacées sont principalement présentes sous la formes de petits rhodolithes

(généralement < 2mm) de forme arrondie : certains encroûtements sont attribuables au

genre Mesophyllum.

Association de foraminifères : Spiroclypeus, Cycloclypeus, Operculina, lepidocyclinidés,

Heterostegina.


L’association de foraminifères, largement dominée par les grandes formes hyalines est

typique de pentes récifales ouvertes, à des bathymetries comprises entre 40 et 130m

(Hallock et Glenn, 1986; Hottinger, 1997, Geel, 2000).



Faciès C4b: packstone à coraux, corallinacées et foraminifères benthiques (Fig. IV.3, h)

Comme C4a, ce faciès est dominé par les algues corallinacées (25-60%) et les

foraminifères benthiques (20-40%). Il diffère cependant par sa plus grande richesse en

amphisteginidés, miliolidés et rotaliidés, et par la présence de coraux.


64

Association de foraminifères : Heterostegina, Spiroclypeus, lepidocyclinidés, miliolidés,

Amphistegina, rotalliidés.


L’association de foraminifères de C4b est plus riche que C4a en formes vivant dans des

environnements peu profonds (amphisteginidés à tests robuste, rotaliidés), et/ou plus

internes (miliolidés). Le faciès C4b s’est vraisemblablement déposé le long d’une pente

récifale, dans une zone plus proximale que le faciès C4a.


Localisation: MA-2

Faciès C5a: rudstone à lépidocyclines et rhodolithes (Fig. IV.4, a)

Ce faciès correspond à un sédiment à grandes lépidocyclines (40-60%) et rhodolithes (20-

40%), contenant fréquemment des thalles d’Halimeda (10-20%), des bryozoaires et des

échinodermes (<5%). Les fragments de coraux sont très occasionnels. Les pores

intergranulaires sont généralement colmatés par plusieurs phases de remplissages géotropes

de micrite homogène à péloïdale et de ciments fibreux isopaques. Les bioclastes sont

fréquemment bio-perforés. Les grands foraminifères benthiques sont communément

encroûtés par des algues corallinacées.

Association de corallinacées : Sporolithon dominante.

Association de foraminifères : les très grands Foraminifères benthiques (certains

dépassent 3cm de diamètre) dominent l’association : lépidocyclinidés (Eulepidina,

Nephrolepidina), Operculina, Cycloclypeus, Spiroclypeus, Heterostegina. Les

amphistéginidés, les alvéolinidés (Borelis), les miliolidés et les foraminifères agglutinants

sont présents dans des proportions moindres.


L’association de foraminifères benthiques, largement dominée par des formes hyalines de

grande taille et à forme aplatie indique sans équivoque un environnement de pente récifale,


65

à des profondeurs comprises entre 40m et 130m (Hallock and Glenn, 1986 ; Geel, 2000).

L’algue corallinacée dominante, Sporolithon, est souvent associée à des profondeurs d’eau

supérieures à 40m (Adey, 1986 ; Bosence, 1991). Dans les environnements actuels de Mer

Rouge, Rasser et Piller (1997) rapportent ce genre à des bathymétries variant de 20 à 40m.

Ce faciès s’est probablement mis en place à des profondeurs supérieures à 20m.


Localisation: MA-3.

Faciès C5b: rudstone à Halimeda (Fig. IV.4, b)

Il s’agit d’un sédiment constitué d’une accumulation de thalles d’Halimeda (jusqu’à 80%).

Les rhodolithes et les foraminifères benthiques restent accessoires.

Association de Foraminifères: identique à celui du faciès C5a.


La faune de foraminifères benthiques, semblable à celle du faciès C5a, exprime un

environnement de partie distale d’une pente récifale, à profondeur d’eau probablement

supérieure à 40m. Cette interprétation est en accord avec le fait que des accumulations de

thalles d’Halimeda ont été rencontrées au pied des pentes actuelles des récifs de la Grande

Barrière, jusqu’à des profondeurs de 100m (Drew and Abel, 1988). De plus rappelons que

l’algue calcaire Halimeda est considérée comme se développant préférentiellement dans

des eaux riches en nutriments (Davies et Marshall, 1985 ; Drew et Abel, 1985).


Localisation: MA-3.

Faciès M3g2: grainstone à foraminifères benthiques et corallinacées (Fig. IV.5, c)

Ce faciès correspond à un sédiment bien trié, à grain moyen à grossier, riche en

foraminifères benthiques (>50%) et en algues corallinacées (>40%), principalement des

formes articulées. Les échinodermes y sont accessoires (<10%).


66

Association de foraminifères : Miogypsinidés (Miogypsina et Miogypsinoides),

occasionnels soritidés, miliolidés et foraminifères agglutinants.


Comme pour M3g1, la texture, la forme et la nature des foraminifères dominants reflètent

un milieu peu profond de haute énergie. Cependant, les formes porcelanées y étant plus

rares, on peur considérer que ce faciès s’est probablement déposé dans un environnement

plus ouvert et/ou plus externe que M3g1.


Localisation: MA-8.

IV.2.4 Les faciès de shelf profond

Faciès M0: packstone à foraminifères planctoniques (Fig. IV.4, c)

Ce faciès correspond à un sédiment à grain fin dominé par les foraminifères planctoniques

(~ 30%), des petits débris de grands foraminifères benthiques (~25%) et des foraminifères

encroûtants (~15%). Les constituents accessoires sont les algues corallinacées (<15%) et

les échinodermes (~10%).

Association de foraminifères : foraminifères planctoniques (Globigerinoides),

nummulitidés, miogypsinidés et foraminifères encroûtants.


Ce faciès, rencontré uniquement dans les derniers mètres sous la base des dépôts clastiques

de Pagasa, représente vraisemblablement un dépôt dans un environnement profond

(probablement >50m) et ouvert (grande abondance en foraminifères planctoniques). Ce

faciès est interprété comme signant la phase d’ennoiement du shelf de Malampaya,

précedant son enfouissement sous les dépôts siliciclastiques profonds de Pagasa, d’âge

Miocène Moyen (voir chapitre VII).

Intervalle stratigraphique : Miocène inférieur (Burdigalien supérieur)


67

Localisation: MA-8.

Figure IV.5 : a : grainstone à Miogypsinoides et foraminifères agglutinants (faciès M3g2), MA-8, 3957.50 ; b : packstone à Halimeda, algues corallinacées et foraminifères benthiques (faciès M3h) ; c : section de carotte montrant un rudstone à coraux (faciès M4), MA-9, 4612.90m ; d : wackestone à foraminifères benthiques (détail de la matrice du floatstone/rudstone M4), MA-9, 4619.98m. Mio : Miogypsinoides, Agg. : foraminifère agglutinant, Hal. : Halimeda, Alv. : Alveopora , Lep. : lépidocycline.

IV.3 Apport de la sismique 3D haute-résolution dans la reconnaissance des environnements

de dépôt

La morphologie, l’amplitude et la continuité des réflecteurs sismiques fournissent des

indications sur les environnements de dépôt et permettent de valider certaines des

interprétations déduites de l’étude des faciès.

Trois types de faciès sismiques sont identifiés dans l’édifice carbonaté de Malampaya : 1)

un faciès chaotique (FS1) présentant des segments de réflecteurs sismiques à amplitude

variables et à pendage dominant vers l’Ouest : ce faciès sismique représente les dépôts du

flanc Ouest de l’édifice carbonaté (Fig. IV.6, c); 2) un faciès à réflecteurs sismiques

subhorizontaux, parallèles et à forte amplitude (FS2) : ce faciès caractérise la zone interne

de l’édifice carbonaté (Fig. IV.6, b) ; 3) un faciès représenté par des réflecteurs inclinés, à


68

bonne continuité et souvent faible amplitude (FS3 : Fig. IV.6, a) : ces réflecteurs sont

souvent en continuité latérale avec les réflecteur du faciès 2). Le faciès 3) signe des dépôts

de pente et il est surtout présent sur le flanc Est.

Figure IV.6 : apport de la sismique 3D haute résolution dans la reconnaissance des environnements de dépôt ; a : mise en évidence d’un édifice carbonaté de petite taille bordé à l’Est et à l’Ouest par des pentes récifales ; la morphologie de pente observée sur la section sismique confirme l’interprétation du faciès C4a reconnu dans le puits MA-2, et permet de resserrer sa fourchette paléobathymétrique (<60m) ; b : faciès sismique FS2 à extinction abrupte d’amplitude vers l’Est, interprétée comme résultant de l’extrême réduction des dépôts de pente ; c : le faciès sismique FS1 caractérisant les dépôts du flanc Ouest, traversé par le puits MA-3 dans lequel ont été reconnus les faciès de pente distale C5a et C5b ; le faciès sismique FS2 est traversé sur sa bordure Est par le puits MA-9 à faciès récifal à pararécifal.

Les échantillons prélevés dans les zones à faciès sismique chaotique FS1 indiquent des

environnements de pente distale, et correspondent aux faciès de dépôt C5a et C5b (Fig.

IV.6, c). Les faciès de dépôt prélevés dans les zones à faciès sismique FS2, sont très


69

généralement des faciès de shelf interne affectés par des dissolutions et des cimentations

d’origine météorique (voir chapitre V : diagenèse). L’intervalle comprenant la partie

supérieure de l’Oligocène inférieure et la base de l’Oligocène supérieur fait cependant

exception : des faciès périrécifaux et de pente récifale y ont été observés dans MA-5 et

MA-1 (respectivement faciès R2 et R1c). Seuls la base et le sommet de cet intervalle,

représentés par des faciès de shelf interne à cimentations météoriques sont visualisables sur

les lignes sismiques sous la forme de réflecteurs continus à forte amplitude de type FS2. Le

puits MA-2 a traversé des faciès de pente récifale (faciès C4a et C4b) dans l’intervalle

3330m-3270m (Fig. IV.6, a) ; la morphologie des réflecteurs sismiques permet de

confirmer cette interprétation et de préciser leur intervalle paléobathymétrique (<60m).

Dans la partie supérieure de l’édifice carbonaté (Miocène inférieur), les réflections

sismiques s’interrompent brusquement vers l’Est (Fig. IV.6, a), indiquant l’absence ou

l’extrême réduction des dépôts de pente sur le flanc Est dans cet intervalle de temps. Une

aggradation générale et rapide du système est probablement à l’origine du faible

développement des pentes. De plus des phénomènes de déstabilisation de la bordure du

shelf et des pentes adjacentes et de leur resédimentation dans le bassin ne sont pas à

exclure.

Dans la zone Sud de l’édifice carbonaté, des faciès récifaux à périrécifaux (M4) ont été

rencontrés à proximité de l’extinction abrupte des reflecteurs de type FS2, confirmant

l’interprétation d’environnements récifaux situés en bordure du shelf (Fig. IV.6, c).

IV.4 Distribution des organismes ; comparaison avec d’autres systèmes carbonatés oligo-

miocènes du domaine Indo-Pacifique

Les interprétations paléoenvironnementales issues de l’analyse de faciès et de l’étude des

faciès sismiques permettent de reconstituer des profils synthétiques (ou « statiques ») de

dépôt et de préciser la distribution latérale des principaux groupes d’organismes le long de

ces profils. Il convient de préciser que ces profils statiques intègrent des données de puits

provenant de différentes profondeurs : les profils statiques ne représentent donc pas

nécessairement une réalité à un instant donné, mais compilent des répartitions

d’organismes sur la totalité d’un intervalle de temps. Des profils de dépôt « dynamiques »,

intégrant les changements paléoenvironnementaux au cours du temps, sont fournis dans le

chapitre VI (Figures VI.11 et VI.12).


70

Les données disponibles pour l’ Eocène supérieur et la partie inférieure de l’Oligocène

inférieur n’ont permis d’identifier que des faciès de shelf interne, dominés par les

foraminifères benthiques et les algues calcaires (rhodophycées et chlorophycées). Aucune

donnée de permet de reconstituer les environnements de shelf externe et de pente. Les

Figure IV.7 : Reconstruction de la plate-forme carbonatée de Tonasa (Eocène-Oligocène), Sud Sulawesi et distribution des principaux organismes (d’après: Wilson et al., 2000)

carbonates d’âge Eocène à Miocène inférieur de Tonasa, Sud Sulawesi (Wilson et al.,

2000) pourrait représenter un bon analogue de la base du Nido (intervalle Eocène supérieur

et partie inférieure de l’Oligocène inférieur). Comme à Malampaya, les associations de

foraminifères de la zone interne sont dominées par Discocyclina, Nummulites et

Pellatispira (Fig. IV.7) ; seules les lépidocyclines, communes à Tonasa, sont plutôt rares à

Malampaya. Dans les deux systèmes, les éléments coralliens sont rares en domaine interne,

les apports terrigènes importants. La présence de courants, traversant la zone interne de la

plate-forme de Tonasa et induisant la présence de faciès de haute énergie, n’a pas été mise

en évidence à Malampaya.

La quantité et la répartition des données provenant de la partie supérieure de l’Oligocène

inférieur au Miocène inférieur ont permis de définir deux profils statiques de dépôt, le

premier pour l’Oligocène inférieur (Fig.IV.8), le second pour l’Oligocène supérieur et

Miocène inférieur (Fig. IV.9). Ces profils sont comparés avec d’autres modèles de

systèmes carbonatés oligo-miocènes du domaine Indo-Pacifique (Fig. IV.6, b) : Miocène

des îles Visayas, Philippines (Carozzi et al., 1976 ; Carozzi, 1995), Miocène de Central


71

Luconia, offshore Sarawak (Epting, 1980), Miocène inférieur des Philippines (Hallock et

Glenn, 1986), Oligocène supérieur-Miocène inférieur de Borneo (Boudagher-Fadel, 2000),

Miocène inférieur de Makatea (Montaggioni et al., 1985). Ces auteurs ont mis

particulièrement l’accent sur les répartitions des foraminifères benthiques.

Figure IV.8 : Modèle de faciès et de distribution des bioclastes de l’édifice carbonaté de Malampaya (Oligocène inférieur et base de l’Oligocène supérieur).

Epting (1980) a distinguer quatre principales associations fauniques le long du profil de

dépôt des systèmes carbonatés isolés du Miocène de Central Luconia : 1) une association

de zone interne calme à soritidés (Sorites, Marginopora), alvéolinidés (Alveolinella), et

miliolidés (Austrotrillina), 2) une association périrécifale dominée par Amphistegina, 3)

une association d’avant-récif proximal à Lepidocyclina, Heterostegina, Amphistegina,

Miogypsinoides, Miogypsina, 4) une association d’avant-récif plus distale à grandes formes

hyalines de forme applatie (Cycloclypeus, Spiroclypeus, Eulepidina). Hallock et Glenn

(1986) et Boudagher-Fadel et al. (2000) ont défini trois principales associations : 1) une

association de « lagon » à soritidés, miliolidés et petits rotaliidés, 2) une association de


72

platier récifal à Miogypsina et Amphistegina, 3) une association de pente récifale à

Heterostegina, Lepidocyclina, Cycloclypeus et foraminifères planctoniques. Ces deux types

de profil de dépôt sont très voisins de celui de Malampaya où l’on distingue une zone

Figure IV.9 : Modèle de distribution des bioclastes de l’édifice carbonaté de Malampaya (Oligocène supérieur à Miocène inférieur) et comparaison avec d’autres systèmes carbonatés oligo-miocène du domaine Indo-Pacifique.


73

interne dominée par les formes porcelanées, une zone périrécifale à Amphistegina, et une

zone externe à grands foraminifères benthiques à test hyalin. Hallock et Glenn (1986)

précisent que, contrairement à ce que suggèrent certains auteurs (Chaproniere, 1975), la

dominance en foraminifères à test porelané (particulièrement les miliolidés) n’implique pas

nécessairement des conditions métahalines. Le rapport Miliolina/Rotaliina semble

cependant être un bon indicateur du degré de connexion du shelf interne avec le milieu

marin ouvert : les Miliolina prédominent si ces connexions sont réduites tandis que les

Rotaliina prolifèrent sur les plate-formes ouvertes. A Malampaya et comme dans ces

derniers exemples du domaine indo-pacifiques, certaines formes (Borelis, Flosculinela,

Sphaerogypsina, Miogypsinoides) dominent dans les faciès à texture grainstone, reflétant

ainsi leur affinité pour les milieux de haute énergie.

Un autre analogue de répartition des associations faunistiques et floristiques est l’édifice

carbonaté de type atoll du Miocène inférieur de Makatea (Fig. IV.10), décrit par

Montaggioni et al. (1985). La même tendance à la dominance en foraminifères à test

porcelané vers le centre du « lagon » y est observée. Un autre élément de rapprochement

entre les édifices de Makatea et de Malampaya est la quasi-absence de Halimeda en zone

interne du système carbonaté. L’algue verte Halimeda se développe préférentiellement

dans les eaux riches en nutriments (Davies et Marshall, 1985 ; Drew et Abel, 1985).

L’absence de Halimeda en domaine interne et sa prolifération sur les pentes de l’édifice de

Malampaya pourrait résulter de la présence de courants riche en nutriments sur les flancs et

d’une faible connexion entre les eaux du shelf interne et du milieu marin ouvert.

Le profil de dépôt proposé par Carozzi et al. (1976) pour les systèmes récifaux du Miocène

des Visayas est celui d’une plate-forme attachée et barrée par des bioconstructions de type

coralgal. Les faciès récifaux et périrécifaux sont dominés par les alvéolinidés, les miliolidés

et certains foraminifères benthiques à test hyalin (Cycloclypeus, Operculina,

Heterostegina). Les zones internes peu profondes (« lagoon ») sont riches en

Lepidocyclina, Spiroclypeus, Miogypsina, Miogypsinoides. A Malampaya, les

Lepidocyclina et Spiroclypeus sont rares en zone interne, mais abondent sur les flancs, en

zone méso- à oligophotiques. Cette différence pourrait être liée aux conditions trophiques

ou de pénétration de la lumière distinctes dans les deux systèmes carbonatés. Aux Visayas,

d’importants apports terrigènes provenant de la terre ferme affectent la zone interne de la

plate-forme, augmentant la teneur en nutriments et la turbidité des eaux. A Malampaya, les

apports terrigènes sont nuls et la teneur en nutriment fut probablement faible dans le shelf

interne.


74

La présence de récifs coralliens formant barrière dans les systèmes carbonatés du Tertiaire

d’Asie du Sud-Est est souvent hypothétique puisque la trame récifale est rarement

rencontrée à l’affleurement ou dans les forages. A Malampaya, la présence de rudstones à

Figure IV.10 : Le système carbonaté isolé de Makatea (Miocène inférieur), Pacifique Central : modèle de répartition des faciès et des principaux organismes (d’après Montaggioni et al., 1985).

grands éléments coralliens et à association de foraminifères benthiques d’environnements

marins peu profonds et ouverts, et localisés sur la bordure du shelf (faciès M4 : voir Figure

IV.6) suggère fortement l’existence de récifs-barrières. Les environnements souvent très

confinés du shelf interne, à associations de foraminifères dominées par les formes

porcelanées laissent penser que ces barrières isolaient de manière efficace le domaine

interne des eaux du domaine océanique. L’exemple de Makatea suggère que des systèmes


75

carbonatés isolés de type atoll, présentant une barrière récifale sur la bordure du shelf,

existaient au Miocène inférieur, dans le domaine Indo-Pacifique (Montaggioni et al., 1985).

Les systèmes carbonatés isolés d’Indonésie, comme par exemple ceux de Gomantong,

Eastern Sabah (Noad, 2001), de Mangkalihat, NE Kalimantan (Wilson et al., 1999) et de

Teweh, Kalimantan Central (Saller et al., 1993) possédaient plus vraisemblablement des

patés récifaux épars sur la bordure de la plate-forme plutôt qu’une barrière continue. Les

systèmes carbonatés oligo-miocènes de l’Indo-Pacifique contrastent fortement avec les

systèmes contemporains des Antilles, à barrières récifales bien développées : Oligocène de

Puerto-Rico, de Jamaïque et d’Antigua (Frost et al., 1983). Le développement et la

préservation des trames récifales dans l’enregistrement sédimentaire est très dépendante de

l’hydrodynamisme et de l’intensité des tempêtes (Braithwaite et al., 2000) : les trames

récifales se développent préférentiellement dans les zones à fort hydrodynamisme, tandis

que dans les milieux plus calmes la sédimentation est à dominante sableuse avec

développement de colonies récifales éparses. Dans les zones soumises aux ouragans, les

accumulations récifales consistent en des resédimentations d’éléments coralliens

transportés lors des tempêtes.

IV.5 Evolution verticale des faciès et environnements de dépôts

Pour chacun des puits étudiés, les faciès et interprétations paléoenvironnementales de tous

les échantillons ayant fait l’objet d’une lame mince et des intervalles carottés, sont

présentés en annexe (annexes C.1 à C.14). La figure IV.11 résume l’évolution verticale des

faciès et environnements de dépôt pour chacun des puits. Les cotes des échantillons sont

indiquées en profondeur mesurée le long du puits, par rapport au niveau de la mer (MDSS).

Les interprétations paléoenvironnementales des puits MA-1, MA-2, MA-3 (intervalles

carottés), MA-5, MA-6, MA-7, MA-8, MA-9 et MA-10 sont fondées sur le matériel étudié

dans ce travail (annexes C.1 à C.14) ; concernant les puits MA-3 (hors intervalles carottés)

et MA-4, ces interprétations reposent sur les listes fauniques fournies par Wonders (1995).


76

Figure IV.11 : Succession des paléoenvironnements dans les puits MA-1 à MA-10.

Chapitre V. Evolution diagénétique des carbonates

77

CHAPITRE V- EVOLUTION DIAGENETIQUE DES CARBONATES

V.1 Objectifs et méthodes

La reconstitution de la succession des événements diagénétiques ayant affecté les

carbonates du Nido est réalisée dans un triple objectif : 1) servir d’outil à la

reconstruction de l’évolution stratigraphique de l’ édifice de Malampaya, notamment

dans l’identification et la caractérisation des surfaces d’émersion ; 2) fournir des

indications sur les conditions climatiques et paléocéanographiques lors du

développement du système carbonaté de Malampaya ; 3) servir à la caractérisation et à

la prédiction de la qualité du réservoir à hydrocarbures, en proposant un modèle

d’évolution de la porosité et de la perméabilité des carbonates (voir chapitre VIII).

Dans les systèmes carbonatés isolés, les apports en eau météorique proviennent

exclusivement des précipitations. Lorsqu’une partie ou la totalité de ce système est

émergée, les eaux météoriques s’accumulent et forment une lentille d’eau douce. La

localisation et l’épaisseur de cette lentille d’eau douce varient dans le temps et

conditionnent l’extension de quatre domaines diagénétique (Figure V.1): météorique

vadose, météorique phréatique, marin phréatique, marin vadose et d’enfouissement.

Une zone de mélange, d’épaisseur variable, existe à l’interface entre les eaux

météoriques et marines.

Figure V.1 : Localisation des différents environnements diagénétiques d'une plate-forme carbonatée en partie émergée. D'après Moore (1989), modifié.

L’identification des environnements diagénétiques repose sur le couplage d’études

pétrographiques et d’analyses géochimiques. Les analyses géochimiques (isotopes du

carbone et de l’oxygène) permettent de caractériser la nature des eaux parentales ayant

contribué à la formation des ciments. L’étude des variations verticales des rapports

isotopiques mesurés sur roche totale permet de localiser les limites des environnements


78

diagénétiques (Allan et Matthews, 1977, 1982 ; Coudray and Montaggioni, 1984 ;

Wheeler et Aaron, 1991 ; Wagner et al., 1995) c’est-à-dire les surfaces d’émersion, la

base et le sommet de la nappe d’eau douce. Cinq critères peuvent être utilisés dans la

reconnaissance des domaines diagénétiques (Figure V.2) :

1) Les surfaces d’émersion sont caractérisées par un enrichissement important en 12C

par rapport aux carbonates sus- et sous-jacents. Ces surfaces peuvent être aussi

marquées par un enrichissement en 18O.

2) Les premiers mètres de carbonates situés sous les surfaces d’émersion présentent un

enrichissement en 18O et en 13C par rapport à ceux situés au dessus de cette surface.

Le δ13C tend à progressivement augmenter vers le bas.

3) Le passage de la zone météorique vadose à la zone météorique phréatique est

marqué par un appauvrissement important en 12C .

4) Les transformations diagénétiques des carbonates dans la zone météorique (vadose

et phréatique) se traduisent par une grande variabilité des valeurs de δ13C , pour

une très faible variabilité des valeurs de δ18O .

5) Les transformations diagénétiques des carbonates dans la zone de mélange des eaux

marines et météoriques se traduisent par une variation dans le même sens des

valeurs de δ18O et de δ13C.

Figure V.2 : Profils d’évolution verticale du δ13C et du δ18O au voisinage d’une surface d’émersion (A),

et du toit d’une lentille d’eau douce (B) et profils de variabilité du δ13C et du δ18O en zone météorique

(C) et de mélange (D) (tiré de Allen et Matthews, 1982).


79

L’ensemble des mesures isotopiques de δ18O et δ13C réalisées sur échantillons de

carottes et déblais (« cuttings ») de forage est reportée dans les annexes E.1 à E.4.

V.2 Les figures diagénétiques et leur interprétation

V.2.1 Les calcrètes

L’étude des carottes et des échantillons de parois de puits (SWS) a révélé l’existence de

nombreux intervalles affectés par des transformations d’origine pédogénétique. Ces

niveaux de calcrète ont été rencontré dans l’Oligocène supérieur et Miocène inférieur

des puits MA-1, MA-2, MA-3, MA-5, MA-7 et MA-10. Ils ont été reconnus à partir

des critères suivants :

1) présence de structures alvéolaires (alveolar septal structure), de mottled-structures,

de pisoïdes vadoses, et plus rarement, des croûtes micritiques massives et

homogènes ; les cavités laissées par les racines sont parfois préservées.

2) intense dissolution des bioclastes et de la matrice ;

3) enrichissement en 12C se traduisant par des valeurs fortement négatives de δ13C (<-2

‰PDB).

Dans le cas des systèmes carbonatés isolés, les calcrètes se forment par redistribution

des carbonates métastables (aragonite, calcite magnésienne) par des processus de

dissolution-précipitation des carbonates du substrat. La plupart des figures

pédogénétiques observées dans les calcrètes de Malampaya (structures alvéolaires,

cavités de racines) sont liées à la présence de racines dans le substrat. Certains

intervalles, extrêmement riches en ce type de structures (rhizolithes, sensu Klappa,

1980) peuvent être qualifiés de rhizolite (Klappa, 1980) : intervalles 3338.75-

3340.25mCD et 3344.75-3346.50mCD de MA-5, intervalles 3187.00-3188.50mCD et

3197.25-3200.50mCD de MA-7. Wright et Tucker (1991) ont recensé les différents

types de calcifications présents à l’intérieur et autour des racines (Figure V. 3).

Les structures alvéolaires constituent l’élément le plus répandu des calcrètes de

Malampaya (Fig. V.5, e, f, g). Elles sont constituées d’un réseau complexe de septes

micritiques composés de micrite équigranulaire ou d’aiguilles de calcite faiblement

magnésienne (Chafetz et al., 1985). Ces septes mesurent quelques centaines de microns

de long pour 200 µm d’épaisseur. La précipitation des aiguilles de calcite constituant


80

les septes serait liée à l’activité de champignons symbiotiques tels que les

ectomycorrhizae se développant autour des racines (Wright, 1986 ; Goldstein, 1988).

Des observations, au microscope électronique à balayage, de structures alveolaires de

calcrètes du puits MA-7 ont permis de mettre en évidence la préservation partielle de

Figure V.3 : Types de calcification présentes à l’intérieur et autour des racines : A : racine ; B : enveloppe

de la racine (ou tubule) ; C : substrat (tiré de Wright et Tucker, 1991).

ces aiguilles calcitiques (Fig. V.5, f). Ces aiguilles sont souvent altérées en grains

équigranulaires de micrite. Le réseau poreux des rhizolites peut être entièrement

colmaté par des ciments de calcite drusique. Alors que les rhizolites des carottes 1 et 2

du puits MA-5 ont préservé l’essentiel de leur porosité initiale, celles des carottes 1 et

2 de MA-7 sont intensément cimentés et forment des intervalles denses à très faible

porosité et perméabilité. L’absence de ciments dans certains horizons rhizolitiques et la

préservation de leurs fortes porosité et perméabilité pourraient être liées à la présence

d’accumulations précoces de gaz biogénique dans le sédiment.

Associés aux structures alvéolaires, des pores ouverts présentant à leur périphérie des

structures micritiques concentriques sont fréquemment observés et peuvent être

attribués à des cavités de racine (root moulds).

On observe localement dans les niveaux de calcrètes des grains de diamètre

géréralement inférieur à 500 microns, constitués de couches micritiques plus ou moins

concentriques, assimilables à des pisoïdes. Les pisoïdes se forment par précipitation


81

directe ou par micritisation de grains préexistants (Wright, 1994). Dans les échantillons

étudiés de Malampaya, ils sont systématiquement associés à des structures alvéolaires.

Un caractère particulier des rhizolites de Malampaya est l’absence de fentes de retrait

(shrinkage cracks) qui suggère l’absence d’oscillations significatives du toit de la

lentille d’eau douce.

Un caractère commun des calcrètes de Malampaya est l’abondance de zones

micritiques à contours irréguliers, connues sous le nom de calcrete mottles (Fig.V.5,d).

Comme les pisoïdes, ces structures peuvent se former par précipitation ou par

micritisation de grains préexistants (Read, 1974). Les différents stades de formation des

mottles ont été décrits par Riding et Wright (1981). A un stade précoce, les mottles se

présentent sous la forme de ciments micritiques en position intergranulaire. A un stade

plus avancée de la formation des sols, ces ciments colmatent de manière quasi-complète

l’espace intergranulaire et une micritisation des grains se développe. Une telle

évolution est observable dans les paléosols du puits MA-7.

Les différentes structures pédogénétiques peuvent être classées en terme de degré de

maturité des sols. Wright (1994) a distingué 6 stades d’évolution des sols, avec un

degré croissant de maturité : 1) rhizolithes et autres structures pédogénétiques éparses

dans le substrat (<10% du volume total), 2) rhizolithes, mottles et nodules plus

abondants, 3) réseau coalescent de rhizolithes, mottles et nodules, 4) formation d’une

crôute de calcrète laminaire vers le sommet du profil pédogénétique ; des rhizolithes

peuvent se former au dessus de cette crôute ; 5) Le calcrète laminaire s’épaissit et des

pisoïdes se forment au dessus de cette crôute ; 6) Bréchification, formation d’horizons

pisolithiques et de plusieurs niveaux de calcrète laminaire.

La carotte 2 du puits MA-7 montre un exemple de profil pédogénétique à haut degré de

maturité (niveau 5 à 6) (Fig. V.5). A la base de la carotte (3200.40-3202.00 mCD), se

trouve un intervalle d’aspect bréchique à structures de type mottle, présentant des

cavités de dissolution souvent entièrement colmatées par des ciments de calcite

drusique. Au dessus de cet intervalle se situe une croûte brunâtre (épaisseur : 3-5cm),

présentant de la base au sommet la succession suivante : 1) horizon à pisoïdes reliées

entres elles par des ponts micritiques à contours irrégulier (mottles) , 2 ) horizon de

micrite dense à fantômes de structures laminaires (calcrète laminaire), 3) horizon à

structures alvéolaires, à microstructure en aiguilles assez bien préservée, 4) horizon à

péloides et structures alvéolaires. La morphologie extrêmement irrégulière du toit de

cette croûte pédogénétique pourrait être liée à l’érosion marine, ou à des bioperforations


82

lors de la remise en eau du système carbonaté. Les mesures de δ13C et de δ18O au

sommet des calcrète ont fourni des valeurs très négatives : δ13C = -6,71 ‰PDB et

δ18O=-7,92 ‰PDB.

Les profils pédogénétiques des carottes 1 et 2 de MA-5 (Miocène inférieur) présentent

un degré de maturité bien moindre (stade 3 de Wright, 1994) : les croûtes à calcrète

laminaire et les pisoïdes sont absents, mais les réseaux coalescents de structures

alvéolaires sont bien développés. Dans les carottes 5 à 8 de MA-5 (Oligocène

supérieur), les structures pédogénétiques sont très éparses et se réduisent généralement

à des structures alvéolaires (à l’exception d’un horizon de calcrète laminaire identifié à

3636.25mCD) indiquant un degré faible de maturité du paléosol (stade 1 à 2). Les

différences de degré de maturité entre les horizons pédogénétiques identifiés dans les

carottes peuvent être liées à des différences de pluviosité, de type de couvert végétal et

de la durée des émersions.

Les calcrètes se développent principalement en climat sub-humide à semi-aride

(Wright, 1994). La remobilisation des carbonates nécessite des circulations d’eau

suffisante en zone vadose, donc de conditions suffisamment humides. Cependant, la

fixation des carbonates remobilisés dans le profil d’altération n’est rendue possible que

par l’existence de périodes suffisamment sèches. Les climats à alternance saison sèche-

saison humide conviennent donc particulièrement pour la formation des calcrètes

(Wright, 1994 ; Purser, 1980). En climat humide sans saison sèche, les précipitations

abondantes et la densité du couvert végétal conduisent à la prédominance des processus

de dissolution dans le profil d’altération et à la formation de karsts.

Les figures V.4-A et V.4-B présentent les valeurs des mesures isotopiques du carbone

et de l’oxygène des carottes 1 et 2 du puits MA-5, en relation avec les principaux

caractères diagénétiques observés. Le diagramme δ13C-δ18O indique de forte variations

du δ13C pour de faibles variation du δ18O : cette évolution est caractéristique de la

diagenèse météorique (Allan et Matthews, 1982). Le pôle à δ13C très négatif (<-2‰

PDB) correspond aux échantillons des niveaux de calcrète, tandis que les intervalles

peu altérés (dissolution et cimentation faibles ou nulles) constituent un pôle de valeurs

positives.

Dans de nombreux exemples de systèmes carbonatés cénozoïques, les rhizolites se sont

avérées particulièrement fréquentes dans les sédiments d’origine éolienne (éolianites) :

Pléistocène de Majorque (Calvet, 1979 ; Calvet et al., 1975), de l’île de San Salvador,


83

Bahamas (Carew et Mylroie, 1995 ; Hagey et Mylroie, 1995), de la péninsule du

Yucatan (Ward, 1973, 1975, 1978). Les éolianites carbonatées présentent une grande

variété d’éléments bioclastiques, et pourraient être aisément confondus avec des dépôts

subtidaux de composition similaire. Cependant, l’abondance de grands éléments

coralliens (diamètre>1cm) et le faible tri des grains dans les intervalles à rhizolithes (en

particulier dans le faciès M3) excluent l’éventualité d’une origine éolienne.

Figure V.4 : Analyses géochimiques des carottes 1 et 2 du puits MA-5. A : diagramme δ13C-δ18O et principales classes de faciès diagénétique ; B : variations verticales du δ13C et du δ18O en relation avec les principaux caractères diagénétiques observés.

V.2.2 Les ciments

a) Franges isopaques de ciments calcitiques fibreux à inclusions opaques:

Les ciments de calcite fibreux forment une ou plusieurs couches superposées isopaques,

tapissant les pores intergranulaires (Fig. V.6, a ; Fig. V.8, a, b). L’épaisseur des couches

varie de 0.1mm à 1mm, mais les couches multiples peuvent totaliser une épaisseur de

5mm. Les fibres sont disposées en faisceaux rayonnant du substrat vers la cavité. Le

contour des fibres est parfois difficile à distinguer et les faisceaux prennent alors

l’aspect de cristaux en « lames ». En lumière polarisée les faisceaux présentent une

extinction roulante qui est commune à plusieurs couches, indiquant la continuité

optique entre les fibres des différentes couches de ciment.


84

Figure V.5 : détail d’une calcrète du puits MA-7 (Miocène inférieur): a : vue de la carotte, intervalle 3200.13-3200.45mCD) ; b : détail du sommet du profil d’altération ; noter la couleur sombre de la croûte pédogénétique ; c : pisoïdes (pis), barre d’échelle : 1mm ; d : à la base : structures « mottles » (mot) et « glaebules » (gl) ; l’espace intergranulaire est colmaté par des ciments de calcite drusique, barre d’échelle : 1mm ; e : structure alvéolaires (alv) ; les alvéoles sont partiellement comblées de calcite drusique, barre d’échelle : 1mm ; f : détail d’un septe de structure alvéolaire au microscope électronique à balayage montrant la préservation des aiguilles calcitiques et leur recristallisation partielle en particules micritiques équigranulaires, barre d’échelle : 50µm ; g : réseau complexe de structures alvéolaires (alv) et péloïdes ; l’espace inter-septal est partiellement colmaté par des ciments de calcite drusique, barre d’échelle : 1mm.


85

Ces couches de ciments fibreux sont souvent extrêmement riches en inclusions opaques

(matière organique ?), donnant à ces couches un aspect sombre contrastant fortement

avec les cimentations drusiques ultérieures, toujours limpides. Ces phases de

cimentation fibreuse peuvent alterner avec des phases de remplissages géotropes de

sédiments (Fig. V.6, e, f). En cathodoluminescence, ces ciments ont une luminescence

rouge terne et sont fréquemment bordés d’une fine frange très luminescente et au

contour très découpé, interprétée comme résultant de la corrosion des couches de

ciments fibreux isopaques (FigV.7).

Ce type de ciment est abondant dans les faciès C5a et C5b des intervalles carottés du

puits MA-3 (flanc ouest) et dans les faciès C4a et C4b du puits MA-2 (flanc est). Il n’a

pas été observé dans les puits de la partie interne de l’édifice carbonaté.

L’origine marine phréatique précoce de ces ciments est interprétée sur la base des

observations suivantes : 1) cette phase de cimentation est toujours la plus précoce, 2)

l’absence d’évidence de dissolutions antérieures ou contemporaines à cette cimentation,

et les valeurs positives (comprises entre 1.08 et 2.12‰ PDB) du δ13C excluent une

origine karstique, 3) la morphologie et la structure de ces ciments sont tout à fait

semblables à celles des ciments HMC fibreux marins très communs sur les pentes et

fronts des systèmes carbonatés actuels et fossiles (e.g. Montaggioni, 1978, Aissaoui,

1986 ; Aissaoui et al., 1986 ; Ebren, 1996 ; Tucker et Wright, 1990).

b) Fines franges isopaques de calcite lamellaire (variété « stubby »)

Les ciments de calcite en lame forment des franges palissadiques isopaques tapissant

les pores primaires et dont les cristaux ne croissent pas toujours perpendiculairement au

substrat (Fig. V.6, b). Ces cristaux, généralement de petite taille (<50 µm) et de forme

trappue, correspondent à la variété « stubby » (James et Ginsburg, 1979). Ces ciments

sont classiquement interprétés comme se formant en domaine marin phréatique (James

et Ginsburg, 1979 ; Ebren, 1996). Dans l’édifice carbonaté de Malampaya, cette variété

de ciment n’est représentée que dans les faciès grainstone de la zone interne. Dans les

systèmes récifaux de Bélize, James et Ginsburg (1979) ont mis en évidence une

relation entre la taille des grains et la taille des ciments, les ciments « stubby » n’étant

observé que dans les faciès à granulométrie modérée. Cette observation, validée

expérimentalement (Badoziamani et al., 1977), est vérifiée à Malampaya : les cristaux

stubby sont observés dans les sédiments à granulométrie moyenne inférieure à 1mm

(faciès R1b1, R3a, C2, M3g1), tandis que les franges épaisses de calcite fibreuse sont


86

présentes dans des sédiments plus grossiers, à granulométrie moyenne souvent

supérieure à 5mm (C4a, C4b, C5a, C5b). Il est aussi probable qu’un fort

hydrodynamisme sur les flancs de l’édifice carbonaté de Malampaya ait pu favoriser le

développement d’épaisses franges de ciments isopaques.

c) Calcite drusique

Les cimentations de calcite drusique représentent toujours une phase postérieure à la

cimentation fibreuse (Fig V.8, a, b). Les cristaux de calcite drusique colmatent une

partie ou la totalité de la porosité restante, primaire ou secondaire. Ils précipitent à

partir des parois des pores et croissent vers le centre de ceux-ci. Ils sont constitués de

cristaux de sparite claire, sans inclusion, d'une taille croissante depuis les parois vers le

centre des pores. La taille de ces cristaux est fréquemment comprise entre 1 et 5 mm.

Ces ciments drusiques sont le plus souvent interprétés comme se formant en domaine

phréatique météorique (Purser, 1980 ; Montaggioni, 1978 ; Coudray et Montaggioni,

1986 ; Tucker & Wright, 1990 ; Javaux, 1992 ; Ebren, 1996). Ils peuvent cependant être

aussi associés à la diagenèse d'enfouissement (Tucker & Wright, 1990 ; Javaux, 1992),

en particulier les cristaux de grande taille (>2mm).

d) Spéléothèmes

Sur les carottes du puits MA-7 (intervalle 3195.50-3199.50mCD) et dans le puits MA-

8, des ciments fibreux en couches multiples tapissant des cavités de dissolutions (méso-

et macrovugs) ont été interprétés comme des ciments d’origine karstique

(spéléothèmes : fig.V.6, c, d). Les fibres sont organisées en faisceaux bothryoïdaux ou

en lames, témoignant de l’origine aragonitique probable de ces ciments. Ces ciments

sont très semblables aux spéléothèmes rencontrés dans les carbonates récifaux d’âge

Miocène inférieur du puits Anaphan-4, au large de Palawan (Rehm, 2003).

e) Les ciments dolomitiques

Les ciments dolomitiques se présentent sous la forme de cristaux de grande taille (0.1 à

0.3 mm), identifiés par coloration sélective (non colorés par l’alizarine), formant des

remplissages drusiques (Fig. V.8, b). Il sont toujours postérieurs aux ciments de calcite

drusique grossière et représentent l’ultime phase d’occlusion des pores. Ils n’ont été

observés que dans le puits MA-3 et MA-1.


87

Figure V.6 : a : faciès C5a : une frange épaisse et isopaque de ciments fibreux (cf) recouvre les bioclastes ; la porosité résiduelle est complètement colmatée par des ciments de calcite drusique (cd), MA-3, 3354.26mCD ; b : grainstone à foraminifères et corallinacées (faciès C2): les bioclastes sont tapissés d’une frange isopaque de calcite lamellaire (« stubby » : cl) ; des ciments de calcite drusique fine (cd) colmatent partiellement les pores intergranulaires résiduels, mais sont absents dans les pores bio-moldiques (pbm), MA-5, 3642.26 mCD ; c : spéléothème (sp) tapissant une cavité de dissolution et post-datant un remplissage géotrope de sédiment micritique (se), MA-7, 3197.98mCD ; d : détail d’une carotte de MA-7 (3197.92m) montrant des ciments karstiques (spéléothèmes) tapissant une cavité de dissolution ; e : occlusion d’un pore intergranulaire par, successivement, un remplissage géotrope de sédiment micritique (si), une frange de ciment fibreux isopaque à inclusions sombres (cf), des ciments limpides de calcite drusique (cd), MA-3, 3349.99mCD ; f : détail de la figure d, montrant la nature péloïdale à micropéloïdale du sédiment interne (mp) ; le remplissage géotrope, dont le sommet est finement laminé, est recouvert d’un ciment fibreux riche en inclusions (cf), MA-3, 3349.99mCD .

V.2.3 Les dissolutions

La présence de fluides météoriques sous-saturés en domaine vadose ou phréatique

conduit fréquemment au développement d’une porosité de dissolution. Il n’est pas en

pratique, possible de distinguer les pores de dissolution d’origine météorique vadose de


88

ceux d’origine météorique phréatique. On distingue différents types de pores de

dissolution : pores bio-moldiques correspondant à la cavité crée par la dissolution d’un

bioclaste, des vugs de dissolution formés par la dissolution d’un ou de plusieurs

bioclastes et d’une partie de la matrice. Selon la taille des vugs, on distingue les

microvugs (diamètre< 0.75 mm), les mésovugs (0.75 - 2 mm) et les macrovugs (> 2

mm). La position des intervalles riches en macrovugs, très fréquemment sous des

surfaces d’émersion et leur association fréquente avec les calcrètes suggèrent fortement

une origine météorique vadose pour ces cavités de dissolution (Fig. V.4). L’association

macrovugs et rhizolithes dans les profils d’altération pourrait être le reflet d’un climat

à saisonnalité marquée : dissolution et formation des vugs en saison humide, et

précipitation de la micrite des calcrètes (structures alvéolaires, mottles, pisoïdes,

calcrète laminaire) en saison sèche. Les faciès à texture grainstone de shelf interne (en

particulier le faciès C2) présentent une importante dissolution bio-moldique et

d’importantes cimentations de calcite lamellaire (stubby) et de calcite drusique. Aucun

ciment n’étant présent dans les pores bio-moldiques, la dissolution pourrait être

considérée comme tardive (postérieure à la cimentation drusique). Cependant, la calcite

drusique pourrait avoir précipiter dans l’espace intergranulaire à partir des fluides ayant

servi à la dissolution des bioclastes : le développement de la porosité bio-moldique dans

les grainstones et l’occlusion des pores primaires par la calcite drusique pourraient ainsi

s’être produits simultanément (Tucker et Wright, 1990 ; Wilson et Evans, 2002). La

dissolution des squelettes aragonitiques, souvent attribuée à la diagenèse météorique ou

d’enfouissement, peut se produire sous certaines conditions en domaine marin

(Aissaoui, 1986 ; Palmer et al., 1988 ; Durlet, 1996).

Dans l’intervalle carotté de MA-3, des phénomènes de corrosion des ciments fibreux

marins ont été mis en évidence par l’observation en lumière naturelle et par

cathodoluminescence (Fig.V.7). Les franges de ciments fibreux présentent alors un

contour très découpé souligné par une fine bande à forte luminescence. Cette limite

irrégulière est surmontée par de la calcite drusique grossière. Les dissolutions se sont

donc produites en domaine météorique et/ou d’enfouissement. Elles ont épargné les

bioclastes en calcite magnésienne (foraminifères et corallinacées) et les éléments

initialement en aragonite recristallisés en calcite. Une seconde phase de corrosion,

affectant les ciments de sparite drusique et antérieure à la formation des ciments

dolomitiques a été mise en évidence par des analyses en cathodoluminescence sur une


89

autre sélection de lames minces (Taberner et al., 2004), mais n’a pas été observée dans

la présente étude.

Figure V.7 : a : observation par cathodoluminescence d’un pore intergranulaire successivement colmaté par un ciment de calcite fibreuse (cf) à inclusions et par un ciment limpide de calcite drusique (cd) ; l’interface entre les deux générations de ciment est matérialisée par une frange très luminescente à contour découpé (cor), liée à la corrosion du ciment fibreux antérieurement à la précipitation de la calcite drusique ; b : observation en lumière polarisée, MA-3, barre d’échelle : 1mm.

V.2.3 Les recristallisations

a) Calcitisation de l’aragonite

La recristallisation de l’aragonite en calcite (ou calcitisation) affecte essentiellement les

éléments coralliens et les algues vertes (Fig. V.8, a). Elle résultent d'une inversion de

l'aragonite en calcite sparitique à microsparitique sans passer par un stade de

dissolution moldique (Purser, 1980) comme en témoigne la présence de fantômes de la

microstructure initiale du test. Les cristaux de calcite sont équidimentionnels (structure

mosaïque), de forme comparable à ceux de calcite précipitée dans un pore mais de plus

petite taille. La calcitisation de l’aragonite est un processus diagénétique très commun

dans les systèmes carbonatés actuels et fossiles et peut se produire en domaine marin

(Aissaoui, 1986 ; Palmer et al., 1988 ; Durlet, 1996), météorique (Bathurst, 1975 ;

Coudray et Montaggioni, 1986) et peut se poursuivre en domaine d’enfouissement

(Durlet, 1996).

b) Microsparitisation de la micrite

Les phénomènes de recristallisation de la micrite sont fréquents à Malampaya, mais ces

transformations sont toujours de très faible ampleur. Ces processus néormorphiques se

traduisent généralement par la présence diffuse de cristaux de calcite microsparitique au


90

sein de la matrice micritique. Les changements minéralogiques impliqués dans la

transformation de la micrite en microsparite est liée à des processus de dissolution-

précipitation en milieu météorique (Bathurst, 1975) ou d’enfouissement (Tucker et

Wright, 1990).

V.2.4 Les sédiments internes

Les sédiments internes ont été rencontrés en zone interne et sur les pentes de l’édifice

carbonaté. Ils sont cependant particulièrement abondants dans les dépôts du flanc ouest

(faciès C5a et C5b de MA-3) ou ils occupent l’espace intergranulaire (Fig. V.6, e, f).

Dans ces faciès de pente, les remplissages de sédiment interne sont polyphasés et

géopétaux et peuvent comporter des couches de ciments fibreux intercalés. Trois

types de sédiment interne y ont été reconnus: a) sédiments à texture

wackestone/packstone contenant des débris d’organismes marins (algues rouges,

échinodermes, foraminifères). Ces sédiments représentent toujours la première phase de

remplissage des pores primaires et peuvent post-dater une phase de cimentation marine

fibreuse; b) sédiments micritiques à micropéloïdes (diamètre moyen 50 µm) pouvant

présenter des laminations internes ; c) sédiments de micrite péloïdale plus grossière

(diamètre moyen : 100 µm) représentant souvent la dernière phase des remplissages.

La présence de dépôts géotropes de sédiments bioclastiques est liée à la taille des

éléments principaux des faciès C5a et C5b (grands foraminifères et thalles d’Halimeda

de diamètre >5mm) et la relative pauvreté en matrice micritique et grains de faible

granulométrie. L’action hydrodynamique est à l’origine de la suspension du matériel fin

tandis que l’infiltration puis la décantation donne lieu à la sédimentation géotrope

interne dans l’espace intergranulaire du substrat. De tels remplissages ont été rapporté

par Montaggioni (1978) et par Aissaoui (1982), respectivement dans les récifs

modernes de la réunion et quaternaires de Mururoa, d’Ouvéa et de la Mer Rouge.

Les remplissages géopétaux de péloïdes et micropéloïdes peuvent être interprétés de

diverses manières : calcification de filaments algaires (Schroeder, 1972), précipitation

chimique (MacIntyre, 1977 ; Marshall et Davies, 1981 ; Aissaoui, 1982), sédiments

internes de pellets fécaux (MacIntyre et al., 1968). Les péloïdes de Malampaya ont une

morphologie sphérique plutôt qu’ovoïde et ont des dimensions variables au sein d’un

même remplissage, ce qui semble exclure une origine fécale. Ces remplissages

pourraient donc représenter des ciments micritiques plutôt que de véritables sédiments


91

internes. Ces remplissages sont le plus souvent interprétés comme ayant une origine

marine (MacIntyre, 1977 ; Aissaoui, 1982).

Figure V.8 : a : ciments fibreux isopaques (cf) et drusiques (cd) colmatant l’espace inter-granulaire d’un rudstone à segments d’Halimeda recristallisés en calcite microsparitique en mosaïque (Hal), MA-3, 3359.29mCD, barre d’échelle : 1mm ; b : ciments fibreux isopaques (cf), de calcite drusique (cd) et de dolomite non colorée par l’alizarine (dol), remplissant partiellement un grand pore intergranulaire, MA-3, 3344.35mCD, barre d’échelle : 1mm ; c : fracture (fr) colmatée par un ciment drusique limpide grossier recoupant un rudstone à grands foraminifères cimenté par des ciments de calcite fibreuse riche en inclusions (cf), MA-3, 3347.76 mCD, barre d’échelle : 1mm ; d ; stylolithe (styl.) ; noter le recoupement du ciment drusique (cd) par le stylolithe, MA-2, 3477.88, barre d’échelle : 1mm ; e : forte luminescence d’un remplissage calcitique d’une fracture (fr), MA-3, barre d’échelle : 1mm.

Dans les zones internes de Malampaya, des sédiments internes géopétaux de micrite

homogène ont été rencontrés dans les puits MA-5 et MA-7, remplissant des cavités de

dissolution et qui parfois (Fig.V.6, c) sont post-datés par des spéléothèmes. Il n’a pas

été cependant possible de confirmer l’origine karstique éventuelle de ces remplissages.

V.2.5 La fracturation et la stylolitisation

Les fractures sont relativement rares dans les puits de la zone interne et du flanc Est de

l’édifice carbonatée, mais sont bien plus développées sue le flanc Ouest (MA-3). Ces

fractures sont souvent entièrement colmatées par un ciment de calcite drusique

grossière postdatant une génération de calcite drusique plus fine colmatant l’espace

intergranulaire (Fig. V.8, c, e). Deux orientations dominantes de ces fractures ont été


92

mesurées grace à l’imagerie de puits (NNW-SSE et WNW-ESE) et correspondent à

une direction de compression NW-SE (Grötsch et Mercadier, 1999). Comme dans le

champ voisin de Nido (Longman, 1981), les fractures sont abondantes dans les

intervalles densément cimentés et pratiquement absentes dans les intervalles à forte

porosité.

La stylolitisation est très faiblement développée à Malampaya (Fig. V.8, d) et

s’accompagne de très faibles dissolutions des grains ou de la matrice. Il est difficile

d’évaluer l’âge de la stylolitisation et son influence sur les propriétés réservoirs des

carbonates de Malampaya.

V.3 L’évolution diagénétique des carbonates de Malampaya

V.3.1 Les séquences diagénétiques identifiées dans les puits

Afin de caractériser les différents types d’évolution diagénétiques des carbonates de

Malampaya, on notera de la manière suivante les différents événements diagénétiques :

g1 : dépôt géotrope de sédiment bioclastique ;

g2 : dépôt géotrope de micrite péloïdale à micropéloïdale ;

g3 : dépôt géotrope de micrite homogène ;

c1 : précipitation de franges isopaques de calcite lamellaire (« variété stubby ») ;

c2 : précipitation de franges isopaques de calcite fibreuse à inclusions sombres ;

c3 : précipitation de calcite drusique fine ;

c4 : précipitation de calcite drusique grossière ;

c5 : précipitation de spéléothèmes ;

c6 : précipitation de dolomite ;

d1 : dissolution de l’aragonite ;

d2 : dissolutions météoriques de la calcite magnésienne (développement d’une porosité

bio-moldique et « vuggy »);

d3 : dissolution des ciments fibreux à inclusions ;

d4 : dissolution des ciments drusiques ;

r1 : calcitisation de l’aragonite ;

r2 : microsparitisation de la micrite ;

p : altération pédogénétique ;


93

f : fracturation ;

s : stylolitisation ;

Les caractères diagénétiques observés sur les lames minces des puits étudiés sont

reportés dans des tableaux synthétiques (annexes D.1 à D.11).

Remarque :

Convention d’écriture pour la notation des séquences diagénétiques :

a-b: l’événement b est postérieur à l’événement a

(a, b) : l’ordre chronologique des événements a et b n’est pas établi

A partir des caractères diagénétiques identifiés dans les puits et des signaux

diagraphiques (porosité et sonic), différentes « unités » diagénétiques ont été

reconnues :

MA-1 (Annexe D.1):

Intervalle 3456-3494mMD : cet intervalle est caractérisé par : l’absence de dissolution

de la calcite ou de l’aragonite, une cimentation drusique assez développée, une

calcitisation des éléments aragonitiques (Halimeda et coraux). Il n’a pas été possible

d’établir l’ordre chronologique entre la phase de calcitisation et de cimentation

drusique. Il en résulte de faibles valeurs de porosité (<10%) et de sonic (<70µs/ft).

Intervalles 3410-3456mMD et 3310-3357mMD : ces intervalles sont caractérisés

par : une dissolution faible à modérée, une faible cimentation drusique grossière, la

calcitisation des éléments aragonitiques (Halimeda, coraux).

Intervalles 2955-3310mMD et 3357-3410mMD : ces intervalles sont caractérisés par :

une dissolution modérée à forte, la présence d’intervalles à forte cimentation de calcite

drusique fine à grossière, la présence locale d’altération pédogénétique, une faible

cimentation marine (fibreuse et lamellaire) et de rares ciments dolomitiques. Les

signaux diagraphiques de porosité et de sonic sont extrêmement variables et présentent

des signatures variées selon l’intervalle : a) intervalles à valeurs modérées et

relativement stables de porosité et sonic (porosité : 15-25%, sonic : 80-90µs/ft) : e.g.

intervalles 3215-3230mMD ou 3310-3365mMD ; b) intervalles à valeurs erratiques

(porosité : 0-30%, sonic : 60-100µs/ft) : e.g. intervalle 3190-3215mMD; c) intervalles à


94

faibles valeurs de porosité et de sonic (porosité<15%, sonic<70µs/ft) : e.g. intervalle

3290-3310mMD. L’origine de ces différentes signatures diagraphiques est liée aux

variations verticales et temporelles du rapport dissolution/cimentation en domaine

météorique vadose et phréatique et à la fréquence des événements émersifs (voir

discussion chapitres VII et VIII). Les rapports isotopiques du carbone et de l’oxygène

sont aussi très variables, et présentent en plusieurs points des valeurs très négatives

(jusqu’à -8‰ PDB pour le δ13C) indiquant que l’édifice de Malampaya a subi plusieurs

événements émersifs durant l’Oligocène supérieur et Miocène inférieur.

Séquence complète : c1-g1-g2-(d2,c3,p)-c4-c6.

Il n’a pas été possible de préciser l’ordre séquentiel du terme (d2, c3, p) : ce terme peut

correspondre d’ailleurs à plusieurs événéments distincts de dissolution, de cimentation

et d’altération pédogénétique (voir MA-5).

MA-2 (Annexes D.2 et D.3):

Intervalle 3420-3495mMD : il s’agit d’un intervalle à porosité faible à modérée (3-

17%) liée à une cimentation fibreuse isopaque (domaine marin) puis drusique

(domaine météorique phréatique ou d’enfouissement) et à un dissolution faible ou

absente. La séquence diagénétique idéale correspondant à cet intervalle est : g1-(g2,

c1)-(c3,d2)-(c4,d2,f,s)

Intervalle 3380-3420mMD : cet intervalle est caractérisé par des valeurs modérées et

régulières de porosité (18-20%) lié à une faible cimentation tant marine que drusique et

une dissolution modérée. La régularité du signal de porosité dans ces faciès riches en

boue micritique et à faible dissolution et cimentation, indique qu’il est probablement

controlé par la porosité matricielle. La séquence type peut être résumée de la manière

suivante : g1-(g2, c1)-(c3,d2)-(c4,d2).

Intervalle 3335-3420mMD : cet intervalle présente de bonnes valeurs de porosité (20-

23%). Il est de plus marqué par de rapides variations verticales de porosité (signal

erratique), par des valeurs négatives de δ13C (jusqu’à -3.9‰ PDB), et par la présence de

figures pédogénétiques. Ces trois critères permettent d’interpréter cet intervalle comme

ayant été affecté par des phases répétées d’émersion (voir MA-5). La séquence peut

être écrite : c1-(c3,d2,p)-c4.

Intervalle 3292-3335mMD : les carbonates de cet intervalle ne présentent

pratiquement aucune transformation diagénétique identifiable par la microscopie en


95

lumière naturelle. Le signal de porosité est très régulier et présente des valeurs

modérées (18-20%) probablement liées à la porosité matricielle. Le δ13C varie très peu

et présente des valeurs positives.

Intervalle 3271-3292mMD : il s’agit d’un intervalle à faible porosité (<10%) liée une

forte cimentation drusique. Les valeurs fortement négative de δ13C (jusqu’à -3.8‰

PDB) vers le sommet de cet intervalle suggère une ou plusieurs phases d’émersion. La

séquence diagénétique idéale est : (c1, c2,d1, g1)-(c3,d2)-c4.

Pour ces différents intervalles, il n’a pas été possible de replacer les recristallisations

(calcitisation de l’aragonite et microsparitisation de la micrite) dans ce cadre séquentiel.

MA-3 (Annexes D.4 et D.5):

Le matériel utilisé dans cette étude provient exclusivement des trois intervalles

carottés (3344.00-3352.00mCD, 3352.50-3356.10mCD et 3390.20-3393.20mCD). Ces

intervalles sont caractérisés par une très faible porosité (<10%) liée à l’absence de

dissolutions bio-moldiques, au comblement précoce de l’espace intergranulaire par des

remplissages géopétaux de micrite, et aux fortes cimentations de calcite fibreuse puis

drusique. Les fractures y sont fréquentes mais toujours largement colmatées par des

ciments de calcite drusique : la phase de fracturation peut avoir été antérieure ou

contemporaine de la cimentation de calcite drusique. Une phase ultime de cimentation

dolomitique postdate les ciments de calcite drusique. Elle n’a jamais été observée en

remplissage des fractures. Des processus de corrosion des ciments fibreux antérieurs à

la précip itation de la calcite drusique et de corrosion de la calcite drusique antérieure à

la précipitation de la dolomite ont été mis en évidence par cathodoluminescence

(Fig.V.7). La séquence diagénétique idéale correspondant à cet intervalle est la

suivante : g1- (c2,g2)-d3-c3-(c4,f)-c6.

L’étude des signatures diagraphiques du puits MA-3 permet d’individualiser trois

intervalles :

-intervalle 3492-3600mMD : porosité (0-20%) et sonic (50-80µs/ft) très variables.

-intervalle 3340-3492mMD : porosité (0-10%) et sonic (60-70µs/ft) faibles et sans

variation importante, associés à des valeurs de δ13C positives (de +0,52 à + 2.12‰


96

PDB); c’est à cet intervalle qu’appartiennent les intervalles carottées. La grande

stabilité du signal diagraphique suggère que l’ensemble de cet intervalle a connu une

évolution diagénétique similaire à celle des zones carottées.

-intervalle 2892-3340mMD : signaux erratiques de porosité (0-30%) et de sonic (50-

110µs/ft), fréquentes excursions négatives de δ13C (jusqu’à -4.10‰ PDB) . Grötsch et

Mercadier (1999) ont rapportés des structures alvéolaires à 3159mMD. Cet intervalle

correspond soit à un domaine de shelf soumis à des phases émersions, soit à un

domaine de flanc contenant des éléments resédimentés en provenance du shelf.

MA-5 (Annexes D.6, D.7, D.8 et D.9):

L’intégration des signaux diagraphiques, des études de lames minces et des mesures

isotopiques permet de distinguer 3 principaux intervalles à évolution diagénétique

distincte :

-Intervalle 3715-3800mMD : cet intervalle se découpe en 2 sous-intervalles à très

faible porosité (<10%) encadrant une zone à porosité modérée (10-20%). La signature

diagraphique et le contexte paléoenvironnemental (shelf-interne peu profond) sont

voisins de ceux de l’intervalle contemporain de MA-2 (3420-3495mMD) et suggèrent

une évolution diagénétique analogue.

-Intervalle 3672-3715mMD : cet intervalle est caractérisé par une porosité modérée à

bonne (15-22%) et augmentant régulièrement vers le sommet de l’intervalle. Cet

intervalle est peu affecté par la cimentation et présente une porosité bio-moldique bien

développée vers le sommet (carottes 7 et 8). Aucune surface d’émersion n’a été

reconnue dans les carottes 7 et 8 ; cette observation est confirmée par les valeurs

régulièrement positives de δ13C (+1.12 à +1.35‰ PDB). La séquence diagénétique

idéale est : (c1,r1)-(c3,d2).

-Intervalles 3263-3672mMD : cet intervalle est caractérisé par une alternance de zones

(épaisseur : 30 à 50m) à porosité modérée à bonne (18-25%) à faibles variations

verticales et de zones à porosité erratique (5-30%) à variations verticales rapides et

prononcées (épaisseur : 10 à 70m). Le premier type d’intervalle (3550-3600mMD ;

3452-3482mMD ; 3400-3430mMD) est marqué par des dissolutions faibles à modérée

et par l’absence ou la rareté des ciments. Ce type de signature diagraphique est reconnu

sur carotte (carotte 1, 3328-3335mD) et représente des faciès à faibles transformations


97

diagénétiques, à valeurs positives et constantes de δ13C, à porosité dominée par la

porosité matricielle et dans une proportion moindre par la porosité biomoldique (voir

l’étude pétrophysique détaillée de cet intervalle : chapitre VIII). Les carottes 3 à 6 ont

traversé une zone à porosité erratique et présente les caractéristiques diagénétiques

suivantes : 1) forte dissolution biomoldique et développement de vugs de dissolution, 2)

présence de plusieurs horizons à altérations pédogénétiques, 3) présence de diverses

excursions négatives de δ13C signant des surfaces d’émersion. Les variations verticales

du signal δ13C permettent de localiser les surfaces d’émersion et les éventuels toits de

nappe d’eau douce (Annexe D.7). Le signal erratique de porosité est lié à la succession

temporelle des différentes phases émersives et aux profils verticaux de cimentation et

de dissolution pour chacune de ces émersions. A chaque nouvelle émersion, la

dissolution et de cimentation météorique sont réactivées donnant lieu à de nouvelles

phases diagénétiques. La séquence diagénétique type dans les paléo-zones vadoses peut

être résumée ainsi : c1-(p,d2,c3)-(c3,d2)-…-(c3,d2). En dehors de ces zones, elle

devient : c1-(c3,d2)-…-(c3,d2).

MA-7 (Annexe D.10):

Le matériel étudié de ce puits provient exclusivement de l’intervalle carotté 3187-

3202mCD. Les vugs de dissolution sont abondants et affectent tout l’intervalle carotté.

L’altération pédogénique est très prononcée et quatre horizons de paléosol ont été

identifiés. Ces paléosols présentent des croûtes de calcrète laminaires et des pisoïdes,

indiquant un degré de maturité avancé (voir section V.2.1). Deux de ces profils

d’altération (3189.50-3192.00mCD et 3200.50-3202.00mCD) présentent d’intenses

cimentations drusiques formant de véritables bancs cimentés de plus de 1.50 à 2.50

mètres d’épaisseur. Certaines cavités de dissolutions sont tapissées de couches de

ciments bothryoïdaux attribuées à des spéléothèmes (Fig.V.6, c). Localement

apparaissent des fractures partiellement colmatées par des ciments drusiques. La

séquence diagénétique idéale peut se résumer ainsi : (d2, p, c3)-(d2, c3, c5, g3)-(d2 ?,

f, c4). Les valeurs de porosité présentent d’importantes variations verticales. Les bancs

cimentés sont caractérisés par des porosités inférieures à 15%. Les porosités mesurées

dans les autres zones de la carotte varient de 20 à 35% et traduisent principalement

l’action conjuguée de la dissolution météorique (et /ou d’enfouissement) et de la


98

cimentation météorique (et/ou d’enfouissement). Il en découle un signal diagraphique

de porosité extrèmement erratique qui caractérise non seulement la zone carottée mais

l’ensemble de l’intervalle carbonaté du Nido traversé par le puits MA-7.

MA-8 (Annexe D.11):

Intervalle 3851.00-3957.50mMD : cet intervalle est caractérisé par des valeurs

globalement faibles de porosité, comprises entre 5 et 15%. Cette faible porosité est liée

à une intense cimentation colmatant largement l’espace intergranulaire et les cavités de

dissolution. Trois types de ciment contribuent principalement à la réduction de

porosité : ciments drusiques fins, spéléothèmes et ciments drusiques grossiers. Les

ciments drusiques grossiers postdatent toujours les deux ciments précedents ; en

revanche, il n’a pas été possible de préciser la chronologie des ciments drusiques fins et

des spéléothèmes. Il apparaît cependant que les spéléothèmes tapissent

préférentiellement des cavités de dissolutions de grande taille (>5mm), tandis que les

ciments drusiques fins occupent les petites cavités de dissolution ou l’espace

intergranulaire. Les spéléothèmes sont très souvent associés à des remplissages

géopétaux de micrite, mais il n’a pas été possible de confirmer leur possible origine

météorique vadose. Les figures pédogénétiques sont fréquentes (principalement des

structures de type « micrite mottles ») et toujours associées à d’intenses cimentations de

calcite drusique. Des fractures remplis géopétalement de micrite et cimentées par de la

calcite drusique fine ont été observées (3956.50mMD). La séquence diagénétique

complète correspondant à cet intervalle est : (g1, c1, c2)-(g3,d2, p, c3)-(d2, c3, f, c5,

g3)-c4.

Intervalle 3773.00-3851.00mMD : cet intervalle est composé d’une alternance de

zones poreuses (25-30%) dominés par la dissolution météorique (et/ou

d’enfouissement) et de zones denses (porosité<15%) à cimentation drusique. Les

spéléothèmes n’ont pas été rencontrés dans cet intervalle, ce qui expliquerait peut-être

la préservation d’une bonne porosité sur certains intervalles. Les figures

pédogénétiques n’ont été observées que dans un seul échantillon (3823mMD). On peut

ainsi résumer la séquence diagénétique complète relative à cet intervalle : (c1,c2, g1)-

(g3,d2,c3,p)-(c4 ,f).


99

Figure V.9 : Faciès diagénétiques et successions-type d’événements diagénétiques dans les carbonates de Malampaya.


100

V.3.2 Synthèse : les différentes unités diagénétiques de l’édifice de Malampaya.

L’étude des caractères et des séquences diagénétiques dans les différents puits a permis

d’identifier 4 principaux types d’évolution diagénétique caractérisant 4 faciès

diagénétiques :

Faciès diagénétique I :

-Histoire diagénétique dominée par les cimentations drusiques (météoriques

phréatiques et d’enfouissement) et dans une moindre mesure par les cimentations

fibreuses (marines); la dissolution est faible.

-Pas d’évidence d’émersions à répétition ;

-Porosités faibles à modérés, à faibles variations verticales ;

-δ13C positifs et à faibles variations verticales.

Faciès diagénétique II :

-Faibles transformations diagénétiques : cimentation faible ou absente, dissolution

faible;

-Absence d’événement émersif ;

-Porosité modérée à élevée (18-27%), d’origine essentiellement matricielle à faibles

variations verticales ;


Faciès diagénétique III :

-Histoire diagénétique dominée par les cimentations marines précoces et

d’enfouissement ;

-Absence d’événement émersif ;

- Porosité faible (<10%) et à faibles variations verticales ;


Faciès diagénétique IV:

-Histoire diagénétique dominée par la diagenèse météorique (dissolution, cimentation

drusique, spéléothèmes, pédogenèse) ;

-Evénements émersifs à répétition ;


101

- Variations erratiques de la porosité. On a distingué les zones pour lesquelles la

porosité est inférieure à 20% sur plus de 40% de l’intervalle (IVa), des zones pour

lesquelles des porosité supérieures à 20% sont présentes sur plus de 60% de l’intervalle

(IVb). Le sous-faciès diagénétique IVa est riche en spéléothèmes et/ou en

cimentations drusiques. Le sous-faciès IVb est riche en cavités de dissolutions et ne

présentent que de rares horizons cimentés.

-fortes variabilité de δ13C : nombreuses excursions négatives.

La figure V.9 résume pour chaque faciès diagénétique, la succession complète des

transformations diagénétiques.

Les implications d’un tel compartimentage de l’édifice carbonaté de Malampaya, pour

la construction du modèle de réservoir, seront discutées dans le chapitre VIII.


102

Chapitre VI. Evolution haute-fréquence de l’édifice carbonaté

103

CHAPITRE VI - EVOLUTION HAUTE-FRÉQUENCE DE L’ÉDIFICE

CARBONATÉ

VI.1 Paléoenvironnements et cyclicité haute-fréquence dans les systèmes carbonatés

néritiques du Cénozoïque d’Asie du Sud-Est : l’exemple de l’édifice carbonaté oligo-

miocène de Malampaya (Offshore Palawan, Philippines)

Article publié dans Marine and Petroleum Geology (2004), Vol 21 (1), p. 1-21

(voir page suivante)


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VI.2 Compléments et rectificatifs

VI.2.1 Estimation de la durée des cycles et des taux d’accumulation

Du fait de l’intégration de nouvelles données (interprétation de la sismique 3D haute-

résolution et étude des lames-minces de MA-1, MA-2 et MA-3) postérieurement à la

publication de l’article précédent, certaines modifications concernant le cadre

stratigraphique général et les estimations de durée de cycle et de taux d’accumulation

doivent être apportées.

Cadre stratigraphique : les corrélations entre le puits MA-1, MA-2 et MA-7 présentées

dans la figure 3, ont été légérement modifiées : la méthode et le schéma de corrélation

finalement retenus dans le cadre de cette étude sont présentés dans le chapitre VII

(Figure 3) et dans les annexes C.16 et C.17.

Estimations de la durée moyenne des cycles et des taux d’accumulation :

Les estimations de durée moyenne de cycle ont été calculées à partir du nombre de

cycles interprétés sur certains intervalles de MA-5, et d’estimations de durée de ces

intervalles. Ces estimations ont été obtenues par corrélation avec MA-1, puits dans

lequel des datations isotopiques (87Sr/86Sr) sont disponibles. Les estimations

proposées dans l’article méritent quelques corrections et précisions, pour les raisons

suivantes :

1) Les corrélations entre MA-1 et MA-5 ayant été partiellement modifiées dans la partie

supérieure des deux puits, les âges obtenus sur MA-5 par corrélation avec MA-1, s’en

trouvent modifiés ;

2) La grande incertitude sur l’interprétation des limites de cycles entre le intervalles

carottés appelle à une grande prudence quant à l’estimation du nombre de cycles par

unité stratigraphique (voir interprétation des cycles d’après carottes, cuttings et

diagraphies : annexe C.15) : on préférera, pour cette estimation du nombre de cycles,

diviser l’épaisseur de l’intervalle concerné par une épaisseur moyenne de cycle, en

prenant une hypothèse minimale (3m) et maximale (8m).

3) L’examen des caractères diagénétiques sur les lames minces de MA-1 a permis

d’établir différents degrés de fiabilité des âges obtenus par les mesures de 87Sr/86Sr sur


126

roche totale ; certains échantillons se sont avérés trop affectés par des cimentations

météoriques et/ou d’enfouissement pour pouvoir être utilisés à des fins de datation. Le

nombre de datations fiables disponibles ne permettant plus d’évaluer les durées

individuelles de chaque unité sédimentaire, la durée moyenne des cycles haute-

fréquence sera déterminée à partir de l’estimation de la durée et du nombre de cycles

correspondant à l’intervalle 3313-3109mMD du puits MA-1. L’extrême variabilité

verticale des faciès de dépôt (M1, M2a et M3) et le type de signal diagraphique (voir

chapitre V.3) indiquent qu’une cyclicité de nature analogue à celle mise en évidence

dans les carottes 1 et 2 de MA-5 semble avoir contrôlé le dépôt de cet intervalle de

MA-1.

4) On utilisera de préférence les tables de détermination des âges isotopiques de

McArthur (2001) pour lesquelles les marges d’erreur (pour un intervalle de confiance

de 95%) sont considérablement plus faibles que dans la régression d’Oslick (1994).

wellinterval

(mMD)

vertical

thickness

(m)

McArthur, 2001 Oslick, 1994 min* max** min* max** min* max**

MA-1 3109-3313 204 26 68 25±10 67±27 32±29 88±77

MA-5 3350-3550 184 23 61 29±11 76±30 36±33 96±871.75±0.7 2.20±2.0

number of

cycles

average cycle duration (ka)

(McArthur, 2001)

average cycle duration (ka)

(Oslick, 1994)interval duration (Ma)

Table VI. 4: reévaluation de la durée moyenne des cycles haute-fréquence. Le nombre de cycle dans l’intervalle considéré a été estimé en considérant une valeur minimale de 3 mètres (**) et maximale de 8 mètres (*) pour l’épaisseur de ces cycles.

L’ordre de grandeur de la durée des cycles ainsi obtenue (Table VI.1) est identique à

celui indiqué dans l’article, et toutes les conclusions qui en découlent restent donc

entièrement valables. Les valeurs calculées à partir des âges déduits des tables de

McArthur (2001) permettent même de préciser cette durée moyenne à moins de 100ka,

avec une barre d’erreur beaucoup plus resserrée que celles déduites de la régression

d’Oslick (1994). Rappelons que compte tenu du haut degré d’incertitude des datations

d’une part, et du nombre de cycles enregistrés sur cet intervalle de temps, d’autre part,

les valeurs obtenues n’indiquent tout au plus qu’un ordre de grandeur.

L’intervalle de temps de 1,75 ± 0,7 Ma, déduit des tables de McArthur (2001), écoulé

pendant le dépôt de l’intervalle 3313-3109mMD indique un taux moyen de sédimentation

compris entre 0,08 et 0,19 m/ka (valeur moyenne : 0,12m/ky), du même ordre de grandeur

que celui mentionné dans l’article (Table VI.2). Comme leurs auteurs le précisent, ces


127

valeurs moyennes incluent les éventuelles périodes de non-dépôt affectant cet intervalle et

ne prennent pas en compte les processus d’érosion.

Table VI.2 : reévaluation des taux moyens d’accumulation pour l’intervalle 3109-3313mMD de MA-1 (et 3350-3550mMD de MA-5).

VI.2.2 Evolution haute-fréquence des profils de dépôt

Dans le chapitre IV, des profils de dépôt « statiques » de l’édifice carbonaté de

Malampaya ont été présentés (Figures IV.7 et IV.8). Ceux-ci compilent l’ensemble des

répartitions des organismes, sur un intervalle de temps important (par exemple, le

Miocène inférieur) sans prendre en compte les changements d’environnement se

produisant à l’échelle d’un cycle haute-fréquence (10-100 ka). Les figures VI.11 et

VI.12 présentent, au contraire, des profils de dépôt pour plusieurs intervalles d’un cycle

haute-fréquence de niveau marin relatif. Ces figures soulignent la relative pauvreté du

biota dans le shelf interne, tant en abondance qu’en diversité, lors des remontées du

niveau marin relatif, comparativement aux hauts niveaux.

Figure VI.11 : Profils de dépôt et répartition des principaux organismes sur l’édifice carbonaté de Malampaya à l’Oligocène supérieur ; a : TST (Transgressive System Tract) haute-fréquence ; b : HST (Highstand System Tract) haute-fréquence.


128

Figure VI.12 : Profils de dépôt et répartition des principaux organismes sur l’édifice carbonaté de Malampaya au Miocène inférieur ; a : TST (Transgressive System Tract) haute-fréquence ; b : HST (Highstand System Tract) haute-fréquence.

Chapitre VII. Evolution basse-fréquence de l’édifice carbonaté

129

CHAPITRE VII-EVOLUTION BASSE-FREQUENCE DE L’EDIFICE CARBONATE

Article soumis à Sedimentary Geology.

Development patterns and controlling factors of Tertiary carbonate

buildups: new insights from high-resolution 3D seismic and well data

from the Malampaya gas field (Offshore Palawan, Philippines).

F. Fournier*, J. Borgomano, L.F. Montaggioni,

Centre de Sédimentologie-Paléontologie, UMR-CNRS 6019 « Dynamique des récifs et des plates-formes

carbonatées », case 67, Université de Provence, 3, place Victor Hugo, F-13331 Marseille cedex 03,

France.

Abstract

The comprehensive subsurface database from the Late Eocene to Early Miocene Malampaya carbonates,

offshore NW Palawan, provides a rare insight into the development patterns of South-East Asian

cenozoic carbonate systems and their controlling factors. The newly acquired high-resolution three-

dimensional seismic survey, combined with facies and well log analysis, offered the opportunity of better

understanding the internal architecture of a carbonate platform that was largely controlled by tectonic

deformation. The Malampaya carbonate was initiated in the Late Eocene, in the form of an attached shelf

influenced by important clastic inputs. The Late Eocene – Early Oligocene shelf was subject to syn-

depositionnal extensional tectonics (eastward tilting and block faulting). After a stage of eastward reef

progradation, an aggrading carbonate shelf, frequently subject to subaerial exposure, developed from the

earliest Late Oligocene to the Early Miocene. During this period, recurrent reactivation of highs along

the western and northeastern buildup margins has controlled largely the asymmetric morphology and

internal architecture of the carbonate system. Final buildup demise took place in the late Early Miocene

subsequently to an increase in subsidence rate and/or excess in nutrient inputs. Additional parameters

such as eustacy, oceanographic conditions and the carbonate producers are interpreted as having played

subordonate roles in buildup development and demise.

Key words: Carbonates; Depositional processes; Tectonics; Seismic data; Tertiary; South-East Asia


130

1. Introduction

During the Cenozoic, extensive shallow marine carbonate production took place in

South-East Asia from various passive and active tectonic settings (Wilson, 2002). In the

Southern margin of the South China Sea, many carbonate build-ups developed on

topographic highs inherited from block-tilting during the Eocene to Early Oligocene

rifting phase (Fulthorpe and Schlanger, 1989, Wiliams, 1997, Sales et al., 1997).

Despite the numerous published case studies of cenozoic carbonate platforms in the

Indo-Pacific region, the role of tectonics on the development patterns and stratigraphic

architecture of such systems is documented only in a few cases: Eocene to Middle

Miocene Tonasa carbonate platform of South Sulawasi (Wilson, 1999; Wilson, 2000;

Wilson, Bosence and Limbong, 2000), Late Eocene to Miocene Gunungh Putih

carbonate complex (Cucci and Clark, 1993).

Concerning the Malampaya gas Field, Grötsch and Mercadier (1999) provided a 3-D

model of the carbonate buildup evolution. However, the relatively low vertical

resolution (80 m in the Nido Limestone) of the seismic records did not allow a detailed

description of the buildup internal architecture. The integration of higher resolution (25

m) 3D seismic data and detailed petrographic studies of the whole available rock

samples extracted from 10 wells provide new elements for understanding the factors

that have driven the development of the late Eocene through early Miocene Malampaya

buildups. Particular attention was given to the impact of local tectonic deformation and

differential subsidence on the stratigraphic architecture.

The objectives of this paper are threefold: 1) to develop a 3D facies model from the

Malampaya carbonate buildup, 2) to reconstruct its development history and to

characterize its stratigraphic architecture, 3) to define and assess the respective role of

the major controlling factors on the development of the system, particularly that of syn-

sedimentary tectonic deformation.

2. Location and geological setting of the Malampaya carbonate buildup

The Malampaya oil and gas accumulation is located in deep water (850 to 1200 m)

offshore Palawan, Block SC 38, Philippines, within a late Eocene to Early Miocene


131

Figure 1: a : Depth (in metres subsea) of the top Nido Limestone and location of wells, in the Malampaya gas field (after Grötsch and Mercadier, 1999) within Block SC 38, offshore Palawan, Philippines. b: seismic line showing the main morphologic features of the Malampaya buildup (see a for location).

carbonate buildup at a depth of some 3000 m below present sea level (Fig. 1). This

carbonate buildup is a 5 km long and 1-2 km wide, NE-SW oriented body. In the North

Palawan Block, the Nido Limestone contains a number of hydrocarbon accumulations

(Longman, 1985, Wiliams, 1997, Sales et al., 1997). The regional distribution of the

Nido Limestone is predominantly controlled by the underlying NE-SW trending

extensional basement faults related to the Eocene-Early Oligocene rifting phase of the

South China Sea (Fulthorpe and Schlanger, 1989, Wiliams, 1997, Sales et al., 1997).

The break-up event related to this rifting phase was dated by mid-Oligocene magnetic

anomaly 11 (Briais et al., 1993). The spreading of the South-China Sea led to the

southward drifting of the Calamian-North Palawan-North Borneo micro-continent

throughout the Late Oligocene and Early Miocene. During the late Early Miocene,

collision took place between this micro-continent and the accretion wedge of the

Paleogene subduction zone of North Cagayan (Schlüter et al., 1996), promoting the

obduction of the collision belt on the North Palawan block and ceasing seafloor

spreading (Briais et al., 1993). Many carbonate buildups in the area drowned as a result

of the downwarping of the north-western part of the block and the important clastic

supply from the uplifted Palawan island (Fulthorpe and Schlanger, 1989). The


132

carbonate buildups of the Block SC 38 were sealed by the Early to Middle Miocene

basinal Pagasa clastics.

A model of the Malampaya buildup long-term evolution was proposed by Grötsch and

Mercadier (1999) on the basis of three-dimensional seismic data and relatively sparse

core and side-wall samples from 4 wells (MA-1 to MA-4). These authors distinguished

three main phases of platform evolution: 1) development of an initial carbonate

platform on the crest of a tilted block (syn-rift phase, Late Eocene), 2) progradational

phase (Early Oligocene) 3) Aggradational phase and subsequent backstepping (Late

Oligocene-Early Miocene). The buildup finally drowned during the Late Early

Miocene.

The paper by Fournier et al. (2004) mainly focussed on the short-term evolution of the

Malampaya buildup from core and well data, showing that the vertical and lateral facies

distribution is strongly controlled by high-frequency relative sea-level changes. The

common occurrence of exposure events associated with highly frequent relative sea-

level falls largely explained the diagenetic evolution of the carbonates and the reservoir

properties.

3. Data and methods

This study is essentially based upon the interpretation of a three-dimensional seismic

survey acquired by Shell Philippines in 2002, and well data from 10 wells (MA-1 to

MA-10). The work takes into account the results by Fournier et al. (2004) from MA-5

and MA-7, those obtained from new thin-section analyses on MA-6, MA-8, MA-9 and

MA-10 and the re-examination of the rock material studied by Grötsch and Mercadier

(1999) from MA-1, MA-2 and MA-3. Core sections are available in wells MA-2, MA-

3, MA-4, MA-5, MA-7 and MA-9.The seismic sections given in this paper come from

PSTM (prestack time migration) processed data (Fig.1, 2, 4, 5, 6, 7 and 8).

The analysis and interpretation of the available datasets were developed in six

successive steps (Fig. 2). 1) identification of depositional and diagenetic environments

and age determinations based on biostratigraphy, from core, cuttings and side-wall

samples analyses, 2) definition of the main stratigraphic units based on the well

analysis of the vertical succession of depositional and diagenetic environments, 3)

establishment of well correlations based on depositional and diagenetic sequences, and

biostratigraphic constraints, 4) 3D interpretation of the main structural features using


133

the new seismic survey, 5) 3D interpretation of the twelve main seismic horizons

identified, and of their stratigraphic significance, 6) construction of a platform

development model using all of the above data and identification of the main controls

on this development.

Figure 2: Procedure of 3D facies model establishment: integration of diverse types of data (seismic, well logs, rock samples), play of diverse tools and approaches (seismic and well-log interpretation, bio- and chemio-stratigraphy, stable isotopes measurements, facies analysis, well correlations) from microscopic to hydrocarbon field scales. 4. Results

4.1 Reconstruction of depositional and diagenetic environments

4.1.1 Depositional facies and paleoenvironments

The modal analysis of bioclastic components, foraminiferal and red algal assemblages

combined to recognition of the sedimentological features observed in cores and thin-

sections allowed 26 depositional facies to be identified (Tables 1 and 2) from the late


134

Eocene to the Early Miocene and from the distal slope to inner shelf settings. These

facies are interpreted in terms of depositional environments with reference to modern

and ancient analogs.

Inner-shelf facies:

Late Eocene and Early Oligocene inner-shelf facies are dominated by benthic

foraminifers and calcareous algae (mainly encrusting coralline algae and Halimeda);

corals become common in the upper part of the Early Oligocene. The following facies

were identified (see Table 1 for description and paleoenvironmental interpretations): 1)

bryozoan-foraminiferal-Algal packstone E1 facies, rich in quartz particles, 2)

rhodolithic floatstone/rudstone R1a facies, 3) mud-rich, foraminiferal- Halimeda

floatstone R1b1 facies, 4) mud-poor, Halimeda- floatstone facies R1b2, 5) coral-

foraminiferal-coralline algal grainstone/floatstone R3a facies, 6) coralline algal-

foraminiferal packstone R3b facies, 7) echinoderm-coralline algal packstone R3c

facies.

In the Late Oligocene-Early Miocene from the Malampaya inner shelf, C1a, C1b, C2,

C3, M1, M2a, M2b and M3 facies were defined previously by Fournier et al. (2004).

Two additional facies were defined on the basis of MA-8 rock material: 1)

foraminiferal-coralline algal-grainstone M3g1 facies, 2) coralline algal-green algal-

foraminiferal packstone M3h facies.

Perireefal facies:

Floatstone / rudstone facies containing large coral fragments and associated benthic

foraminiferal assemblages were encountered in the uppermost part of the Early

Oligocene interval (in MA-5) and in the Early Miocene south-eastern shelf margin (in

MA-9): 1) coral-foraminiferal-coralline algal floatstone/rudstone R2b facies (Early

Oligocene), 2) coral-foraminiferal floatstone/rudstone M4 facies (Early Miocene).

Slope and outer shelf facies:

Distal slope facies are dominated by very large and flattened benthic hyaline

foraminifers and calcareous algae: 1) coralline algal-foraminiferal packstone (Late

Oligocene) C4a facies, 2) lepidocyclinid-rhodolithic rudstone C5a facies (Late

Oligocene), 3) Halimeda rudstone C5b facies (Late Oligocene).


135


136

Table 1: a summary of the main facies recognized from the Malampaya shelf: sedimentologic features, skeletal components and paleoenvironmental reconstructions.

Table 2: a summary of the main facies recognized from the Malampaya outer-shelf and slope

environments: sedimentologic features, skeletal components and paleoenvironmental reconstructions

The more proximal reef slope environments are characterized by abundant benthic

foraminifers and red algal fragments, and common coral fragments: 1) coral-algal

floatstone R1c facies (Early Oligocene), 2) coralline algal-foraminiferal grainstone C4b

facies (Late Oligocene).

Outer-shelf sand shoal facies were recognized in the Early Miocene and are

characterized by the lack of matrix mud and the abundance of thick-walled benthic

foraminifers: foraminiferal-coralline algal-grainstone M3g2 facies.

Deep carbonate shelf facies:

Around less than one meter below the top of the Nido carbonates (near the base of the

Pagasa clastics), a packstone dominated by planktonic foraminifers, fragments of large


137

flattened benthic foraminifers, and coralline algae was encountered in MA-8 well. This

facies (M0), overlying subaerially exposed shallow inner-shelf facies, is interpreted as

deposited in open-marine and deep carbonate shelf, during a phase of major deepening

(“drowning sequence”, sensu Erlich, Barrett and Guo, 1990, 1991).

4.1.2 Diagenesis

Diagenesis in the Malampaya shelf:

Two intervals with distinct diagenetic evolution were recognised in the Malampaya

shelf. In the Late Eocene-Early Oligocene interval, except in its uppermost part,

dissolution of bioclasts remained limited. Early marine isopacheous fringes and

meteoric to early burial drusy cements are present. Low porosity and permeability

within grainstone layers result from early marine and meteric and/or early burial

cementation occluding most of the primary intergranular pores, and from weak

leaching. Aragonitic bioclasts (corals and Halimeda) are commonly replaced by non-

ferroan mosaic calcite spar. Diagenesis in the interval between the uppermost Early

Oligocene and the late Early Miocene is controlled by the circulation of meteoric

waters that frequently has occurred during subaerial exposures of the shelf (Fournier et

al., 2004). Leaching of skeletal grains, vuggy porosity, paleosoil development, calcite

drusy cementation are the most common meteoric features in this stratigraphic interval.

Diagenesis in the western flank:

Diagenesis affecting the western buildup flank is only known from the Late Oligocene

MA-3 cores, in the southwestern area. The very high intergranular primary porosity of

these mud-poor and coarse-grained sediments, has been almost completely occluded

through successive diagenetic phases (Figure 8, a and b):

(A) Earlier marine precipitation of isopacheous fibrous calcite cements alternating with

geopetal sediment infills. Geopetal infills are composed of laminated micrite (microbial

origin?), structureless to micro-peloidal micrite, and faecal pellets.

(B) Later cementation phases 1) Coarse-grained drusy to mosaic calcite cements; 2)

Dolomite cements; 3) Coarse mosaic calcite cement occluding fractures.


138

Figure 3: Synthetic chart showing biostratigraphic ages, well-logs data, facies and depositional environments, and d13C profiles from wells MA-1, MA-2 and MA-5; the main sedimentary units are reported.


139

The very coarse-grained texture of 1) and 3) cements points towards a burial diagenetic

environment rather than a meteoric environment. Moreover the lack of leaching and the

highly positive values of carbon isotope ratios (from +1.08‰PDB to +2.12‰PDB in the

cored interval) suggest that this interval has probably never been subject to meteoric

diagenesis.

Diagenesis in the Eastern flank:

Carbonates from the eastern flank are penetrated by well MA-2, within the upper part of

the Late Oligocene interval. This interval was subject to very weak diagenetic alteration

such as leaching of skeletal grains, early marine thin isopacheous calcite cements. Burial

calcite or dolomite cements are lacking, contrasting with the western flank.

4.2 Results from the seismic interpretation

4.2.1 Seismic expression of the Malampaya buildup

The buildup is characterized seismically by medium to high-amplitude reflections with

typical spacings of 20-30 ms (Fig.1). Reflections through the overlying clastics are of

lower amplitude with spacings of 15-25 ms. There is a sharp transition between clastics

and carbonates. This boundary is interpreted as the external envelope of the Malampaya

buildup. In the eastern flank, reflections show abrupt changes in amplitude and dip at

its vicinity. In the western flank, particularly to the north, the boundary is underlined by

a high-amplitude reflector. Seismic reflections in the Pagasa clastics onlap this

boundary. In the western flank, seismic reflectors have high average dip values: 18° for

internal reflectors and 34° for the flank envelope.

The structural interpretation of the 3D seismic data allowed the recognition and

mapping of the main structural elements. The most salient structural feature is a SW-

NE oriented fault that forms a crest at the western margin of the carbonate system. This

fault represents the boundary between the continuous high-amplitude carbonate shelf

reflectors and discontinuous, steeply dipping, medium-amplitude ones. In the lower

part of the carbonate buildup (Late Eocene-Early Oligocene), seismic lines clearly

indicate a normal fault (Fig. 4, d: transect CD; Fig. 5, b: transect GHI; Fig. 6, b:

transect LM). However, seismic data do not provide direct indication on the faulting

processes during the Late Oligocene-Early Miocene. This fault was sealed by the


140

Pagasa shales. Minor normal faults affect the Late Eocene and Early Oligocene deposits

in the North-Eastern termination of the carbonate system forming a short and narrow

horst structure. The Northern area was interpreted as affected by a SW-NE oriented

fold structure (Fig. 7).

4.2.2 Stratigraphic significance of the main seismic reflectors

Unconformities were identified both from analysis of the depositional and diagenetic

characteristics of the acoustic impedance contrasts (from rock samples and well- logs)

and from interpretation of seismic terminations.

Top pre-Nido: pre-Nido clastic deposits are expressed by a chaotic and generally low

amplitude seismic facies. The top of pre-Nido clastics (or base Nido limestone) was

interpreted as representing the envelope of this seismic facies. The cores extracted from

well MA-4 in the uppermost part of the pre-Nido clastics documents continental fluvial

deposits of Paleocene to Eocene age.

Reflector R1: it is a continuous high-amplitude reflector. R1 reflector results from the

contrast in acoustic impedance between low porosity shallow inner-shelf grainstones

affected by meteoric to burial cementation and porous inner-shelf

wackestone/packstone (along the western edge) to deeper outer-shelf

wackestone/packstone (along the eastern margin).The upward replacement of shallow

inner-shelf to distal slope environments observed in MA-2 and MA-5 strongly suggests

a marked deepening in the northeastern Malampaya area.

Reflector C1.1: it is a continuous and moderate amplitude reflector. It represents the top

of a moderately to highly cemented interval located within an aggrading inner-shelf

interval in the lowermost part of the late Oligocene. Diagenetic features observed on

cores and carbone isotope ratios indicate a subaerial exposure of the shelf below the

C1.1 horizon.


141

Figure 4: a: paleogeographic maps of SR1 unit (Late Eocene to Early Oligocene); b: paleogeographic maps of SC1.1 unit (Early Oligocene to earliest Late Oligocene); c: seismic profile (transect AB) and interpretation showing onlaps of R1 units over the Pre-Nido clastics; d: seismic profile (transect CD) and interpretation in the northernmost buildup area, showing onlap of C1.1 over R1 and downlap/toplap terminations of an intra-SC1.1 reflector; e: seismic profile (transect EF) and interpretation showing onlaps of SC1.1 reflectors over R1.


142

Figure 5: a: paleogeographic map of SC1.2 unit (Late Oligocene); b: seismic profile (transect GHI) and interpretation showing onlap termination of an intra SC1.1 reflector over R1, C1.2 over C1.1 and downlaps of C2.3 onto C2.2; c: facies and sequence interpretation of the Oligocene cored interval from MA-5 well, showing progradational and aggradational pattern of SC1.1 unit and SC1.2 unit, respectively; d: seismic profile (transect JK) and interpretation showing the truncation of SR1 and SC1.2 unit, below the base of SC1.2 unit (in MA-4, the Late Oligocene inner-shelf deposits directly overlie the Pre-Nido clastics).

Reflector C1.2: it is a continuous, highly negative amplitude reflector. This reflector

expresses a downward increase in acoustic impedance due to the occurrence of

numerous cemented layers (meteoric diagenesis). It represents the top of cyclically

exposed, shallower inner-shelf deposits and the base of unexposed deeper deposits. The

relatively constant facies association in wells MA-1, MA-2 and MA-5 below C1.2

horizon gives evidence of deposition on a relatively flat shelf at depths less than 20m.

In addition, in the northeastern part of the buildup, C1.2 reflector is parallel to the

underlying reflectors; this clearly signs flat-topped shelves. The local toplap


143

termination of C1.2 reflector (Fig.6, c) therefore is interpreted as a truncation that has

resulted from a local deformation of the carbonate platform rather than a reef-like

topography.

Reflector C2.1: this reflector exhibits a flat, highly negative amplitude segment passing

into a low amplitude, westward dipping segment that downlaps C1.2 reflector (Fig.6, b:

transect LM). This reflector is steeply dipping eastward and shows a decrease in

amplitude. The depositional and diagenetic patterns observed in MA-2 can help

interpreting the high amplitude, flat segment as representing a shallow shelf that has

undergone subaerial exposure; the lower amplitude and dipping segments could

represent the slopes of the small-sized buildup restric ted to the northeastern part of the

carbonate system. This interpretation is supported by the occurrence of depositional

facies, above C1.2, representing deep, calm environments in MA-5 and deep, open

environment in MA-1.

Reflectors C2.2 to M3: these are continuous, highly negative amplitude reflectors. In

the Late Oligocene-Early Miocene interval, C2.2 to M3 seismic reflectors sign the top

of 10-80 metre-thick beds. They display erratic sonic and porosity log responses that

correspond to alternations of metre-thick, highly porous and firmly cemented layers.

The recurrence of caliche crusts, alveolar septal structures in these intervals strongly

suggest they have been subject to frequent subaerial exposure (Fournier et al., 2004).

These intervals are overlain by intervals with low variations in porosity and sonic that

typify deeper inner-shelf deposits affected by moderate dissolution and low

cementation. Such a vertical succession is consistent with the effects of cumulative

diagenesis associated with parasequence stacking patterns in a third-order sequence

(Tucker, 1993). The seismic reflectors that present a clear contrast between erratic

intervals composed of alternating porous and tightly cemented beds and intervals

composed of moderate to high porosity rates could therefore be regarded as third-order

sequence boundaries.

Reflector M4: the top of the younger carbonate unit is characterized by a high-

amplitude negative reflection representing the transition between tightly cemented

shallow inner-shelf carbonates and overlying planktonic foraminifer-bearing clastics. In

MA-1, the presence of meteoric cement and highly negative values of carbon isotope


144

ratios (-8.1 ‰PDB at 2956.60m, i.e 1m below the top carbonates) indicates that

subaerial exposure of the buildup occurred prior to the final drowning. This reflector

locally shows downlap terminations onto M3 reflector with decrease in amplitude in the

dipping segment of the horizon.

Figure 6: a: paleogeographic map of SC2.1, SC2.2 and SC2.3 units (Late Oligocene-earliest Miocene?); b: seismic profile (transect LM) and interpretation displaying various downlap terminations (intra-C1.1 reflector onto R1, C2.1 onto C1.2 and C2.3 onto C2.2); c: seismic profile (transect NO) and interpretation showing toplap termination of C1.2 reflector against C2.1.

4.3.3 Definition and description of unconformity-bounded units

Unconformity-bounded units were defined, based on the envelopes identified from

seismic reflections (section 4.3.2), combined to the vertical and lateral variations in

depositional and diagenetic environments. The term “unconformity-bounded unit” is

preferred here to that of “sequence” since most of these units are bounded by surfaces

generated by non-depositional processes related to tectonic deformation.

Unit SR1 (Priabonian-Rupelian)

Unit SR1 is bounded at base by the top of Pre-Nido clastics and at top by R1 horizon

(maximum unit thickness: 100m). On the seismic profiles, this unit shows diverse onlap


145

Figure 7: a: paleogeographic map of SM1.1, SM1.2 and SM2, SM3 and SM4 units (Early Miocene); b: seismic profile (transect PQ) and interpretation showing a progressive backstep of a relatively narrow shelf; c: neutron and density well-logs, facies and paleoenvironments of side-wall samples from well MA-8 (SM3 and SM4 units); d: seismic profile (transect RS) and interpretation showing the onlap of SM3 unit over M2 reflector.

terminations of high amplitude reflectors over the pre-Nido clastics (Fig. 4, c: transect

AB). The shallow-water origin of carbonates sampled in this interval in MA-1, MA-2

and MA-5 allows to interprete these terminations as coastal onlaps. The mapping of

these coastal onlap leads to identify a rugged exposed topography at the central part of

the studied area that has been progressively transgressed by carbonate deposits. The


146

morphological characteristics of the seismic reflectors and the nature of depositional

facies recognised in this interval validate the interpretation of a relatively flat and

shallow, aggrading land-attached shelf, developing over the pre-Nido topography. The

basal carbonates are relatively rich in quartz sand grains (up to 50% of the total rock

volume). The upward decreasing content in quartz grains in the Late Eocene-Early

Oligocene is related directly to the decrease in area of exposed pre-Nido clastic

deposits.

In the northeastern part of the Malampaya carbonate system, seismic data evidence the

presence of a reduced horst, sealed by the C1.1 reflector (Fig.4, d: transect CD). The

age of the host formation cannot accurately be determined: downlap terminations of

westward dipping SC1.1 unit reflectors onto R1 reflector indicates that the horst may

have form coevally with or prior to the deposition of SC1.1, but it could have been

active at the time of the SR1 unit deposition. The westward-thinning or possibly the

lack of Early Oligocene deposits at the top of the SR1 unit in MA-1 and the eastward

thickening of this unit could be related to a synsedimentary eastward tilting of the

Malampaya platform and/or to a post-SR1 and pre-SC1.1 tilting and erosion of the

uplifted crest. In the southwestern area, a thick interval (up to 200m) of southwestward

dipping, high-amplitude and discontinuous reflectors onlaps the steep flank of the tilted

block (Fig. 8); it is believed to represent redeposited carbonates of Late Eocene to Early

Oligocene age.

Unit SC1.1 (Rupelian-earliest Chattian) Unit SC1.1 is bounded at base by R1 unconformity and at top by C1.1 one (maximum

unit thickness: 80 m). In MA-1, this unit is exclusively composed of protected inner-

shelf deposits. In MA-5, a prograding pattern is expressed clearly by the vertical facies

succession showing slope deposits overlain by coral floatstone-rudstone from perireefal

zones, in turn, overtopped by protected inner-shelf deposits. The same succession but

exhibiting a slightly thinner inner-shelfal interval, is present in MA-2. High-frequency

subaerial exposures are suspected only in the uppermost part of this interval, on the

basis of the well- log chaotic response (MA-1, MA-2, MA-5), the cyclic alternation of

tightly cemented and vuggy layers (MA-5 cores), the negative carbon isotope peaks

(MA-2 and MA-5) and the occurrence of calcrete features (MA-5). In the northern part

of the Malampaya buildup, at the vicinity of wells MA-1, MA-2 and MA-5, the

development of the SC1.1 unit results from the eastward progradation of a reefal


147

platform, from an initial topographic high located along the western edge. The onlap

terminations of C1.1 or intra-SC1.1 reflectors over R1 (Fig. 4, e: transect EF; Fig. 8)

evidence a phase of eastward tectonic tilting of the SR1 platform prior to or during the

deposition of SC1.1 unit. Further to the north, seismic reflections indicate the presence

Figure 8: a: seismic profile (transect TU: see location on Fig. 7, a), in the southernmost area of the Malampaya buildup showing a thick carbonate succession in the western flank and a relatively narrow backstepping and aggrading shelf (location of wells MA-3 and MA-9 is indicated); b: interpretation of the transect TU; c: lepidocyclinid-coralline algal C5a facies (Late Oligocene, MA-3): large lepidocyclinids (Lep.) and Halimeda plates (Hal.) are visible; the intergranular space locally is geopetally infilled with micrite (gi) and the residual porosity is occluded completely by drusy calcite cements (dc); d: Halimeda-rich C5b facies (Late Oligocene, MA-3): Halimeda plates (Hal.) are dominant and the intergranular space is occluded completely by an early marine fringe of isopacheous fibrous calcite (ic) and by later meteoric drusy calcite cements (dc); e: close-up of core from MA-9 showing coral rudstone M4 facies (Early Miocene) with pieces of branching arborescent Alveopora (Alv.).

of a very small-sized horst-graben system. The westward dipping clinoforms with

downlap and toplap terminations respectively against R1 and C1.1 reflectors (Fig. 4, d:

transect CD) are interpreted to represent the infill of the graben by prograding slope


148

deposits. There is no well data available in this part of the buildup liable to confirm this

interpretation.

Unit SC1.2 (Chattian)

The base and the top of the unit SC1.2 correspond respectively to C1.1 and C1.2

horizons (maximum unit thickness: 50m). In all of the wells that reached this interval

(MA-1, MA-2, MA-3, MA-4, MA-5, MA-10), the same facies association, i.e. shallow

protected inner-shelf environment, is present. In MA-5, the best documented well,

Fournier et al. (2004) showed a cyclic alternation of shallow inner-shelf facies (C1a,

C1b, C2 and C3), interrupted by subaerial exposure surfaces. These authors interpreted

this interval as an aggrading flat rimmed-shelf subject to frequent exposures. The

absence of significant lateral facies changes below and above the C1.1 reflector and the

onlap termination of C1.2 reflector over C1.1 (Fig. 5, b: transect GHI) suggests that

SC1.1 shallow shelf deposits have been deformed tectonically prior to and/or during the

deposition of SC1.2. The resulting topographic highs are mainly located along the

western edge (Fig. 5, a). In MA-4 well, Late Oligocene SC1.2 carbonate deposits

directly overlies the pre-Nido clastics. The seismic lines show an eastward tilting and

truncation of SR1 and SC1.1 units below the Late Oligocene SC1.2 deposits (Fig.5, d:

transect JK). In the southern area, SC1.2 unit therefore caps a relatively flat topography

that has been previously tectonically deformed and eroded.


Unit SC1.2 is bounded at base by C1.2 unconformity and at top by C2.1 one (maximum

unit thickness: 60m). In wells MA-1 and MA-2, this interval exhibits a shallowing-

upward trend with a vertical succession from deep open marine slope/outer shelf facies

(C4a) to perireefal and/or inner shelf facies (C4b, C1b, C2). In MA-5, the depositional

facies relate to relatively deep protected inner-shelf environments. The new seismic

data allowed a small-size flat-topped carbonate buildup to be identified in the

northwestern part of the Malampaya carbonate system. In the northernmost part of the

buildup, C2.1 reflector (i.e the envelope of this carbonate body) clearly downlaps C1.2

reflector (Fig.6, b: transect LM). This unit results probably from aggradation and

progradation of a carbonate shelf, initially located along a SW-NE direction, toward the

SE and NW. The local truncation of C1.2 reflector just below the high-amplitude and

flat segment of C2.1 reflector (Fig. 6, c: transect NO) strongly suggests that the


149

carbonate platform has developed on the highest area of a tectonically deformed

foundation. At the top of the unit, the initial structure seems completely to be sealed.


Unit SC2.2 (bounded at base by C2.1 and topped by C2.2) is characterized by existence

of a relatively flat, aggrading shelf, in a period of relative tectonic quiescence

(maximum unit thickness: 60 m). The very erratic porosity and sonic log responses

through the whole interval is indicative of repeated exposure events, during aggradation

of the carbonate shelf. The seismic profiles and well data from MA-2 provide support

for a moderate retrogradation of the eastern shelf margin over C2.1 horizon.

Unit SC2.3 (undifferenciated Chattian - Aquitanian)

Unit SC2.3 is topped by the C2.3 horizon that displays a downlap termination onto

C2.2 one (Fig.5, b: transect GHI; Fig.6, b: transect LM). This unit is present in the form

of a narrow carbonate body (less than 500m wide) that has developed along the western

edge (maximum unit thickness: 40 m). In well MA-1, the basal deposits of SC2.3 relate

to relatively deep and open slope or outer shelf environments (facies C4a). They are

overlain by shallower and more protected inner shelf deposits (facies M2a). The chaotic

porosity and sonic log records, the presence of meteoric cements, microkarsts and the

negative carbone isotope values indicate that this unit has undergone several exposure

events during deposition. This unit has resulted probably from southeastward

progradation of a narrow carbonate buildup initially developed on the top of the

uplifted western edge.

Units SM1.1 to SM4 (Aquitanian-Burdigalian)

Reflectors M1.1 to M3 are interpreted as unconformities (see section 4.2.2), bounding

units composed of vertical stack of fourth-fifth order, high-frequency cycles (maximum

unit thickness: 30-80 m). Units SM1.1 to SM2 have aggraded with a minor retrograding

component of the eastern margin. Unit SM1.1 onlaps the flanks of SC2.3 buildup

(Fig.6, b: transect LM). The development of an aggrading protected inner-shelf that

onlaps the 40-50 metre-thick SC2.3 buildup implies an important relative sea level fall

that would have occurred after deposition of SC2.3 unit. The subsequent relative sea-

level rise has catalysed the aggradation of the carbonate shelf afterwards.


150

After deposition of SM2 unit, has occurred a tectonic folding of the carbonate buildup

along a SW-NE axis, in the northeastern part of the Malampaya carbonate system, prior

to and/or during the deposition of SM3 unit, as evidenced by seismic records and well

data. The arguments for this tectonic deformation are as follows: onlaps of SM3 unit

Figure 9: relationship between high- and lower-frequency cyclicity, depositional and diagenetic facies, well-log and seismic responses. The unit tops are characterized by an increase in frequency of subaerial exposure, resulting in an erratic porosity and sonic well-log response. A high-energy seismic reflection takes place at the interface between erratic- and high-porosity homogeneous intervals.

over M2 reflector (Fig. 7, d: transect RS), eastward thinning of SM3 unit and

correspondence between the development of the fold and that of SM3 shallow-water

carbonate deposits (Fig. 7, a). The fact that unit SM3 displays the same stacking

pattern, typical of inner shelf deposits, in all of the wells reaching this interval (MA-1, -

5, -7, -8) provides support for the onlap nature of the seismic terminations over M2

reflector. In the case of a downlap termination, slope or open shelf environment

deposits should be expected in MA-5 instead of shallow inner-shelf deposits. In the

northern margin of the buildup, beyond the northern termination of the SW-NE fold,

the buildup is restricted to a 700 meter-wide belt located along the western edge (Fig. 7,

b: transect PQ). The uppermost unit SM4 is characterized by a westward backstepping

of the eastward margin (width: 700 m in the northern area, 1300 m in the central area

and 500 m in the southern area; maximum unit thickness: 70m).

In the Southern part of the Malampaya buildup, a narrow reef tract, characterized by a

decreasing upward width has developed on the eastward tilted SM1.2 platform (Fig. 5,

d: transect JK; Fig. 8, a and b).


151

The analysis of the uppermost part of the Nido Limestone and of the lowermost Pagasa

clastics from MA-8 well (Fig. 10) provides new insights into the timing and forcings of

the final drowning event. The side-wall sample extracted from 3777.50m hole-depth

(Fig.7, d) exhibits miliolid and soritid-dominated, shallow inner-shelf facies, affected

by intense leaching and meteoric to shallow burial cementation. The 3773.50m-depth

Figure 10: Drowning event in MA-8: a: gamma-ray, density and porosity well logs from the uppermost Nido Limestone and basal Pagasa clastics; carbonate facies and paleoenvironments are indicated; b: sandstone composed of sub-angular quartz grains (Qz.), planktonic foraminifers (Pl.), and planktonic foraminifer-bearing carbonate lithoclasts (Lith.), representing the basal Pagasa clastics in MA-8; c: packstone M0 with numerous planktonic foraminifers (Pl.), echinoderm fragments (Ech.); d: coral-foraminiferal-coralline algal packstone M3, with recrystallised coral fragments (Cor.), Miliolids (Mil.); dissolution vugs (V) and drusy calcite cements (dc) are visible.

sample (at 0.50m below the top of carbonates) is a planktonic foraminifer-dominated

packstone, with fragments of echinoderms, coralline algae and large benthonic

foraminifers (facies M0, fig. 7, c). This facies is indicative of a deep open marine

environment. There is no siliciclastic particles in this sample. In addition, low gamma-

ray values (<40 API) were measured, thus indicating the poor influence of terrigenous

supply (Fig.7, a). At 3772.50m-depth (at 0.50m above the top carbonates), a poorly

sorted sandstone has deposited (Fig.7, b); it contains common carbonate lithoclasts,

principally reworked from the underlying M0 facies. Despite the relatively few data

available from the drowned interval, three main observations have to be done


152

concerning the demise of the Malampaya buildup: 1) a deepening event occurred after

an exposure episode as strongly suggested by the intense leaching of the shallow-inner

shelf facies M3h at 3777.50m-depth; 2) this deepening event is of Late Burdigalian age

as indicated by the presence of Globigerinoides sicanus in the 3773.50m-depth

sample; 3) the oldest evidence of significant terrigenous supply (3772.50m-depth)

occurs above the clastic-free M0 deep shelf environment facies. Biostratigraphical

methods were not able to identify a possible time-rock gap between final deposition of

carbonates and starting of clastic deposition since the base of the Pagasa Formation in

MA-1 was dated at Early Langhian (Grötsch and Mercadier, 1999).

5. Discussion

5.1 Controls on carbonate sedimentation

Based on seismic interpretation and rock sample analysis, a model for the carbonate

buildup development is proposed (Fig. 11). Initial topography, differential subsidence

at regional to local scales, faulting, eustacy, climate, and the type of carbonate

producers themselves influenced by terrigenous and nutrient inputs are known to be the

main controlling factors of carbonate platform growth (for instance, see Longman,

1981; Crevello et al., 1989; Hallock and Schlager, 1986; Masse and Montaggioni,

2001; Montaggioni, 2000). Each of these factors that have contributed to some extent to

the settlement and development of the Malampaya buildup is discussed below (Table

3). The effects of oceanic and wind circulations however are difficult to recognize. The

high-frequency cyclicity typifying the Late Oligocene and Early Miocene inner-shelf

deposits could reflect a glacio-eustatic control but episodic tectonism could have also

generated such metre-scale cycles (Fournier et al., 2004). Salinity fluctuations have had

probably low impact on the development of this system; strongly restricted or brackish

environments were not recognized in the available rock dataset.

5.1.1 Topographic control on carbonate growth initiation (Late Eocene)

Numerous authors have discussed the predominant role of topography in the initiation

of carbonate buildup development in various tectonic settings (for instance, Longman,

1985; Fulthorpe and Schlanger, 1989; Purdy and Bertram, 1993; Wilson, Bosence and


153

Limbong, 2000). In the North Palawan block, the settlement sites of carbonate buildups

and associated hydrocarbon accumulations are cartographically related to the crests of

tilted blocks formed during the rifting phase of the South China Sea (Williams, 1997).

In Malampaya, the carbonate system did not develop initially as an isolated platform

growing on the highest points of the tilted block, but were land-attached shelves

onlapping an uneval topography mainly composed of Paleocene to Eocene fluvial

deposits. This initial topography has not simply controlled the location and the

morphology of carbonate systems, but has also influenced the biological and

sedimentological composition of the carbonate rocks. Basal carbonates are relatively

rich in quartz sand elements, probably derived from the neighbouring exposed pre-Nido

clastic sources. The initial pre-Nido basement highs were completely buried by

carbonates during the Late Eocene, within R1 unit. The relatively important terrigenous

supplies during this early stage of the Malampaya buildup development can explain the

extreme scarcity of coral remains in the Late Eocene carbonates, since such continental

material may have been associated to high nutrient levels as observed in modern land-

bordering carbonate systems (Ambatsian et al., 1997; Mc Culloch et al., 2003).

5.1.2 Subsidence and tectonic deformation of the Malampaya buildups

Deposition and preservation of up to 600m of shallow-water carbonates indicates that

regional subsidence was the dominant control on accommodation space. Changes in the

geodynamic pattern of the southern margin of the South-China Sea from the Eocene to

the Miocene probably induced changes in regional subsidence rates during the

Malampaya buildup growth. In addition, variations in the lateral unit thickness, lateral

facies changes and the nature of seismic terminations show that tectonic deformation

operating during the building growth has resulted in local variations in subsidence rates

or local uplifts. Tilting, faulting and local folding are the main tectonic processes

affecting the Malampaya carbonate buildups.

During the Late Eocene to Early Oligocene, the Malampaya shelf was controlled by

two tectonic processes (Fig. 11): an eastward tilting of the carbonate platform along the

western fault and block faulting in the North-East generating a short and narrow graben

within the Malampaya shelf. The eastward tilting promoted non-deposition and/or

erosion of the uplifted crest (during SR1 unit deposition) and possibly controlled the

prograding pattern of SC1.1 unit from uplifting the western platform margin. The


154

Figure 11: model for the development history the Malampaya buildup and facies distribution, from the northern area along a MA-1 - MA-5 - MA-2 transect. The possible controlling parameters are indicated.


155

relatively westward, steep dipping clinoforms present in the north-eastern graben

suggests that most of the fault movement occurred prior to and/or at the top of SR1

unit, however faults may have been still active to less extent during SC1.1 unit

deposition. The north-eastern graben was completely filled at the top of this unit. The

end of the rifting phase has to be located at the top of SR1 unit boundary or somewhere

within SC1.1 unit. The small-scale internal architecture of these syn-rift deposits cannot

be determined directly from seismic lines due to insufficient vertical resolution (25m).

This internal architecture is mainly governed by the interplay between fault movement

rates and carbonate production rates (Bosence, Cross and Hardy, 1998).

In the lower part of the Late Oligocene, prior to and/or during the deposition of SC1.2

unit, local uplifts occurred along the western fault and in the central area (Fig. 5 and

10). This event has resulted in the development of partially land-attached shelves

onlapping carbonate islands. Episodic uplifts of these topographic highs could have

constrained the development of the exposure-capped high-frequency cycles reported

from this interval.

After the deposition of SC1.2 unit, a high has formed in the north-eastern part of the

carbonate system (Fig. 11). SC1.1 unit was locally eroded; a carbonate platform started

to grow from this high and prograded to the North-West and to the South-East (SC2.1

unit). The SW-NE paleo-high orientation could sign a reactivation of Late Eocene-

Early Oligocene syn-rift fault.

After a period of tectonic quiescence in the uppermost part of the Oligocene (aggrading

SC2.2 unit), a narrow carbonate buildup (300 m width) has developed along the

western fault (SC2.3 unit). Two interpretations can be offered to explain the

preferential development of the carbonate buildup along the Malampaya western

margin: 1) a topographic high was reactivated along the western fault by eastward

tilting of the carbonate shelf or by local bending due to transpressive movement along

the fault. The carbonate system drowned in the distal parts whereas carbonate

production can keep pace with relative sea-level in the shallower parts, 2) the

oceanographic conditions (presence of currents along the western flank, water

chemistry, prevailing wind direction) could have created a variety of environments

more or less favourable for reef development.

During the early Miocene (SM2 and SM3 units), differential subsidence, controlled by

the reactivation of a SW-NE oriented high in the northeastern area, has resulted in a

significant westward thickening of the inner-shelf deposits. The presence of shallow


156

protected inner-shelf deposits in the actively subsiding area (as evidenced in MA-1,

MA-7, MA-8, close to the western margin) indicates that carbonate accumulation rates

have been high enough to fill up the main part or the whole created accommodation

space. The high-frequency cyclicity and associated exposure events recognized in this

interval (Fournier et al., 2004) could have been controlled by episodic uplifts (or

folding) and subsequent flooding of the north-eastern area of the Malampaya shelf. The

assymetry of the Malampaya buildup during the early Miocene, with a broad shelf in

the northern area and a narrow shelf in the southern area, is probably related to the

reactivation of this SW-NE oriented paleo-high in the northeastern area.

Concerning the last stage of buildup development (Burdigalian SM4 unit), the same

interpretation as for SC2.3 unit can explain the westward backstep of the shallow-water

carbonates.

One of the most conspicuous features is the important asymmetry typifying

sedimentation patterns along the flanks of the Malampaya system. Whereas the eastern

flank and the adjacent basin are almost completely starved, the western flank exhibits

thick carbonate deposits (up to 300 m). The cored interval of well MA-3 (Fig. 8) is

representative of a relatively proximal part of the western flank; deposition is probably

largely autochtonous (facies C5a and C5b), and took place in the mesophotic zone as

indicated by the dominance of large and flattened benthonic foraminifers and coralline

algae (mainly Sporolithon). However, in the most distal part of the western flank and in

the basin, carbonate sediments were probably in large part redeposited (Fig. 1). Two

factors can be invoked to explain this asymmetry: 1) the western shelf margin and slope

were destabilized episodically by gravity processes and carbonate material has

redeposited in the basin. Fault activity could have enhanced such destabilization; 2)

redeposited material could have derived from the shelf by winds (prevailing SW

direction).

5.1.4 Influence of climate, composition of biological assemblages and oceanography

The type of carbonate producers is an important control of the development of the

Malampaya buildups. Although high-magnesium calcite bioclasts, i.e. benthonic

foraminifers and coralline algae are dominant, aragonitic frame-builders, i.e. corals, are

common in the Malampaya inner-shelf deposits from the Early Oligocene to the Early

Miocene. The occurrence of coarse-grained coral rudstone facies (R2 and M4 facies:


157

Table 2) probably indicates the proximity of coral-reef frameworks. Fournier et al.

(2004) discussed the role played by coral-reef rims in the nature of inner-shelf facies

successions. Although the dominance of benthonic foraminifers and coralline algae has

resulted certainly in lower rates of carbonate production than those from modern

tropical coralgal associations, accumulation rates estimated in the inner-shelf appear to

be generally sufficient to infill the accommodation space created by structural

deformation. Carbonate sedimentation has led to form low relief shelves.

The type of carbonate producers probably was strongly influenced by oceanographic

and climatic factors (i.e. currents, nutrient levels, water temperatures, prevailing

winds). In the Malampaya inner-shelf environments, the green algae Halimeda is

common in SR1 unit (Late Eocene-Early Oligocene) whereas it is lacking completely

from SC1.2 to SM3 unit (late Early Oligocene to Early Miocene). However, Halimeda

algae are common in the Early Oligocene to Early Miocene slope and outer shelf

environments; they have formed Halimeda sands (Fig. 8, B). Halimeda is known to

preferentially develop in nutrient-rich waters (Davies and Marshall, 1985; Drew and

Abel, 1985). The disappearance of Halimeda in the Malampaya inner-shelf above the

top of SR1 unit could be related to changes in nutrient concentrations and current

regime in relation to the opening of the South China Sea. The persistence or occasional

occurrence of Halimeda in the buildup flanks could be attributable to locally active

upwellings. This interpretation was invoked to explain the presence of Halimeda sands

along the Great Barrier Reef slopes at depths down to 100m (Drew and Abel, 1988).

At diverse stages of its development, the Malampaya carbonate system displayed an

asymmetric morphology, particularly during the growth of narrow buildups along the

western margin (SC2.3 and SM4 units). In Cenozoic South-East Asian carbonate

systems, platform asymmetry is explained usually by the influence of dominant

paleowinds and paleocurrents (Cucci and Clark, 1993: Late Eocene to Miocene Gunung

Putih carbonate complex; Rudolph and Lehmann, 1989: Miocene Natuna Platform;

Grötsch and Mercadier, 1999: Malampaya build-ups). Framework builders as corals

have developed chiefly in agitated and oxygenated waters at the windward side;

skeletal grains and muds were moved off the leeward side. As discussed above (section

5.1.3), such an asymmetry could have resulted from the development of carbonate

buildups at the top of tectonically active topographic highs along the western fault.

Climate is known to strongly influence the properties of carbonate reservoirs since they

control both depositional patterns and diagenetic alteration (Sun and Esteban, 1994).


158

The development of reefal environments from the Malampaya Early Oligocene to Early

Miocene has needed warm sea surface temperatures, from humid equatorial to arid

tropical conditions. In the Late Oligocene-Early Miocene Malampaya shelf, the

meteoric -dominated diagenetic evolution affecting carbonates, is related to a prevailing

humid equatorial climate favouring severe leaching and caliche development. By

contrast, the Late Eocene to Early Oligocene Malampaya shelf is characterized by a

lower meteoric diagenetic alteration that could express a less humid climate and/or few

exposure events during this interval. However, no evidence of arid conditions was

found in this interval and the sediments deposited are totally devoid of evaporites or

dolomites. Compared to the Late Oligocene-Early Miocene interval, Late Eocene-Early

Oligocene shelf deposits do not display any high-frequency cyclicity. Such a change in

stratigraphic and diagenetic pattern in the mid-Oligocene can be explained in terms of

climate. The global cooling event, penecontemporaneous to the Early-Late Oligocene

transition and recorded in the Indo-Pacific region (Fulthorpe and Schlanger, 1989)

could have modified the climatic regime of South-East Asia through triggering glacio-

eustatic sea-level fluctuations, and thus favouring high-frequency cyclicity and repeated

exposures on the Malampaya shelf. In addition, the increasing upward imprint of

meteoric diagenesis through the Oligocene could be related to the southward drifting of

the Palawan block (from 20°N at 35Ma to 12°N at 15 Ma, after Hall, 2002). This

motion could have shifted the Malampaya buildup to lower latitudes, from tropical to

equatorial conditions. As discussed by Fournier et al. (2004), the onset of the East

Asian Monsoon in the earliest Miocene has probably influenced the nature and

distribution of barriers along the platform and therefore the lateral and vertical

distribution of the inner-shelf facies (Late Oligocene cycles generated in protected

settings versus Early Miocene cycles originated under open-marine conditions).

5.1.3 Drowning of the Malampaya buildup

Siliciclastic sediments supplied from the mainland of North Palawan, that was uplifted

and exposed in the latest Early Miocene is interpreted as being the main control of

platform drowning in the North Palawan offshore area (Lighty et al., 1983; Fulthorpe

and Schlanger, 1989). However, in Malampaya, the earliest evidence of significant

terrigenous inputs is observed above the clastic-free M0 deep carbonate shelf facies.

These siliciclastic inputs occurred subsequently to the deepening stage and the


159

disappearance of the reefal environments. They cannot therefore be considered to be

responsible for the drowning of the Malampaya buildup. This event may have resulted

from: 1) a rapid relative sea level rise, related to the downward flexure of the North

Palawan Block, that has outpaced the carbonate accumulation, 2) inimical waters

(anoxia, excess in nutrient level) limiting rates of carbonate production. The second

hypothesis is supported by the reappearance of Halimeda in MA-8, at 6 meters below

the top of inner-shelf carbonates (Fig.10). As mentioned above, the growth of Halimeda

beds is favoured by high nutrient content. In the test area, increases in nutrient level

may have been related to the emergence of the North Palawan island.

Table 3: Main expected environmental factors and their effects on the development of the Malampaya buildup.

5.2 Comparison with other Cenozoic tropical carbonate systems

Buildup initiation:

Many cenozoic carbonate platforms initially have developed on the footwall crests of

tilted blocks in extensional settings: the Eocene to Miocene Tonasa Platform, Sulawesi

(Wilson, Bosence and Limbong, 2000), the Peutra Formation, Sumatra (Collins et al.,

1996), the Liuhua platform, South China Sea (Erlich et al., 1990), the Oligo-Miocene

Salalah platform, South Oman (Borgomano and Peters, in press). Similar to the Late


160

Eocene-Early Oligocene Malampaya carbonate system, the Tonasa platform initially

has formed as land-attached shelves and comprise clastic-rich basal deposits.

Influence of local tectonics:

There are few published models in the literature documenting the tectonic control on

the development of South-East Asian Tertiary carbonate systems. The formation of the

Late Eocene to Miocene Gunung Putih carbonate complex was influenced by

differential subsidence that controlled the distribution of carbonates on the platform and

favoured the development of small-sized buildups on structural highs (Cucci and Clark,

1993). The syn-rift development of the Tonasa platform (Wilson et al., 2000) could be

regarded as a analogue of the Late-Eocene and Early Oligocene series from

Malampaya: syn-tilting deposition of shallow-water on the footwall, thick successions

of redeposited carbonates in the hangingwall.

Platform drowning:

One of the best documented drowning sequence from the South-East Asian Cenozoic is

that of the Early Miocene Liuhua Platform, offshore People’s Republic of China

(Erlich, Barrett and Guo, 1990, 1991). Similar to Malampaya, the following features

were reported from the Liuhua Platform: 1) development of an asymmetric platform

prior to drowning, 2) no evidence of significant time-rock gap during the drowning

event, 3) deposition of planktonic and flattened benthic foraminifer-rich packstone in

the uppermost section of the carbonate series. In addition, relative sea-level rise and

environmental deterioration (excluding excess in clastic supply) were invoked as

possible causes for platform drowning.

5.3 Implications for the reservoir model

Close analysis of the new 3D seismic lines combined to detailed petrographic and

geochemical analysis of carbonate samples, has significantly improve the resolution of

the geological model of the Malampaya buildup. New insights into the controlling

factors on the buildup development were provided. The resulting model will serve as a

basis for establishing a further 3D stratigraphic forward model. The complex internal

architecture of the buildup, mainly controlled by local tectonic deformation, has to be

compared to the simple aggrading and backstepping atoll model proposed by Grötsch


161

and Mercadier (1999). The new model revisits the distributional pattern of depositional

facies. In addition, the mapping of coastal onlaps at different stages of the buildup

growth helps determining the location of long-term, subaerially exposed areas.

The best reservoir quality occurs in inner-shelf deposits and is mainly controlled by

dissolution of skeletal components and formation of vuggy porosity as a result of high-

frequency subaerial exposure events. In the Late Eocene-Early Oligocene, firmly

cemented intervals are thick (>10m), whereas thin and repeated lower porosity/lower

permeability beds are present in the Late Oligocene-Early Miocene intervals subject to

frequent subaerial exposure. Thick intervals of inner-shelf carbonates with intermediate

porosity and permeability occur in the lower parts of the seismic-scale units.

The reservoir quality in the southern part of the western flank carbonates is extremely

poor due to the high degree of cementation: marine fibrous calcite, burial drusy calcite

and dolomite cements occlude most of intergranular primary pores.

Conclusions

The combined analysis of rock, well- log and 3D-seismic data shows that the

Malampaya carbonate system has recorded tectonic, climatic, eustatic, oceanographic

events and biological changes during the Late Eocene-Early Miocene period.

The structural relief created by block tilting, in the late Eocene, during the rifting phase

of the South China Sea has determined the size, shape and location of the initial

carbonate buildup.

The growth of large frame-building organisms such as scleractinians catalysed by

favourable oceanographic/ climatic conditions has led to the formation of a reefal

rimmed-shelf topography from the Early Oligocene to Early Miocene. Accumulation

rates on the inner-shelf have generally been high enough to form flat shelves from

initially uneven foundations.

The active deformation during sedimentation largely controlled the internal architecture

(development of small-sized buildups on highs, internal onlaps in inner shelfal deposits,

truncation of strata) and the asymmetry of the buildup. The episodic reactivation of

structural highs could have been responsible for the high-frequency cyclicity recorded

in the inner-shelf, but the role of glacio-eustacy cannot be ruled out. Thick redeposited

carbonates in the western basin are thought to result from the episodic collapse of the

western shelf margin collapse, possibly in relation with the western faulting activity.


162

The effects of oceanic currents and winds are difficult to evaluate: they could have

favoured the development of linear buildups along the western edge. Current-driven

nutrient supplies could have control the occurrence of certain skeletal components such

as Halimeda. Local nutrient excess in oceanic water at the end of the Early Miocene is

regarded as a possible cause for final drowning of the buildup, together with an abrupt

increase in subsidence rates.

Acknowledgements

This work was funded by Shell Philippines Exploration B.V. (SPEX). Their support and approval to

publish this paper are gratefully acknowledged. We especially thank D. Neuhaus (SPEX). This paper

largely benefited from the experience of F. Abbots-Guardiola (Shell International, Houston, USA), C.

Mercadier, P. Cassidy, W. Asyee and G. Warrlich ( Shell Carbonate Team, Rijwijk, The Netherland).

Chapitre VIII. Implications pour la construction d’un modèle statique 3D de réservoir

163

CHAPITRE VIII- IMPLICATIONS POUR LA CONSTRUCTION D’UN MODELE

STATIQUE 3D DE RESERVOIR

VIII.1 Introduction

La construction de modèles 3D de réservoirs d’hydrocarbures situés en domaine offshore

profond constitue un défi majeur de l’industrie pétrolière, au vu des coûts très élevés

d’exploration et de production et de l’importance des réserves concernées. Le rôle du

géologue de réservoir consistera a réaliser un modèle 3D de répartition de certains

paramètres (par exemple : la porosité et la perméabilité) le plus proche de la réalité et avec

une quantité limitée de données géologiques de subsurface et de mesures pétrophysiques.

Le défi sera d’autant plus grand dans les réservoirs carbonatés que l’hétérogénéité y est

importante tant en ce qui concerne les faciès de dépôts que les faciès diagénétiques. A la

différence d’un modèle dynamique, un modèle statique de réservoir ne considère que des

propriétés figées à un instant t et ne s’intéresse pas à ses variations temporelles. Les

principaux objectifs des modèles statiques de réservoirs sont : 1) réaliser d’un modèle de

subsurface consistant, intégrant toutes les données géophysiques, possédant une cohérence

interne maximale et intégrant toutes les données géophysiques, géologiques et

pétrophysiques disponibles ; 2) permettre le calcul des volumes d’hydrocarbure en place ;

3) permettre la simulation dynamique d’écoulement des fluides qui va en partie

déterminer la stratégie d’exploitation du champ (réserves à produire, débit de production,

nombre de puits et leur emplacement).

L’analyse des faciès de dépôt et faciès diagénétiques, l’identification des entités

stratigraphiques (paraséquences et « unités » sédimentaires) composant l’édifice carbonaté

de Malampaya et le grand nombre de mesures de porosité et de perméabilité (environ 500

points) permettent de fournir un modèle géologique indispensable à la réalisation d’un

modèle statique 3D opérationnel de réservoir. Les quatre étapes de la réalisation du

modèle géologique de réservoir sont présentées dans ce travail :

1) Etablissement de relations entre faciès de dépôt/faciès diagénétiques et propriétés

pétrophysiques.

2) Identification des processus conduisant à la création ou à la destruction de la porosité

et de la perméabilité.


164

3) Mise en évidence des tendances d’évolution verticales haute-fréquence (échelle 1-

10m) de la porosité et perméabilité et de leur relation avec les cycles haute-fréquence

de dépôt.

4) Définition des grandes unités-réservoirs à partir des unités sédimentaires et

diagénétiques identifiées dans les puits, et des enveloppes stratigraphiques et

diagénétiques mises en évidence par l’interprétation sismique.

Les perspectives d’intégration de ce modèle géologique dans un modèle opérationnel de

réservoir seront discutées ainsi que la possibilité d’utilisation de modèles numériques 3D

« forward » basés sur les processus de dépôt.

Dans le cadre de cette étude, on considérera acquis les faits suivants, mis en évidence par

Borgomano (2002) :

- le jeu de mesures disponible est globalement représentatif de la distribution de

porosité de l’ensemble des puits ;

- les perméabilités verticales et horizontales sont globalement du même ordre de

grandeur, à l’échelle du plug. Les mesures de perméabilité verticale et horizontale

seront donc considérées indistinctement dans cette étude. De plus, les échantillons

présentant un écart trop important entre perméabilité verticale et horizontale ont été

éliminés.

VIII.2 Influence conjuguée du faciès de dépôt et de l’évolution diagénétique sur les

propriétés reservoir

VIII.2.1 Méthode

Des mesures de perméabilité et de porosité ont été réalisées sur près de 500 échantillons

de carbonates pour lesquels ont été définis le faciès de dépôt et la classe diagénétique

(Annexes F.1 à F.6). L’objectif de cette partie est d’identifier et d’estimer les rôles

respectifs du faciès de dépôt et des transformations diagénétiques sur l’évolution des

propriétés réservoir des carbonates du Nido. La classification des faciès de dépôt est celle

utilisée dans le chapitre IV. La « classe diagénétique », quant à elle, est fondée sur la

nature et l’intensité des transformations diagénétiques ayant affecté les carbonates, à

l’échelle de la lame-mince ou du plug de carotte (échelle centimétrique). Cette notion est à


165

distinguer de celle de « faciès diagénétique » définie à partir de tendances d’évolutions

diagénétiques, de signatures du log de porosité et du δ13C, définis sur des intervalles

plurimétriques à hectométriques. Le tableau VIII.1 détaille la définition des différentes

classes diagénétiques à partir de la présence et de l’intensité des phases de dissolution, de

cimentation (calcite/dolomite drusique, spéléothèmes ou calcite fibreuse isopaque) et

d’altération pédogénétique.

Les diagrammes « K-φ » (porosité en fonction de la perméabilité) de l’ensemble des

mesures effectuées (Fig. VIII.5, a et b), respectivement pour l’intervalle Oligocène et

Miocène inférieur, montre un très large recouvrement des domaines de porosité et de

perméabilité des différents faciès de dépôt. L’étude des faciès de dépôts ne permet donc

en aucun cas de prédire à elle seule les propriétés pétrophysiques du réservoir de

Malampaya. Il convient donc d’examiner l’influence respective des propriétés

pétrophysiques primaires (ou initiales) des sédiments, des processus de dissolution et de

cimentation et de la nature du faciès de dépôt (texture, minéralogie) sur l’évolution des

caractères pétrophysiques du réservoir.

Tableau VIII.1 : Définition des classes diagénétiques en fonction de la nature et de l’intensité de la des transformations diagénétiques.

VIII.2.2 Influence des propriétés pétrophysiques primaires

D’un point de vue pétrophysique, les différents faciès de dépôt sont caractérisés par une

porosité et une perméabilité initiale (ou primaire) et par un type de comportement vis-à-

vis des processus diagénétiques auxquels ils sont soumis. Dans les carbonates anciens, les


166

propriétés pétrophysiques initiales ne peuvent en général être mesurées directement du fait

de la compaction et des processus de dissolution, cimentation et recristallisation.

Dans Malampaya, les échantillons de la classe diagénétique L0 (cimentations et

dissolutions faibles ou absentes) présentent, pour un faciès de dépôt donné des valeurs très

homogènes de porosité et de perméabilité. Ces valeurs ne correspondent probablement pas

à des porosités et perméabilités primaires, puisqu’elles incluent l’effet de la compaction ;

on appellera « porosité primaire apparente » et « perméabilité primaire apparente » les

valeurs de porosité et perméabilité des carbonates de la classe diagénétique L0. Ces

propriétés pétrophysiques primaires apparentes n’ont pu être déterminées que sur un

nombre limité de faciès de dépôt, du fait du nombre relativement faible d’échantillons non

altérés par des processus de dissolution, cimentation ou recristallisation. Elles n’ont pu

être déterminées, par exemple, pour les faciès à texture grainstone qui présentent

systématiquement des cimentations de calcite fibreuse et/ou drusique. Les propriétés

pétrophysiques des faciès boueux non altérés sont largement dépendantes de celles de la

matrice micritique. La porosité est essentiellement intercristalline (entre les cristaux de

micrite de la matrice) et dans une moindre mesure intrasquelettique (par exemple, les

loges de foraminifères non remplies de sédiment micritique). On peut aussi considérer que

la perméabilité est essentiellement contrôlée par la connectivité des pores intercristallins

de la boue micritique ; les pores intrasquelettiques, généralement peu connectés, n’ont

certainement qu’une influence minime sur la perméabilité totale de l’échantillon.

Le diagramme K-φ des échantillons de la classe diagénétique L0 (Fig.VIII.1, a) montre la

présence de 3 groupes de valeurs de porosité et perméabilité primaires apparentes :

- un groupe correspondant à des faciès à matrice boueuse du Miocène inférieur (M1,

M2b) et l’Oligocène (R2, C1b) avec des valeurs de porosité comprises entre 22.7 et

28.1% et des valeurs de perméabilité comprises entre 4.4 et 25 mD.

- un groupe de deux valeurs correspondant au faciès de dépôt C4a (porosités : 19.6-

20.4% ; perméabilités : 0.7-1.6 mD)

- une valeur isolée correspondant au wackestone à foraminifères planctoniques M0, à

très faible porosité et perméabilité (porosité = 2.6% ; perméabilité= 0.02 mD), liées à

la présence d’une boue micritique très fine et dense.

L’effet de la compaction est difficile à mettre en évidence sur ces échantillons. On peut

cependant noter que les valeurs de porosité et perméabilité des échantillons de la classe


167

Figure VIII.1 : a : diagramme porosité/perméabilité des échantillons à cimentation et dissolution faibles ou absentes (classe diagénétique L0) ; b : diagramme porosité/perméabilité des échantillons d’âge Oligocène soumis à des processus de dissolution uniquement.


168

diagénétique L0 sont très faibles en comparaison de celles des sédiments boueux peu

enfouis de systèmes carbonatés quaternaires : par exemple, dans les Bahamas, les forages

CLINO et UNDA ont traversé dans les 100 premiers mètres, des sédiments carbonatés

pléistocènes de plateforme interne, dont la porosité (dominée par la microporosité

matricielle) est comprise entre 40 et 65% (Melim et al., 2001). Les phénomènes de

compactions et/ou de recristallisation de la matrice boueuse sont très probablement à

l’origine des relativement faibles valeurs de porosité dans les carbonates peu dissous et à

matrice micritique de Malampaya.

VIII.2.3 Influence des processus de dissolution

L’influence de la dissolution sur les propriétés pétrophysiques des carbonates est mise en

évidence par les diagrammes K-φ ne prenant en compte que les échantillons dépourvus de

ciments (classes diagénétiques L0, L1, L2, L3, L4). D’une manière générale, les figures

VIII.1,b et VIII.2 indiquent une augmentation de la porosité et de la perméabilité avec

l’intensité de la dissolution, quel que soit le faciès de dépôt. Les échantillons à

excellentes qualité réservoir (porosité>27% et perméabilité>100mD) correspondent

presqu’exclusivement aux classes diagénétiques L3 et L4, caractérisées par la présence de

macrovugs de dissolution (diamètres des vugs >2mm). La figure VIII.2, indique

clairement qu’il existe plusieurs profils d’évolution de la porosité et de la perméabilité, en

réponse à une dissolution croissante : ces profils d’évolution semblent diverger à partir

d’un pôle initial, correspondant aux valeurs de porosité et perméabilité primaires

apparentes. Les deux types d’évolution extrêmes de la porosité et de la perméabilité, en

réponse à une dissolution croissante, sont les suivants :

- forte augmentation de porosité (jusqu’à 13% d’augmentation) pour une faible

augmentation de perméabilité (∆Κ < 80mD) : ce type d’évolution correspond au

développement de vugs de dissolution faiblement connectés (Figure VIII.3,b) ;

-forte augmentation de perméabilité (jusqu’à 1500 mD) pour une faible augmentation de

porosité (∆φ<5%) : ce type d’évolution correspond au développement de vugs de

dissolution bien connectés (Figure VIII.3, a).

L’influence de la connectivité des vugs de dissolution dans le type de profil d’évolution

des propriétés pétrophysiques a été mise en évidence dans plusieurs réservoirs carbonatés

(Borgomano et al., 2004).


169

Il est difficile d’évaluer l’influence du faciès de dépôt sur la nature des vugs formés lors

des phases de dissolution. Il est probable cependant que, dans les faciès M2a, M2b et M3,

Figure VIII.2 : influence de la dissolution sur les propriétés pétrophysiques du réservoir de Malampaya : diagramme porosité/perméabilité des échantillons d’âge Miocène soumis à des processus de dissolution uniquement, et photographies de lames minces illustrant des échantillons à classe diagénétique L1, L2, L3 et L4.


170

le développement de macrovugs connectés soit facilité par la dissolution des éléments

coralliens et des grands foraminifères benthiques.

Les processus de recristallisation de la matrice (transformation micrite-microsparite) sont

généralement assez faiblement développés à Malampaya, et leur influence sur la qualité

du réservoir est difficile à évaluer. Il apparaît cependant (par exemple, fig.VIII.2,

échantillon 3339.47mCD) qu’à degré de dissolution similaire, les échantillons à matrice

partiellement recristallisée, présentent une porosité moindre que les échantillons à matrice

préservée. Des observations plus poussées au microscope électronique à balayage seraient

nécessaires pour confirmer cette observation et pour quantifier la perte de porosité par

néomorphisme de la matrice.

Fig. VIII.3 : a : échantillon à macrovugs connectés induisant de fortes valeurs de porosité (30.1%) et de perméabilité (1100 mD), MA-5, 3337.73 mCD ; b : échantillon à meso- à macrovugs non connectés, et à matrice faiblement recristallisée, conduisant à des valeurs modérées de porosité (23.6%) et de perméabilité (12mD), MA-5, 3325.25 mCD. Barre d’échelle : 0.5 mm.

VIII.2.4 Influence de la cimentation

La figure VIII.4 montre clairement une diminution générale de la porosité et de la

perméabilité avec la cimentation croissante. Les types d’évolution sont en revanche

complexes, car ils dépendent de la texture (présence de matrice micritique), de l’intensité

de la dissolution biomoldique et matricielle. Le comportement vis-à-vis de la cimentation

des carbonates riches en boue micritique est différent de celui des carbonates qui en sont

dépourvus (Figure VIII.5).


171

Evolution des propriétés pétrophysiques des faciès à faibles teneurs en boue vis-à-vis de

la cimentation :

La porosité des carbonates renfermant un faible pourcentage de boue micritique et non

soumis à la dissolution, est essentiellement intergranulaire et dans une moindre mesure,

intragranulaire. Dans ce cas, le remplissage progressif de l’espace intergranulaire par des

ciments calcitiques ou dolomitiques va se traduire dans un premier temps, par une

diminution conséquente de la porosité et une diminution relativement modeste de

perméabilité. Lorsque les ciments se développent au point d’obstruer le passage entre les

pores intergranulaires, une diminution brutale de perméabilité est observée. Pour les

échantillons de Malampaya, cette valeur critique de porosité correspondant à l’obstruction

des connections intergranulaires se situe autour de 12% (Fig.VIII.5, a). De part et d’autre

de cette valeur critique, les valeurs de perméabilité sont divisées par un facteur 10 à 100.

Pour les faciès soumis à une diagenèse météorique (par exemple les grainstones de shelf

interne du faciès C2), la dissolution biomoldique a permis de conserver une forte valeur

de porosité et une forte perméabilité, malgré une occlusion presque totale des pores

intergranulaires.

Evolution des propriétés pétrophysiques des faciès à fortes teneurs en boue vis-à-vis de la

cimentation :

La porosité primaire des carbonates riches en boue micritique est essentiellement

intercristalline (matricielle) et, dans une moindre mesure, intragranulaire. Les ciments qui

vont se former au cours des différentes phases diagénétiques vont occuper les pores

intragranulaires et les éventuels pores de dissolution ; ils ne vont pas avoir d’influence sur

la porosité et perméabilité matricielles. L’évolution de la porosité et de la perméabilité

matricielles va être principalement contrôlée par les processus de dissolution matricielle

(pouvant conduire à la formation de vugs de dissolution) et de néomorphisme

(transformation de la micrite en microsparite). Les profils d’évolution des propriétés

pétrophysiques des carbonates à matrice micritique vont être très différents et bien plus

complexes que ceux des carbonates à texture grainstone. Le diagramme K-φ

correspondant à 175 échantillons de carbonates à texture wackestone, packstone et

floatstone/rudstone (Figure VIII.5, b) ne montre pas d’effet de seuil comme pour les faciès

pauvres en boue (Figure VIII.5, a) : les points semblent former un continuum entre un

pôle à forte perméabilité (100-1000mD) et forte porosité (25-30%) et un pôle à faible

perméabilité (<0.01mD) et faible porosité (<5%). L’absence de relation simple entre


172

intensité de la cimentation et propriétés pétrophysiques traduit la compétition entre les

processus de dissolution et de cimentation.

Figure VIII.4 : influence de la cimentation sur les propriétés pétrophysiques du réservoir de Malampaya ; a : diagramme porosité/perméabilité de l’ensemble des échantillons d’âge Miocène ; b : diagramme porosité/perméabilité de l’ensemble des échantillons d’âge Oligocène


173

Figure VIII.5 : influence de la texture sur l’évolution de propriétés pétrophysiques de carbonates soumis à des processus de cimentation ; a : diagramme porosité/perméabilité de l’ensemble des échantillons de carbonates pauvres en matrice boueuse, à présence de ciments (classes diagénétiques D0 à D4 et F0 à F4) ; b : diagramme porosité/perméabilité de l’ensemble des échantillons de carbonates riches en matrice boueuse, à présence de ciments (classes diagénétiques D0 à D4 et F0 à F4). VIII.3 Evolution verticale haute-fréquence des propriétés pétrophysiques

L’évolution verticale des propriétés pétrophysiques des carbonates est liée à la répartition

des transformations diagénétiques et dans une moindre mesure des faciès de dépôts.

L’étude des variations verticales de la porosité et de la perméabilité renseigne donc sur les

processus ayant contrôlé la qualité du réservoir de Malampaya. Dans le chapitre VI, sur la

base de l’analyse des variations verticales d’environnement de dépôt et d’environnements

diagénétiques, a été mis en évidence un compartimentage des carbonates de l’Oligocène

supérieur et Miocène inférieur de Malampaya en cycles sédimentaires d’épaisseur

plurimétrique. Dans le présent chapitre, on s’attachera à évaluer l’impact de la cyclicité

haute-fréquence sur les variations verticales des propriétés pétrophysiques des carbonates

du shelf interne de Malampaya. Les carottes étudiées sur les puits MA-5 et MA-7, sur

lesquelles ont été identifiés les cycles de dépôt, présentent deux types principaux

d’évolution diagénétique :

- un type d’évolution diagénétique dominé par les phénomènes de dissolution, donnant

naissance à une alternance d’intervalles à classes diagénétiques L0 à L4, en relation

avec des variations verticales d’intensité de dissolution.


174

- Un type d’évolution diagénétique mixte, avec alternance de phase de cimentation et de

dissolution. Ce type d’évolution se traduit concrètement par une alternance

décimétrique à métrique d’intervalles à classe diagénétique D0 à D4 et F0 à F4 et plus

rarement L0 à L4. Ces alternances ont liées aux variations verticales de l’intensité de

la dissolution, de l’abondance et de la nature des ciments.

A l’exception des intervalles à texture grainstone, le faciès de dépôt influe très faiblement

sur les propriétés pétrophysiques primaires des carbonates du shelf interne de Malampaya

ainsi que sur leur évolution diagénétique et pétrophysique ultérieure (Figures. VIII.1 et

VIII.5).

Evolution diagénétique dominée par la dissolution : puits MA-5, carottes 1 et 2:

La confrontation des propriétés pétrophysiques, des classes diagénétiques et du découpage

séquentiel haute-résolution (Figure VIII.6) conduit aux constatations suivantes :

1) Les meilleurs niveaux réservoir sont les intervalles à macrovugs, non cimentés.

Les intervalles présentant les meilleures qualités réservoirs (porosité>27%,

perméabilité>100mD) correspondent très exactement à ceux qui possèdent des macrovugs

de dissolutions : 3335.00-3337.50mCD, 3339.20-3340.00mCD and 3345.30-

3346.60mCD. De plus, tous les intervalles à macrovugs ne présentant pas de cimentation,

ont d’excellentes qualités réservoir. Le passage d’un intervalle à macrovugs (classe

diagénétique L3 ou L4) à un intervalle à mésovugs (classe diagénétique L1 ou L2) se

traduit par une forte diminution de perméabilité (diminution d’un facteur 10 au

minimum), pour une très faible diminution de porosité (exemples : autour des côtes

3340.00mCD, 3345.00mCD, 3346.50mCD). Les intervalles dépourvus de ciments et à

dissolution plus modérée (classes L1 et L2) présentent des valeurs assez variables de

porosité (généralement comprise entre 25 et 30%) et de perméabilité (typiquement de 10 à

100mD) : ces variations sont liées à l’abondance et à la connectivité variables des cavités

biomoldiques et des vugs de dissolution. Les intervalles à classe diagénétique L3 (i.e. à

cavités biomoldiques, micro- et mesovugs de dissolution et figures pédogénétiques)

présentent des valeurs modérées de perméabilité (10-100mD), tandis que les intervalles à

classe diagénétique L4 (à macrovugs et figures pédogénétiques), à degré d’altération

pédogénétique similaire, sont beaucoup plus perméables (>100mD). De plus, l’intervalle

3335.00-3337.50mCD, dépourvu de figures pédogénétiques mais à macrovugs de


175

Figure VIII.6 : Distribution verticale des classes diagénétiques sur deux intervalles carottés ; a : profil à évolution diagénétique dominée par la dissolution (puits MA-5, carottes 1 et 2 : Miocène inférieur) ; b : profil à évolution diagénétique mixte, à phases de dissolution et de cimentation (MA-7, carottes 1 & 2 : Miocène inférieur).


176

dissolution, présente d’excellentes qualités réservoir. Il semble donc que ce soit la

présence de macrovugs et non celle de figures pédogénétiques qui est déterminante pour

l’existence de niveaux à excellentes propriétés réservoirs. La connectivité des macrovugs

est toujours très bonne dans les carottes 1 et 2 de MA-5.

2) L’absence de dissolution et de cimentation se traduit par des propriétés pétrophysiques

moyennes et par l’absence de variations verticales significatives de porosité et de

perméabilité :

L’intervalle 3330.00-3334.89mCD, constitué de faciès riches en boue micritique (M1 et

M2b), est caractérisé par l’absence de dissolution et de cimentation significative (classe

diagénétique L0): les valeurs de porosité sont assez élevées (25-27%) tandis que la

perméabilité est modérée (10-20mD). La porosité et la perméabilité des carbonates de

classe diagénétique L0 et riches en boue étant essentiellement d’origine matricielle, la

faible variation verticale des propriétés pétrophysiques est induite à l’homogénéité des

textures (mudstone à wackestone) et de la nature de la boue micritique (granulométrie et

classement des grains micritiques) sur l’ensemble de l’intervalle. L’effet des phénomènes

de néomorphisme (microsparitisation de la micrite) est ici très limité et ne semble pas

avoir altéré, de manière significative, les propriétés réservoir.

3) La présence sporadique de ciments se traduit par un signal erratique de porosité et de

perméabilité :

L’intervalle 3324.00-3330.00 présente de faibles cimentations drusiques réparties de

manière sporadique. Il n’est pas possible de prédire l’extension latérale de ces passées

cimentées d’épaisseur inférieure au décimètre. Dans tous les cas, elles se traduisent par

une diminution ponctuelle significative de porosité et de perméabilité (« creux » de

porosité à 20-23% et de perméabilité <100mD).

4) Les intervalles à macrovugs, donc à excellentes propriétés réservoirs sont situés vers le

sommet des cycles haute-fréquence émersifs, sous les surfaces d’exposition :

Les cycles sédimentaires semblent présenter un degré globalement croissant d’intensité de

dissolution de la base au sommet. Les cycles émersifs sont caractérisés à leur base par les

classes diagénétiques L0 ou L1, alors que les classes L3 et L4 à macrovugs se développent

dans leur partie supérieure. Le sommet des trois intervalles à macrovugs (dont deux sont


177

associés à des paléosols) se situe moins d’un mètre sous une surface d’exposition. La

présence d’intervalles à macrovugs semble bien contrôlée par les émersions affectant les

sommets des cycles haute-fréquence, bien que l’hypothèse d’une réactivation ultérieure de

la formation de ces cavités de dissolution lors de phases postérieures d’émersion ou lors

de l’enfouissement ne soit pas à exclure.

Evolution diagénétique mixte, à phases de dissolution et de cimentation :

MA-7, carottes 1 & 2

Les carottes 1 et 2 du puits MA-7 sont constituées d’une alternance de niveaux cimentés à

mauvaise qualité réservoir (porosité<25% et perméabilité <10mD) et de niveaux à qualité

réservoir moyenne (porosité>25%, perméabilité =10-100mD) à excellente (porosité>27%,

perméabilité>100mD). Les principales observations et conclusions concernant cet

intervalle sont les suivantes :

1) Comme dans les carottes 1 et 2 de MA-5, les deux principaux intervalles à excellente

qualité réservoir (3188.00-3189.20mCD et 3200.00-3201.00mCD) correspondent à des

niveaux riches en macrovugs de dissolution, bien connectés et dépourvus de ciment.

2) Trois des quatre paraséquences émersives sont cimentées à leur sommet. Ces

intervalles cimentés de 0.20 à 2.50m d’épaisseur sont associés à des figures d’origine

pédogénétiques (structures alvéolaires, pisoïdes vadoses). Les trois intervalles à

cimentation la plus avancée (3191-3192mCD, 3199-3200mCD et 3201-3202mCD) ont

préalablement subi une très forte dissolution (présence de macrovugs cimentés). Les

ciments dominants sont constitués de calcite drusique grossière, probablement d’origine

météorique phréatique ou d’enfouissement. Il est probable que ces intervalles densément

cimentés se soient formés préférentiellement dans des niveaux ayant préalablement été

affectés par d’intenses dissolutions météoriques (vadoses ?) et ayant servi de drain à la

circulation des fluides minéralisants, lors d’une phase météorique ultérieure ou lors de la

diagenèse d’enfouissement. Il n’est pas à exclure que la qualité réservoir de certains

niveaux ait été augmentée à la faveur de circulations, postérieures aux phases de

cimentation drusique grossière, de fluides sous-saturés ayant réactivé la formation de vugs

de dissolution. Une hypothèse d’évolution des propriétés pétrophysiques des carottes 1 et

2 de MA-7, en relation avec la superposition de domaines vadoses et phréatiques liés à des

émersions successives est proposée dans la figure VIII.7.


178

Figure VIII.7 : modèle d’évolution diagénétique des carottes 1&2 de MA-7, en relation avec les émersions associées à la cyclicité haute-fréquence.

MA-5, carottes 3 à 8

Les principales observations concernant ces intervalles carottés sont les suivantes :

1) Comme dans les carottes 1 et 2 de MA-7, on observe une tendance générale à

l’enrichissement en ciments de calcite drusique de la base au sommet des paraséquences

(exemple : 3615.50-3624.00mCD). Cependant, des niveaux d’épaisseur métrique de

carbonates à texture grainstone (faciès de dépôt R3a et C2), pouvant occuper une position

quelconque dans la paraséquence (à l’exception de l’extrème base), présentent

généralement d’intenses cimentations de calcite fibreuse et drusique (par exemple, les

intervalles 3657.00-3659.00mCD, 3641.50-3643.00mCD et 3623.50-3624.50mCD). La

dissolution des éléments squelettiques, souvent importante dans ces intervalles, leur

permet généralement de conserver de bonnes propriétés réservoir.

2) L’intensité de la cimentation drusique est relativement faible dans la partie inférieure de

l’intervalle carotté (3669.00-3683.50mCD), constituée de dépôts de pente externe récifale

(faciès R1c et R2) et ne présentant pas de surface d’émersion. Elle devient plus importante

au dessus de la profondeur 3668.50mCD (=3670.50mMD), dans les dépôts de récif et de

shelf interne soumis à des émersions à répétition. Cette observation conforte l’origine

météorique de cette cimentation drusique.

3) L’abondance des ciments (drusiques ou fibreux) confère à ces intervalles carottés une

qualité réservoir moyenne (porosité voisine de 20% et perméabilité <100mD), à


179

l’exception des intervalles à texture grainstone ayant subi une intense dissolution

biomoldique dont la perméabilité peut dépasser 100mD (par exemple, intervalle 3641.50-

3643.00mCD). Les intervalles à faciès riches en boue de pente récifale, moins

abondamment cimentés mais à dissolution moindre, ne présentent pas de très bonnes

propriétés réservoir (porosité comprise entre 20-25%, mais perméabilité voisine de

10mD).

Conclusions générale sur l’évolution des propriétés réservoir des carbonates de shelf

interne soumis à des émersions à répétition

1) Les intervalles à excellentes propriétés réservoir (porosité>27%,

perméabilité>100mD) correspondent aux niveaux à macrovugs (diamètre>2mm) de

dissolution, bien connectés. Ces macrovugs se forment préférentiellement en domaine

météorique vadose, mais peuvent être élargis lors de phases ultérieures de dissolution,

en domaine météorique phréatique ou d’enfouissement.

2) Les cimentations altèrent de manière considérable les propriétés réservoir. Les faciès

pauvres en boue micritique sont souvent intensément cimentés par une première

génération de ciments marins fibreux, puis par une ou plusieurs générations de

ciments drusiques ; des dissolutions biomoldiques ultérieures peuvent cependant

restituer à ces faciès une bonne qualité réservoir. Les cimentations dans les faciès

riches en matrice micritique se développent principalement dans les intervalles

préalablement soumis à de fortes dissolutions météoriques. Les processus de

cimentation drusique semblent particulièrement bien développés vers le sommet des

domaines météoriques phréatiques ; ils sont en revanche inexistants en domaine

météorique vadose.

3) Le recouvrement de zones vadoses et phréatiques, relatives à des phases successives

d’émersion, se traduit par un compartimentage du réservoir caractérisé par une

alternance de niveaux cimentés (peu poreux et peu perméables), de niveaux à

dissolution avancée et peu cimentés (très poreux et très perméables) et de niveaux

faiblement altérés (à porosité et perméabilité intermédiaire).

VIII.4 Définition et propriétés des grands corps réservoirs du champ de Malampaya

Différents faciès diagénétiques ont été identifiés sur la base du type de séquence

diagénétique, de la signature du signal de porosité et du signal δ13C (Chapitre V.3). A


180

Figure VIII.8 : Distribution verticale des classes diagénétiques dans les carottes 3 à 8 du puits MA-5 (Oligocène) : profil à évolution diagénétique mixte, à phases de dissolution et de cimentation.


181

partir du modèle d’évolution tectono-stratigraphique proposé dans le chapitre VI et des

corrélations proposées, des corps diagénétiques ont pu être déterminés. Un corps

diagénétique est défini comme un volume continu de roche caractérisé par un même faciès

diagénétique et des propriétés pétrophysiques bien définies.

La figure VIII.9 résume les caractéristiques pétrophysiques des différents facies

diagénétiques :

-Le faciès diagénétique I est caractérisé par des valeurs de porosité faibles à modérés (0-

20%) contrôlées par la faible dissolution et les fortes cimentations drusiques d’origine

météorique phréatique et/ou d’enfouissement. Les perméabilités associées sont faibles à

modérées (toujours inférieures à 100mD). Les classes diagénétiques D0, D2, F1 et F2 sont

les plus caractéristiques de ce faciès (Fig. VIII.10).

-Le faciès diagénétique II présente un spectre étroit de valeurs de porosité, modérées à

bonnes (18-27%). La perméabilité est cependant assez peu élevée et très souvent comprise

entre 10 et 100mD. L’homogénéité verticale des propriétés pétrophysiques est liée au

faible degré d’altération diagénétique (absence de niveaux très fortement dissous ou

cimentés) : les classes L0, L1 et D0 sont en effet les plus fréquentes dans ce faciès

diagénétique (Fig. VIII.10).

-Le faciès diagénétique III, caractérisant les carbonates de pente du flanc Sud-Ouest de

l’édifice carbonaté (MA-3) présente un spectre étroit de valeurs de porosité, très faibles

(0-10%). Les valeurs de perméabilité mesurées sur les échantillons de ce faciès

diagénétique sont extrêmement médiocres (<1mD). Les piètres propriétés réservoirs de ce

faciès sont attribuables à l’occlusion quasi-totale du réseau poreux par les phases de

cimentation marine précoce et d’enfouissement (classe diagénétique L4).

-Le faciès diagénétique IVa est caractérisé par un large spectre de valeurs de porosités, ce

qui traduit la nature erratique des variations verticales de ce signal sur les intervalles

concernés. Ces valeurs de porosités sont cependant gloabalement faibles à modérées

(<20%) et les valeurs de perméabilité n’excèdent rarement 100mD. La nature erratique du

signal de porosité et ses valeurs relativement faibles reflètent la présence répétée de

niveaux d’épaisseur plurimétrique affectés par d’intenses cimentations d’origine

météorique, relayées parfois par des cimentations d’enfouissement : ces « niveaux

denses » sont caractérisés le plus fréquemment par les classes diagénétiques D2, D3 et F3

(Fig. VIII.10). Les phases d’émersion à répétition du shelf interne sont considérées

comme


182

Figure VIII.9 : Définition et caractéristiques pétrophysiques des différents faciès diagénétiques.


183

Figure VIII.10 : Relation entre faciès diagénétiques et classes diagénétiques.

étant responsables du compartimentage du réservoir en « niveaux denses » et « niveaux

poreux ».

-Le faciès diagénétique IVb présente des valeurs de porosité, en majorité, bonnes à

excellentes (20-35%). Le spectre de perméabilité est très large, mais présente une

proportion significative de valeurs supérieures à 100mD. Bien que correspondant à une

évolution diagénétique similaire à celle du faciès IVa, dominée une diagenèse météorique

vadose et phréatique polyphasée, le faciès diagénétique IVb présente de bien meilleures

propriétés réservoir, du fait de la prédominance des processus de dissolution sur ceux de

cimentation : les classes diagénétiques L0, L1, L2, L4 et D0, correspondant aux

meilleures propriétés réservoir, y sont en effet dominantes (Fig. VIII.10).

Pour chacun des puits MA-1, MA-2, MA-3, MA-5, MA-7 et MA-8, a été réalisé un

découpage en faciès diagénétiques de l’ensemble du Nido. Des corrélations entre le puits

des intervalles correspondants sont ici proposées (Figure VIII.11) : ces corrélations


184

intègrent le modèle d’évolution tectono-stratigraphique de l’édifice carbonaté, fondé sur

l’interprétation des données sismiques 3D et présenté dans le chapitre VII. A l’exception

de MA-3, tous les autres puits étudiés ici se situent dans la zone Nord et Centrale de

Malampaya. Le modèle de réservoir proposé ici est surtout représentatif de cette partie de

l’édifice carbonaté et ne peut être transposé à la zone Sud qu’avec circonspection.

Parmi les principaux résultats de ce modèle de réservoir, nous retiendrons :

-Les deux corps A et B à faciès diagénétique IVb possèdent le meilleur potentiel réservoir

du champ de Malampaya. Le corps B est très épais dans la zone la plus interne de l’édifice

carbonaté (près de 100m dans MA-5) ; près de la bordure Ouest du shelf interne,

s’intercalent au sein du corps B, d’épais intervalles à faciès diagénétique IVa et à piètre

qualité réservoir. Ces intervalles cimentés se biseautent vers l’Est et passent latéralement à

un faciès diagénétique IVb.

- Quatre intervalles à faciès diagénétique II sont présents à travers toute la zone interne

Nord de l’édifice de Malampaya. Ces intervalles présentent de bonnes valeurs de porosité

(principalement autour de 20-25%), mais la perméabilité reste modérée (typiquement 10-

100mD).

- Deux intervalles à faciès diagénétique IVa, et donc à faible qualité réservoir, sont

présents à travers toute la zone interne Nord de Malampaya. L’intervalle supérieur

(traditionnellement appelé « Intra-Nido »), bien qu’épais, présentent quelques intervalles à

porosité élevée tant dans la partie la plus interne (MA-5) que sur la marge Ouest (MA-1).

La connectivité de ces intervalles poreux est difficile à établir.

-La base du Nido (Unité SR1), à faciès diagénétique I, constitue un corps diagénétique à

valeurs de porosité faibles à moyennes (en général <20%) ; les valeurs de perméabilité y

semblent aussi modérées bien qu’elles ne soient disponibles que sur un nombre

d’échantillons très limité.

-L’attribution de propriétés pétrophysiques sur le flanc Ouest de Malampaya est délicate

puisque le seul puits disponible, MA-3, se situe à la pointe Sud de l’édifice. Les propriétés

pétrophysiques sont médiocres sur l’ensemble du puits, mais il semble très hasardeux de

vouloir les extrapoler sur l’ensemble du flanc Ouest.

Remarque : prise en compte de la fracturation dans les modèles de réservoir


185

La fracturation ouverte constitue un type d’hétérogénéité important qu’il convient de ne

pas négliger. Des études antérieures sur la fracturation du champ de Malampaya ont

montré que les fractures ouvertes se développaient préférentiellement dans les niveaux


186

Figure VIII.11 : Modèle de corrélation des corps diagénétiques entre les puits MA-1, MA-2, MA-3, MA-5, MA-7 et MA-8. Chaque corps diagénétique est caractérisé par un faciès diagénétique.

densément cimentés, au voisinage de failles. Bien que l’influence de cette fracturation sur

le modèle statique soit sans doute très limitée, elle ne doit pas être oubliée dans la phase

de modélisation dynamique du réservoir.

Figure VIII.12 : Relation entre corps diagénétiques et réflecteurs sismiques.

VIII.5 Relation réflecteurs sismiques / faciès diagénétiques

La figure VIII.12 présente la correspondance entre les principaux réflecteurs sismiques

interprétés (voir chapitre VII) et les propriétés réservoir des corps diagénétiques identifiés.

Les réflecteurs sismiques signent la position des interfaces entre les différents faciès

diagénétiques : les réflecteurs C1.1, M1.2, M2 et M3 matérialisent l’interface entre les

faciès diagénétiques IVa et IVb et leurs équivalents latéraux. Les réflecteurs C2.3 et M1.1

marquent le contraste d’impédance entre des intervalles cimentés à faciès diagénétique

IVa et des faciès poreux à faciès diagénétique II. Le reflecteur C1.2 matérialise le saut de

porosité entre un intervalle à faciès diagénétique IVb et un intervalle à faciès diagénétique

II constituant la base de l’unité C2.1. Enfin le réflecteur R1 marque le sommet du corps


187

diagénétique basal (correspondant à l’unité SR1), à faciès diagénétique I. Les propriétés

diagénétiques d’extrême importance pour cartographier en trois dimensions, et sur

l’ensemble du champ de Malampaya, les différents corps diagénétiques, à partir des

données de sismique 3D.

VIII.6 Intégration dans un modèle de réservoir opérationnel

Les résultats de ce travail permettent de fournir un modèle géologique du réservoir de

Malampaya, reposant sur la mise en évidence des différents paramètres contôlant

l’évolution de la porosité et de la perméabilité et l’identification de différents corps

réservoir, à l’échelle métrique (échelle des paraséquences de dépôt) et à l’échelle

décamétrique (échelle des unités sédimentaires). Le défi du géologue pétrolier est

d’attribuer, à partir de ces concepts géologiques, des données de subsurface et des

mesures pétrophysiques dont il dispose, des valeurs de porosité et de perméabilité en tout

point du réservoir. Deux approches de modélisation numérique peuvent être suivies pour

atteindre cet objectif : l’approche géostatistique et l ‘approche forward modelling.

L’approche géostatistique :

La méthode recommandée (Bayesian update) ici pour la simulation de la porosité dans

tout le réservoir peut être résumée ainsi :

1) Définition en trois dimensions des unités sédimentaires et des corps diagénétiques, à

partir des horizons sismiques interprétés et convertis en profondeur. Leur définition est

contrainte par les interprétations réalisées au niveau des puits.

2) Krigeage de la porosité des puits pour chaque corps diagénétique ou unité

sédimentaire;

3) Etablissement, au niveau de chacun des puits et pour chaque corps diagénétique ou

unité sédimentaire, de fonctions linéaires entre la porosité dérivée de l’inversion du

bloc 3D d’amplitude sismique et les porosités issues des diagraphies.

4) Cokrigeage, en ajoutant au krigeage initial les fonctions linéaires entre porosité issue

de la sismique et porosité diagraphique.

Le modèle peut-être raffiné en subdivisant les unités sédimentaires ou les corps

diagénétiques en sous-unités ou sous-corps, mais l’absence de réelle contrainte pour la

réalisation de corrélations fines rend cette approche très hasardeuse.


188

La réalisation d’une simulation 3D de la perméabilité nécessite, pour chaque faciès

diagénétique, de définir une fonction permettant de déduire la perméabilité à partir de la

porosité (poroperm transform). La simulation 3D de la perméabilité peut alors être

déduite, pour chaque corps diagénétique, de la simulation 3D de la porosité.

L’approche « forward modelling »:

La modélisation 3D « forward » d’un objet géologique consiste à reconstruire, pour

chaque intervalle de temps, la répartition tridimensionnelle d’une propriété (faciès de

dépôt, faciès diagénétique, propriétés pétrophysiques…) à partir de la connaissance des

paramètres controlant cette propriété. La présente étude a montré que les propriétés

pétrophysiques des carbonates sont déterminées par leur faciès de dépôt et par l’ensemble

des transformations diagénétiques qu’ils ont subi. La connaissance en tout point du

réservoir du faciès de dépôt et du faciès diagénétique permettrait donc de déduire ses

propriétés pétrophysiques. Différents logiciels de modélisation stratigraphique permettent

d’obtenir un modèle 3D de la répartition des faciès de dépôt , parmi lesquels

CARBONATE 3D (Warrlich et al., 2002), DIONISOS (Granjeon et al., 1998 ; Doligez et

al., 1999). Les paramètres de contrôle pris en compte dans le calcul sont, entre autres, la

topographie initiale, les variations eustatiques, les taux de subsidence, les taux de

production carbonatée par faciès, l’hydrodynamisme, la direction et la force des vents…

La modélisation « forward » des transformations diagénétiques est en revanche bien plus

délicate à mettre en œuvre, leurs paramètres de contrôle étant souvent difficiles à

appréhender et à quantifier. Un logiciel de modélisation « forward » des réservoirs

carbonatés intégrant les faciès de dépôt et l’évolution diagénétique reste encore à

construire.

Chapitre IX : Conclusions générales et recommandations

189

CHAPITRE IX : CONCLUSIONS GENERALES ET RECOMMANDATIONS

L’étude de l’édifice carbonaté de Malampaya a permis d’apporter des éléments

nouveaux pour la compréhension des systèmes carbonatés cénozoïques d’Asie du Sud-

Est et pour la construction d’un modèle 3D de réservoir.

La combinaison d’analyses pétrographiques et géochimiques a mis en évidence les

modalités d’évolution du système carbonaté isolé de Malampaya en réponse à des

variations haute-fréquence de niveau marin relatif. Cette cyclicité haute-fréquence n’a

été mise en évidence qu’à partir de l’Oligocène supérieur.

- La distribution verticale et latérale des faciès est fortement controlée par les

variations à court-terme de niveau marin relatif. En domaine de shelf interne, le type

de producteur de carbonate varie au cours d’un cycle en fonction de la profondeur

d’eau et du degré de connexion avec le milieu marin ouvert. Ce degré de connexion

est lui-même probablement fortement dépendant de la réponse des récifs aux

variations de niveau marin. A l’Oligocène supérieur, dans le domaine de shelf

interne, des conditions de faible connexion avec le milieu marin ouvert ont prévalu

durant toute la durée des cycles. En revanche, au Miocène inférieur, les cycles de

dépôt présentent, à leur base, un intervalle plurimétrique de sédiments à faciès

indiquant des environnements de shelf ouvert, non-récifaux. Dans les deux cas, les

phases d’émersion du shelf, associées aux chutes de niveau marin relatif, ont causé

notamment le développement de cavités de dissolution, particulièrement vers le

sommet des cycles de dépôt, donnant ainsi naissance à des intervalles à excellentes

propriétés réservoir.

- Malgré le haut degré d’incertitude sur les datations des carbonates, l’ordre de

grandeur des durées des cycles haute-fréquence de niveau marin relatif a pu être

estimé (10-100 ka). Celles-ci sont compatibles avec celles des cycles de

Milankovitch, mais une cyclité d’origine tectonique ne peut-être exclue.

Bien que des phases d’émersions semblent avoir affecté les carbonates de Malampaya

antérieurement à l’Oligocène supérieur, aucun indice de cyclicité haute-fréquence n’a pu

être mis en évidence dans l’Eocène supérieur et Oligocène inférieur.


190

L’intégration des données sismiques 3D haute-résolution a permis de reconstituer

l’évolution à long-terme (>1 Ma) de l’édifice carbonaté de Malampaya et d’en préciser

les principaux facteurs de contrôle :

- La topographie initiale héritée du basculement de blocs lors des phases de rifting de

la Mer de Chine méridionale a conditionné l’emplacement et la taille de l’édifice

carbonaté. Le système carbonaté s’est installé à l’Eocène supérieur sous la forme

d’une plate-forme attachée à sédimentation mixte silicoclastique et carbonatée.

- Les taux d’accumulation en domaine de shelf interne on été suffisament élevés pour

former des shelfs relativement plats, à partir de topographies initiales irrégulières.

- La déformation tectonique syn-sédimentaire a largement contrôlé l’architecture

interne (développement de constructions carbonatés de petite taille sur les points

hauts, onlaps internes, troncatures) et la dissymétrie de l’édifice carbonaté (shelf

large au Nord, étroit au Sud). L’épaisse série (carbonatée ?) de bassin, au pied du

flanc Ouest de Malampaya, pourrait avoir résulté de la déstabilisation épisodique de

la bordure du shelf, probablement en relation avec l’activité de la faille bordière

Ouest.

- Les changements climatiques globaux de l’Oligocène moyen ont pu être à l’origine

de l’initiation de cycles glacioeustatiques ayant pu contrôler largement la cyclicité

haute-fréquence mise en évidence à l’Oligocène supérieur et Miocène inférieur.

- Les effets des courants océaniques et des vents sont difficiles à évaluer : ils ont pu

avoir influencé le développement de constructions allongées le long de la bordure

Ouest du shelf. De plus, Des apports de nutriments par les courants ont pu avoir

contrôlé la présence de certains organismes tels que les algues vertes Halimeda.

- Une brusque accélération de la subsidence ainsi qu’un excès en nutriments sont les

causes possibles de l’ennoiement final de l’édifice carbonaté vers la fin du Miocène

inférieur.

La confrontation des mesures pétrophysiques avec les modèles d’évolution

stratigraphique et diagénétique de l’édifice carbonaté a permis d’aboutir aux résultats

suivants :

- Les propriétés réservoir des carbonates de Malampaya sont principalement

contrôlées par leur évolution diagénétique. L’influence du faciès de dépôt est

mineure.


191

- La dissolution des carbonates lors des phases répétées d’émersion affectant le shelf

de Malampaya est le principal responsable de l’amélioration des qualités du

réservoir.

- Les intervalles présentant les meilleures propriétés réservoir sont ceux présentant

des macrovugs de dissolution et sont généralement situés vers le sommet des cycles

haute-fréquence, sous les surfaces d’émersion.

- Les cimentations météoriques et d’enfouissement constituent les causes principales

de réduction de porosité et de perméabilité. Ces cimentations semblent être

particulièrement bien développées dans les zones ayant préalablement subi une

intense dissolution météorique.

L’édifice de Malampaya a pu être découpé en corps-réservoirs d’épaisseur pluri-

décamétrique, globalement conformes aux unités stratigraphiques et caractérisés par un

faciès diagénétique et des propriétés pétrophysiques propres.

Le modèle géologique de réservoir, combinant la quasi-totalité des données disponibles du

champ pourra servir d’ossature aux futurs modèles 3D du réservoir de Malampaya. La

définition d’un modèle 3D de faciès de dépôt est indispensable mais largement insuffisante

pour la construction d’un modèle de propriétés pétrophysiques, la composante diagénétique

étant prédominante dans l’amélioration ou la détérioration de la qualité du réservoir. Une

approche de type modélisation numérique « forward » des faciès de dépôt et des faciès

diagénétiques, intégrant l’ensemble des facteurs de contrôle mis en évidence dans cette

étude pourra non seulement fournir un modèle 3D de propriétés réservoir, mais servira

aussi à tester les hypothèses choisies et à quantifier les différents processus sédimentaires,

diagénétiques et tectoniques ayant influencé l’évolution du système.


192

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