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systèmes turbiditiques ; distorsion des séquences de dépôt
C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 332 (2001) 491–498 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS. Tous droits réservés S1251-8050(01)01562-2/FLA Stratigraphie / Stratigraphy
Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil) : relations plate-forme/ systèmes turbiditiques ; distorsion des séquences de dépôt Jobel Lourenço Pinheiro-Moreiraa , Thierry Nalpasb,∗ , Philippe Josephc , François Guillocheaub a E&P/Petrobras/GEREX, av. Republica do Chile 65, sala 1301, CEP 20035-900 Centro Rio de Janeiro, RJ, Brésil b Géosciences Rennes, UMR 6118 du CNRS, université de Rennes-1, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes cedex, France c Institut Français du Pétrole, 1 et 4, av. de Bois-Préau, 92852 Rueil-Malmaison cedex, France
Reçu le 17 novembre 2000 ; accepté le 12 mars 2001 Présenté par Jean Dercourt
Abstract – Seismic stratigraphy of the Eocene northern continental margin of the Santos basin (Brazil): relationships between platform and turbidite systems read from depositional sequences. Because of a high siliciclastic sediment supply rate, the Eocene Brazilian passive margin shows sedimentary geometries that differ from the classical models. Two orders of sequences or cycles have been identified: 1.5–9 and 12 My. During high rates of accommodation and low sediment supply, at a 12 My time-scale, ramp morphologies occur with well developed transgressive and highstand systems tract and shelf margin wedges, at 1.5–9 My intervals, whereas turbiditic deposits are rare to non-existent. During low rates of accommodation and high sediment supply, at a 12 My time-scale, a slope morphology is built with well-expressed aggradational transgressive and lowstand systems tracts at 1.5 My intervals. Within transgressive and highstand systems tracts, turbiditic sedimentation occurs because of the increasing slope during aggradation of shelfbreak deposits. 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS seismic stratigraphy / sequence stratigraphy / turbidites / Eocene / Santos Basin / Brazil
Résumé – Du fait des forts apports sédimentaires sur la marge brésilienne, la série éocène du bassin de Santos présente une architecture distincte des modèles classiques de marges passives. Deux ordres de séquences de dépôts ou cycles stratigraphiques ont été identifiés à 1,5–9 et 12 Ma. En période de forte création d’espace disponible et de faible apport sédimentaire à l’échelle de 12 Ma, la physiographie est de type rampe à l’échelle de 1,5–9 Ma, avec des cortèges transgressifs et de haut niveau bien marqués, ainsi que le développement de prismes de bordures de plate-forme, les dépôts turbiditiques étant faibles à inexistants. En période de faible création d’espace disponible et de fort apport sédimentaire à l’échelle de 12 Ma, la physiographie est de type pente, avec des cortèges transgressifs aggradants et des cortèges de bas niveau fortement exprimés à l’échelle de 1,5 Ma : des instabilités gravitaires de type glissements et écoulements de débris se déclenchent lors des périodes transgressives et de haut niveau, du fait de l’accentuation de la pente par aggradation des dépôts en bordure de plate-forme. 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS stratigraphie sismique / stratigraphie séquentielle / turbidites / Éocène / bassin de Santos / Brésil
∗ Correspondance
et tirés à part. Adresse e-mail : [email protected] (T. Nalpas).
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Abridged version
sponds to the highstand and the shelf margin wedge systems tract of the sequences 1 and all the sequences 2 and 3.
1. Introduction Since 25 years, the development of seismic stratigraphy [7] and sequence stratigraphy [14] has modified both analysis and understanding of depositional systems and their geometries. The aim of this paper is to discuss the preservation of turbiditic sediments during a cycle of change in the ratio between accommodation and sediment supply. The example studied is the passive margin of Brazil (Santos basin) during Eocene time.
2. The Santos basin The Santos basin is one of the fifteen basins situated on the Brazilian shelf (figures 1A and 1B). Its initiation occurs during the Lower Cretaceous rifting of the central Atlantic. The stratigraphic evolution of the Santos basin is similar to the Campos basin, which is the most thoroughly studied in Brazil. Peireira [8] subdivided the sedimentary fill into three megasequences: the continental, the transitional and the marine megasequences. During Lower and Middle Eocene, high siliciclastic sediment supplies are related to the uplift of the Serra do Mar. The wells SAN-2 and SAN4 indicate 450 m thick coarse sandstones intercalated with siliciclastic-rich limestones and clays.
3. Methodology Data (figures 1C and 2A), provided by PETROBRAS, comprise (1) seismic lines with mean spacing of 3 to 5 km and (2) four wells with well-logs. Biostratigraphic information has been obtained by PETROBRAS palaeontologists on cuttings. Depositional sequence have been defined on 2D seismic lines by (1) the stratal geometries [13] and/or (2) by the migration of the offlap break.
4. Geometry of depositional sequences Two orders of sequences are clearly here identified (figure 2B): three sequences (1.5 to 9 My), called 1, 2 and 3, are stacked into an higher duration sequence (12 My). Sequence 1 shows low-angle clinoforms in a ramp setting (figure 2C and 2D). The final progradation corresponds to a shelf-margin wedge system tract. Sequences 2 and 3 show well expressed 200–250 m high clinoforms (figures 2C and 2D). The final progradation corresponds to a low-stand system tract. The 12 My sequence is made of retrogradational periods that correspond to the transgressive systems tract of the sequence 1, and of a progradational time-interval that corre-
1. Introduction Depuis 25 ans, le développement de la stratigraphie sismique [7], puis de la stratigraphie séquentielle [14]
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5. Accommodation/sedimentation The sequence 1 (figures 3A and 3B) shows an aggradational geometry, which means that the accommodation rate is globally positive. The only period where accommodation rate is negative occurs during the formation of the unconformity. The sequences 2 and 3 (figures 3A and 3B) again show aggradational geometries during the highstand and transgressive system tracts, which mean a positive accommodation rate. During the formation of these system tracts, the sediment supply balanced the accommodation rate creation because of the aggradational geometry of the offlapbreak. In consequence, the slope of the clinoforms become steeper and unstable causing turbidic sedimentation from the collapse of the shelfbreak. Accommodation space decrease occurred during low-stand system tract (figure 3C). From sequence 1 to sequences 2 and 3, times of slight increase to decrease in accommodation space are more frequent and ramp morphologies evolve to a slope. This can be explained by distorsion of depositional sequences [3, 4]: high accommodation space created over a 12 My timescale enhances effects during increasing accommodation in 1.5–9 My cycles, but reduces effects during decrease of the accommodate space at this frequency. The result is the opposite during longer term decreasing accommodation. High accommodation periods at 12 My corresponds to cycle 1 and low accommodation over 12 My corresponds to cycles 2 and 3.
6. Conclusions 1. During high rates of accommodation, geometries are mainly aggradational resulting from equilibrium between accommodation and sediment supply. These aggradational geometries are coeval with a change of the clinoform geometries with an increase of the slope. 2. Turbiditic sedimentation occurs during relative sealevel rise, i.e. during an aggradational/retogradational stage at the time of the slope increase. The shelfbreak becomes unstable and collapses under its own weight. 3. The distortion of depositional sequences is due to the stacking of two orders of stratigraphic cycles. The consequence is a change in the geometry of the clinoforms going from a ramp (high accommodation rate at a 12 My time-scale) to a slope (low accommodation rate at a 12 My time-scale).
a profondément modifié notre analyse et notre compréhension des systèmes sédimentaires. Ces concepts, développés dans un premier temps sur les marges passives, ont progressivement posé
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les questions (1) de l’impact du bilan accommodation/sédimentation sur l’architecture des cycles stratigraphiques, (2) de la fréquence et de l’amplitude de ces cycles et (3) des périodes de préservation des environnements continentaux et turbiditiques. Notre propos est de discuter la préservation des systèmes turbiditiques dans un cycle de variation du bilan accommodation / sédimentation, après avoir (1) identifié et hiérarchisé les différents types de séquences et (2) évalué la variation d’accommodation [1, 5, 6, 11]. Le cas étudié est la marge brésilienne, au niveau du bassin de Santos, et plus particulièrement les prismes progradants éocènes, depuis le littoral jusqu’aux systèmes turbiditiques.
2. Le bassin de Santos Le bassin de Santos est l’un des quinze bassins situés sur la plate-forme continentale brésilienne (figure 1A). Il se situe entre les parallèles 23◦ et 28◦ sud. La limite, au nord, en est le haut structural de Cabo Frio, qui le sépare du bassin de Campos, et, au sud, la plate-forme de Florianópolis, qui le sépare du bassin de Pelotas (figure 1B). Ce bassin couvre une surface de 206 000 km2 jusqu’à la cote bathymétrique de 2 000 m ; son épaisseur sédimentaire peut atteindre environ 12 km dans les parties les plus profondes. Son origine est liée à la rupture du Gondwana, qui a séparé les continents sud-américain et africain pendant le Crétacé inférieur. L’évolution stratigraphique du bassin de Santos est semblable à celle du bassin de Campos, qui est le bassin le plus connu du Brésil. Pereira [8] subdivise l’empilement sédimentaire en trois mégaséquences successives : la mégaséquence continentale (phase rift), la mégaséquence de transition et la mégaséquence marine (phase drift). Le Paléogène et le Néogène se trouvent dans la mégaséquence marine ; ils se décomposent en quatre séquences de deuxième ordre : Paléocène, Éocène/Oligocène, Oligocène/Miocène et Miocène/Holocène. Pendant l’Éocène inférieur et moyen, le soulèvement de la Serra do Mar dans le domaine émergé induit de forts apports terrigènes. Les puits SAN-2 et SAN-4 (figure 1C) ont traversé plus de 450 m de grès grossiers à moyens, intercalés avec des bancs de calcaires siliciclastiques et d’argiles. Durant l’Éocène supérieur, une forte remontée du niveau marin relatif conduit au dépôt d’argiles hémipélagiques dans un milieu marin bathyal.
Figure 1. A. Localisation générale. B. Carte du bassin de Santos. C. Zone d’étude, avec localisation des puits et des profils sismiques. Figure 1. A. General location. B. Santos basin map. C. Studied area with wells and seismic lines localization.
3. Méthode d’étude Les données disponibles (figure 1C), mises à disposition par la compagnie brésilienne Petrobras, sont (1) des lignes sismiques orthogonales entre elles, espacées de 3 à 5 km et pénétrant à 3,5 s et (2) quatre
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puits (SN1 à 4), leurs jeux de diagraphie (GR, sonique, résistivité) et les déblais de forage, l’intervalle étudié n’ayant pas été carotté. Les données biostratigraphiques disponibles (Petrobras) ont été obtenues sur les déblais. La définition d’une séquence de dépôt à partir de données géométriques, comme les lignes sismiques, peut être obtenue de deux manières différentes (1) par l’étude des terminaisons (biseaux) stratigraphiques [13] et/ou (2) par la migration vers la terre ou vers la mer des prismes sédimentaires et, plus particulièrement, de leurs ruptures de pente hautes (offlap break). Une migration vers la mer de ces prismes constitue une progradation, une migration vers la terre, une rétrogradation. Une rupture dans la progradation, avec érosion sur le domaine continental et migration brutale vers le bas de l’offlap break marque une surface de non-conformité et sépare les cortèges de haut et bas niveau marin (ou de bordures de plate-forme, selon l’ampleur de la surface de nonconformité). Dans le cas du bassin de Santos, les discontinuités régionales les mieux marquées sont les surfaces de première inondation (inversion de tendance entre la progradation et la rétrogradation). Nous définirons donc les séquences entre deux de ces surfaces successives (séquences trangressives–régressives de Embry [2]).
4. Géométrie des séquences de dépôts 4.1. Nature et hiérarchie des différents ordres de séquences de dépôt Au moins deux ordres d’architecture sédimentaire (séquences de dépôts/cycles stratigraphiques) peuvent être mis en évidence (figures 2B et 2C) : trois séquences aux cortèges bien marqués (notées 1, 2 et 3) s’empilent en un cycle de durée supérieure (12 Ma). Les données biostratigraphiques (nannofossiles, datations PETROBRAS) suggèrent un âge Yprésien à Lutétien basal pour la séquence 1 (pour une durée de 9 Ma environ), un âge Lutétien pour la séquence 2 (pour une durée de 1,5 Ma environ), et un âge Lutétien à Bartonien pour la séquence 3 (pour une durée de 1,4 Ma environ). Les séquences 2 et 3 présentent une architecture similaire, différente de celle de la séquence 1. 4.2. Les séquences de durée 1,5 à 9 Ma 4.2.1. Géométrie de la séquence 1 Cette séquence montre des clinoformes peu marqués ; il s’agit plus d’une configuration de type rampe (figure 2C).
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Le cortège transgressif est caractérisé par un passage, le long d’un même plan, de faciès de plate-forme (données diagraphiques) à des faciès plus ou moins chaotiques (données sismiques), suggérant un système turbiditique. Le cortège de haut niveau est caractérisé par des clinoformes de très faible angle (1,5◦ ), à downlap peu marqué. Le prisme de bordure de plateforme est caractérisé par des clinoformes à configuration sigmoïde, à downlap bien exprimé (pente maximale des clinoformes : 3,5◦ ). 4.2.2. Géométrie des séquences 2 et 3 Ces séquences montrent des clinoformes bien marqués (figures 2C et 2D). Les faciès diagraphiques et les déblais montrent que la partie haute des clinoformes (offlap break) correspond à une rupture plate-forme/pente. La hauteur des clinoformes est de 150 ms, ce qui ramené aux données de puits équivaut à 200–250 m. Le glacis associé commence à une profondeur de l’ordre de 300 m. Les cortèges de dépôts sont bien marqués. Le cortège transgressif (onlap et migration vers la terre de l’offlap break) correspond à une plate-forme fortement aggradante, passant latéralement vers le large, au pied d’une pente bien marquée (7 à 8◦ ), à des faciès plus ou moins chaotiques, correspondant à des faciès turbiditiques (puits SAN-3). Le cortège de haut niveau est peu développé ; la surface d’inondation maximale, principalement définie par calage avec les diagraphies, présente des downlaps très peu marqués (faible pente). Ces cortèges, transgressif et de haut niveau, sont affectés par des loupes de glissement en bordure de rupture de pente (figure 2B et 2C). Le cortège de bas niveau bien individualisé est en downlap sur les faciès turbiditiques (pente des clinoformes : 4 à 5◦ ). Dans le cortège de bas niveau de la séquence 2, les clinoformes présentent des discontinuités mineures correspondant à des accélérations de progradation (« régression forcée » de faible ampleur avec downlaps internes), qui suggèrent l’existence de séquences de durée plus faible, à savoir quelques centaines de milliers d’années (figures 2B et 2C). 4.3. Le cycle de durée 12 Ma Ce cycle se décompose en un cortège rétrogradant, qui correspond au cortège transgressif de la séquence 1, et en un cortège progradant, qui correspond aux cortèges de haut niveau et de bordure de plate-forme de la séquence 1 et aux séquences 2 et 3. La surface de non-conformité majeure correspond à celle de la séquence 1. Le cortège progradant coïncide avec le passage d’une géométrie de rampe à une géométrie de pente.
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Figure 2. A. Seismic line without interpretations. B. Major discontinuities. C. Systems tracts. D. Offlap break evolution.
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Figure 2. A. Ligne sismique brute. B. Discontinuités régionales majeures. C. Cortèges de dépôt. D. Évolution de la rupture de pente haute (offlap break).
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5. Signification en termes de bilan accommodation/sédimentation 5.1. La séquence de durée 9 Ma (séquence 1) La séquence 1 (figures 3A et 3B) présente des géométries aggradantes aussi bien pour les cortèges transgressifs et de haut niveau que pour le prisme de bordure de plate-forme (progradation/aggradation) : il y a donc création d’espace disponible (A > 0). La seule période de suppression d’espace disponible (A < 0) coïncide avec la surface de non-conformité, qui correspond à une troncature du prisme de haut niveau et à une migration en position basse de l’offlap break. 5.2. Les séquences de durée 1,5 Ma (séquences 2 et 3) Les séquences 2 et 3 (figures 3A et 3B) sont caractérisées par des géométries aggradantes pour les cortèges transgressifs (rétrogradation/aggradation) et de haut niveau (progradation/aggradation), ce qui implique une création d’espace disponible (A > 0). Pendant le développement de ces cortèges de dépôt, la bordure de la plate-forme reste à peu près à la même position en aggradation, ce qui signifie que l’apport de sédiments est important, puisqu’il y a équilibre entre création d’espace disponible et sédimentation (A/S ≈ 1). La conséquence en est une construction d’une géométrie marquée de la rupture de pente haute (offlap break), avec acquisition progressive d’un pendage de plus en plus important de la pente du talus. Durant cette période de création d’espace disponible, du fait de la construction d’une plate-forme fortement aggradante dont la pente est de plus en plus forte et donc de plus en plus instable, le système turbiditique se développe, favorisé par des glissements gravitaires de la bordure de la plate-forme. Le cortège de bas niveau correspond à une migration en position basse de la rupture de pente (offlap break), qui évolue durant le cortège de bas niveau vers une stricte progradation (compte tenu du basculement post-dépôt de la marge qu’il convient de restaurer). Ceci signifie dans un premier temps, une suppression d’espace disponible (A < 0), puis dans un deuxième temps, une variation d’espace disponible nulle (A = 0). 5.3. Le cycle de durée 12 Ma : distorsion des séquences à 1,5/9 Ma De la séquence 1 aux séquences 2 et 3, les périodes de non-création ou de suppression d’espace disponible augmentent (passage d’un prisme de bordure de plate-forme à des prismes de bas niveau). Parallèlement, à une rampe succède une morphologie de type pente.
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Cette évolution géométrique dans l’empilement des séquences de durée 1,5 à 9 Ma peut s’expliquer par l’effet de distorsion des séquences de dépôt [3, 4]. Une diminution d’accommodation à l’échelle de 12 Ma va contrôler les variations d’accommodation des séquences à 1,5/9 Ma. En période de forte création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma, un cycle de suppression/création d’espace disponible à l’échelle de 1,5/9 Ma verra sa phase de création augmenter et sa phase de suppression diminuer. Inversement, en période de faible création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma, un cycle de suppression/création d’espace disponible à l’échelle de 1,5/9 Ma verra sa phase de création diminuer et sa phase de suppression augmenter. La période de forte création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma correspond à la séquence 1 (tendance générale à l’aggradation, prisme de bordure de plate-forme, physiographie de rampe). La période de faible création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma correspond aux séquences 2 et 3 (prismes de bas niveaux bien marqués, cortèges transgressifs aggradants, physiographie de pente).
6. Discussion. Conclusions L’architecture stratigraphique des dépôts éocènes du bassin de Santos présente plusieurs particularités. 1. Les périodes de création d’espace disponible ne montrent pas de forte rétrogradation du littoral, mais plutôt une aggradation, suggérant un équilibre entre création d’accommodation et flux sédimentaire [12]. Cette géométrie aggradante est à l’origine du changement de physiographie de la marge, avec augmentation de la pente de l’ensemble shoreface–offshore. Par rapport aux différents modèles stratigraphiques standards [1, 9, 10], la principale différence réside dans le fort flux de sédiments, caractéristique de cette marge. 2. Les dépôts gravitaires se mettent en place pendant la montée du niveau relatif de la mer, durant la phase de rétrogradation/aggradation, en réponse à une augmentation de la pente de la bordure de la plateforme. Cette bordure devient instable et glisse sous son propre poids vers le bassin. Les écoulements gravitaires induits, probablement un mélange de glissements et d’écoulements de débris, induisent un faciès sismique chaotique. Ces dépôts forment un corps lenticulaire allongé parallèlement à la bordure de la marge, au pied de cette dernière. Ce corps est constitué d’une multitude d’événements unitaires plus réduits, qui sont directement en relation avec la zone haute de la bordure de la plate-forme qui glisse. Les périodes de forte suppression d’espace disponible (base de cortège de bas niveau) ne semblent pas
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Figure 3. Évolution du bilan accommodation/sédimentation (A/S). A. Séquences et cortèges de dépôts. B. Évolution du bilan A/S dans chaque cortège de dépôts. C. Interprétation en termes d’évolution du bilan A/S. Figure 3. Evolution of the ratio accommodation/sedimentation (A/S). A. Sequences and systems tracts. B. Evolution of the ratio A/S in every systems tract. C. Interpretation of A/S variations.
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ici s’accompagner de formation de systèmes turbiditiques, immédiatement préservés au pied des clinoformes. Le bilan de masse devant être respecté, ces dépôts doivent donc se trouver en position plus basse, plus distale. Nous montrons ici qu’il résulte d’une modification locale de la pente. 3. La distorsion des séquences de dépôt, liée à l’emboîtement d’un signal stratigraphique court terme dans un signal stratigraphique long terme, provoque une architecture stratigraphique particulière. Ceci entraîne un changement physiographique important de la marge. Ainsi, la construction d’un système plateforme/talus/bassin avec pente importante est liée à Remerciements.
Nous remercions Petrobras pour les données, ainsi que P. Homewood pour ses corrections et remarques constructives.
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une accommodation à long terme en diminution ou faible : – en période de forte création d’espace disponible et de faible flux sédimentaire (séquence 1), la physiographie est de type rampe, avec des cortèges transgressifs et de haut niveau bien marqués et des prismes de bordure de plate-forme ; – en période de faible création d’espace disponible et de flux sédimentaire en forte augmentation (séquences 2 et 3), la physiographie est de type pente, avec des cortèges transgressifs aggradants ou faiblement rétrogradants et des cortèges de bas niveau bien marqués.
[8] Pereira M.J., Seqüências deposicionais de 2a /3a ordens (50 a 2 Ma) e tectono-estratigrafia no Cretáceo de cinco bacias marginais do Brasil. Comparações com outras áreas do globo e implicações geodinamicas, Tése de doutorado, Universidade do Rio Grande do Sul, 1994. [9] Posamentier H.W., Vail P.R., Eustatic controls on clastic deposition II. Sequence and systems tracts models, in : Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.S.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.), Seal-Level Changes: an Integrated Approach, Soc. Econ. Paleontol. Mineral., 1988, pp. 125–154. [10] Posamentier H.W., Jervey M.T., Vail P.R., Eustatic controls on clastic deposition. I. Conceptual framework, in : Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.S.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.), Seal-Level Changes: an Integrated Approach, Soc. Econ. Paleontol. Mineral., 1988, pp. 109–124. [11] Schlager W., Accommodation and supply: a dual control on stratigraphic sequences, in: Cloetingh S., Sassi W., Horvath F., Puigdefábregas C. (Eds.), Basin Analysis and Dynamics of Sedimentary Basin Evolution, Sediment. Geol. 86 (1993) 111–136. [12] Schwab A., Dall’Asta M., Seismic signature of an accommodation cycle in the Niger Pleistocene shelf margin delta, Am. Ass. Petr. Geol. Inter. Exibition, Oklahoma city, 1997. [13] Vail P.R., Mitchum R.M.J., Todd R.G., Widmier J.M., Thompson S.I., Sangree J.B., Bubb J.N., Hatleid W.G., Seismic stratigraphy and global changes of sea level. Parts 1 to 11, in : Payton C.E. (Ed.), Seismic stratigraphy-application to hydrocarbon exploration, Am. Ass. Petr. Geol. Memoir, Boulder, Vol. 26, 1977, pp. 49–205. [14] Wilgus C.K., Sea-Level Changes: an Integrated Approach, Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Publ., 1988, 407 p.
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Abstract – Seismic stratigraphy of the Eocene northern continental margin of the Santos basin (Brazil): relationships between platform and turbidite systems read from depositional sequences. Because of a high siliciclastic sediment supply rate, the Eocene Brazilian passive margin shows sedimentary geometries that differ from the classical models. Two orders of sequences or cycles have been identified: 1.5–9 and 12 My. During high rates of accommodation and low sediment supply, at a 12 My time-scale, ramp morphologies occur with well developed transgressive and highstand systems tract and shelf margin wedges, at 1.5–9 My intervals, whereas turbiditic deposits are rare to non-existent. During low rates of accommodation and high sediment supply, at a 12 My time-scale, a slope morphology is built with well-expressed aggradational transgressive and lowstand systems tracts at 1.5 My intervals. Within transgressive and highstand systems tracts, turbiditic sedimentation occurs because of the increasing slope during aggradation of shelfbreak deposits. 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS seismic stratigraphy / sequence stratigraphy / turbidites / Eocene / Santos Basin / Brazil
Résumé – Du fait des forts apports sédimentaires sur la marge brésilienne, la série éocène du bassin de Santos présente une architecture distincte des modèles classiques de marges passives. Deux ordres de séquences de dépôts ou cycles stratigraphiques ont été identifiés à 1,5–9 et 12 Ma. En période de forte création d’espace disponible et de faible apport sédimentaire à l’échelle de 12 Ma, la physiographie est de type rampe à l’échelle de 1,5–9 Ma, avec des cortèges transgressifs et de haut niveau bien marqués, ainsi que le développement de prismes de bordures de plate-forme, les dépôts turbiditiques étant faibles à inexistants. En période de faible création d’espace disponible et de fort apport sédimentaire à l’échelle de 12 Ma, la physiographie est de type pente, avec des cortèges transgressifs aggradants et des cortèges de bas niveau fortement exprimés à l’échelle de 1,5 Ma : des instabilités gravitaires de type glissements et écoulements de débris se déclenchent lors des périodes transgressives et de haut niveau, du fait de l’accentuation de la pente par aggradation des dépôts en bordure de plate-forme. 2001 Académie des sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS stratigraphie sismique / stratigraphie séquentielle / turbidites / Éocène / bassin de Santos / Brésil
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et tirés à part. Adresse e-mail : [email protected] (T. Nalpas).
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Abridged version
sponds to the highstand and the shelf margin wedge systems tract of the sequences 1 and all the sequences 2 and 3.
1. Introduction Since 25 years, the development of seismic stratigraphy [7] and sequence stratigraphy [14] has modified both analysis and understanding of depositional systems and their geometries. The aim of this paper is to discuss the preservation of turbiditic sediments during a cycle of change in the ratio between accommodation and sediment supply. The example studied is the passive margin of Brazil (Santos basin) during Eocene time.
2. The Santos basin The Santos basin is one of the fifteen basins situated on the Brazilian shelf (figures 1A and 1B). Its initiation occurs during the Lower Cretaceous rifting of the central Atlantic. The stratigraphic evolution of the Santos basin is similar to the Campos basin, which is the most thoroughly studied in Brazil. Peireira [8] subdivided the sedimentary fill into three megasequences: the continental, the transitional and the marine megasequences. During Lower and Middle Eocene, high siliciclastic sediment supplies are related to the uplift of the Serra do Mar. The wells SAN-2 and SAN4 indicate 450 m thick coarse sandstones intercalated with siliciclastic-rich limestones and clays.
3. Methodology Data (figures 1C and 2A), provided by PETROBRAS, comprise (1) seismic lines with mean spacing of 3 to 5 km and (2) four wells with well-logs. Biostratigraphic information has been obtained by PETROBRAS palaeontologists on cuttings. Depositional sequence have been defined on 2D seismic lines by (1) the stratal geometries [13] and/or (2) by the migration of the offlap break.
4. Geometry of depositional sequences Two orders of sequences are clearly here identified (figure 2B): three sequences (1.5 to 9 My), called 1, 2 and 3, are stacked into an higher duration sequence (12 My). Sequence 1 shows low-angle clinoforms in a ramp setting (figure 2C and 2D). The final progradation corresponds to a shelf-margin wedge system tract. Sequences 2 and 3 show well expressed 200–250 m high clinoforms (figures 2C and 2D). The final progradation corresponds to a low-stand system tract. The 12 My sequence is made of retrogradational periods that correspond to the transgressive systems tract of the sequence 1, and of a progradational time-interval that corre-
1. Introduction Depuis 25 ans, le développement de la stratigraphie sismique [7], puis de la stratigraphie séquentielle [14]
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5. Accommodation/sedimentation The sequence 1 (figures 3A and 3B) shows an aggradational geometry, which means that the accommodation rate is globally positive. The only period where accommodation rate is negative occurs during the formation of the unconformity. The sequences 2 and 3 (figures 3A and 3B) again show aggradational geometries during the highstand and transgressive system tracts, which mean a positive accommodation rate. During the formation of these system tracts, the sediment supply balanced the accommodation rate creation because of the aggradational geometry of the offlapbreak. In consequence, the slope of the clinoforms become steeper and unstable causing turbidic sedimentation from the collapse of the shelfbreak. Accommodation space decrease occurred during low-stand system tract (figure 3C). From sequence 1 to sequences 2 and 3, times of slight increase to decrease in accommodation space are more frequent and ramp morphologies evolve to a slope. This can be explained by distorsion of depositional sequences [3, 4]: high accommodation space created over a 12 My timescale enhances effects during increasing accommodation in 1.5–9 My cycles, but reduces effects during decrease of the accommodate space at this frequency. The result is the opposite during longer term decreasing accommodation. High accommodation periods at 12 My corresponds to cycle 1 and low accommodation over 12 My corresponds to cycles 2 and 3.
6. Conclusions 1. During high rates of accommodation, geometries are mainly aggradational resulting from equilibrium between accommodation and sediment supply. These aggradational geometries are coeval with a change of the clinoform geometries with an increase of the slope. 2. Turbiditic sedimentation occurs during relative sealevel rise, i.e. during an aggradational/retogradational stage at the time of the slope increase. The shelfbreak becomes unstable and collapses under its own weight. 3. The distortion of depositional sequences is due to the stacking of two orders of stratigraphic cycles. The consequence is a change in the geometry of the clinoforms going from a ramp (high accommodation rate at a 12 My time-scale) to a slope (low accommodation rate at a 12 My time-scale).
a profondément modifié notre analyse et notre compréhension des systèmes sédimentaires. Ces concepts, développés dans un premier temps sur les marges passives, ont progressivement posé
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les questions (1) de l’impact du bilan accommodation/sédimentation sur l’architecture des cycles stratigraphiques, (2) de la fréquence et de l’amplitude de ces cycles et (3) des périodes de préservation des environnements continentaux et turbiditiques. Notre propos est de discuter la préservation des systèmes turbiditiques dans un cycle de variation du bilan accommodation / sédimentation, après avoir (1) identifié et hiérarchisé les différents types de séquences et (2) évalué la variation d’accommodation [1, 5, 6, 11]. Le cas étudié est la marge brésilienne, au niveau du bassin de Santos, et plus particulièrement les prismes progradants éocènes, depuis le littoral jusqu’aux systèmes turbiditiques.
2. Le bassin de Santos Le bassin de Santos est l’un des quinze bassins situés sur la plate-forme continentale brésilienne (figure 1A). Il se situe entre les parallèles 23◦ et 28◦ sud. La limite, au nord, en est le haut structural de Cabo Frio, qui le sépare du bassin de Campos, et, au sud, la plate-forme de Florianópolis, qui le sépare du bassin de Pelotas (figure 1B). Ce bassin couvre une surface de 206 000 km2 jusqu’à la cote bathymétrique de 2 000 m ; son épaisseur sédimentaire peut atteindre environ 12 km dans les parties les plus profondes. Son origine est liée à la rupture du Gondwana, qui a séparé les continents sud-américain et africain pendant le Crétacé inférieur. L’évolution stratigraphique du bassin de Santos est semblable à celle du bassin de Campos, qui est le bassin le plus connu du Brésil. Pereira [8] subdivise l’empilement sédimentaire en trois mégaséquences successives : la mégaséquence continentale (phase rift), la mégaséquence de transition et la mégaséquence marine (phase drift). Le Paléogène et le Néogène se trouvent dans la mégaséquence marine ; ils se décomposent en quatre séquences de deuxième ordre : Paléocène, Éocène/Oligocène, Oligocène/Miocène et Miocène/Holocène. Pendant l’Éocène inférieur et moyen, le soulèvement de la Serra do Mar dans le domaine émergé induit de forts apports terrigènes. Les puits SAN-2 et SAN-4 (figure 1C) ont traversé plus de 450 m de grès grossiers à moyens, intercalés avec des bancs de calcaires siliciclastiques et d’argiles. Durant l’Éocène supérieur, une forte remontée du niveau marin relatif conduit au dépôt d’argiles hémipélagiques dans un milieu marin bathyal.
Figure 1. A. Localisation générale. B. Carte du bassin de Santos. C. Zone d’étude, avec localisation des puits et des profils sismiques. Figure 1. A. General location. B. Santos basin map. C. Studied area with wells and seismic lines localization.
3. Méthode d’étude Les données disponibles (figure 1C), mises à disposition par la compagnie brésilienne Petrobras, sont (1) des lignes sismiques orthogonales entre elles, espacées de 3 à 5 km et pénétrant à 3,5 s et (2) quatre
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puits (SN1 à 4), leurs jeux de diagraphie (GR, sonique, résistivité) et les déblais de forage, l’intervalle étudié n’ayant pas été carotté. Les données biostratigraphiques disponibles (Petrobras) ont été obtenues sur les déblais. La définition d’une séquence de dépôt à partir de données géométriques, comme les lignes sismiques, peut être obtenue de deux manières différentes (1) par l’étude des terminaisons (biseaux) stratigraphiques [13] et/ou (2) par la migration vers la terre ou vers la mer des prismes sédimentaires et, plus particulièrement, de leurs ruptures de pente hautes (offlap break). Une migration vers la mer de ces prismes constitue une progradation, une migration vers la terre, une rétrogradation. Une rupture dans la progradation, avec érosion sur le domaine continental et migration brutale vers le bas de l’offlap break marque une surface de non-conformité et sépare les cortèges de haut et bas niveau marin (ou de bordures de plate-forme, selon l’ampleur de la surface de nonconformité). Dans le cas du bassin de Santos, les discontinuités régionales les mieux marquées sont les surfaces de première inondation (inversion de tendance entre la progradation et la rétrogradation). Nous définirons donc les séquences entre deux de ces surfaces successives (séquences trangressives–régressives de Embry [2]).
4. Géométrie des séquences de dépôts 4.1. Nature et hiérarchie des différents ordres de séquences de dépôt Au moins deux ordres d’architecture sédimentaire (séquences de dépôts/cycles stratigraphiques) peuvent être mis en évidence (figures 2B et 2C) : trois séquences aux cortèges bien marqués (notées 1, 2 et 3) s’empilent en un cycle de durée supérieure (12 Ma). Les données biostratigraphiques (nannofossiles, datations PETROBRAS) suggèrent un âge Yprésien à Lutétien basal pour la séquence 1 (pour une durée de 9 Ma environ), un âge Lutétien pour la séquence 2 (pour une durée de 1,5 Ma environ), et un âge Lutétien à Bartonien pour la séquence 3 (pour une durée de 1,4 Ma environ). Les séquences 2 et 3 présentent une architecture similaire, différente de celle de la séquence 1. 4.2. Les séquences de durée 1,5 à 9 Ma 4.2.1. Géométrie de la séquence 1 Cette séquence montre des clinoformes peu marqués ; il s’agit plus d’une configuration de type rampe (figure 2C).
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Le cortège transgressif est caractérisé par un passage, le long d’un même plan, de faciès de plate-forme (données diagraphiques) à des faciès plus ou moins chaotiques (données sismiques), suggérant un système turbiditique. Le cortège de haut niveau est caractérisé par des clinoformes de très faible angle (1,5◦ ), à downlap peu marqué. Le prisme de bordure de plateforme est caractérisé par des clinoformes à configuration sigmoïde, à downlap bien exprimé (pente maximale des clinoformes : 3,5◦ ). 4.2.2. Géométrie des séquences 2 et 3 Ces séquences montrent des clinoformes bien marqués (figures 2C et 2D). Les faciès diagraphiques et les déblais montrent que la partie haute des clinoformes (offlap break) correspond à une rupture plate-forme/pente. La hauteur des clinoformes est de 150 ms, ce qui ramené aux données de puits équivaut à 200–250 m. Le glacis associé commence à une profondeur de l’ordre de 300 m. Les cortèges de dépôts sont bien marqués. Le cortège transgressif (onlap et migration vers la terre de l’offlap break) correspond à une plate-forme fortement aggradante, passant latéralement vers le large, au pied d’une pente bien marquée (7 à 8◦ ), à des faciès plus ou moins chaotiques, correspondant à des faciès turbiditiques (puits SAN-3). Le cortège de haut niveau est peu développé ; la surface d’inondation maximale, principalement définie par calage avec les diagraphies, présente des downlaps très peu marqués (faible pente). Ces cortèges, transgressif et de haut niveau, sont affectés par des loupes de glissement en bordure de rupture de pente (figure 2B et 2C). Le cortège de bas niveau bien individualisé est en downlap sur les faciès turbiditiques (pente des clinoformes : 4 à 5◦ ). Dans le cortège de bas niveau de la séquence 2, les clinoformes présentent des discontinuités mineures correspondant à des accélérations de progradation (« régression forcée » de faible ampleur avec downlaps internes), qui suggèrent l’existence de séquences de durée plus faible, à savoir quelques centaines de milliers d’années (figures 2B et 2C). 4.3. Le cycle de durée 12 Ma Ce cycle se décompose en un cortège rétrogradant, qui correspond au cortège transgressif de la séquence 1, et en un cortège progradant, qui correspond aux cortèges de haut niveau et de bordure de plate-forme de la séquence 1 et aux séquences 2 et 3. La surface de non-conformité majeure correspond à celle de la séquence 1. Le cortège progradant coïncide avec le passage d’une géométrie de rampe à une géométrie de pente.
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Figure 2. A. Seismic line without interpretations. B. Major discontinuities. C. Systems tracts. D. Offlap break evolution.
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Figure 2. A. Ligne sismique brute. B. Discontinuités régionales majeures. C. Cortèges de dépôt. D. Évolution de la rupture de pente haute (offlap break).
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5. Signification en termes de bilan accommodation/sédimentation 5.1. La séquence de durée 9 Ma (séquence 1) La séquence 1 (figures 3A et 3B) présente des géométries aggradantes aussi bien pour les cortèges transgressifs et de haut niveau que pour le prisme de bordure de plate-forme (progradation/aggradation) : il y a donc création d’espace disponible (A > 0). La seule période de suppression d’espace disponible (A < 0) coïncide avec la surface de non-conformité, qui correspond à une troncature du prisme de haut niveau et à une migration en position basse de l’offlap break. 5.2. Les séquences de durée 1,5 Ma (séquences 2 et 3) Les séquences 2 et 3 (figures 3A et 3B) sont caractérisées par des géométries aggradantes pour les cortèges transgressifs (rétrogradation/aggradation) et de haut niveau (progradation/aggradation), ce qui implique une création d’espace disponible (A > 0). Pendant le développement de ces cortèges de dépôt, la bordure de la plate-forme reste à peu près à la même position en aggradation, ce qui signifie que l’apport de sédiments est important, puisqu’il y a équilibre entre création d’espace disponible et sédimentation (A/S ≈ 1). La conséquence en est une construction d’une géométrie marquée de la rupture de pente haute (offlap break), avec acquisition progressive d’un pendage de plus en plus important de la pente du talus. Durant cette période de création d’espace disponible, du fait de la construction d’une plate-forme fortement aggradante dont la pente est de plus en plus forte et donc de plus en plus instable, le système turbiditique se développe, favorisé par des glissements gravitaires de la bordure de la plate-forme. Le cortège de bas niveau correspond à une migration en position basse de la rupture de pente (offlap break), qui évolue durant le cortège de bas niveau vers une stricte progradation (compte tenu du basculement post-dépôt de la marge qu’il convient de restaurer). Ceci signifie dans un premier temps, une suppression d’espace disponible (A < 0), puis dans un deuxième temps, une variation d’espace disponible nulle (A = 0). 5.3. Le cycle de durée 12 Ma : distorsion des séquences à 1,5/9 Ma De la séquence 1 aux séquences 2 et 3, les périodes de non-création ou de suppression d’espace disponible augmentent (passage d’un prisme de bordure de plate-forme à des prismes de bas niveau). Parallèlement, à une rampe succède une morphologie de type pente.
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Cette évolution géométrique dans l’empilement des séquences de durée 1,5 à 9 Ma peut s’expliquer par l’effet de distorsion des séquences de dépôt [3, 4]. Une diminution d’accommodation à l’échelle de 12 Ma va contrôler les variations d’accommodation des séquences à 1,5/9 Ma. En période de forte création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma, un cycle de suppression/création d’espace disponible à l’échelle de 1,5/9 Ma verra sa phase de création augmenter et sa phase de suppression diminuer. Inversement, en période de faible création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma, un cycle de suppression/création d’espace disponible à l’échelle de 1,5/9 Ma verra sa phase de création diminuer et sa phase de suppression augmenter. La période de forte création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma correspond à la séquence 1 (tendance générale à l’aggradation, prisme de bordure de plate-forme, physiographie de rampe). La période de faible création d’espace disponible à l’échelle de 12 Ma correspond aux séquences 2 et 3 (prismes de bas niveaux bien marqués, cortèges transgressifs aggradants, physiographie de pente).
6. Discussion. Conclusions L’architecture stratigraphique des dépôts éocènes du bassin de Santos présente plusieurs particularités. 1. Les périodes de création d’espace disponible ne montrent pas de forte rétrogradation du littoral, mais plutôt une aggradation, suggérant un équilibre entre création d’accommodation et flux sédimentaire [12]. Cette géométrie aggradante est à l’origine du changement de physiographie de la marge, avec augmentation de la pente de l’ensemble shoreface–offshore. Par rapport aux différents modèles stratigraphiques standards [1, 9, 10], la principale différence réside dans le fort flux de sédiments, caractéristique de cette marge. 2. Les dépôts gravitaires se mettent en place pendant la montée du niveau relatif de la mer, durant la phase de rétrogradation/aggradation, en réponse à une augmentation de la pente de la bordure de la plateforme. Cette bordure devient instable et glisse sous son propre poids vers le bassin. Les écoulements gravitaires induits, probablement un mélange de glissements et d’écoulements de débris, induisent un faciès sismique chaotique. Ces dépôts forment un corps lenticulaire allongé parallèlement à la bordure de la marge, au pied de cette dernière. Ce corps est constitué d’une multitude d’événements unitaires plus réduits, qui sont directement en relation avec la zone haute de la bordure de la plate-forme qui glisse. Les périodes de forte suppression d’espace disponible (base de cortège de bas niveau) ne semblent pas
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Figure 3. Évolution du bilan accommodation/sédimentation (A/S). A. Séquences et cortèges de dépôts. B. Évolution du bilan A/S dans chaque cortège de dépôts. C. Interprétation en termes d’évolution du bilan A/S. Figure 3. Evolution of the ratio accommodation/sedimentation (A/S). A. Sequences and systems tracts. B. Evolution of the ratio A/S in every systems tract. C. Interpretation of A/S variations.
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ici s’accompagner de formation de systèmes turbiditiques, immédiatement préservés au pied des clinoformes. Le bilan de masse devant être respecté, ces dépôts doivent donc se trouver en position plus basse, plus distale. Nous montrons ici qu’il résulte d’une modification locale de la pente. 3. La distorsion des séquences de dépôt, liée à l’emboîtement d’un signal stratigraphique court terme dans un signal stratigraphique long terme, provoque une architecture stratigraphique particulière. Ceci entraîne un changement physiographique important de la marge. Ainsi, la construction d’un système plateforme/talus/bassin avec pente importante est liée à Remerciements.
Nous remercions Petrobras pour les données, ainsi que P. Homewood pour ses corrections et remarques constructives.
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une accommodation à long terme en diminution ou faible : – en période de forte création d’espace disponible et de faible flux sédimentaire (séquence 1), la physiographie est de type rampe, avec des cortèges transgressifs et de haut niveau bien marqués et des prismes de bordure de plate-forme ; – en période de faible création d’espace disponible et de flux sédimentaire en forte augmentation (séquences 2 et 3), la physiographie est de type pente, avec des cortèges transgressifs aggradants ou faiblement rétrogradants et des cortèges de bas niveau bien marqués.
[8] Pereira M.J., Seqüências deposicionais de 2a /3a ordens (50 a 2 Ma) e tectono-estratigrafia no Cretáceo de cinco bacias marginais do Brasil. Comparações com outras áreas do globo e implicações geodinamicas, Tése de doutorado, Universidade do Rio Grande do Sul, 1994. [9] Posamentier H.W., Vail P.R., Eustatic controls on clastic deposition II. Sequence and systems tracts models, in : Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.S.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.), Seal-Level Changes: an Integrated Approach, Soc. Econ. Paleontol. Mineral., 1988, pp. 125–154. [10] Posamentier H.W., Jervey M.T., Vail P.R., Eustatic controls on clastic deposition. I. Conceptual framework, in : Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.S.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.), Seal-Level Changes: an Integrated Approach, Soc. Econ. Paleontol. Mineral., 1988, pp. 109–124. [11] Schlager W., Accommodation and supply: a dual control on stratigraphic sequences, in: Cloetingh S., Sassi W., Horvath F., Puigdefábregas C. (Eds.), Basin Analysis and Dynamics of Sedimentary Basin Evolution, Sediment. Geol. 86 (1993) 111–136. [12] Schwab A., Dall’Asta M., Seismic signature of an accommodation cycle in the Niger Pleistocene shelf margin delta, Am. Ass. Petr. Geol. Inter. Exibition, Oklahoma city, 1997. [13] Vail P.R., Mitchum R.M.J., Todd R.G., Widmier J.M., Thompson S.I., Sangree J.B., Bubb J.N., Hatleid W.G., Seismic stratigraphy and global changes of sea level. Parts 1 to 11, in : Payton C.E. (Ed.), Seismic stratigraphy-application to hydrocarbon exploration, Am. Ass. Petr. Geol. Memoir, Boulder, Vol. 26, 1977, pp. 49–205. [14] Wilgus C.K., Sea-Level Changes: an Integrated Approach, Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec. Publ., 1988, 407 p.