T.C. SELÇUK ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

Transkript

1 T.C. SELÇUK ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ BEYRELİ - ÇAMİÇİ (HADİM-KONYA) DOLAYINDAKİ JURA YAŞLI DEDEBELENİ FORMASYONU VE ÜST JURA YAŞLI CİHANDERE FORMASYONU DOLOMİTLERİNİN SEDİMANTOLOJİK VE JEOKİMYASAL İNCELENMESİ Abdullah MUTLU YÜKSEK LİSANS TEZİ Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Nisan-2012 KONYA Her Hakkı Saklıdır

2

3

4 ÖZET YÜKSEK LİSANS BEYRELİ - ÇAMİÇİ (HADİM-KONYA) DOLAYINDAKİ JURA YAŞLI DEDEBELENİ FORMASYONU VE ÜST JURA YAŞLI CİHANDERE FORMASYONU DOLOMİTLERİNİN SEDİMANTOLOJİK VE JEOKİMYASAL İNCELENMESİ Abdullah MUTLU Selçuk Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman: Yrd. Doç. Dr. A. Müjdat ÖZKAN 2012, 90 Sayfa Bu çalışmanın amacı Konya güneybatısındaki Hadim ilçesinin Beyreli Köyü çevresinde yer alan Dedebeleni formasyonu (Jura) ve Cihandere formasyonuna (Üst Jura) ait dolomitlerin petrografik ve kimyasal bakımdan sedimanter özelliklerinin belirlenmesine yöneliktir. Orta Toroslarda bulunan Jura yaşlı Dedebeleni formasyonu kireçtaşı, çamurtaşı, dolomitik kireçtaşı ve dolomitten oluşurken, Üst Jura yaşlı Cihandere formasyonu dolomit, kalsitik dolomit ve kireçtaşından oluşmaktadır. Dedebeleni formasyonu mikrofasiyesi: vaketaşı, istiftaşı, kristalin kireçtaşı ve dolosparit; Cihandere formasyonu mikrofasiyesi: vaketaşı, istiftaşı, çamurtaşı, kristalin kireçtaşı, dolomitik kireçtaşı, kalsitik dolomit, dolomikrit, dolomiksparit ve dolosparit şeklindedir. Dedebeleni formasyonu Sr içeriği (erken dolomitler ppm ve geç dolomitler ppm) ve Cihandere formasyonu Sr içeriği (erken dolomitler ppm ve geç dolomitler ppm) sığ ve derin gömülme dolomitleriyle tutarlıdır. Dedebeleni formasyonu Na içeriği (erken dolomitler 148 ppm ve geç dolomitler ppm) ve Cihandere formasyonu Na içeriği (erken dolomitler ppm ve geç dolomitler ppm) de sığ ve derin gömülme dolomitleriyle tutarlıdır. Dedebeleni ve Cihandere formasyonları erken diyajenetik dolomitlerinin δo 18 izotopik bileşimleri (sırasıyla -2,37 ile -3,35 ve -2,17 ile -3,16) normal deniz suyu ya da evaporatif hafif konsantre (yoğun) deniz suyundan oluşumu önermektedir. Geç diyajenetik dolomitlerin izotopik bileşimleri ise (sırasıyla -4,39 ile -5,9 ve -4,87 ile -8,1) yükseltilmiş sıcaklıklarda havzasal tuzlu sulardan oluşumu önermektedir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonları dolomitlerindeki δc 13 değerleri (sırasıyla erken diyajenetik; +1,29 ile +2,65 ve +0,87 ile +2,73; geç diyajenetik; +0,79 ile +3,14 ve +1,73 ile + 4,12) biyojenik ve nonbiyojenik kaynağı ifade etmektedir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonları dolomitleri REE ce fakirleşme gösterirken, orijinal kireçtaşlarına göre zenginleşme gösterirler. Sonuç olarak Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarına ait dolomitler sığ gömülme ortamında erken diyajenetik ve orta derin gömülme ortamında geç diyajenetik olarak oluşmuştur. Anahtar Kelimeler: Beyreli, Konya-Hadim, Dolomit, Petrografi, İzotop analizi, Jeokimya. iv

5 ABSTRACT MS THESIS SEDIMENTOLOGIC AND GEOCHEMICAL INVESTIGATION OF JURASSIC DEDEBELENI FORMATION AND UPPER JURASSIC CIHANDERE FORMATION DOLOMITES IN THE BEYRELİ-ÇAMİÇİ (HADIM-KONYA) AREA Abdullah MUTLU THE GRADUATE SCHOOL OF NATURAL AND APPLIED SCIENCE OF SELÇUK UNIVERSITY THE DEGREE OF MASTER OF SCIENCE IN GEOLOGICAL ENGINEERING Advisor: Assist. Prof. Dr. A. Mujdat OZKAN 2012, 90 Pages The objective of this study is to determine the sedimentary properties of dolomites in terms of petrography and geochemistry, which belong to the Dedebeleni (Jurassic) and Cihandere (Upper Jurassic) formations existing at the surroundings of Beyreli Village of Hadim District lying at the southeast of Konya City. Jurassic-aged Dedebeleni formation, locating Central Taurus composed of limestone, mudstone, dolomitic limestone and dolomite. Upper Jurassic-aged Cihandere formation, locating Central Taurus composed of dolomite, calcitic dolomite and limestone. Dedebeleni formation microfacies: wackestone, packstone, crystalline limestone and dolosparite; Cihandere formation microfacies: wackestone, packstone, mudstone, crystalline limestone, dolomitic limestone, calcitic dolomite, dolomicrite, dolomicsparite and dolosparite. The Sr content in the Dedebeleni formation (73 to 88 ppm in the early dolomites, and 58 to 77 ppm in the late dolomites, respectively) and Cihandere formation (83 to 186 ppm in the early dolomites, and 97 to 166 ppm in the late dolomites, respectively) are compatible with the Sr concentration shallowdeep burial dolomites. The Na content in the Dedebeleni formation (148 ppm in the early dolomites, and 74 to 148 ppm in the late dolomites, respectively) and Cihandere formation (74 to 222 ppm in the early dolomites, and 74 to 296 ppm in the late dolomites, respectively) are compatible with the Na concentration shallow-deep burial dolomites. The investigated dolomites suggest to occur from normal sea water or evaporative sea water δo 18 compositions ( -2,37 to -3,35 and -2,17 to -3,16, respectively) in the early diagenetic dolomites of Dedebeleni and Cihandere formations. The δo 18 compositions ( -4,39 to -5,9 and -4,87 to -8,1, respectively) of late diagenetic dolomites in the Dedebeleni and Cihandere formations propose to occur from basinal brines at elevated heat. The δc 13 values (early dolomites: +1,29 ile +2,65 ve +0,87 ile +2,73; late dolomites: +0,79 ile +3,14 ve +1,73 ile + 4,12, respectively) in the dolomites of Dedebeleni and Cihandere formations stress to occur biogenic and non-biogenic. The Dedebeleni and Cihandere dolomite samples present REE depleted, but they show enrichment according to precursor limestones. As a result, the Dedebeleni and Cihandere formations dolomites have been formed as early diagenetic at the shallow-burial environment and as the late diagenetic at the medium-deep burial environment. Keywords: Beyreli, Konya-Hadim, Dolomite, Petrography, Isotope analysis, Geochemistry. v

6 ÖNSÖZ Bu çalışma Konya ilinin güneyindeki Hadim ilçesi Beyreli - Çamiçi Köyleri çevresinde yer alan Jura yaşlı Dedebeleni formasyonu ve Üst Jura Yaşlı Cihandere formasyonu dolomitlerinin sedimantolojik, petrografik ve kimyasal özelliklerinin araştırılması ile oluşumlarının modellenmesi amaçlanmıştır. Tez çalışmam süresince değerli bilgi ve tecrübeleriyle bana yol gösteren, gerekli araştırma ve geliştirme çalışmalarımda yardımlarını esirgemeyen Sayın Yrd. Doç. Dr. A. Müjdat ÖZKAN a, Selçuk Üniversitesi Mühendislik Mimarlık Fakültesi Jeoloji mühendisliği bölümünün değerli öğretim elemanlarına, teşekkürü bir borç bilirim. Bu çalışma Selçuk Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri (S.Ü. B.A.P) Koordinatörlüğünce (S.Ü. BAP) no lu projeyle desteklenmiştir. Desteklerinden dolayı S.Ü. B.A.P. Koordinatörlüğüne teşekkür ederim. Bana her zaman moral veren, destek olan değerli aileme sonsuz teşekkür ederim. Abdullah MUTLU KONYA-2012 vi

7 İÇİNDEKİLER ÖZET... iv ABSTRACT... v ÖNSÖZ... vi İÇİNDEKİLER... vii 1. GİRİŞ Çalışmanın Amacı Materyal ve Metod İnceleme Alanının Tanıtılması Kaynak Araştırması STRATİGRAFİ JEOLOJİ EVRİMİ PETROGRAFİ VE JEOKİMYA Petrografi ÖSK - A dan Alınan Numunelerin Petrografik Özellikleri: ÖSK - B den Alınan Numunelerin Petrografik Özellikleri: Jeokimya Majör Element Jeokimyası Minör ve İz Element Jeokimyası Stabil İzotop Jeokimyası TARTIŞMA Petrografik Yorumlar Jeokimyasal Yorumlar Dolomitleşme Modeli SONUÇLAR ve ÖNERİLER Sonuçlar Öneriler...78 KAYNAKLAR ÖZGEÇMİŞ vii

8 1 1. GİRİŞ 1.1. Çalışmanın Amacı Bu çalışma Konya ilinin güneyindeki Hadim ilçesi Beyreli - Çamiçi Köyleri çevresinde yer alan Jura yaşlı Dedebeleni ve Geç Jura yaşlı Cihandere formasyonu Dolomitlerinin sedimantolojik ve petrografik özelliklerinin araştırılması, kimyasal ve izotop kimyası ile oluşumlarının modellenmesi amaçlanmıştır. İnceleme alanında ayrıntılı jeolojik çalışma Turan (1990) tarafından yapılmış fakat Dedebeleni ve Cihandere formasyonları şeklinde tanımlanan karbonatlar detaylı olarak çalışılmamıştır Materyal ve Metod İnceleme alanın genel jeolojik ve tektonik özellikleri Turan (1990) tarafından tamamlanan doktora çalışması kapsamında incelenmiştir. Ancak inceleme alanında bulunan Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarına ait karbonatlarının sedimantolojik özellikleri detaylı olarak incelenmemiştir. Bu yüzden bu çalışmanın materyalini Jura yaşlı Dedebeleni ve Geç Jura yaşlı Cihandere formasyonlarının karbonatları oluşturmaktadır. Çalışma sırasında kullanılan 1/ ölçekli jeoloji haritası Turan dan (1990) alınmıştır ve 2 adet ölçülü stratigrafi kesiti Jacob çubuğu kullanılarak alınmıştır. Hope marka jeolog pusulası, 1/ ölçekli harita, jeolog çekici ve Jacob çubuğu yardımıyla ölçülü stratigrafi kesitlerinden 42 adet numune alınmıştır ve her birinin ince kesitleri yaptırılmıştır. Yaptırılan ince kesitler üzerinde dolomit ve kalsiti ayırmak için alizerin red-s testi uygulanmıştır. 20 adet örnek kimyasal analiz (ana, iz, nadir toprak) için Kanada daki ACME analitik laboratuvarına gönderilerek ICP-ES ve ICP-MS aletlerinde okumaları yaptırılmıştır. Yine bu 20 adet örneğin izotop (δo 18, δc 13 ) analizinin yaptırılması için Amerika daki Kaliforniya Üniversitesi UCD Stable Isotope Labaratuvarına gönderilerek SIRA-10 Mass Spectrometer aletinde okumaları yaptırılmıştır. 2 adet dolomit örneğinin Selçuk Üniversitesi ARGE laboratuvarında taramalı elektron mikroskobunda (SEM) incelemesi yapılmıştır. Dolomitleşme sıcaklığı hesaplamasında Fritz ve Smith'in (1970) formülü (31,9-5,55 * (δo 18 d-w) + 0,17 (δo 18 d-w) 2 kullanılmıştır.

9 İnceleme Alanının Tanıtılması İnceleme alanı Konya ilinin güneyinde bulunan Hadim ilçesine bağlı Beyreli ve Çamiçi Köyleri ve çevresini kapsamaktadır (Şekil 1.1). İnceleme alanı 1/ ölçekli Alanya O-28 b 3 paftasının yaklaşık 65 km 2 lik bir alanını kapsamaktadır. Çalışma alanı geneli engebeli olup, bölgenin önemli yükseltileri, Bozdağ Tepe (2133 m), Dedebeleni Tepe (2082 m), Denizçam Tepe (2020 m), Taşlıkaya Tepe (1988), Boztepe Tepe (1853 m), Ladin Tepe (1784 m), Ayran Tepe (1709 m), Kuyubeleni Tepe (1694 m), şeklindedir. Akarsu bakımından fakir olan inceleme alanında bulunan küçük derelerin büyük bir kısmı yaz mevsiminde kuru olup, inceleme alanının önemli su alanı yıl boyu sürekli akan Gevne Çayı'dır. Bölgenin iklimi İç Anadolu bölgesinin karakteristik karasal iklim özelliklerini göstermektedir. Yazları sıcak ve kurak, kışları soğuk ve yağışlıdır. Kış aylarında yağışlar genellikle kar şeklindedir. Bahar mevsimlerinde bölge bol yağmur alır. Gece ve gündüz arasında büyük ısı farkı vardır. Bölgenin iklim koşulları bakımından, Mayıs ve Kasım ayları arasında arazi çalışması yapmak daha uygun olmaktadır. Bitki örtüsü bölgenin iklim şartlarına uygun olarak geniş yeşil alanlar bulundurmamaktadır. Bölge, bitki örtüsü bakımından fakirdir. Yöre halkı geçimini hayvancılık, tarım ve ormancılıkla sağlamaktadır.

10 Şekil 1.1. İnceleme alanının yer bulduru haritası. 3

11 Kaynak Araştırması Özgül (1971), Hadim Bozkır çevresinde yer alan değişik havzalarda çökelmiş kaya birimlerini, birlikler adı altında toplamıştır. Birliklerin faylı dokanaklarla bir arada bulunduğunu belirten araştırıcı, yörede otokton olarak Hadim ve Geyikdağı birliklerini, allokton olarak Güney İç Anadolu ve Orta Toros birliklerini tanımlamıştır. Bölgenin yapısal gelişiminde düşey blok hareketlerinin önemli olduğu araştırıcı tarafından savunulmaktadır. Bölgedeki allokton birliklerin, Lütesiyen sonu Miyosen öncesi bir zaman aralığında, yatay hareketlerle yerleşmiş olduğunu ileri sürmüştür. Araştırıcı Orta Toros larda yer alan birlikleri Bozkır birliği, Geyikdağı birliği, Bolkardağı birliği, Aladağ birliği, Antalya birliği ve Alanya birliği şeklinde tanımlamıştır. Araştırıcıya göre bu birliklerden Geyikdağı birliği diğer birliklere göre otokton olup, kuzeyden Bozkır, Bolkardağı ve Aladağ birlikleri, güneyden de Antalya ve Alanya birlikleri Geyikdağı birliğine bindirmiş durumdadır. Özgül (1984), Alanya bölgesinde yaptığı doktora tez çalışmasında metamorfizma ve yapı özellikleri ile birbirinden farklı iki kaya birimi topluluğunun bölgede varlığını ortaya koymuştur. Araştırıcı Antalya ve Alanya birliği olarak tanımlanan bu topluluklardan Alanya birliğinin, her biri üzerinde yataya yakın konumlu üç naptan oluşmuş olduğunu ve bunların başlıca tortul kökenli kayalardan türeyerek yeşil şist fasiyesinde metamorfiklerden olduğunu belirlemiştir. Araştırıcıya göre Antalya birliği, Anisiyen Ladiniyen zaman aralığında kıtasal bir parçalanmanın ve riftleşmenin izlerini taşımakta olup, Karniyen Noriyen de havzanın olistolit dilimleri, moloz akması birikintileri ve türbiditlerle tamamen dolduğunu ifade etmiştir. Araştırıcı bölgede Resiyen Liyas zaman aralığında bir transgresyonun olduğunu ve bu transgresyonun ardından Dogger Kretase süresince radyolarit ve pelajik karbonatlarla temsil edilen ikinci bir derinleşmenin başladığını belirtmiştir. Araştırıcı Gündoğmuş yöresinde Alanya birliğinin tabanında yer alan ofiyolit dilimlerine dayanarak, bu derinleşmenin Senoniyen den önce okyanuslaşma aşamasına ulaştığını ifade ettiğini; Alanya birliğinin Antalya birliği üzerine ofiyolitli karışık dilimiyle beraber bindirmesinin Maastrihtiyen sonu Lütesiyen öncesi bir üzerleme hareketine bağlanabileceğini savunmuş, Antalya ve Alanya birliklerinin, Geyikdağı birliği üzerine yerleşmesini ise bu üzerlemenin bir devamı niteliğinde olduğunu belirtmiştir. Turan (1990), inceleme alanını kapsayan Toroslar da Hadim (Konya) ve güneybatısının jeolojisi, stratigrafisi ve tektonik gelişimi isimli doktora tezi

12 5 çalışmasında Devoniyen Eosen zaman aralığında çökelmiş değişik kaya birimlerinin yüzeylediğini, birimlerin biri otokton diğerlerinin ise allokton olarak iki ana bölüme ayrıldığını söylemiştir. Araştırıcı otokton birliğin inceleme alanının kuzeyinde sığ şelf karbonatlarından oluşan ve birbirleriyle uyumsuz olan Ovacık kireçtaşı (Üst Jura) ile Saytepe formasyonu (Senomaniyen - Maastrihtiyen), inceleme alanının güneyinde ise Saytepe formasyonunun (Senomaniyen - Monsiyen) çökelimi esnasında Geç Kampaniyen den sonra derinleşme sürecine girildiğini ve bu derinleşmenin Monsiyen e kadar sürdüğünü, böylece otokton birliğin güney kesiminde kalın bir fliş istifi şeklindeki Karaköy formasyonunun (Maastrihtiyen) Saytepe formasyonu ile yanal ilişkili olarak şekillendiğini ifade etmiştir. Araştırıcı allokton birliklerin, otokton birlik ile birbirlerinin üzerinde örtüler şeklinde dört naptan oluştuğunu belirtmiştir. Araştırıcı bunların tektonostratigrafik konumlarına göre Taşkent napı (otoktonun üzerinde genel olarak değişik boyut ve özellikli bloklar içeren bir tektonik melanj karakterinde), Hocalar napı (Zindancık karmaşığı ve Kayraklıtepe kuvarsiti), Sinatdağı napı (lagüner Kahtepe formasyonu, Kartallıca kireçtaşı, Sinatdağı formasyonu, Türbetepe kireçtaşı ve Söğütyaylası formasyonu) ve Gevne napı (Gevne grubu ve İshaklı grubu) şeklinde sıralandıklarını ifade etmiştir. Araştırıcı yörede saptanan uyumsuzlukların stratigrafik yerlerine göre, Hadim bölgesinin Erken Alpin ve özellikle Orta Alpin orojenik hareketlerinden büyük ölçüde etkilendiğini, bu hareketler sonucu bölgede çoğunlukla KB-GD gidişli kıvrımlı, kırıklı ve bindirmeli yapıların geliştiğini, Yöredeki alloktonların Geç Lütesiyen Erken Oligosen dönemindeki yoğun yatay sıkışma hareketlerine bağlı olarak ayrı ayrı naplar şeklinde bölgeye taşındığını, Pireniyen dağoluşumu evresindeki kompresyonel tektonik rejimde naplar yerleştikten sonra, bölgenin tansiyonel tektonik rejimde eğim atımlı faylarla kırıklanarak esas yapısını kazandığını vurgulamıştır. Varol (1992), Doğu Toroslar da Geyikdağı birliğine ait Orta Devoniyen yaşlı (Şafaktepe formasyonu) dolomitlerin petrografisi ve kökeni üzerine yaptığı çalışmada dolomitlerin Amphipora lı resifal kireçtaşlarıyla birlikte ostrakod ve alg laminalı kireçtaşlarının dolomitleşmesiyle oluştuğunu belirtmiştir. Araştırıcı laminalı, homojen, bantlı (zebra dokulu) ve benekli olmak üzere farklı dolomit tiplerinin bulunduğunu; bu dolomitlerin erken ve geç olmak üzere iki farklı diyajenetik evrede meydana geldiklerini; erken diyajenetik olanların gelgit düzlüğü karışım zonunda (tatlı su - deniz suyu) dolomitleştiğini; geç diyajenetik dolomitlerin (epijenetik dolomitler) ise

13 6 öncekilere göre daha iri kristalli olduğunu ve yüksek sıcaklık koşullarında geliştiklerini ifade etmiştir. Karakaş ve Varol (1994), Sivrihisar (Eskişehir) dolayında gölsel dolomitlerin petrografisi konulu çalışmalarında gölsel Neojen havzası çökellerinin dolomit, dolomitli kiltaşları ve jipsten yapılı olduklarını; SEM çalışmaları sonucu öhedral, sferoidal ve yarı sferoidal şeklinde farklı petrografik tipte mikrokristalin dolomitlerin olduğunu belirtmişlerdir. Araştırıcılar petrografik olarak farklı dolomit tipleri ve onların farklı izotop değerlerinin, sıcaklık, tuzluluk ve biyolojik aktivitedeki değişimin kontrolündeki Neojen göl havzasındaki iklimsel ve hidrodinamik koşulların etkilerini yansıttığını ifade etmişlerdir. Özgül (1997), Bozkır Hadim Taşkent dolaylarında yaptığı çalışmada Geyikdağı birliği, Aladağ birliği, Bolkardağı birliği ve Bozkır birliği adlarıyla bilinen stratigrafi, yapısal ve metamorfizma özellikleri açısından farklı ortam koşullarını yansıtan kaya birimi topluluklarının birbirleriyle tektonik ilişkili olarak yer aldığını belirtmiştir. Araştırıcı diğer birliklerin tümünün altında yer alan göreli yerli konumlu Geyikdağı birliği, Üst Paleozoyik yaşta karbonat ve kırıntılı kayalarla onları açılı uyumsuz olarak üstleyen ve Lütesiyen yaşlı olistolit ve olistostromal oluşuklu fliş ile son bulan Üst Mesozoyik Alt Tersiyer yaşlı şelf tipi karbonat istifini kapsadığını ifade etmiştir. Araştırıcı Geyikdağı birliğinin Lütesiyen yaşlı fliş türü kırıntıları üzerinde yatay naplar halinde yer alan Aladağ ve Bolkardağı birlikleri Geç Devoniyen Erken Kretase aralığında çökelmiş başlıca şelf tipi karbonat ve kırıntılı kaya birimleriyle Senoniyen yaşlı olistolit ve olistostromal oluşuklu flişi kapsadığını, birbirleriyle benzerlik gösteren bu iki birliğin stratigrafi, metamorfizma ve yapı özellikleri açısından farklılıklar gösterdiğini vurgulamıştır. Araştırıcı Bozkır birliğinin Triyas Kretase aralığında çökelmiş havza, yamaç ve daha az oranda platform çökelleriyle, bazik denizaltı volkanitleri, tüf, diyabaz, serpantinit vb. kayaların değişik boyutlarda blok ve dilimlerini kapsayan büyük bir karışık görünümünde olduğunu söylemiştir. Araştırıcı Geç Maastrihtiyen İlerdiyen aralığında Geyikdağı ve Aladağ birliklerinin arasında ofiyolit, spilitik volkanit arakatkılı pelajik kireçtaşı ve kalsitürbiditleri kapsayan Dipsiz Göl ofiyolitli karışığı ile temsil edilen dar ve kısa ömürlü bir okyanus havzasının yer aldığını düşünmüştür. Araştırıcı karışığın Geyikdağı birliğinin Lütesiyen yaşlı kaotik flişi üzerinde ve bu birlik ile yabancı konumlu Bolkardağı ve Aladağ birlikleri arasında, değişen kalınlıkta tektonik dilimler halinde yer aldığını; birliklerin stratigrafi özellikleri ve birbirleri ile ilişkileri göz önünde bulundurulduğunda, Erken Triyas Senoniyen

14 7 aralığında güneydan kuzeye doğru Geyikdağı, Aladağ, Bolkardağı ve Bozkır birliği şeklinde bir dizilimle, platformdan okyanusa uzanan bir havzayı oluşturduklarını; Kuzey tetis Okyanusu olarak adlandırılabilecek olan bu havzanın Geç Senoniyen de kapanmasına bağlı olarak, Bozkır birliğinin kendi içinde dilimlenip Bolkardağı ve Aladağ birliklerini üstlediğini; Aladağ ve Bolkardağı birliklerinin İlerdiyen sonunda kapanan Dipsiz Göl havzanın ofiyolitleriyle birlikte, sırtlarında Bozkır birliğini de taşıyarak Geyikdağı birliğini üstlediğini ifade etmiştir. Turan (1997), Bağbaşı ve Korualan Kasabaları (Hadim - Konya) arasında kalan alanda yaptığı çalışmada otokton, allokton ve neootokton birlikler olmak üzere yöredeki litolojileri üç bölüme ayırmıştır. Araştırıcı otokton birlikte (Geyikdağı birliği) en altta Çaltepe formasyonunun (Alt-Orta Kambriyen) olduğunu, üzerinde uyumlu olarak Seydişehir formasyonunun (Üst Kambriye-Alt Ordovisiyen) bulunduğunu, onunda üzerinde uyumsuz olarak Hacıalabaz kireçtaşının (Üst Jura) izlendiğini, bunun da üzerine uyumsuz olarak Saytepe formasyonunun (Üst Kretase) geldiğini, Saytepe formasyonunu Çobanağacık kireçtaşı (Orta Eosen) tarafından uyumsuzlukla örtüldüğünü, Çobanağacık kireçtaşının ise aynı yaştaki Beden formasyonu ile uyumlu olarak örtüldüğünü belirtmiştir. Araştırıcı otokton birlikleri tektonik olarak üzerleyen allokton birimlerin (Hadim napları) üç tektonik birlikten oluştuğunu; alt tektonik birliğin Taşkent ofiyolitli karışığı (Üst Kretase) ile onu gravite napı şeklinde örten Korualan formasyonu (Mesozoyik) ve üzerinde yine tektonik dokanaklı olarak yer alan Dedemli formasyonundan (Mesozoyik) oluşan Bozkır birliğinin oluşturduğunu; alloktonların orta bölümünün Zindancık metaolistostromundan (Triyas?) ibaret Hocalar birliği ile temsil edildiğini; Üst tektonik dilim durumundaki Sinatdağı birliğinin ise Kahtepe formasyonu (Üst Permiyen) ile onu uyumsuzlukla örten Kartallıca formasyonundan (Orta Triyas) oluştuğunu ifade etmiştir. Araştırıcı ayrıca otokton ve allokton birlikleri açılı uyumsuzlukla üstleyen postparoksizmal örtü oluşuklarını (neootokton birimler) Topraklı formasyonu (Üst Pliyosen-Kuvaterner) ve yamaç molozu ile alüvyonların oluşturduğunu vurgulamıştır. Turan (2000), Karaköy Hadim arasında Toroslar ın stratigrafisi konulu çalışmasında Geç Devoniyen Lütesiyen aralığında oluşan otokton ve allokton birliklerin yüzeylediğini; otokton birliğin Hacıalabaz kireçtaşı (Üst Jurasik) ile başladığını, üzerine uyumsuzlukla karbonat yapılışlı Saytepe formasyonunun (Üst Kretase - Monsiyen) geldiğini; güneybatıda Saytepe formasyonuyla yanal ilişkili ve fliş nitelikli Karaköy formasyonundan (Maastrihtiyen) sonra açılı uyumsuzlukla flişoyid

15 8 içerikli Beden formasyonunun (Lütesiyen) izlendiğini; kuzeyde Beden formasyonunun altında ve onunla yaşıt resifal Çobanağacık kireçtaşının yer aldığını belirtmiştir. Andrew ve Robertson (2002), Beyşehir Hoyran Hadim napları konulu çalışmalarında napların kuzeybatıdan güneydoğuya doğru 700 km üzerinde bir örtü şeklinde geliştiklerini, bölgesel olarak otokton Torid platform karbonatlarının üzerini bindirmeyle örttüklerini ifade etmişlerdir. Varol ve Matsumoto (2005), Toros kuşağının Orta Devoniyen yaşlı erken ve geç dolomitleriyle ilgili çalışmalarında erken dolomitlerin laminalanmalı mikrobiyal ve Amphipora biyohermlerinin dolomitizasyonuyla oluştuklarını, bu dolomitlerin planar kristal sınırlarına sahip olduklarını ve ince orta kristal boyutunda olduklarını, bulanık, berrak ve eğri kristaller şeklinde farklı petrografik tiplerden ibaret replasif dolomitlerden oluştuğunu ifade etmişlerdir. Araştırıcılar geç dolomitlerin erken dolomitlerden daha iri kristalli olduklarını, masif ve zebra dolomitler şeklinde olduklarını vurgulamışlardır. Eren ve ark. (2007) Aydıncık dolayında yaptıkları çalışmada Alt Liyasik yaşlı dolomitleri incelemişler ve bu dolomitlerin peritidal ortamda çökelen karbonatların erken ve geç safha dolomitizasyona uğrayarak üç tip dolomitin geliştiğini ifade etmişlerdir. Araştırıcılar petrografik olarak belirledikleri üç tip dolomiti: (1) çok ince ince kristalin dolomit, (2) iri kristalin dolomit ve (3) dolomit çimento ki boşluk dolgusu ve iri kristalli rim çimento şeklinde olduklarını belirtmişlerdir. Araştırıcılar ayrıca, birinci tip dolomitlerin peritidal sedimentlerin sinsedimanter olarak deniz suyundan oluşan erken safha dolomitleşmesini karakterize ettiğini, ikinci tip dolomitlerin artan gömülmeyle yaklaşık 50 o C de birinci tip dolomitlerin rekristalizasyonundan oluştuğunu, üçüncü tip dolomitlerin ise aynı dolomitleşme sıvısından çimento şeklinde oluştuğunu vurgulamışlardır. Özkan ve Dinç (2008), Konya ilinin güneyinde bulunan Hadim ilçesinin çevresinde yaptığı çalışmada, Hacıalabaz kireçtaşına ait dolomitlerin (Üst Jurasik) petrografik ve jeokimyasal açıdan sedimanter özelliklerini detaylı şekilde incelemişlerdir. Araştırıcılar, dolomit, dolomitik kireçtaşı ve kireçtaşından oluşan birimin altta mikritik ara düzeyler içeren gri, koyu gri renkli, orta kalın tabakalanmalı, şeker dokulu dolomitik kireçtaşları ile başladığını, üste doğru gri renkli, orta tabakalanmalı kireçtaşlarına geçtiğini belirtmiştir. Ayrıca daha üstlerde ise koyu gri renkli, orta kalın tabakalı, bazı düzeylerde breşik görünümlü kireçtaşı ve dolomitleşmiş ara düzeylerle istifin devam ettiğini açıklamışlardır. Araştırılar,

16 9 Hacıalabaz kireçtaşının uzun bir karasallaşma döneminden sonra transgresyon yapan bir denizde, doğrudan karbonat sedimantasyonu şeklinde çökelmeye başladığını ve sığ karbonat platform ortamında (gelgit içi gelgit altı ve sınırlanmış lagün) çökelen Hacıalabaz kireçtaşlarında Clypeina jurassica, Cambelliella striata, Salpingoporella sp. gibi yeşil alg ve Valvulina lugeoni, Kurnubia cf. palastiniensis, Valvulamina sp., Opthalmidium sp., Siphovalvulina sp., Haurania sp., Miliolidae gibi foraminifer fosilleri bulunduğunu belirtmişlerdir. Ghienne ve ark. (2010), yaptıları çalışmada güney (Toros Zinciri ya da Toridler) ve güneydoğu (Arap Levhası nın kenar kıvrımları) Türkiye'deki Kambriyen - Ordovisiyen istiflerinin hemen hemen tümüyle korunduğunu belirtmişlerdir. Araştırıcılar ana trasgresif olaylarla ve bunu izleyen şelf ilerlemelerine göre dört ana sedimanter istif bulunduğunu söylemişlerdir. Araştırıcılar, 2000 metre kalınlığındaki Erken Pleozoyik istifinin gelişiminin; (1) kratonik platform rejiminin başlangıç evresinde flüvyal ve volkanik, (2) stabil denizel platform gelişim evresinde karbonatlar ve fırtına etkisinde gelişmiş klastikler, (3) tektonik duraysızlık evresinde buzul - denizel çökellerin alt bölümü ve (4) buzullaşma evresinde buzul - denizel çökeller şeklinde geliştiğini ifade etmişlerdir. Özkan ve Biçer (2011), Konya güneybatısındaki Hadim ilçesinin çevresinde yer alan Geç Devoniyen yaşlı Gölboğazı formasyonuna ait dolomitlerin petrografik ve jeokimyasal incelemesini yaptıkları çalışmada dolomitleri; (1) mimik replaseli dolomikrit, (2) mikritik matriks içersinde saçınımlı özşekilli dolomitler, (3) çatlak ve boşluk dolgusu dolomit (zonlu dolomit ve saddle dolomit), (4) breşik dolomit ve (5) polimodal dolomit şeklinde tanımlamışlar ve Gölboğazı formasyonu dolomitlerinin sığ denizel ortamda sığ gömülmeli erken diyajenetik ve orta-derin gömülme ortamında geç diyajenetik olarak oluşmuştuğunu ifade etmişlerdir.

17 10 2. STRATİGRAFİ İnceleme alanı ve yakın çevresinde önceki çalışmalarda gerek stratigrafik gerekse yapısal olarak farklı özellikler gösteren 7 adet formasyon ayırtlanmıştır (Şekil 2.1). İnceleme alanındaki birimler; Kuşakdağı formasyonu (Pk; gri renkli kireçtaşı), Gökçepınar kireçtaşı ( g; açık gri, pembemsi krem renkli kireçtaşı), Göztaşı formasyonu ( gö; alacalı şeyl, kireçtaşı, dolomitik kireçtaşı), Beyreli formasyonu ( b; kumtaşı, çamurtaşı, şeyl, kireçtaşı), Çamiçi formasyonu (Jç; konglomera, kumtaşı, çamurtaşı), Dedebeleni formasyonu (Jd; kireçtaşı, dolomit), Cihandere formasyonu (JKc; kireçtaşı, dolomit) ve Alüvyon (Qal) şeklindedir (Şekil 2.1). Şekil 2.1. İnceleme alanının Jeoloji haritası (Turan dan, 1990; değiştirilerek). 1: Kuşakdağı formasyonu (Pk), 2: Gökçepınar kireçtaşı ( g), 3: Göztaşı formasyonu ( gö), 4: Beyreli formasyonu ( b), 5: Çamiçi formasyonu (Jç), 6: Dedebeleni formasyonu (Jd), 7: Cihandere formasyonu (JKc), 8: Alüvyon (Qal), 9: Formasyon sınırı, 10: Tabaka konumu, 11: Düşey/eğim atımlı fay, 12: Doğrultu atımlı fay, 13: Yerleşim merkezi, 14: Tepe, 15: Sürekli akarsu, 16: Ölçülü stratigrafi kesiti.

18 11 3. JEOLOJİ EVRİMİ Yörede Geç Permiyen e ilişkin jeolojik gelişim iki ayrı birlikte izlenebilir. Gevne napında Arpalık formasyonunun çökeliminden sonra uyumlu bir şekilde Kuşakdağı formasyonuna ilişkin litolojiler, Geç Permiyen de de çökelmeye devam etmiştir. Sinatdağı napının tabanındaki Kahtepe formasyonu, bu birlikte de Geç Permiyen boyunca platform tipi çökelmenin varlığını gösterirken, tabanın tektonik dokanaklı oluşu birliğin çökeldiği alandaki Geç Permiyen öncesi paleocoğrafyası hakkında birşey söylememizi engellemektedir. Formasyonların üst kesimlerinde izlenen kuvarsarenit ve şeyller, karbonat sedimantasyonunun zaman zaman kesintiye uğradığını göstermektedir. Kuşakdağı ve Kahtepe formasyonlarının litoloji ve mikrofasiyes özellikleri (algli, pelletli mikrit ve oolitik fasiyesler), Geç Permiyen de bölgenin sığ, sıcak, 1agüner ve yer yer deniz yönünde kanal ağzı fasiyeslerini içeren bir denizle kaplı olduğunu gösterir (Turan 1990). Gevne napının gelişimine bakıldığında, Permiyen deki sığ denizel şartların herhangi bir değişim olmadan Erken Triyas ta da sürdüğü anlaşılmaktadır. Gökçepınar birimini oluşturan stromatolitik - oolitik kireçtaşı, glokonili ve gastropodlu kireçtaşı düzeyleri çökelmenin sıcak, sığ, çalkantılı bir denizde olduğunu ve denizin ilerleyen zaman dilimi içinde sakinleşerek laminalı, killi mikritlerin de çökelimine firsat verdiğini gösterir. Gökçepınar kireçtaşı üzerine uyumlu olarak gelen Tepeçayır üyesinin laminalı şeylleri ise Erken Triyas ortalarına doğru yağışlı bir iklimin neden olduğu sellenmeler sonucu, çökelme havzasına ince kırıntı geliminin hakim olduğunu belgelemektedir. Erken Triyas sonlarına doğru yer yer şeyl ve oolitli düzeylerle ara katkılı olarak bol gastropodlu, bivalvli killi kireçtaşlarından oluşan Sivritömek üyesi çökelmiştir. Buradan da iklimin nispeten yağışlı ve sıcak, denizin ise sığ ve zaman zaman çalkantılı olduğu ortaya çıkmaktadır. Orta Triyas başlarında dolomitik kireçtaşları ile ara katkılı bir şekilde çökelen şeyller, bu dönemde de yağışlı bir iklimin varlığını ve havzaya periyodik olarak bol miktarda pelitik malzemenin taşındığını gösterir. Aliefendi üyesine ait olan birimlerin fasiyes özellikleri (peloidler, dolomitli dismikrit mikrofasiyesi), Orta Triyas başlarında bölgede lagünlerin oluşabileceğini göstermektedir. Tepeçayır, Sivritömek ve Aliefendi üyelerinin çökelimi esnasında bölgede sedimantasyonun büyük ölçüde bulantı akıntılarının (Daly 1936; Turan dan 1990) kontrolünde gerçekleştiği ifade etmektedir.

19 12 Orta Triyas çapraz laminalı kumtaşı, ripılmarklı kumlu kireçtaşı, ince - orta tabakalı, sparit çimentolu kireçtaşı ve marn - şeyl nöbetleşmesi şeklinde izlenen Beyreli formasyonunun çökelimi ile sonlanmaktadir (Turan 1990). Bu litolojiler ile tabaka altı ve tabaka üstü yapıları (kaval yapıları, oluk izleri, yük kalıpları) sığ bir denizle örtülü olan yörede türbid akıntılarının egemen olduğunu gösterir. Beyreli formasyonuna ait birimleri oluşturan çökellerin üst düzeylerinden alınan kireçtaşlarında Orta-Üst Triyas yaş konağına ait denizel foraminiferlerin varlığı, bölgenin Orta Triyas sonlarında hala sığ bir denizle kaplı olduğuna işaret eder. Orta Triyas döneminde de Gevne napına ilişkin birimler, Üst Devoniyen den beri gelişimlerini herhangi bir kesiklik olmadan yine sığ denizel şartlarda sürdürürken, diğer birliklerde durum farklılıklar arzeder (Turan 1990). Erken Kimmerik dağ oluşum fazının belirtileri olarak otokton birlikte Dogger- Malm yaş1ı kireçtaşları Seydişehir formasyonu üzerinde açılı uyumsuzlukla başlarken, Sinatdağı napında Malm yaşlı Sinatdağı formasyonu ile Orta Triyas yaşlı Kartallıca kireçtaşları arasında hem açılı uyumsuzluk vardır, hem de transgresyona ilişkin taban konglomeraları yer alır. Bu karasallaşma döneminde Gevne napında, karasal kökenli Çamiçi formasyonu çökelmiştir. Kızıl konglomera, kırmızı çamur, kaliş ve kömür oluşukları içeren ve çapraz tabakalanma örnekleri sunan bu birim içinde, mercek ve diller halinde yaygın olarak izlenen gastropodlu, dismikrit fasiyesli kireçtaşları, muhtemelen Liyas - Dogger boyunca gelişimini devam ettiren karasal havzada denizin yer yer diller halinde bölgeye sokulduğuna işaret edebilir (Turan 1990). Bölgenin peneplenleşip tektonik hareketlerin yavaşlaması sonucu olasılıkla Liyas tan sonra başlayan bir transgresyon ile yeniden denizel ortama geçilir. Tüm birliklerde Jura çökellerinin tabanında Liyas ve Dogger e ilişkin faunaların olmayışı, deniz basmasının bölgede hemen Liyas la başlamadığını göstermektedir. Bu denizel ortam otokton birlik ve Sinatdağı napında saf kireçtaşı sedimantasyonu ile belirginleşirken; Gevne napında silttaşı, şeyl - marn, bazen de kumtaşı ve mikroçakı1lı ara düzeylerin karbonat sedimantasyonuna eşlik ettiği görülür (Turan 1990). Bentik foraminifer ve algler içeren Sinatdağı ve Ovacık formasyonlarının alt bölümlerinde yaygın bir biçimde kuş gözü yapılarının izlenmesi, Jura esnasında bölgenin çok sığ sıcak bir denizle örtülü olduğunu gösterirken; yer yer oolit fasiyeslerine rastlanması, denizin zaman zaman yüksek enerjili olduğunun delilidir. Gevne napı birliğinde yer alan Dedebeleni formasyonu içinde seyrek olarak gözlenen 2-3 cm kalınlığındaki kömür bantları ile jips-anhidrit yumruları ve yoğun olarak izlenen dolomitli kireçtaşı-dolomit

20 13 ara düzeyleri, Jura da bu paleocoğrafik alanda iklimin sıcaklığını ve lagünlerin varlığını ayrıca belgelemektedir. Gevne napında Dedebeleni formasyonundan sonra kalın dolomitli kireçtaşları ile başlayan Cihandere formasyonu, uyumlulukla çökelmeye devam ederek gelişimini sürdürmüştür. Jura formasyonlarının üste doğru dismikrit, biyomikrit, intramikrit fasiyeslerini göstermesi, neritik karbonat sedimantasyonun sakin su ortamında Malm boyunca tüm birliklerde sürekli olduğunu gösterir. Bu karbonat platformundaki paleocoğrafik şartlar Malm den sonra Erken Kretase boyunca sürmüş ve devamlı bir karbonat yığışımı olmuştur (Turan 1990). Geç Kretase Kuvaterner dönemi inceleme alanında karasal ortamdaki aşınma süreci şeklinde geçmiştir. Erozyon işlevleri günümüze kadar devam etmekte olup, özellikle Kuvaterner de fay dikliklerinin eteklerinde gözlenen yamaç molozları birikmiştir. Çakıl, kum ve çamurlardan oluşan Güncel akarsu tortulları vadi tabanlarında gelişimlerini sürdürmektedirler (Turan 1990).

21 14 4. PETROGRAFİ VE JEOKİMYA 4.1. Petrografi Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarından iki noktadan ölçülü stratigrafi kesiti alımı yapılmıştır (Şekil 4.1 ve 4.28). Yapılan ölçülü stratigrafi kesitleri aşağıda tek tek irdelenmiştir ÖSK - A dan Alınan Numunelerin Petrografik Özellikleri: 1 no lu lokasyondaki Dedebeleni formasyonuna ait karbonatlar tabanda kireçtaşı ile başlamakta üste doğru kireçtaşı çamurtaşı ve kireçtaşı dolomitik kireçtaşı ardalanması şeklinde devam etmekte, orta kesimlere doğru dolomit kireçtaşı ardalanmasına geçmekte ve üst kesimde kireçtaşı ile sonlanmaktadır (Şekil 4.1). 1 no lu lokasyondaki Cihandere formasyonuna ait karbonatlar tabanda dolomit ile başlamakta, üste doğru kalsitik dolomit, kireçtaşı dolomit ardalanmasına geçip üst kesimde kireçtaşı ile sonlanmaktadır (Şekil 4.1). Dedebeleni formasyonuna ait kireçtaşları içerisinde fosil (% 0-26), pellet (% 0-25), intraklast (0-5) oranında görülmekte olup, % oranında sparit ve % 0-63 oranında mikrit bulunmaktadır (Çizelge 4.1). Cihandere formasyonuna ait kireçtaşları içerisinde fosil (% 0-20), pellet (% 0-16) oranında görülmekte olup, % oranında sparit ve % oranında mikrit bulunmaktadır (Çizelge 4.1). Bu ölçülü stratigrafi kesitinden alınan numunelerin mikroskobik özellikleri göz önünde tutularak Dunham (1962) sınıflamasına göre Dedebeleni formasyonunda vaketaşı, dolosparit, istiftaşı ve kristalin kireçtaşı şeklinde oldukları gözlenmiştir (Çizelge 4.1). Yine bu kesitteki Cihandere formasyonuna ait örneklerin dolosparit, kalsitik dolomit, vaketaşı, dolomikrit, istiftaşı, dolomiksparit, kristalin kireçtaşı ve çamurtaşı şeklinde oldukları belirlenmiştir (Çizelge 4.1). Dedebeleni formasyonu ince kesitlerinde mikrodan iriye değişen boyutlarda, özşekilli - yarı özşekilli ve öz şekilsiz tane şeklinde idiyotopik ve ksenotopik dokulu dolomit kristalleri görülmektedir (Çizelge 4.2). Petrografik inceleme sonucu Dedebeleni formasyonunda vaketaşı (Şekil 4.2, 4.3), dolosparit (Şekil 4.4, 4.5, 4.6, 4.7, 4.8), istiftaşı (Şekil 4.9) ve kristalin kireçtaşı (Şekil 4.10) şeklinde oldukları gözlenmiştir.

22 15 Cihandere formasyonu ince kesitlerinde mikrodan iriye değişen boyutlarda, özşekilli - yarı özşekilli ve öz şekilsiz tane şeklinde idiyotopik ve ksenotopik dokulu dolomit kristalleri görülmektedir (Çizelge 4.2). Petrografik inceleme sonucu Cihandere formasyonunda dolosparit (Şekil 4.12, 4.13, 4.14, 4.15), kalsitik dolomit (Şekil 4.16, 4.17), vaketaşı istiftaşı (Şekil 4.18, 4.19, 4.20), dolomikrit - dolomiksparit (Şekil 4.21, 4.22), kristalin kireçtaşı ve çamurtaşı (Şekil 4.23) şeklinde oldukları gözlenmiştir. ÖSK-1 den Cihandere formasyonundan alınan bir örnekten (A-309) yaptırılan SEM (taramalı elektron mikroskop) incelemesi sonucu ince kristalli yarı özşekilli dolomit kristalleri (Şekil 4.24), çok ince kristalli yarı özşekilli dolomit kristalleri (Şekil 4.25), çok ince kristalli özşekilli dolomit kristalleri (Şekil 4.26) ve EDX diyagramları görülmektedir.

23 Şekil 4.1. Ölçülü stratigrafi kesiti A 16

24 17 Kesit No Kalsit İçeriği % Çizelge 4.1: ÖSK-A dan alınan örneklerin mikroskobik özellikleri. Dolomit Allokemler Otokemler İçeriği Fosil İntraklast Ooid Pellet Sparit Mikrit % % % % % % % Kayacın Adı (Dunham,1962) **A-10 D Vaketaşı **A-22 D Vaketaşı ***A-31 D Vaketaşı *A-40 D Dolosparit *A-52 D Dolosparit **A-61 D İstiftaşı *A-80 D Dolosparit **A-92 D İstiftaşı *A-104 D Dolosparit **A-141 D Kristalin kireçtaşı *A-146 C Dolosparit *A-160 C Dolosparit *A-178 C Dolosparit *A-204 C Dolosparit A-217 C Kalsitik dolomit **A-283 C Vaketaşı *A-303 C Dolosparit *A-309 C Dolomikrit **A-333 C Vaketaşı-istiftaşı **A-369 C Vaketaşı *A-393 C Dolomiksparit **A-416 C Kristalin kireçtaşı **A-446 C Vaketaşı **A-470 C Çamurtaşı *Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, D: Dedebeleni formasyonu; C: Cihandere formasyonu. Kesit No Çizelge 4.2: ÖSK-A dan alınan dolomit örneklerin dokusal özellikleri. Kalsit İçeriği % Dolomit İçeriği % İlksel dokunun korunma oranı Tane boyutu Dolomit Kristallerinin Boylanma Tane şekli Öz Yö Ös **A-10 D **A-22 D ***A-31 D *A-40 D iri iyi - İdiyotopik *A-52 D orta-iri orta - Ksenotopik **A-61 D *A-80 D orta-iri orta - İdiyotopik **A-92 D *A-104 D 7 93 İnce iyi - - Ksenotopik **A-141 D *A-146 C iri iyi - - İdiyotopik *A-160 C İnce-orta orta - İdiyotopik *A-178 C Orta-iri orta - İdiyotopik *A-204 C 6 94 İnce-iri kötü - Ksenotopik A-217 C **A-283 C *A-303 C 5 95 İnce-orta orta - Ksenotopik *A-309 C İnce-iri kötü - Ksenotopik **A-333 C **A-369 C *A-393 C 8 92 İnce-iri kötü - Ksenotopik Doku

25 18 **A-416 C **A-446 C **A-470 C *Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, Öz= Özşekilli, Yö= yarı özşekilli, Ös= özşekilsiz Şekil 4.2. Vaketaşı; mikrit ve fosil (T.N. Kesit no: A-10; kireçtaşı).

26 19 Şekil 4.3. Vaketaşı; mikrit, organik madde ve sitilolit (Ç.N. Kesit no: A-22; kireçtaşı). Şekil 4.4. Özşekilli dolosparit (T.N. Kesit no: A-40; dolomit).

27 20 Şekil 4.5. Özşekillii dolomit ve kalsit çimento (T.N. Kesit no: A-52; dolomit). Şekil 4.6. Özşekilli kirli dolomit ve kalsit çimento - replase dolomit çimento (T.N. Kesit no: A-80; dolomit).

28 21 Şekil 4.7. Özşekilli dolomit ve kalsit çimento, replase dolomit çimento (T.N. Kesit no: A-104; dolomit). Şekil 4.8. Özşekilli dolomit ve kalsit - replase dolomit çimento (T.N. Kesit no: A-104; dolomit).

29 22 Şekil 4.9. Glomospira'lı tanetaşı-istiftaşı, sparikalsitik çimento (Ç.N. Kesit no: A-61; kireçtaşı). Şekil Kristalin kireçtaşı (Ç.N. Kesit no: A-141; kireçtaşı).

30 23 Şekil Özşekilsiz, orta-iri kristalli dolosparit (T.N. Kesit no: A-146; dolomit). Şekil Özşekilli-yarıözşekilli, orta-iri kristalli dolosparit (T.N. Kesit no: A-160; dolomit).

31 24 Şekil Özşekilli, orta-iri kristalli dolosparit (Ç.N. Kesit no: A-178; dolomit). Şekil Özşekilli, zonlu dolosparit ve kalsit çimento - replase dolomit çimento (T.N. Kesit no: A-204; dolomit).

32 25 Şekil Yarıözşekilli, iri kristalli dolosparit (T.N. Kesit no: A-303; dolomit). Şekil İnce kristalli sparit ve dolomit, (Ç.N. Kesit no: A-217; kalsitik dolomit).

33 26 Şekil İnce kristalli sparit ve dolomit, (Ç.N. Kesit no: A-217; kalsitik dolomit). Şekil Fosilli mikrospari kalsitik kireçtaşı ve çok az dolomitleşme (Ç.N. Kesit no: A-283; kireçtaşı).

34 27 Şekil Dolomitize biomoldlu vaketaşı ve neomorfik sparikalsit (Ç.N. Kesit no: A-283; dolomitik kireçtaşı). Şekil Vaketaşı ve sparitik biomoldlar (Ç.N. Kesit no: A-446; kireçtaşı).

35 28 Şekil Biomold, ince taneli dolomikrit-dolosparit (Ç.N. Kesit no: A-309; dolomit). Şekil Özşekilli-yarıözşekilli mozayik (şekerimsi) dolomiksparit (T.N. Kesit no: A-393; dolomit).

36 Şekil Fosilli çamurtaşı (T.N. Kesit no: A-470; kireçtaşı). 29

37 30 cps/ev Mn Fe S O Mg Si S Ca Mn Fe Ca kev Şekil İnce kristalli yarı öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: A-309; dolomit).

38 31 cps/ev Mn Cl Fe S O Mg Si S Cl Ca Mn Fe Ca kev Şekil Çok ince kristalli yarı öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: A-309; dolomit).

39 32 cps/ev Mn Fe S O Mg Si S Ca Mn Fe Ca kev Şekil Çok ince kristalli öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: A-309; dolomit).

40 ÖSK - B den Alınan Numunelerin Petrografik Özellikleri: 2 no lu lokasyondaki Dedebeleni formasyonuna ait karbonatlar tabanda kireçtaşı ile başlamakta, yukarıya doğru dolomit kireçtaşı ardalanmasına geçmekte ve üstte kireçtaşı ile sonlanmaktadır (Şekil 4.27). Yine 2 no lu lokasyondaki Cihandere formasyonuna ait karbonatlar ise tabanda dolomit ile başlamakta, üste doğru dolomitik kireçtaşı kireçtaşı ardalanmasına geçmekte, orta kesimlerde dolomit, kalsitik dolomit ile devam edip, üst kesimde kireçtaşı, dolomitik kireçtaşı şeklinde olup, üstte kireçtaşı ile sonlanmaktadır (Şekil 4.27). Dedebeleni formasyonuna ait kireçtaşları içerisinde fosil (% 14-23), pellet (% 9-21) oranında görülmekte olup, % 8-20 oranında sparit ve % oranında mikrit bulunmaktadır (Çizelge 4.3). Cihandere formasyonuna ait kireçtaşları içersinde fosil (% 0-20), pellet (% 0-17), intraklast (% 0-5) oranında görülmekte olup, % 0-85 oranında sparit ve % oranında mikrit bulunmaktadır (Çizelge 4.3). Dedebeleni formasyonuna ait ince kesitlerde orta kristalliden iriye değişen boyutlarda özşekilli ve zonlu-yarı özşekilli - özşekilsiz dolomit kristalleri görülmektedir (Şekil 4.28, 4.29, 4.30). Dedebeleni formasyonuna ait kireçtaşlarında ise kısmen dolomitize mikritik kireçtaşı (Şekil 4.31), kısmen dolomikritik biomoldlu, organik maddeli vaketaşı (Şekil 32) ve sparikalsitik dolgulu ostrakodlu istiftaşı (Şekil 33) gözlenmiştir. Cihandere formasyonuna ait ince kesitlerde inceden iriye değişen boyutta özşekilli yarıözşekilli ve özşekilsiz dolomit kristalleri gözlenmiştir (Şekil 4.34, 4.35, 4.36, 4.37). Bazı seviyelerde dolomitik kireçtaşları (Şekil 4.38, 4.39, 4.40, 4.41, 4.42), bazı seviyelerde kalsitik dolomit (Şekil 4.43, 4.44) gözlenmektedir. Cihandere formasyonuna ait kireçtaşları intraklast pellet tanetaşı (Şekil 4.45), organik maddeli sitilolitli çamurtaşı (Şekil 4.46), çamurtaşı (Şekil 4.47), gastropod fosilli vaketaşı (Şekil 4.48) ve sparikalsitik çatlak dolgulu vaketaşı (Şekil 4.49) şeklinde gözlenmiştir. ÖSK-2 den Cihandere formasyonundan alınan bir örnekten (B-223) yaptırılan SEM (taramalı elektron mikroskop) incelemesi sonucu çok ince kristalli özşekilli dolomit kristalleri (Şekil 4.50), çok ince kristalli özşekilli dolomit kristalleri (Şekil 4.51) ve EDX diyagramları görülmektedir.

41 Şekil Ölçülü stratigrafi kesiti B. 34

42 35 Kesit No Çizelge 4.3: ÖSK-B den alınan örneklerin mikroskobik özellikleri. Kalsit Dolomit Allokemler Otokemler İçeriği İçeriği Fosil İntraklast Ooid Pellet Sparit Mikrit % % % % % % % % Kayacın Adı (Dunham,1962) **B-7D Vaketaşı *B-36D Dolosparit **B-71D Vaketaşı *B-80D Dolosparit **B-107D İstiftaşı *B-110C Dolosparit *B-143C Dolomiksparit ***B-157C Dolomitik kireçtaşı **B-169C Vaketaşı-istiftaşı **B-192C Vaketaşı ***B-208C Dolomitik kireçtaşı *B-223C Dolomikrit B-248C Kalsitik dolomit **B-263C Çamurtaşı ***B-285C Dolomitik kireçtaşı **B-315C Vaketaşı **B-342C Vaketaşı **B-378C Çamurtaşı *Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, D: Dedebeleni fm; C: Cihandere fm. Kesit No Çizelge 4.4: ÖSK-B den alınan dolomit örneklerin dokusal özellikleri. Kalsit Dolomit İlksel Dolomit Kristallerinin İçeriğ İçeriği dokunun Tane Tane şekli i % korunma boyutu Boylanma % oranı Öz Yö Ös **B-7D *B-36D iri iyi İdiyotopik **B-71D *B-80D iri iyi - Ksenotopik **B-107D *B-110C Orta-iri orta - - hibidyotopik *B-143C 5 95 İnce-orta kötü - Ksenotopik ***B-157C **B-169C **B-192C ***B-208C *B-223C 8 92 ince iyi - İdiyotopik B-248C **B-263C ***B-285C **B-315C **B-342C **B-378C *Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, Öz= Özşekilli, Yö= yarı özşekilli, Ös= Özşekilsiz Doku

43 36 Şekil Dolomit, özşekilli-kenar çimentolu, merkezi kirli-kenarı berrak (özşekilli zonlu dolomit) (T.N. Kesit no: B-36; dolomit). Şekil Zonlu dolomit (?biomoldik) (T.N. Kesit no: B-36; dolomit).

44 37 Şekil Yarıözşekilli-özşekilsiz dolomit (T.N. Kesit no: B-80; dolomit). Şekil Mikritik kireçtaşı, dolomikrit, mikrit, sparikalsitik damar ve az oranda dolosparit (T.N. Kesit no: B-7; kireçtaşı).

45 38 Şekil Mikritik kireçtaşı, mikrit, dolomikrit, biomold ve organik madde, alizarin red-s ile boyanmıştır (T.N. Kesit no: B-71; kireçtaşı). Şekil Ostrakodlu sparikalsitik kireçtaşı (Ç.N. Kesit no: B-107; kireçtaşı).

46 39 Şekil Özşekilli dolomit romboederleri ve didolomitleşme (T.N. Kesit no: B-110; dolomit). Şekil Damar dolgusu dolomit-didolomit (T.N. Kesit no: B-110; dolomit).

47 40 Şekil Özşekilli-yarıözşekilli dolomit ve Fe-oksitle ornatılma (T.N. Kesit no: B-143; dolomit). Şekil İnce taneli dolomikrit-dolosparit (Ç.N. Kesit no: B-223; dolomit).

48 41 Şekil Cihandere formasyonunun bazı seviyelerinde gözlenen yeşil alg ve bivalv sparit ve mikrit (Ç.N. Kesit no: B-157; dolomitik kireçtaşı). Şekil Özşekilli dolomit romboederleri, mikrit, mikrosparikalsit, organik maddeli sitilolit (Ç.N. Kesit no: B-285; dolomitik kireçtaşı).

49 42 Şekil Özşekilli dolomit romboederleri, sparit-mikrit (T.N. Kesit no: B-285; dolomitik kireçtaşı). Şekil Mikritik kireçtaşı, biomoldik dolomit (T.N. Kesit no: B-157; dolomitik kireçtaşı).

50 43 Şekil Mikrit-dolomikrit (Ç.N. Kesit no: B-208; dolomitik kireçtaşı). Şekil Dolomikrit-dolosparit-sparikalsit (Ç.N. Kesit no: B-248; Kalsitik dolomit).

51 44 Şekil Dolomikrit-dolomikrosparit, mikrit-mikrospar, organik maddeli sitilolit (T.N. Kesit no: B- 248; kalsitik dolomit). Şekil İntraklast-pellet tanetaşı (T.N. Kesit no: B-169; kireçtaşı).

52 45 Şekil Mikrit, organik maddeli sitilolit (T.N. Kesit no: B-263; kireçtaşı). Şekil Çamurtaşı (Ç.N. Kesit no: B-378; kireçtaşı).

53 46 Şekil Gastropod fosilli vaketaşı (T.N. Kesit no: B-342; kireçtaşı). Şekil Vaketaşında pellet-intraklast ve çatlak dolgusu sparikalsit (T.N. Kesit no: B-192; kireçtaşı).

54 47 cps/ev Cl Na Mn C Fe S O Mg Si S Cl Ca Mn Fe Ca kev Şekil Çok ince kristalli öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: B-223; dolomit).

55 48 cps/ev Mn Fe C Na S O Mg Si S Ca Ca Mn Fe kev Şekil Çok ince kristalli öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: B-223; dolomit).

56 Jeokimya Dedebeleni formasyonuna ait dolomit (6 adet) ve kireçtaşı (2 adet) örneklerinin analiz sonuçları Çizelge de verilmiştir. Bu analiz verilerinden ana, iz, nadir toprak ve izotop (O, C) değerleri kullanılarak Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin gelişimi yorumlanacaktır. Yine Cihandere formasyonuna ait dolomit (10 adet) ve kireçtaşı (2 adet) örneklerinin analiz sonuçları Çizelge da verilmiştir. Bu analiz verilerinden ana, iz, nadir toprak ve izotop (O, C) değerleri kullanılarak Cihandere formasyonu dolomitlerinin gelişimi yorumlanacaktır. Çizelge 4.5. Dedebeleni formasyonundaki dolomit ve kireçtaşlarının majör oksit içerikleri. Örnek No SiO 2 Al 2O 3 Fe 2O 3 MgO CaO Na 2O K 2O TiO 2 % CaCO 3 % MgCO 3 A-40 1,11 0,49 0,62 19,13 34,93 0,01 0,07 0,02 62,34 40,02 A-52 3,99 1,03 0,43 18,29 33,78 0,02 0,05 0,05 60,29 38,25 A-80 4,56 1,19 0,35 19,4 33,64 0,01 0,19 0,05 60,04 40,58 A-104 1,01 0,28 0,1 18,32 35,01 0,01 0,04 0,01 62,48 38,32 B-36 3,01 0,57 0,24 18,83 31,93 0,02 0,16 0,02 56,99 39,40 B-80 2,99 0,29 0,23 18,11 35,1 0,02 0,04 0,02 62,64 37,87 A-61* 6,84 0,89 0,3 0,63 49,87 0,04 0,15 0,04 B-107* 0,42 0,22 0,1 0,55 55,12 0,04 0,04 0 *Kireçtaşı Çizelge 4.6. Dedebeleni formasyonundaki dolomit ve kireçtaşlarının REE içerikleri. Örnek No A-40 A-52 A-80 A-104 B-36 B-80 A-61* B-107* La 0,1875 0,1125 0, , ,075 0,0375 0, ,12812 Ce 0, , , ,0452 0, , , ,08904 Pr 0, , , , , , , ,09747 Nd 0, , , , ,0606 0, , ,09696 Sm 0, , , , , , , ,13158 Eu 0, , , , , , , ,14516 Gd 0, , , , , , , ,15 Tb 0, , , , , , , ,14117 Dy 0, , , , , , , ,12931 Ho 0, , , , , , , ,14423 Er 0, , , , , , , ,12059 Tm 0,14 0,08 0,08 0,04 0,06 0,02 0,06 0,12 Yb 0, , , , , ,0258 0, ,10322 Lu 0, , , , ,0625 0, ,0625 0,10416 *Kireçtaşı

57 50 Çizelge 4.7. Dedebeleni formasyonundaki dolomitlerin bazı iz element, izotop ve dolomitleşme sıcaklık değerleri. Örnek No Sr Fe Mn Na Ba Rb δ 18 O δ 13 C (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (PDB) (PDB) δ 18 O (SMOW) Dolomitleşme sıcaklığı (T o C) (sw = 0) A ,4-5,2 0,83 25,5 65 A ,1-5,9 0,79 24,8 71 A ,6-2,37 2,65 28,4 46 A , ,6-4,34 3,14 26,4 59 B-36 76, ,3-5,81 1,72 24,9 70 B-80 88, ,5-3,35 1,29 27,4 52 A-61* ,5-7,96 2,68 22,7 87 B-107* ,1-5,64 3, *Kireçtaşı Çizelge 4.8. Cihandere formasyonundaki dolomit ve kireçtaşlarının majör oksit içerikleri. Örnek No SiO 2 Al 2O 3 Fe 2O 3 MgO CaO Na 2O K 2O TiO 2 % CaCO 3 % MgCO 3 A-146 3,01 0,57 0,24 19,53 33,64 0,02 0,07 0,03 60,04 40,85 A-160 2,99 0,29 0,23 18,11 35,1 0,02 0,04 0,02 62,64 37,87 A-178 5,07 0,46 0,3 20,28 31,47 0,02 0,07 0,02 56,17 42,41 A-204 3,08 0,41 0,2 20,39 32,73 0,01 0,04 0,02 58,42 42,66 A-303 1,17 0,15 0,04 19,32 35,49 0,01 0,02 0,01 63,34 40,40 A-309 2,53 0,69 0,54 20,41 31,48 0,02 0,03 0,03 56,19 42,69 A-393 0,44 0,03 0,33 21,05 32,51 0,01 0, ,02 44,04 B-110 0,94 0,12 0,05 20,34 34,63 0,04 0, ,81 42,55 B-143 0,18 0,04 0,04 18,93 35,61 0,02 0, ,56 39,61 B-223 1,41 0,5 0,24 19,54 32,82 0,03 0,09 0,02 58,57 40,85 A-446* 2,52 0,62 0 0,7 52,47 0,05 0,02 0,03 B-192* 0,36 0,06 0,04 0,61 55,74 0,06 0,02 0 *Kireçtaşı Çizelge 4.9. Cihandere formasyonundaki dolomit ve kireçtaşlarının REE içerikleri. Örnek No A-146 A-160 A-178 A-204 A-303 A-309 A-393 B-110 B-143 B-223 A-446* B-192* La 0,0843 0,0531 0,0344 0,15 0,0187 0,0906 0,0125 0,025 0,025 0,0656 0,05 0,0375 Ce 0, , , ,1151 0, , , , , , , ,03425 Pr 0, ,0443 0, ,1316 0, , , , , , , ,03924 Nd 0, , , ,1454 0, , , , , , , ,03939 Sm 0, ,0614 0, ,1702 0, , , , ,0193 0, , ,04737 Eu 0, , , ,1855 0, , , , , , , ,04839 Gd 0, , , ,2000 0, , , , , , , ,04423 Tb 0, , , ,1765 0, , , , , , , ,04706 Dy 0,0931 0, , ,1362 0, , , , , , , ,03621 Ho 0, , , ,1538 0, , , , , , , ,03846 Er 0, , ,0147 0,1353 0, , , , , , , ,02647 Tm 0,1 0,06 0,02 0,1200 0,02 0,06 0,02 0,02 0,02 0,12 0,06 0,04 Yb 0, , , ,1064 0, , , , , , , ,02903 Lu 0, , , ,1042 0, ,0625 0, , , , , ,02083 *Kireçtaşı

58 51 Çizelge Cihandere formasyonundaki dolomitlerin bazı iz element, izotop ve dolomitleşme sıcaklık değerleri. Örnek No Sr Fe Mn Na Ba Rb δ 18 O δ 13 C δ 18 O (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (PDB) (PDB) (SMOW) Dolomitleşme sıcaklığı (T o C) (sw = 0) A ,7-6,35 1,73 24,3 74 A ,5-5,65 2, A ,9-7,23 2,18 23,4 81 A ,4-4,87 1,85 25,8 63 A ,4-2,83 0,94 27,9 49 A ,9-3,16 1,14 27,6 51 A ,8-2,91 0,87 27,8 49 B ,6-6,38 4,12 24,3 74 B ,4-8,1 2,05 22,5 88 B ,9-2,17 2,73 28,6 45 A-446* ,2-8,57 5, B-192* ,2-7,08 6,01 23,6 80 *Kireçtaşı Majör Element Jeokimyası Dedebeleni formasyonu ve Cihandere formasyonu dolomitlerinin Mol % MgCO 3 mol % CaCO 3 grafiğinde MgCO 3 içeriği ile CaCO 3 içeriği arasında negatif ilişkinin olduğu gözlenmektedir (Şekil 4.52 ve 4.53). Dolomitleşme esnasında dolomitler içersindeki Ca iyonları ortamdan uzaklaştıkça Mg iyonlarının oranında artış olmaktadır. Böylece oluşan dolomitin bileşimi de ideal dolomitin (stoikiyometrik dolomit) bileşimine yaklaşmaktadır. Ancak Dedebeleni formasyonu ve Cihandere formasyonu dolomitleri Ca ca zengin non-stoikiyometrik dolomit bileşimindedir (Çizelge 4.5 ve 4.8). Dolomitlerin yarı duraylılıkları sebebiyle ilerleyen rekristalleşme esnasında çok stoikiyometrik olmaları beklenmektedir (Gao ve Land 1991; Montanez ve Read 1992; Malone ve ark. 1994, 1996; Kırmacı ve Akdağ 2005). Ancak bazı araştırmacılar Ca ca zengin dolomitlerin uzun zaman periyotlarınca duraylı kalabileceğini ileri sürmüşlerdir (Lumsden ve Chimahusky 1980; Sperber ve ark. 1984; Searl 1994; Reinhold 1998; Kırmacı ve Akdağ 2005). Ca ca zengin non-stoikiyometrik dolomit genellikle dolomitleşmiş solusyonun Mg/Ca oranının ve dolomitleşme esnasındaki sıvı/kaya oranının bir fonksiyonu olarak ifade edilmektedir. Bu oranların düşmesiyle Ca ca zengin non-stoikiyometrik dolomit oluşur. Kalsiyan dolomitlerin varlığı düşük Mg/Ca oranıyla ilişki bir solüsyondan oluştuğunu gösterir. Ca ca zengin dolomitler genellikle yüzeye yakın bir kökene sahiptir (Morrow 1998; Kırmacı ve Akdağ 2005). Non-stoikiyometrik kalsiyan dolomit, kaya kontrollündeki kısmen kapalı bir sistemde kolayca oluşabilir (Sperber ve ark. 1984; Török 2000; Kırmacı ve Akdağ 2005).

59 52 Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin mol % MgCO 3 mol % CaCO 3 grafiği. Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerinin mol % MgCO 3 mol % CaCO 3 grafiği. % K 2 O Rb (ppm) grafiğinde, hem Dedebeleni formasyonu hem de Cihandere formasyonu dolomitlerinde Rb içeriği ile K 2 O arasında pozitif bir korelasyon gözlenmektedir (Şekil 4.54 ve 4.55). Rb ve K 2 O arasındaki pozitif korelasyon karbonatlar içersindeki killerin denizel orijinli olduğunu destekler (Rao 1989). Dolayısıyla bu özellik Dedebeleni formasyonu ile Cihandere formasyonunun denizel orijinli olduğunu belgelemektedir.

60 53 Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin % K 2 O Rb (ppm) grafiği. Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerinin % K 2 O Rb (ppm) grafiği Minör ve İz Element Jeokimyası Dedebeleni formasyonu Fe Mn (ppm) grafiğinde, dolomitlerde Mn ile Fe içeriği arasında zayıf da olsa pozitif bir ilişki gözlenmekte, yani Fe içeriği artarken Mn içeriği de artmaktadır (Şekil 4.56). Cihandere formasyonu Fe Mn (ppm) grafiğinde ise, dolomitlerde Mn ile Fe içeriği arasında çok zayıf bir pozitif bir ilişki gözlenmektedir (Şekil 4.57).

61 54 Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) Mn (ppm) grafiği. Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) Mn (ppm) grafiği. Fe Al grafiğinde Dedebeleni formasyonu dolomitlerinde Al içeriği ile Fe içeriği arasında zayıf da olsa pozitif bir ilişki gözlenirken (Şekil 4.58) Cihandere formasyonu dolomitlerinde orta derecede pozitif ilişki gözlenmektedir (Şekil 4.59). Dolomitlerdeki Fe ve Al bolluğu terijen kirlenmelere dayandırılan, çoğunlukla filtrelenme nedenli olarak yorumlanmıştır (Lu ve Meyers 1998).

62 55 Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) Al (ppm) grafiği. Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) Al (ppm) grafiği Stabil İzotop Jeokimyası Dedebeleni formasyonuna ait dolomitlerin O 18 (PDB) değerleri -5,90 ile -2,37 arasında, C 13 (PDB) değerleri +0,79 ile +3,14 arasında olup pozitif ilişki sergilemektedir (Şekil 4.60). Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin bu karakteri erken diyajenezde sığ gömülme ortamında düşük sıcaklıkta ve orta derin gömülme ortamında havzasal tuzlu sulardan yüksek sıcaklıklarda oluşumu önermektedir.

63 56 Şekil Dedebeleni formasyonu C 13 (PDB) - O 18 (PDB) grafiği. Cihandere formasyonuna ait dolomitlerin O 18 (PDB) değerleri -8,10 ile -2,17 arasında, C 13 (PDB) değerleri +0,87 ile +4,12 arasında olup negatif bir ilişki sergilemektedir (Şekil 4.61). Cihandere formasyonu dolomitlerinin bu karakteri erken diyajenezde sığ gömülme ortamında düşük sıcaklıkta ve orta derin gömülme ortamında havzasal tuzlu sulardan yüksek sıcaklıklarda oluşumu önermektedir. Şekil Cihandere formasyonu C 13 (PDB) - O 18 (PDB) grafiği.

64 57 Dedebeleni formasyonu dolomitleri için % Fe 2 O 3 Toplam REE (ppm) grafiği karşılaştırılması pozitif bir ilişki sergilemektedir (Şekil 4.62). Çoğu örneklerde Fe 1000 ppm den yüksek olup maksimum 4336 ppm dir. Toplam REE konsantrasyonları Fe içeriği ile artmaktadır; bu da REE nin Fe oksitlerden belirli bir miktarda alındığını önermektedir. Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerindeki % Fe 2 O 3 Toplam REE (ppm) grafiği. Cihandere formasyonu dolomitleri için % Fe 2 O 3 Toplam REE (ppm) grafiği karşılaştırılması çok zayıf bir pozitif ilişki sergilemektedir (Şekil 4.63). Çoğu örneklerde Fe 1000 ppm den yüksek olup maksimum 3777 ppm dir. Toplam REE konsantrasyonları Fe içeriği ile çok az artmaktadır; bu da REE nin Fe oksitlerden oldukça az bir miktarda alındığını daha ziyade karbonat fazından alındığını önermektedir.

65 58 Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerindeki % Fe 2 O 3 Toplam REE (ppm) grafiği. Dedebeleni formasyonu dolomitleri için toplam REE konsantrasyonlarına karşı % SiO 2 ve Al 2 O 3 konsantrasyonlarının karşılaştırılması SiO 2 ile herhangi bir ilişki sergilemezken, Al 2 O 3 ile zayıf bir pozitif bir ilişki sergilemektedir (Şekil 4.64). Dolomitlerdeki Al ve Si düşük oranlardadır. Dolayısıyla bu dolomit örneklerindeki toplam REE içerikleri Al ve/veya Si konsantrasyonlarının yükselmesiyle artmamaktadır. Bu silisiklastik kirlenmenin Fe e göre çok düşük olduğunu ifade etmektedir.

66 59 Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerdeki % SiO 2 ve % Al 2 O 3 -Toplam REE grafiği. Cihandere formasyonu dolomitleri için toplam REE konsantrasyonlarına karşı % SiO 2 ve Al 2 O 3 konsantrasyonlarının karşılaştırılması SiO 2 ile çok zayıf bir pozitif ilişki sergilerken, Al 2 O 3 ile orta derecede pozitif bir ilişki sergilemektedir (Şekil 4.65). Dolomitlerdeki Al ve Si çoğunlukla düşük oranlarda olmakla birlikte Fe den daha yüksek orandadır. Dolayısıyla bu dolomit örneklerindeki toplam REE içerikleri Al ve/veya Si konsantrasyonlarının yükselmesiyle bir miktar artmaktadır. Bu silisiklastik kirlenmenin Fe e göre daha yüksek olduğunu ifade etmektedir.

67 60 Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerdeki % SiO 2 ve % Al 2 O 3 -Toplam REE grafiği. Dedebeleni formasyonu dolomit örnekleri REE ce fakirleşmeyi sergilerler. Ayrıca örneklerin hepsinde negatif Ce anomalileri gözlenmesi yükseltgen ortamdaki dolomitleşmeyi önermektedir (Şekil 4.66, 4.67). Dedebeleni formasyonu dolomit örnekleri birincil olarak gelişen kireçtaşlarına göre bir miktar REE zenginleşmesi göstermektedir (Şekil 4.66). Şekil Dedebeleni formasyonu dolomitlerindeki REE dağılımı.

68 61 Şekil Dedebeleni formasyonu kireçtaşlarındaki REE dağılımı. Cihandere formasyonu dolomit örnekleri REE ce fakirleşmeyi sergilerler. Ayrıca örneklerin hepsinde negatif Ce anomalileri gözlenmesi yükseltgen ortamdaki dolomitleşmeyi önermektedir (Şekil 4.68, 4.69). Cihandere formasyonu dolomit örnekleri birincil olarak gelişen kireçtaşlarına göre REE zenginleşmesi göstermektedir (Şekil 4.68). Şekil Cihandere formasyonu dolomitlerindeki REE dağılımı.

69 Şekil Cihandere formasyonu kireçtaşlarındaki REE dağılımı. 62

70 63 5. TARTIŞMA 5.1. Petrografik Yorumlar Ünimodal, çok ince ince kristalin planar-s (subhedral) dolomitler; küçük kristal boyutları (<60 μm) sınırlı subtidal ile supratidal ortamları gösterir (Amthor ve Friedman 1991). İnce kristal boyu erken diyajenetik dolomit ya da eş zamanlı neomorfizmanın ya da orijinal peritidal karbonat çamurtaşlarının erken replasesiyle sonuçlanabilir (Zenger 1983; Amthor ve Friedman 1991). Dolomit genellikle seçici olarak ince kristalin CaCO 3 ı replase eder (Murray ve Lucia 1967; Sibley ve ark. 1987; Amthor ve Friedman 1991). İnce partiküller hacimleriyle karşılaştırıldığında çok büyük yüzey alanına sahiptir ve bu yüzden çekirdekleşme oranı hızlıdır. Eğer çekirdekleşme oranı, büyüme oranıyla karşılaştırıldığında yüksek ise sonuçta kristal boyu küçük olacaktır (Amthor ve Friedman 1991). Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki ince kristalli dolomitler de erken diyajenezde sığ gömülme ortamında oluşmuştur. Unimodal, orta iri kristalin planar-s mozayik dolomitler; orta geç diyajenetik replase dolomiti ifade ettiği şeklinde yorumlanmıştır. Orijinal depozisyonal dokuların korunması ve iri kristal boyu, majör, muhtemelen uzun süreli dolomitizasyon olayını önermektedir (Amthor ve Friedman 1991). Bu tip dolomitler Lee ve Friedman (1987) ile Mattes ve Mountjoy (1980) çalışmalarında geç gömülme orijinli olarak yorumlanmıştır (Amthor ve Friedman 1991). Bu dolomit tiplerinde karakteristik olarak bulutlu çekirdek ve temiz kenar dokusu vardır ki bütün yaşların kayalarında yaygındır (Murray ve Lucia 1967; Sibley 1982; Amthor ve Friedman 1991) ve allokemlerin nonmimik replasesi yaygındır. Bulutlu çekirdekler replasif dolomiti gösterir, oysaki temiz kenarlar zonlu dolomit çimentolardır, ki interkristalin poroziteyi kapatır. Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki orta iri kristalli yarıözşekilli mozayik dolomitler de geç diyajenetik replase dolomitler şeklinde oluşmuştur. İri çok iri kristalin planar-s dolomitler çimento ve daha önce gelişen çimentoyu replase eden dolomitler şeklinde gelişmişlerdir. Boşluk dolgusu dolomit terimi Sibley ve Gregg (1987) tarafından bu tip dolomitler için kullanılmıştır, çünkü dolomit çimento ve önceki çimentoyu replase eden dolomit arasındaki ayırım sıklıkla mümkün olmamaktadır. Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki dolomitlerde de bu tip replase dolomit ve dolomit çimentolar gözlenmekte olup, çimento ve replase dolomitler şeklinde yorumlanmışlardır.

71 64 Orta iri kristalin planar-e (öhedral) mozayik dolomitler; dolomitleşme öncesi dokunun çoğu delili olarak verilmiştir. Çünkü bireysel mozayiklerdeki kristal boyu ünimodaldır ve dolomit için çekirdekleşme alanlarının homojen olarak dağıldığı düşünülebilir (Sibley 1982; Schofield 1984; Amthor ve Friedman 1991). Dolomit kristallerinin uzlaşan sınırların paylaşımını göstermesi onların in-sitü oluştuğunu ifade eder. Onlar uyuşan kristal sınırları oluşturmak için eş zamanlı olarak gelişir ve bitişik kristallerdeki zonların birleşik büyümesiyle planar-e mozayikler geliştirmiştir (Schofield 1984; Amthor ve Friedman 1991). İntrakristalin yontulma özelliklerinin yokluğu, devamlılık ve eşit genişlikte zonlar kristallerin sürekli gelişimini göstermektedir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki dolomitlerdeki özşekilli dolomitler de bu şekilde oluşmuştur. Orta kristalin planar-s çatlak dolgusu gelişimi gözlenen çimento dolomitler geç diyajenetik tarihçede oluşurlar (Amthor ve Friedman 1991). Bu çatlak dolgusu dolomitler daha önce oluşan dolomitleri de kesebilmektedirler. Dolomitler hidrokarbonlar tarafından sarı ya da kahverengi renkle lekelenebilirler (Hood ve ark. 2002). Kristaller sık sık genel dalgalı sönmeli, eğri ya da barok dolomitin bir özelliği saddle benzeri şekilli karakteristiklere sahip olabilirler (Gregg 1988; Tucker ve Wright 1990; Hood ve ark. 2002). Geç saddle dolomitler genellikle Fe ce zengindirler (Tucker ve Wright 1990). Barok dolomitler potansiyel olarak birincil çökelim şeklinde ve ortalama C sıcaklıklarda oluşurlar ve daha az olarak da daha erken oluşan kalsitin replasesi şeklinde oluşurlar. Bu C sıcaklıkta oluşan petrol penceresi içersinde uzanır, ki barok dolomit yaygın olarak hidrokarbonla ilişkili olarak oluşur (Tucker ve Wright 1990). Karbonat silisiklastik karışım sistemindeki Fe mevcudiyetinin büyük miktarını da yansıtan kötü düzenlenmiş Ca ca zengin barok ferron dolomit (Land 1983) tipik olarak çok geç gömülme diyajenetik orijinlidir (Zenger ve Dunham 1988). Barok dolomit replase olabilir ya da çok daha yaygın olarak çok geç boşluk dolgusu çökelim orijinlidir (Tucker ve Wright 1990). Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki sadle ve barok dolomitler de geç diyajenetik olarak orta derin gömülme ortamında gelişmişlerdir. İri çok iri kristalin anhedral dolomitler orijinal kireçtaşı/dolomitin replasesi olarak oluşurlar. Bu tip replase genellikle bütün orijinal depozisyonal dokuları yokeder (Amthor ve Friedman 1991). Bu dolomit tipi Gregg ve Sibley (1984) ve Sibley ve Gregg (1987) tarafından tanımlanan ksenotopiğe benzemektedir (Amthor ve Friedman 1991). Gregg ve Sibley (1984) ksenotopik dolomit dokusunun yükseltilmiş sıcaklıklarda

72 65 önceden mevcut dolomitin neomorfik rekristalizasyınu ile ya da dolomit tarafından kireçtaşlarının replase edilmesinden sonuçlandığını önermiştir. Folk (1959) gömülme ortamındaki orijinal kireçtaşlarını replase eden anhedral dolomiti tanımlamıştır. Böyle bir replase sadece belirli zonlarda meydana gelir, ki orijinal yüksek porozite ve permeabilite ile karakterize edilir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki anhedral dolomitlerin de bu şekilde oluşmuştur. İri çok iri anhedral çimento dolomitler genellikle saddle dolomit olarak isimlendirilir (Radke ve Mathis 1980). Bu dolomitlerin hemen hemen hepsi yükseltilmiş sıcaklıklarda ( C; Radke ve Mathis 1980) ve yüksek tuzluluktaki tuzlu sulardan oluşmuş şeklinde yorumlanmıştır (Amthor ve Friedman 1991). Şimdiye kadar kesin delili sağlanamayan saddle dolomitler hiposalin su ya da denizelden düşük sıcaklıklarda oluşabilir (Radke ve Mathis 1980; Machel 1987). Anhedral çimento dolomit bu delil yetersizliğinde deniz suyundan daha yüksek tuzluluklar ile tuzlu sulardan yükseltilmiş sıcaklıklarda oluşmuş olarak da yorumlanmıştır (Amthor ve Friedman 1991). Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki dolomitlerde gözlenen saddle dolomitlerin de orta derin gömülmeyle yükseltilmiş sıcaklıklarda havzasal tuzlu sulardan oluştuğu düşünülmektedir. Kireçtaşlarındaki sitilolitleşmenin başlangıcı yaklaşık 500 m dir (Dunnington 1967; Lind 1993; Nicolaides ve Wallace 1997; Duggan 2004). 10 cm ya da daha büyük amplitüdlü yatay sitilolitler bulunur ise de litofasiyeslerin çoğunda 1 cm den daha küçüktür. Daha büyük amplitüdlü sitilolitlerin daha küçük amplitüdlü sitilolitleri kesmesi önermektedir ki verilen bir litolojideki sitilolizasyon ilerleyen orta ve derin gömülme esnasında oluşmuştur (Duggan 2004). Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki dolomitlerde gözlenen sitilolitlerin amplitüdleri <1 cm olduğundan sığ orta gömülmeyi önermektedir. Sitilolitlerin sınırlarında gözlenen koyu renklenmenin organik kökenli olduğu düşünülmektedir Jeokimyasal Yorumlar Fe ve Mn meteorik sularda Na ve K dan daha düşük konsantrasyonlarda olmakla birlikte örneklerde Na azalırken Fe ve Mn artar ise bu muhtemelen bol miktardaki organik maddenin sürekli redüksiyonu ile ilişkilidir (Mahboubi ve ark. 2002). Ayrıca Fe +2 ve Mn +2 nın indirgen formları karbonat minerallerinde bulunmaktadır; bu yüzden

73 66 Fe ve Mn konsantrasyonlarındaki artma karbonatların indirgen şartlar altında çökeldiğini ifade eder (Mahboubi ve ark. 2002). Birincil oksik denizel karbonatların <100 ppm Fe ve <10 ppm Mn a sahip oldukları tahmin edilmiştir (Veizer 1983b; Satterley ve ark. 1994), şöyleki bu elementlerin seviyeleri diyajenetik zenginleşmenin derecesini yansıtır. Mg, Fe ve Mn ın önceki karbonatlardan sağlanıp sağlanmadığının belirlenmesi güçtür (Srinivasan ve ark. 1994). Zengin Fe konsantrasyonları Fe ce zengin sıvılardan birincil oluşumun sonucu olabilir (Srinivasan ve ark. 1994). Şu muhtemeldirki detritik taneler üzerinde atmosferik yüzeyleme esnasında demiroksit kabuklanmalar oluşur (Srinivasan ve Walker 1993; Srinivasan ve ark. 1994), ki indirgen diyajenez şartları altında Fe in lokal kaynağı olarak korunabilir. Alternatif olarak havzasal sıvılardan alınan kompaksiyonun mevcudiyetinde gömülme esnasında erken ince taneli dolomitlerin (kötü düzenlenmeli ve çok düşük stoikiyometrik) rekristalizasyonu (Mazzullo 1992) Fe +2 konsantrasyonlarının yükseltilmesine katkıda bulunabilir (Srinivasan ve ark. 1994). Genelde Holosen dolomitleri ince kristalli (<10 µm), düşük Fe li ve non-stoikiyometriktir (Land 1985; Carballo ve ark. 1987; Hardie 1987; Sibley 1990; Mazzullo 1992; Srinivasan ve ark. 1994). Güncel dolomitin stoikiyometrisi yaş ile artar (Lumsden ve Chimahusky 1980; McKenzie 1981; Gregg ve ark. 1992; Srinivasan ve ark. 1994). Bununla beraber yaşlı dolomitler genellikle stoikiyometrinin daha yüksek derecesini gösterme eğilimindedir. Bu stoikiyometrideki artış, neomorfik alterasyona atfedilebilir (Carpenter 1980; Land 1980, 1985; Sibley 1990; Mazzullo 1992; Srinivasan ve ark. 1994). Yüzeye yakın oksitlenmiş sıvıların dolomitlere doğru süzülmesi, dolomit erimesini ve sonra oksi/hidroksit çökelimini açıklayabilir (Nader ve ark. 2007). Meteorik su gibi yüzeye yakın sular genelde oksitlenir ve çözünmez Fe oksi/hidroksit ve Mn oksi/hidroksitin hızlı çökelimini destekler (Lohmann 1988; Nader ve ark. 2007). Oksidasyon redüksiyon sisteminin matriks erime porozitesi içersinde Mn ve Fe in tahliyesini sonuçlandırdığı ve sonradan onların daha sonraki çimento safhalarına ve/veya içersine uygun dahil edilmesini kontrol ettiğine inanılmaktadır (Brand ve Veizer 1980; Lohmann 1988; Nader ve ark. 2007). Zonlu dolomitlerdeki yüksek ve birlikte değişen Fe ve Mn konsantrasyonları, atmosferik orijinli sıvılarla uyuşmaktadır, ki temel olarak oksiktirler (Nader ve ark. 2007). Yükselmeye kadar ve Chouf flüvyal deltayik kumtaşlarının aşınmış bir arazi üzerinde çökeliminden önce yüzeye yakın sıvılar (meteorik) dolomitleşmiş dil boyunca

74 67 özellikle aşınmış Jura kayalarına yakın olarak süzülmüştür. İlk önce dolomitlerde büyüme zonlarının seçmeli kristaller arası erime oluşur, bunu Fe Mn oksi/hidroksitlerinin çökeliminin bir safhası takip eder. Fe ve Mn ın oksit kirlenmeyle ilgili yüzeye yakın sıvılar kaynaklı olduğuna inanılmaktadır. Daha derine gömülme ve örten birimlerin sonradan çökelimiyle birlikte sıvılar tekrar azalmaya başlamış ve Fe, ferroan dolomit fazının çökelimine sebep olmuştur (Nader ve ark. 2007). Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarına ait dolomitlerdeki Fe ve Mn zenginleşmesinin de indirgen ortamdaki dolomitleşmeyle geliştiği düşünülmektedir. Karbonat kayaların oksijen izotop (δo 18 ) ve iz element (özellikle Na ve Sr) içerikleri karbonatları oluşturan orijinal sıvıların tuzluluğunu belirlemede önemlidir (Wanas 2002). Bu hipersalin ve denizel karbonatların her ikisinin tatlı su orijinlerine nispeten Na ve Sr ca zenginleşmiş olmalarına (Kinsman 1969; Land ve Hoops 1973; Land 1980; Morrow 1988) ve ağır oksijen izotoplarına (Keith ve Weber 1964; Tan ve Hudson 1971; Andrews ve ark. 1993) sahip olduklarına dayandırılan bir görüştür (Wanas 2002). Şu da bilinmektedir, ki karbonat kayaların Na ve Sr içeriklerinde meteorik sular ile diyajenezleri esnasında azaltılmaları da söz konusudur (Land ve ark. 1975; Walls ve ark. 1979; Allan ve Mattheus 1982; Holail ve ark. 1988; El-Hinnawi ve Loukina 1993; Wanas 2002). Wanas (2002) ppm (ortalama=3008 ppm) Na içeriğinin hipersalin ya da evaporitik dolomitlerinkine çok benzer olduğunu belirtmiştir (Land ve Hoops 1973; Mitchell ve ark. 1987); ppm (ortalama=656 ppm) Na içeriğinin ise denizel ile denizel meteorik su karışım dolomitlerinin konsantrasyonlarına uyduğunu ifade etmiştir (Land ve ark. 1975; Randazzo ve Cook 1987; Holail 1989). Wanas (2002) ppm (ortalama=508 ppm) Sr içeriğinin denizel hipersalin dolomitlerin Sr içeriğine yakın olduğunu (Land ve Hoops 1973; Land 1980); ppm (ortalama=108 ppm) Sr içeriğinin eski denizel ile denizel meteorik su karışım dolomitlerinin içeriğine ulaştığını belirtmiştir (Behrens ve Land 1972; Land 1980; Brand ve Veizer 1980; Mitchell ve ark. 1987). Düşük Sr konsantrasyonları (<300 ppm) deniz suyundan bir orijini onaylamaktadır (Budd 1997; Suzuki ve ark. 2006). Veizer (1977) Kuvaterner öncesi kireçtaşlarının Sr içeriğinin yaklaşık ortalamasının 320 ppm civarında olduğunu belirtmiştir (Rao 1989). Dedebeleni ve Cihandere formasyonları dolomit örneklerindeki Sr oranları sırasıyla 58 ppm 83 ppm ve 83 ppm ppm (Çizelge 4.7 ve 4.10) olması bu dolomitlerin denizel orijinli olduğunu belirtmektedir.

75 68 Milliman (1974) güncel denizel karbonat çökellerindeki aragonitin yaklaşık 2500 ppm Na ve kalsitin yaklaşık 250 ppm Na içerdiğini belirtmiştir. Diyajenez esnasında Na, meteorik suların ve rekristalizasyonun artan etkisiyle azalır (Rao 1989). Dolayısıyla Dedebeleni ve Cihandere formasyonları dolomit örneklerinde gözlenen Na oranları sırasıyla 74 ppm ppm ve 74 ppm ppm şeklinde olup diyajenez essnasında Na azalmasını ifade etmektedir. Denizel ortamlarda oluşan karbonatlar, tatlı su ortamlarında oluşan karbonatlara göre δc 13 ve δo 18 bakımından daha zengindirler (Land ve ark. 1975). Karbonat minerallerinin diyajenezinde yağmur suyu çok etkilidir (Land ve ark. 1975). Tatlı su, denizel koşullarda oluşmuş karbonatlara nüfuz ederse, onlarda bulunan δc 13 ve δo 18 miktarını azaltır. Bu nedenle eğer dolomitler yağmur suyu etkisiyle oluşmuşlarsa hafif izotopik değerler; eğer aşırı tuzlu suların etkisi altında oluşurlarsa ağır izotop değerleri verirler (Land 1980). Wanas (2002) +0,98 ile +1,8 PDB δo 18 değerli dolomitlerin diğer jeolojik ortamların denizel ile hipersalin eski dolomitleri (Scholle ve Arthur 1980; Holail 1989; Mriheel ve Anketell 2000) ile uyumlu olduğunu belirtmiştir. Diğer taraftan nispeten düşük δo 18 değerlerinin (%o+0,9 ile -0,4 PDB) denizel ile denizel meteorik su karışım dolomitlerine yakın olarak benzediğini ifade etmiştir (Land ve ark. 1975; Choquette ve Steinen 1980). Wanas (2002) dolomitlerdeki δc 13 değerlerinin çoğunlukla sülfat indirgeyen bakteriler tarafından organik maddenin bozunması ve biyojenik birincil karbonatın erimesi, gözenek suyu karbonat iyonlarından sağlanan CO 2 nin nispi miktarına (Irwin ve ark. 1977; Shaw 1989; Compton ve ark. 1994) bağlı olduğunu ifade etmiştir. Böylece δc 13 değerleri organojenik dolomitlere karşı biyojenik ve non-biyojenik arasındaki fark ile kullanılabilmektedir (Wanas 2002). Bu fikre dayandırılan organojenik dolomitler δc 13 ün negatif değerlerinin geniş bir alanını gösterebilir, oysaki biyojenik ve nonbiyojenik dolomitler δc 13 ün nispeten yüksek pozitif değerlerini verebilir (Rosen ve ark. 1988; Shaw 1989; Compton ve ark. 1994; Wanas 2002). Wanas (2002) incelediği dolomitlerdeki δc 13 pozitif değerlerinin organikçe zengin zonda (mikrobiyal zon) oluşmayan karbonatlardan türemeyi gösterebileceğini, fakat muhtemelen gözenek suyu ve/veya biyojenik birincil karbonatlardan alınmış olabileceğini belirtmiştir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonları erken diyajenetik dolomitlerinin δo 18 izotopik bileşimleri (sırasıyla -2,37 ile -3,35 ve -2,17 ile -3,16) dolomitleşme sıvısının normal deniz suyu ya da evaporatif hafif konsantre (yoğun) deniz suyundan

76 69 oluşumu önermektedir. Geç diyajenetik dolomitlerin izotopik bileşimleri ise, (sırasıyla -4,39 ile -5,9 ve -4,87 ile -8,1) dolomitleşme sıvısının yükseltilmiş sıcaklıklarda havzasal tuzlu sulardan oluşumu önermektedir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonları dolomitlerindeki δc 13 değerleri (sırasıyla erken diyajenetik; +1,29 ile +2,65 ve +0,87 ile +2,73; geç diyajenetik; +0,79 ile +3,14 ve +1,73 ile + 4,12) şeklinde olup biyojenik ve non-biyojenik kaynağı ifade etmektedir. Deniz suyunun δo 18 i 0 olarak farzedilerek Fritz ve Smith'e göre (1970) Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin oluşum sıcaklığı erken diyajenetiklerde 46 ile 52 0 C, geç diyajenetiklerde 59 ile 71 0 C arasında hesaplanmıştır. Cihandere formasyonu dolomitlerinin oluşum sıcaklığı ise, erken diyajenetiklerde 45 ile 51 0 C, geç diyajenetiklerde 63 ile 88 0 C arasında hesaplanmıştır. Dolayısıyla Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarının bu sıcaklık değerleri dolomitleşmenin sığ ve derin gömülme ortamında oluştuğunu ifade etmektedir. Dolomitlerdeki REE konsantrasyonları, orijinal altere olmamış kayaçlardaki REE konsantrasyonları, dolomitleşme sıvılarındaki REE konsantrasyonları, dolomitleşme sıvıları ve dolomit arasındaki REE dağılımı ve diyajenez esnasında sıvı kaya oranlarını içeren birçok faktör tarafından belirlenmektedir (Humphris 1984; Banner ve ark a, b; Dorobek ve Filby 1988; Qing ve Mountjoy 1994 c). REE diğer iz elementlere benzer şekilde birkaç tarzda karbonat mineralleri içersine alınabilir (Veizer 1983b; Qing ve Mountjoy 1994 c). Onlar karbonat kafesindeki Ca +2 ya da Mg +2 yerine geçebilirler, farklı REE karbonat mineralleri olarak oluşabilirler, yapısal kusurlar nedeniyle serbest bırakılan kafes alanlarını işgal ederler ve kalıntı iyonik saldırılar nedeniyle absorbe edilebilirler. İlaveten onlar sıvı inklüzyonları ya da kafes yüzeyleri arasındaki boşluklarda bulunabilirler ya da Fe-Mn oksihidroksitler, kil meneralleri, ötijenik feldispat, kuvars, sülfidler ve florit gibi karbonat olmayan şekillerde bulunabilirler (Qing ve Mountjoy 1994 c). Dağılım katsayısı (K D ) ile belirlenen karbonat kafesindeki yerine geçme dışında bu faktörler hakkında çok az şey bilinmektedir (Qing ve Mountjoy 1994 c). Her ne kadar yüksek sıcaklık asidik hidrotermal solusyonlar 10-2 ppm den fazla REE konsantrasyonlarına sahip ise de (McLennan 1989) çoğu doğal sulardaki (deniz suyu, nehir suyu, yer altı suyu ve bazı hidrotermal sular) REE bollukları 10-6 dan 10-4 e ulaşan bireysel REE ile aşırı derecede düşüktür (Qing ve Mountjoy 1994 c). Bununla beraber deniz suyundan çökelen karbonatlar deniz suyunun nispi öneminin farklı düzenlemesiyle REE ce zenginleşmiştir (Qing ve Mountjoy 1994 c).

77 70 Çünkü karbonat kayalardaki REE konsantrasyonları genellikle doğal sulardaki REE den 10 2 ile 10 6 kez daha yüksektir, daha erken karbonatların neomorfizması ya da replasesi ile oluşturulan diyajenetik karbonatlar onların orijinallerine benzer REE patternlerine sahip olmalıdırlar (Qing ve Mountjoy 1994 c). Birçok diyajenetik ortamı karakterize eden çoğu sıvı kaya oranlı diyajenetik minerallerin REE patternleri orijinal karbonat kayanın oranlarına benzeyecektir, çünkü REE büyük ölçüde orijinal kayanın erimesinden alınacaktır (Banner ve ark a, b; Dorobek ve Filby 1988). Banner ve ark. (1988 a, b) tarafından verilen kantitatif modelleme göstermiştir, ki çok büyük sıvı kaya oranları (>10 4 ) diyajenetik karbonatlardaki altere REE patternlerini gerektirmektedir. Çoğu diyajenetik sıvılardaki O, C ve Sr nin konsantrasyonları önemli bir şekilde REE konsantrasyonlarından daha yüksektir (Qing ve Mountjoy 1994 c). Bu yüzden orijinal O, C ve Sr izotopik bileşimi altere etmek için gerekli olan sıvı kaya oranları, REE nin alterasyonu için gerekli olandan çok daha azdır (Qing ve Mountjoy 1994 c). Banner ve ark. (1988 a, b) tarafından dolomitleşme ve bunu takip eden rekristalizasyonun orijinal kireçtaşlarının REE özelliklerini her zaman değiştirmediği kanıtlanmıştır. Banner ve ark. (1988 b) dolomit I i Geç Missisipiyen/Erken Pensilvaniyen uyumsuzluğunun altında bölgesel bir meteorik yer altı suyu sistemiyle ilişkili bir deniz suyu tatlı su karışım zonu ortamında çökelmiş olarak yorumlamıştır. Dolomit II ise sıcak yüzeyaltı sıvılarla dolomit I den rekristalizasyonla oluşmuştur. Her ne kadar dolomitleşme ve takip eden rekristalizasyon Sr, O, C izotop jeokimyası ve CL de yansıtılan çok büyük bileşimsel değişimler üretmiş ise de onlar, orijinal karbonatların REE patternlerinde önemli alterasyon yapmamıştır (Qing ve Mountjoy 1994 c). Bu göstermektedir, ki REE nin mobilitesi diyajenez ve dolomitleşme esnasında Sr, O ve C izotoplarınınkinden çok daha düşüktür (Banner ve ark a, b; Qing ve Mountjoy 1994 c). Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarına ait dolomitler negatif Ce anomalisi sergilemektedir (Şekil 4.66 ve 68). Negatif Ce anomalisi çoğunlukla doğal oksidasyon sularında oluşmaktadır (örneğin, deniz suyunda) çünkü Ce +4 ün çözünebilirliği oksidasyon ortamlarında düşüktür ve tercihli olarak ötijenik Fe Mn oksitler ile uzaklaştırılır ya da partikül madde ile temizlenir (Elderfield ve ark. 1981; DeBaar ve ark. 1983; Qing 1998). Negatif Ce anomalileri dolomitizasyon esnasında oksidasyon şartları ya da dolomitizasyondan önce bir oksidasyon ortamında dolomitleşme sıvılarından Ce nin uzaklaştırıldığını önermektedir (Qing 1998). Dedebeleni ve

78 71 Cihandere formasyonlarına ait dolomit örneklerinde gözlenen negatif Ce anomalileri yükseltgen ortamdaki dolomitleşmeyi önermektedir. Ağır REE nin iyonik yarıçapı ve Mg un daha küçük iyonik yarıçapı arasındaki benzerlikten (Graf 1984; Dorobek ve Filby 1988) doloyı dolomit kalsite nispeten ağır REE ce zenginleşmektedir (Qing 1998). Dedebeleni formasyonu dolomitleri daha çok hafif REE ce zenginleşme göstermekte, Cihandere formasyonu ise hem hafif hem de ağır REE'ce zenginleşme göstermektedir (Şekil 4.144, 4.145) Dolomitleşme Modeli Eş zamanlı ve sığ gömülme dolomitizasyonu için Mg un ana kaynağı sadece deniz suyu olabilir (Land 1985). Derin gömülme şartları için Mg (1) konnate su (kapanlanmış deniz suyu), (2) duraysız orijinal minerallerin çözünmesi, (3) basınç erimesi (sitilolitizasyon), (4) altlayan şeyllerin kompaksiyonu, (5) havzasal tuzlu sulardan (basinal brines) sağlanabilir. Bu olasılıkların ağırlığını belirlemek güçtür, fakat havzasal tuzlu sular dolomitizasyon için çok muhtemel Mg kaynağıdır (Lee ve Friedman 1987; Srinivasan ve ark. 1994). Machel ve Mountjoy (1986) ise şu koşulların ve ortamların dolomitleşmeye kimyasal olarak yardım ettiğini belirtmişlerdir: (1) termodinamik ve kinetik doygunluk üzerine tuzlu ortamların dolomit ile ilişkisi (yani, tatlı su deniz suyu karışım zonları, normal tuzlu hipersalin subtidal ortamlar, hipersalin supratidal ortamlar, şizohalin ortamlar), (2) alkalin ortamlar (yani, bakteriyel redüksiyon ve/veya fermentasyon işlevlerinin etkileri altında ya da alkalin kontinental yer altı suları ile), (3) yaklaşık 50 0 C den daha yüksek sıcaklıklı birçok ortamlar (yüzeyaltı ve hidrotermal ortamlar; Şekil 5.1).

79 72 Şekil 5.1. Dolomitleşme modelleri (Warren 2000). Dolomitleşme sıvısının kaynağını belirlemek için uğraşıldığında şu zorunlu olmaktadır, ki deniz suyu, meteorik su ve derin havzasal tuzlu su gibi sıvı kaynakları göz önüne alınmalıdır (Srinivasan ve ark. 1994). Genelde sıvılar izotopik olarak hafif karbon değerleri ile karakterize olma eğilimindeki sülfat indirgenme zonundan sağlanır (Irwin 1980; Burns ve ark. 1988; Srinivasan ve ark. 1994). Srinivasan ve ark. (1994) Maryville formasyonundan Tip 3 ve Tip 4 dolomitlerinin izotopik olarak ağır karbon değerlerinin sülfat indirgenme zonunun aşağısından alınan sıvıyı önerdiğini belirtmişlerdir. Dedebeleni ve Cihandere formasyonlarındaki dolomit örneklerinde ağır karbon değerleri gözlenmesi (Çizelge 4.7 ve 10; Şekil 4.60 ve 61) dolomitleşme sıvısının sülfat indirgenme zonu aşağısından alındığını ifade etmektedir. Azalan δo 18 değerleri düşük δo 18 li meteorik sıvılardan ya da yükseltilmiş sıcaklıklardan sonuçlanabilir (Srinivasan ve ark. 1994). Çok sayıdaki çalışmalar (Dunoyer desegonzac 1970; Boles ve Franks 1979; McHargue ve Price 1982; Lee ve Friedman 1987; Gregg 1988; Kaufman ve ark. 1990) göstermiştir, ki smektitin illite gömülme diyajenetik dönüşümü gözenek sıvısındaki metal iyonlarının serbest bırakılmasıyla ilişkilidir (Srinivasan ve ark. 1994). Potansiyel havzasal şeyl literatürde iyi doküman edilen derin gömülme diyajenezi süresince Ca, Fe, Mg, Na ve Si un bir kaynağı olarak hizmet vermektedir. Smektit tabakalarındaki Fe ve