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
iv
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 73-88 ppm ve geç dolomitler 58-77 ppm) ve Cihandere formasyonu Sr içeriği (erken dolomitler 83-186 ppm ve geç dolomitler 97-166 ppm) sığ ve derin gömülme dolomitleriyle tutarlıdır.Dedebeleni formasyonu Na içeriği (erken dolomitler 148 ppm ve geç dolomitler 74-148 ppm) ve Cihandere formasyonu Na içeriği (erken dolomitler 74-222 ppm ve geç dolomitler 74-296 ppm) de sığ ve derin gömülme dolomitleriyle tutarlıdır. Dedebeleni ve Cihandere formasyonları erken diyajenetik dolomitlerinin δO18izotopik 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 δC13 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 non-biyojenik 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.
v
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 shallow-deep 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 δO18 compositions (‰ -2,37 to -3,35 and ‰ -2,17 to -3,16, respectively) in the early diagenetic dolomites of Dedebeleni and Cihandere formations. The δO18 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 δC13 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.
vi
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) 10201140 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
vii İÇİNDEKİLER ÖZET ... iv ABSTRACT ... v ÖNSÖZ ... vi İÇİNDEKİLER ... vii 1. GİRİŞ ... 1 1.1. Çalışmanın Amacı ... 1 1.2. Materyal ve Metod ... 1
1.3. İnceleme Alanının Tanıtılması ... 2
1.4. Kaynak Araştırması ... 4
2. STRATİGRAFİ ... 10
3. JEOLOJİ EVRİMİ ... 11
4. PETROGRAFİ VE JEOKİMYA ... 14
4.1. Petrografi ... 14
4.1.1. ÖSK - A’dan Alınan Numunelerin Petrografik Özellikleri: ... 14
4.1.2. ÖSK - B’den Alınan Numunelerin Petrografik Özellikleri: ... 33
4.2. Jeokimya ... 49
4.2.1. Majör Element Jeokimyası ... 51
4.2.2. Minör ve İz Element Jeokimyası ... 53
4.2.3. Stabil İzotop Jeokimyası ... 55
5. TARTIŞMA ... 63 5.1. Petrografik Yorumlar ... 63 5.2. Jeokimyasal Yorumlar ... 65 5.3. Dolomitleşme Modeli ... 71 6. SONUÇLAR ve ÖNERİLER ... 77 6.1. Sonuçlar...77 6.2. Öneriler...78 KAYNAKLAR ... 79 ÖZGEÇMİŞ ... .90
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.
1.2. 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 1/25.000 ölçekli jeoloji haritası Turan’dan (1990) alınmıştır ve 2 adet ölçülü stratigrafi kesiti Jacob çubuğu kullanılarak alınmıştır. Hope marka jeolog pusulası, 1/25.000 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 (δO18, δC13) 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 * (δO18
1.3. İnceleme Alanının Tanıtılması
İnceleme alanı Konya ilinin güneyinde bulunan Hadim ilçesine bağlı Beyreli ve Çamiçi Köyleri ve çevresini kapsamaktadır (Şekil 1.1).İnceleme alanı 1/25.000 ölçekli Alanya O-28 b3 paftasının yaklaşık 65 km2’likbir 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.
1.4. 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
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
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
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
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,
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.
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:
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.
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
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).
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.
4.1.1. 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, % 3-100 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, % 0-100 oranında sparit ve % 0-100 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.
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.
Çizelge 4.1: ÖSK-A’dan alınan örneklerin mikroskobik özellikleri. Kesit No Kalsit İçeriği % Dolomit İçeriği % Allokemler Otokemler Kayacın Adı (Dunham,1962) Fosil % İntraklast % Ooid % Pellet % Sparit % Mikrit % **A-10D 100 - 12 - - 23 3 62 Vaketaşı **A-22D 95 5 10 5 - 15 7 63 Vaketaşı ***A-31D 87 13 18 - - 5 17 60 Vaketaşı *A-40D - 100 - - - - 100 - Dolosparit *A-52D 3 97 - - - - 100 - Dolosparit **A-61D 93 7 26 - - 15 25 34 İstiftaşı *A-80D 4 96 - - - - 100 - Dolosparit **A-92D 95 5 17 - - 25 22 36 İstiftaşı *A-104D 7 93 - - - - 92 8 Dolosparit
**A-141D 100 - - - 100 - Kristalin kireçtaşı
*A-146 C - 100 - - - - 100 - Dolosparit
*A-160 C 2 98 - - - - 100 - Dolosparit
*A-178 C 4 96 - - - - 100 - Dolosparit
*A-204 C 6 94 - - - - 96 4 Dolosparit
A-217 C 21 79 12 - - - 88 - Kalsitik dolomit
**A-283 C 98 2 14 - - - 32 54 Vaketaşı *A-303 C 5 95 - - - - 97 3 Dolosparit *A-309 C - 100 - - - - 20 80 Dolomikrit **A-333 C 100 - 20 - - 15 14 51 Vaketaşı-istiftaşı **A-369 C 97 3 17 - - - 38 45 Vaketaşı *A-393 C 8 92 - - - - 65 35 Dolomiksparit
**A-416 C 92 8 - - - - 100 - Kristalin kireçtaşı
**A-446 C 98 2 13 - - 16 5 66 Vaketaşı
**A-470 C 100 - 6 - - - - 94 Çamurtaşı
*Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, D: Dedebeleni formasyonu; C: Cihandere formasyonu.
Çizelge 4.2: ÖSK-A’dan alınan dolomit örneklerin dokusal özellikleri.
Kesit No Kalsit İçeriği % Dolomit İçeriği % İlksel dokunun korunma oranı Dolomit Kristallerinin Doku Tane boyutu Boylanma Tane şekli Öz Yö Ös **A-10D 100 - - - - -**A-22D 95 5 - - - -***A-31D 87 13 - - -
-*A-40D 0 100 - iri iyi - İdiyotopik
*A-52D 3 97 - orta-iri orta - Ksenotopik
**A-61D 93 7 - - -
-*A-80D 4 96 - orta-iri orta - İdiyotopik
**A-92D 95 5 - - -
-*A-104D 7 93 İnce iyi - - Ksenotopik
**A-141D 100 - - - -
-*A-146 C - 100 - iri iyi - - İdiyotopik
*A-160 C 2 98 - İnce-orta orta - İdiyotopik
*A-178 C 4 96 - Orta-iri orta - İdiyotopik
*A-204 C 6 94 İnce-iri kötü - Ksenotopik
A-217 C 21 79 - - - - - -
-**A-283 C 98 2 - - - - - -
-*A-303 C 5 95 İnce-orta orta - Ksenotopik
*A-309 C - 100 İnce-iri kötü - Ksenotopik
**A-333 C 100 - - - - - - -
-**A-369 C 97 3 - - - - - -
**A-416 C 92 8 - - - - - -
-**A-446 C 98 2 - - - - - -
-**A-470 C 100 - - - - - - -
-*Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, Öz= Özşekilli, Yö= yarı özşekilli, Ös= özşekilsiz
Şekil 4.3.Vaketaşı; mikrit, organik madde ve sitilolit (Ç.N. Kesit no: A-22; kireçtaşı).
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;
Şekil 4.7. Özşekilli dolomit ve kalsit çimento, replase dolomit çimento (T.N. Kesit no: A-104;
dolomit).
Şekil 4.9.Glomospira'lı tanetaşı-istiftaşı, sparikalsitik çimento (Ç.N. Kesit no: A-61; kireçtaşı).
Şekil 4.11.Özşekilsiz, orta-iri kristalli dolosparit (T.N. Kesit no: A-146; dolomit).
Şekil 4.13. Özşekilli, orta-iri kristalli dolosparit (Ç.N. Kesit no: A-178; dolomit).
Şekil 4.14.Özşekilli, zonlu dolosparit ve kalsit çimento - replase dolomit çimento (T.N. Kesit no: A-204; dolomit).
Şekil 4.15. Yarıözşekilli, iri kristalli dolosparit (T.N. Kesit no: A-303; dolomit).
Şekil 4.16. İnce kristalli sparit ve dolomit, (Ç.N. Kesit no: A-217; kalsitik dolomit).
Şekil 4.17. İnce kristalli sparit ve dolomit, (Ç.N. Kesit no: A-217; kalsitik dolomit).
Şekil 4.19. Dolomitize biomoldlu vaketaşı ve neomorfik sparikalsit (Ç.N. Kesit no: A-283; dolomitik
kireçtaşı).
Şekil 4.21. Biomold, ince taneli dolomikrit-dolosparit (Ç.N. Kesit no: A-309; dolomit).
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 keV 0 2 4 6 8 10 12 14 cps/eV 1 2 3 4 5 6 7 8 Ca Ca Mg O Fe Si Mn Fe Mn S S
Şekil 4.24. İnce kristalli yarı öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: A-309; dolomit).
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 keV 0 2 4 6 8 10 12 14 cps/eV 1 2 3 4 5 6 7 8 Ca Ca Mg Si O S S Cl Cl Fe Fe Mn Mn
Şekil 4.25. Çok ince kristalli yarı öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: A-309; dolomit).
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 keV 0 2 4 6 8 10 12 14 cps/eV 1 2 3 4 5 6 7 Ca Ca O Mg Si Fe Mn Fe Mn S S
Şekil 4. 26. Çok ince kristalli öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: A-309; dolomit).
4.1.2. 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 % 41-63 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 % 15-96 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.
Çizelge 4.3: ÖSK-B’den alınan örneklerin mikroskobik özellikleri. Kesit No Kalsit İçeriği % Dolomit İçeriği % Allokemler Otokemler Kayacın Adı (Dunham,1962) Fosil % İntraklast % Ooid % Pellet % Sparit % Mikrit % **B-7D 100 - 18 - - 21 8 53 Vaketaşı *B-36D - 100 - - - - 100 - Dolosparit **B-71D 92 8 14 - - 9 14 63 Vaketaşı *B-80D - 100 - - - - 100 - Dolosparit **B-107D 96 4 23 - - 16 20 41 İstiftaşı *B-110C 2 98 - - - - 100 - Dolosparit *B-143C 5 95 - - - - 83 17 Dolomiksparit ***B-157C 85 15 20 - - 17 50 13 Dolomitik kireçtaşı **B-169C 100 - 16 5 - 15 10 54 Vaketaşı-istiftaşı **B-192C 100 - 15 3 - 12 5 63 Vaketaşı ***B-208C 78 22 8 - - - 25 67 Dolomitik kireçtaşı *B-223C 8 92 - - - - 12 88 Dolomikrit B-248C 40 60 10 - - - 68 22 Kalsitik dolomit **B-263C 93 7 - - - - 4 96 Çamurtaşı ***B-285C 80 20 12 - - 10 17 61 Dolomitik kireçtaşı **B-315C 97 3 14 - - 8 5 73 Vaketaşı **B-342C 100 - 18 - - 10 3 69 Vaketaşı **B-378C 100 - 7 - - 3 - 90 Çamurtaşı
*Dolomit, **Kireçtaşı, ***Dolomitik kireçtaşı, D: Dedebeleni fm; C: Cihandere fm.
Çizelge 4.4: ÖSK-B’den alınan dolomit örneklerin dokusal özellikleri.
Kesit No Kalsit İçeriğ i % Dolomit İçeriği % İlksel dokunun korunma oranı Dolomit Kristallerinin Doku Tane boyutu Boylanma Tane şekli Öz Yö Ös **B-7D 100 - - - -
*B-36D - 100 - iri iyi İdiyotopik
**B-71D 92 8 - - - -
*B-80D - 100 - iri iyi - Ksenotopik
**B-107D 96 4 - - - -
*B-110C 2 98 - Orta-iri orta - - hibidyotopik
*B-143C 5 95 İnce-orta kötü - Ksenotopik
***B-157C 85 15 - - - -
**B-169C 100 - - - -
**B-192C 100 - - - -
***B-208C 78 22 - - - -
*B-223C 8 92 ince iyi - İdiyotopik
B-248C 40 60 - - - - **B-263C 93 7 - - - - ***B-285C 80 20 - **B-315C 97 3 - **B-342C 100 - - **B-378C 100 - -
Şekil 4.28. Dolomit, özşekilli-kenar çimentolu, merkezi kirli-kenarı berrak (özşekilli zonlu dolomit)
(T.N. Kesit no: B-36; dolomit).
Şekil 4.30.Yarıözşekilli-özşekilsiz dolomit (T.N. Kesit no: B-80; dolomit).
Şekil 4.31. Mikritik kireçtaşı, dolomikrit, mikrit, sparikalsitik damar ve az oranda dolosparit (T.N. Kesit no: B-7; kireçtaşı).
Şekil 4.32.Mikritik kireçtaşı, mikrit, dolomikrit, biomold ve organik madde, alizarin red-s ile boyanmıştır (T.N. Kesit no: B-71; kireçtaşı).
Şekil 4.34. Özşekilli dolomit romboederleri ve didolomitleşme (T.N. Kesit no: B-110; dolomit).
Şekil 4.36. Özşekilli-yarıözşekilli dolomit ve Fe-oksitle ornatılma (T.N. Kesit no: B-143; dolomit).
Şekil 4.38.Cihandere formasyonunun bazı seviyelerinde gözlenenyeşil alg ve bivalv sparit ve mikrit (Ç.N. Kesit no: B-157; dolomitik kireçtaşı).
Şekil 4.39.Özşekilli dolomit romboederleri, mikrit, mikrosparikalsit, organik maddeli sitilolit (Ç.N. Kesit no: B-285; dolomitik kireçtaşı).
Şekil 4.40.Özşekilli dolomit romboederleri, sparit-mikrit (T.N. Kesit no: B-285; dolomitik kireçtaşı).
Şekil 4.42. Mikrit-dolomikrit (Ç.N. Kesit no: B-208; dolomitik kireçtaşı).
Şekil 4.44. Dolomikrit-dolomikrosparit, mikrit-mikrospar, organik maddeli sitilolit (T.N. Kesit no: B-248; kalsitik dolomit).
Şekil 4.46. Mikrit, organik maddeli sitilolit (T.N. Kesit no: B-263; kireçtaşı).
Şekil 4.48.Gastropod fosilli vaketaşı (T.N. Kesit no: B-342; kireçtaşı).
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 keV 0 2 4 6 8 10 12 14 cps/eV 1 2 3 4 5 6 O Ca Ca Mg C Si Fe Fe Mn Mn S S Na Cl Cl
Şekil 4.50. Çok ince kristalli öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: B-223; dolomit).
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 keV 0 2 4 6 8 10 cps/eV 1 2 3 4 5 O Mg Si Ca Ca Na S S Fe Fe Mn Mn C
Şekil 4.51.Çok ince kristalli öz şekilli dolomit kristalleri (SEM) ve enerji dağılımlı X-Ray tayfı (EDX) (Örnek: B-223; dolomit).
4.2 Jeokimya
Dedebeleni formasyonuna ait dolomit (6 adet) ve kireçtaşı (2 adet) örneklerinin analiz sonuçları Çizelge 4.5 – 4.7’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 4.8 – 4.10’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 SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 % CaCO3 % MgCO3
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 0,14687 0,05312 0,075 0,0375 0,08125 0,12812 Ce 0,16438 0,09452 0,13287 0,0452 0,03972 0,02877 0,07123 0,08904 Pr 0,18228 0,11012 0,14177 0,04683 0,05189 0,03671 0,07595 0,09747 Nd 0,17878 0,12121 0,13939 0,04848 0,0606 0,03333 0,06969 0,09696 Sm 0,21403 0,13684 0,15263 0,05789 0,07368 0,03158 0,09824 0,13158 Eu 0,23387 0,15322 0,16129 0,05645 0,08871 0,03226 0,09677 0,14516 Gd 0,24038 0,13654 0,14038 0,05192 0,09615 0,03461 0,08269 0,15 Tb 0,22353 0,11765 0,12941 0,04706 0,08235 0,03529 0,08235 0,14117 Dy 0,17069 0,09655 0,10862 0,04655 0,07758 0,02758 0,06552 0,12931 Ho 0,17307 0,10577 0,10577 0,03846 0,09615 0,02884 0,07692 0,14423 Er 0,15294 0,09412 0,09117 0,03823 0,07941 0,03823 0,05882 0,12059 Tm 0,14 0,08 0,08 0,04 0,06 0,02 0,06 0,12 Yb 0,11935 0,07742 0,08709 0,03871 0,07096 0,0258 0,05806 0,10322 Lu 0,10416 0,08333 0,08333 0,02083 0,0625 0,04166 0,0625 0,10416 *Kireçtaşı
Çizelge 4.7.Dedebeleni formasyonundaki dolomitlerin bazı iz element, izotop ve dolomitleşme sıcaklık değerleri. Örnek No Sr (ppm) Fe (ppm) Mn (ppm) Na (ppm) Ba (ppm) Rb (ppm) δ18O (PDB) δ13C (PDB) δ18O (SMOW) Dolomitleşme sıcaklığı (T oC) (sw = 0) A-40 65 4336 77 74 6 2,4 -5,2 0,83 25,5 65 A-52 58 3007 77 148 6 2,1 -5,9 0,79 24,8 71 A-80 73 2448 148 74 16 6,6 -2,37 2,65 28,4 46 A-104 74,2 699 0 74 4 1,6 -4,34 3,14 26,4 59 B-36 76,9 1678 148 148 18 2,3 -5,81 1,72 24,9 70 B-80 88,3 1608 0 148 8 1,5 -3,35 1,29 27,4 52 A-61* 281 2098 0 296 8 5,5 -7,96 2,68 22,7 87 B-107* 325 699 0 296 3 1,1 -5,64 3,46 25 69 *Kireçtaşı
Çizelge 4.8.Cihandere formasyonundaki dolomit ve kireçtaşlarının majör oksit içerikleri.
Örnek No SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 % CaCO3 % MgCO3
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 0 58,02 44,04 B-110 0,94 0,12 0,05 20,34 34,63 0,04 0,03 0 61,81 42,55 B-143 0,18 0,04 0,04 18,93 35,61 0,02 0,01 0 63,56 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 0,06027 0,04109 0,02603 0,1151 0,00685 0,07808 0,00822 0,01781 0,01233 0,05448 0,04246 0,03425 Pr 0,06835 0,0443 0,02658 0,1316 0,00886 0,08861 0,00886 0,02025 0,01392 0,05823 0,04557 0,03924 Nd 0,05757 0,05151 0,01818 0,1454 0,00909 0,08485 0,00909 0,01818 0,01515 0,05757 0,04242 0,03939 Sm 0,07193 0,0614 0,01579 0,1702 0,00877 0,09123 0,00877 0,02281 0,0193 0,06666 0,05263 0,04737 Eu 0,04032 0,06451 0,03226 0,1855 0,01613 0,10484 0,01613 0,02419 0,02419 0,06451 0,05645 0,04839 Gd 0,07307 0,06923 0,02884 0,2000 0,00961 0,09807 0,00961 0,02115 0,02115 0,06731 0,05577 0,04423 Tb 0,09412 0,07059 0,03529 0,1765 0,01176 0,09412 0,01176 0,02353 0,02353 0,07059 0,05882 0,04706 Dy 0,0931 0,05862 0,01896 0,1362 0,01896 0,07069 0,00862 0,01724 0,01896 0,04655 0,04655 0,03621 Ho 0,10577 0,06731 0,01923 0,1538 0,01923 0,07692 0,01923 0,01923 0,02884 0,05769 0,04807 0,03846 Er 0,10588 0,05882 0,0147 0,1353 0,01765 0,05294 0,00882 0,01765 0,02353 0,04117 0,04412 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 0,10322 0,05161 0,01613 0,1064 0,01613 0,05484 0,01613 0,01613 0,01613 0,03871 0,03871 0,02903 Lu 0,10416 0,04166 0,02083 0,1042 0,02083 0,0625 0,02083 0,02083 0,02083 0,04166 0,04166 0,02083 *Kireçtaşı
Çizelge 4.10.Cihandere formasyonundaki dolomitlerin bazı iz element, izotop ve dolomitleşme sıcaklık değerleri. Örnek No Sr (ppm) Fe (ppm) Mn (ppm) Na (ppm) Ba (ppm) Rb (ppm) δ18O (PDB) δ13C (PDB) δ18O (SMOW) Dolomitleşme sıcaklığı (T oC) (sw = 0) A-146 97 1678 0 148 10 2,7 -6,35 1,73 24,3 74 A-160 125 1608 0 148 7 1,5 -5,65 2,45 25 69 A-178 133 2098 77 148 12 0,9 -7,23 2,18 23,4 81 A-204 152 1399 0 74 5 1,4 -4,87 1,85 25,8 63 A-303 106 280 154 74 3 0,4 -2,83 0,94 27,9 49 A-309 83 3777 154 148 2 0,9 -3,16 1,14 27,6 51 A-393 172 2308 0 74 3 1,8 -2,91 0,87 27,8 49 B-110 166 350 77 296 6 0,6 -6,38 4,12 24,3 74 B-143 141 280 0 148 14 0,4 -8,1 2,05 22,5 88 B-223 186 1678 154 222 5 1,9 -2,17 2,73 28,6 45 A-446* 442 0 0 371 4 0,2 -8,57 5,38 22 92 B-192* 512 280 0 445 8 3,2 -7,08 6,01 23,6 80 *Kireçtaşı
4.2.1 Majör Element Jeokimyası
Dedebeleni formasyonu ve Cihandere formasyonu dolomitlerinin Mol % MgCO3 – mol % CaCO3 grafiğinde MgCO3 içeriği ile CaCO3 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).
Şekil 4.52. Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin mol % MgCO3 – mol % CaCO3 grafiği.
Şekil 4.53. Cihandere formasyonu dolomitlerinin mol % MgCO3 – mol % CaCO3 grafiği.
% K2O – Rb (ppm) grafiğinde, hem Dedebeleni formasyonu hem de Cihandere
formasyonu dolomitlerinde Rb içeriği ile K2O arasında pozitif bir korelasyon
gözlenmektedir (Şekil 4.54 ve 4.55). Rb ve K2O arasındaki pozitif korelasyon
karbonatlar içersindeki killerin denizel orijinli olduğunu destekler (Rao 1989). Dolayısıyla bu özellik Dedebeleni formasyonu ile Cihandere formasyonunun denizel orijinli olduğunu belgelemektedir.
Şekil 4.54. Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin % K2O – Rb (ppm) grafiği.
Şekil 4.55. Cihandere formasyonu dolomitlerinin % K2O – Rb (ppm) grafiği.
4.2.2. 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).
Şekil 4.56. Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) – Mn (ppm) grafiği.
Şekil 4.57. 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).
Şekil 4.58. Dedebeleni formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) –Al (ppm) grafiği.
Şekil 4.59. Cihandere formasyonu dolomitlerinin Fe (ppm) –Al (ppm) grafiği.
4.2.3. Stabil İzotop Jeokimyası
Dedebeleni formasyonuna ait dolomitlerin O18 (PDB) değerleri -5,90 ile -2,37
arasında, C13 (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.
Şekil 4.60. Dedebeleni formasyonu C13 (PDB) - O18 (PDB) grafiği.
Cihandere formasyonuna ait dolomitlerin O18 (PDB) değerleri -8,10 ile -2,17 arasında, C13 (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.
Dedebeleni formasyonu dolomitleri için % Fe2O3– 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 4.62. Dedebeleni formasyonu dolomitlerindeki % Fe2O3– Toplam REE (ppm) grafiği.
Cihandere formasyonu dolomitleri için % Fe2O3– 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.
Şekil 4.63. Cihandere formasyonu dolomitlerindeki % Fe2O3– Toplam REE (ppm) grafiği.
Dedebeleni formasyonu dolomitleri için toplam REE konsantrasyonlarına karşı %
SiO2 ve Al2O3 konsantrasyonlarının karşılaştırılması SiO2 ile herhangi bir ilişki
sergilemezken, Al2O3 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.
