Neotectonics of Turkey and its geothermal implication

Favourable conditions for geothermal energy were created in Turkey during its neotectonic episode from Neogene to Quaternary. This episode is characterized mainly by fluvio-lacustrine sedimentation and strike-slip tectonics with associated magmatism. Under these conditions, a great number of geothermal areas have formed in the neotectonic provinces in association with major tectonic features, including the North and East Anatolian Fault Zones (NAFZ and EAFZ, respectively). Today, the geothermal resources of Turkey are mainly located in the West Anatolian Extensional Province associated with the graben systems. However, the Central Anatolian Ova Neotectonic Province is considered as one of the most promising geothermal targets which are characterized by the presence of widespread hot dry rock systems. This study mainly aims to throw light on the possible potentiality of these resources at Kırşehir Block by emphasizing the neotectonic evolution of the country

Tectonic control in the development of a Lower-Middle Miocene reef at a complex triple junction : depositional history of the Karaisali Formation of the Adana Basin, Turkey

The Karaisali reef of Lower-Middle Miocene age (Karaisali Formation) can be subdivided morphologically into reef -framework, reef-front, and inter-reef depression. The reef-framework is characte¬ rized mainly by two intricately intermingling subfacies, namely coralgal packstone-boundstone and small benthic foraminiferal-algal packstone. The former is essentially a massive reef-core limestone, representing a welded growth structure of corals and coralline red algae in which detritus of the same organisms and of others (e.g., foraminifera, echinodeims, and molluscs) occurs in discrete pockets, whereas the latter is a well-bedded and poorly-sorted miliolid limes-lone, representing deposition in the protected areas of the reef-frame-work. These sediments pass basinward into reef-front deposits, consisting of coralgal wackestone-packstone, large benthic foraminiferal-algal packstone, and globigerinid argillaceous wackestone subfacies. The coralgal wackestone-packstone subfacies is an initially-dipping talus-slope deposit, made by organic debris eroded from the reef growth. It passes down slope, with a marked decrease in grain size, into fore-reef shoal limestone, the large benthic foraminiferal-algal packstone subfacies. The globigerinid argillaceous wackestone subfacies appears to have accumulated on the lower slope as a transitional facies between the Karaisali reef complex and the basinal Giivenç shale. Globigerinid-bearing sediments rich in reef debris characterize the inter-reef depressions that existed between the reef growth. The Karaisali reef developed within a complex palaeogeographical and tectonic framework. Hie factors governing its shape, facies pattern, stratigraphie development, and the distribution are therefore diverse. It formed on a pre-Miocene topographic high (Karaisali high), extending parallel to the fault-controlled northern margin of the Adana Basin. During the onset of the Burdigalian transgression, this high provided a shallow-water environment suitable for the reef growth. Later movements along the boundary-fault resulted in episodic subsidence, drowning the reef. This drowning occured probably during the start-up phase when the reef lagged behind the sea-level, as indicated mainly by its substrate-dependent nature and the extremely slow rate of sedimentation. The northern boundary-fault probably developed along with the formation of the Adana basin at the triple junction of the Dead Sea, the East Anatolian transform fault, and the Cyprus-Iskenderun transtensional boundary. It was active and influencial during the early-middle Miocene deposition.Contrôle tectonique dans le développement du récif du Miocène moyen inférieur évolué à une jonction triple complexe : histoire sédimentaire de la Formation de Karaisali du basin d'Adana, Turquie. Le récif de Karaisali du Miocène inférieur-moyen (formation de Karaisali) est constitué d'une masse récifale, d'un front récifal et d'une dépression inter-récifale. La masse récifale est caractérisée principalement par deux faciès interstratifiés : un packstone-boundstone coralgaire et un packstone algaire à petits foraminifères benthiques. Le premier faciès est représenté par un calcaire massif constitué de la trame corallienne et algaire dans laquelle les débris de la construction et des autres organismes se déposent sous forme de poches. Le second faciès est calcaire à miliolidés bien stratifié et peu trié, résultant d'accumulations dans les zones protégées de la masse récifale. L'ensemble de ces sédiments passe vers le bassin à des dépôts de talus récifal avec : 1) des wakestones-packstones coralgaires constitués de dépôts d'éléments provenant du récif, granodécroissants vers le bas de la pente, et des calcaires d'avant banc récifal ; 2) des pack stones algaires à grands foraminifères benthiques ; 3) des wakestones argileux à globigérines qui semblent caractériser un dépôts de talus inférieur et pourraient constituer la transition entre le complexe récifal de Karaisali et les schistes du bassin de Giivenç. Les sédiments à globigérines, riches en débris récif aux, représentent les accumulations dans les dépressions inter-récifales. Le récif de Karaisali s'est développé dans un contexte paléogéographique et tectonique complexe. Les facteurs qui conditionnent sa morphologie, la répartition et la succession des faciès sont donc variés. Le récif s'est implanté sur un paléorelief anté-miocène (les hauteurs de Karaisali) qui s'allongeait parallèlement à la marge septentrionale du bassin d'Adana, contrôlée par la faille. Au début de la transgression burdigalienne, des environnements d'eaux peu profondes propices à la croissance récifale caractérisent ces zones de hauts-fonds. Par la suite, le jeu de la faille limitante induit des mouvements de subsidence épisidiques entraînant l'ennoyage du récif. Le récif en était resté a un stade de croissance peu évolué, comme l'indiquent le faible taux de sédimentation et sa dépendance au substrat. Le fonctionnement de la faille limitante septentrionale est probablement synchrone de la formation du bassin d'Adana, à la triple jonction de la Mer Morte, de la faille transformante d'Anatolie de l'Est et la limite transtensionnelle de Chypre-Iskenderun. Elle était active et influente durant la sédimentation du Miocène inférieur-moyen.Görür Naci. Tectonic control in the development of a Lower-Middle Miocene reef at a complex triple junction : depositional history of the Karaisali Formation of the Adana Basin, Turkey. In: Géologie Méditerranéenne. Tome 21, numéro 1-2, 1994. Récifs et plates-formes carbonatées miocènes de Méditerranée / Miocene reefs and carbonate platforms of the Mediterranean. Interim colloquium R.C.M.N.S. (Marseille 3-6 mai 1994) sous la direction de Jean-Paul Saint-Martin et Jean-Jacques Cornée. pp. 49-67

Ulusal Deniz Araştırmaları Programı, Kilikya- Adana Havzası kıta sahanlığı geç kuvaterner çökellerinin araştırılması projesi sonuç raporu- I

TÜBİTAK YDABÇAG01.04.1999Kilikya-Adana Havzası kıta sahanlığı geç-Kuvaterner çekellerini incelemek amacıyla gerçekleştirilen bu araştırmada, onbir değişik transgressif depolanma ve kıyısal kum kamalanması olarak adlandırılan güncel bir depolanma bulunmuştur. Bölgeye ait tabankayanın düzensiz erozyon yüzeyine ve fay kontrollü yapılara sahip olduğu belirlenmiştir.Çalışma sahası içerisinde en yaşlı transgresif depolanmanın geç-Kuvaterner öncesi dönemde, deniz seviyesi -180 m derinlikte iken, çökeldiği açıklanmıştır.Geç-Kuvaterner döneme ait olduğu belirlenen on farklı transgressif depolanma ayırt edilmiş bulunmaktadır. Bu transgressif depolanmaların, aşağıdan yukarıya doğru, sırasıyla deniz seviyesi -138 m, -110 m, -95 m, -85 m, -60 m,-50 m, -45 m, -40 m, -32 m ve -23 m derinliklerde durduğu dönemlerde çökeldikleri belirlenmiştir. Bu depolanmalardan beş tanesi (deniz seviyesinin -138 m, -l 10 m, -85 m, -60 m ve -40 m derinliklerde durduğu dönemlerde çökelenler) çalışma sahasının heryerinde gözlenmiştir. Diğer depolanmalar ise, sadece Göksu Deltası ve Anamur Körfezi açıklarında gözlenmiştir. Güncel depolanmayı temsil eden kıyısal kum kamalanmasmın, günümüzden yaklaşık 3000-2000 yıl önce, deniz seviyesinin bugünkü seviyeye ulaştığı andan itibaren çökeldiği açıklanmıştır

KOCASU VE GÖNEN ÇAYI DELTALARININ (MARMARA DENİZİ GÜNEY KIYILARI) GÜNCEL MORFOLOJİLERİ VE TORTUL

Kocasu ve Gönen çayı güney Marmara bölgesinin iki büyük akarsuyu olup birbirinden 80 km aralıkla denize ulaşırlar. Bo- şalttıkları su ve taşıdıkları tortul yükün önemli miktarı, yörede yarı kurak iklim şartlarının egemen olması dolayısıyla yağışlı kış aylarında gözlenmektedir. Bu iki akarsu, taşdıkları tortul yüke uygun olarak, morfolojik bakımdan farklılık gösteren ayrı delta sistemleri oluşturmuşlardır. Gönen çayı deltası 5.5 km kadar ilerlemesi ve toplam 28 km2 su dışı düzlüğü olan lobsu akarsu egemen bir tortul birikimidir. Menderesli dağıtım kanalları ve bir çok ufak lagün gölü delta düzlüğünün asıl elemanlarıdır. Taşınan kı- rıntılıların büyük oranda yatak yükü olması sebebiyle üçgensi delta düzlüğü gelişmekte ve günümüzde hafifçe doğuya doğru ilerlemektedir. Su dışı delta düzlüğü, 6 m kotunun teşkil ettiği basamakvari bir topografya ile ikiye bölünmüştür. DSi ce delta düzlü- ğünün karaya yakın tarafında yapılan sondajlarda 65 m tortul kesilmiştir. Delta düzlüğünün tortullarının kalınlığı ise 6 m civarındadır. Kocasu deltası bozucu-yıkıcı süreçlerin belirgin olduğu, çamur egemen, basık, uzunlamasına bir tortul birikimidir. Toplam 3,5 km ilerlemesi, 48 km2 su dışı düzlüğü olan dalga kontrollü bir deltadır. Delta üzerinde dağılım kanalı yoktur ve düz uzanımlı tek ana kanal ile oluşturulmaktadır. Deltanın oldukça fazla olan yanal büyümesi, yörede baskın olan kuzeydoğu rüzgârlarının oluşturduğu dalgalar ile sağlanmaktadır. Güncel delta düzlüğünde akarsu çökelleri çok az veya yoktur, iki lagün gölü, bataklıklar, bataklık kum sırtları, kumullar ve uzun kumlu plaj deltanın görünen elemanlarıdır. 4 m kotu, Gönen çayı deltasında olduğu gibi delta düzlüğünü, göreceli eski ve yeni olarak iki kısma ayırır. Deltanın toplam kalınlığının grafik hesaplama ve karşılaştırmalarla 55-60 m kadar olduğu tahmin edilmektedir. Her iki delta kara yönünde aktif sağ yanal, doğrultu atımlı faylara yaslanmıştır. Depolanma sahaları da denize kadar inen temel kayaları ile sınırlıdır. Bilhassa Kocasu deltasında bu sınırlanmalar çok keskindir. Drenaj alanının morfolojisi, Kocasu ve Gönen çayı deltalarının eş yaşta oluştuklarını ve muhtemelen erken Holosen'de ilerlemeğe başladıklarını göstermektedir. Delta düzlüklerindeki basamaklı durum, denizin bugünkü düzeyine, son klimatik optimumda ulaştığının belirteci olabilir. Daha sonraki küçük ve lokal deniz seviyesi değişmeleri, Kocasu deltasında uzun bataklık kum sırtlarının varlığı ile kendisini gösterir. Bu lokal değişmeler deltanın üzerine yaslandığı fayın tesiriyle olabilir. Güncel deniz seviyesi son bin yıldır durağanlık dönemindedir

VAN GÖLÜ’NÜN GEÇ KUVATERNER TEKTONO-STRATİGRAFİK EVRİMİ

Van Gölü çevresindeki taraçaların pek çoğu, Van Gölü Havzası’nın çok daha uzun dönem- li jeolojik geçmişine nazaran daha kısa bir dönemi yansıtır. Bunların depolanması, günü-müzden önceki son 125 bin yıl sırasında gerçekleşmiştir. Bu çökeller alüvyal yelpaze/ör- gülü akarsu, kumsal, Gilbert-tipi delta, kıyıyakını ve kıyıötesi gibi geniş bir yelpazede yer alan bir dizi sığ gölsel ve göl çevresi ortamlarında birikmişlerdir. Bunların litofasiyesleri- nin çeşitliliği, depolanma koşullarındaki iklimsel ve tektonik denetimlerin kanıtlarını oluş- turur. Su toplama havzasındaki yüksek rölyefli alanlar, bunların depolanmaları sırasında, gölün kıyısal alanlarına bol miktarda kırıntılı materyal sağlamış ve bu nedenle bölgede bas- kın olarak karasal kırıntılı çökeller görülmesine sebep olmuştur. Kaba kırıntılı sedimanla- rın yaygın olarak Gilbert-tipi deltaların oluştuğu büyük akarsuların ağızlarında gerçekleş- miştir. Akarsu-denetimli gölsel deltalar, göl seviyesinin yükselmesi sırasında oluşmuştur. Göl havzasının doğu kenarında göreceli olarak daha yaygın ve kalın gözlenen bu çökeller, batı rüzgârlarının etkisinden korunmuş düşük-enerjili kıyı ortamının varlığına işaret eder. Bununla beraber, deltaları çevreleyen aynı göl kenarının bazı alanlarında, dalgalar ve fırtı- na-kökenli kıyıboyu akıntıları tarafından taşınan sedimanlar ile beslenen kumsallar oluş- muştur. Kıyıyakını fasiyesinde görülen kaba-taneli kırıntılı malzeme, Paleo-Van Gölü’nün kıyılarının büyük olasılıkla fırtınalar ve fırtına-kökenli akıntıların varlığına maruz kaldığı- nı gösterir. Ancak, gölün yüksek kıyı çizgisi zamanlarında kıyıyakını çökellerinde derece- li tabakalanma ve taban yapıları gibi turbidit depolanmasına ilişkin herhangi bir kanıt bu- lunmaması, türbidit akıntılarının göl kenarı boyunca sediman taşınmasında önemli bir et- ken olamadığı göstermektedir. Gölün kıyıötesi yanal olarak devamlı, ince tabakalanmalı varvlı ve bazı kesimlerinde göçme ve konvülüt tabakaları gibi hidroplastik bozulma yapı- ları da içeren ince-taneli kumtaşları ve çamurtaşlarının çökeldiği durgun bir su kütlesi or- tamıydı. Van Gölü çevresindeki taraça çökellerinin yaşlarının yeterince bilinmemesi,, bu taraçalar arasında tam anlamıyla bir deneştirme yapılamasını engeller. Ancak incelenen ta- raça istiflerinde büyük-ölçekli döngülerin görülmemesi, her bir taraçanın daha yüksek göl seviyesi değişimlerine bağlı olarak meydana geldiğine ve bu olayı da bir regresyonun ta- kip ettiğine işaret eder. Elde edilen yaş verileri 1760 m (odsy) yüksekliğine kadar çıkan yüksek göl seviyelerinin son buzullaşma arası (MIS 5; 123-71 bin yıl (GÖ)) ile bunu ta- kip eden  26-24 bin yıl  (GÖ), 22-21 bin yıl (GÖ) ve 10-6 bin yıl (GÖ) arasında oluştuğu- nu göstermektedir. Taraçaların yükselmeye ters orantılı olarak gençleşmeleri, göl seviyesi- nin zamanla giderek alçaldığına veya zamanla katlanmış olarak artan yükselmenin etkisi- ne veya her ikisine birden bağlı olduğuna işaret eder. Göl seviyesi değişimleri olasılıkla ik- limsel, volkanik ve tektonik süreçlerin birlikte işlemesinin bir sonucu olarak gerçekleşmiş- tir. Gölün hidrolojik olarak bir kapalı havza olduğu göz önünde bulundurulacak olunursa, iklim olasılıkla diğerlerinden daha etkin bir rol oynamıştır. En genç taraça seviyesinin ya-şı 6 by (GÖ) olmasından dolayı, havzadaki iklim belki de göreli olarak daha kurak ve eva- poratif bir karakterdeydi. Gölün günümüzden önceki son 600 bin yıllık bütün geçmişi sıra- sında, bu alanın jeolojisi Türkiye’nin aktif eğim- ve doğrultu-atımlı neotektonik rejimi et- kisiyle şekillenirken, gölün kıyıötesinde karakteristik göçme yapıları, konvülüt tabakalan- ma ve çoğunlukla da Nemrut Volkanı’na bağlı patlama ürünleri oluşmuştur