kapak resmi - anasayfa › images › bultenler › pdf › 28-1_paper-1_2016.pdf · birimin yanal...

Kapak Resmi : Akveren Formasyonunda Kıvrımlanma, Ayancık – SİNOP (Foto: Halil Şeker, 2006).

Cover Photography : Folding in the Akveren Formation, Ayancık – SİNOP (Photo : Halil Şeker, 2006)

TPJD BÜLTENİ / TAPG BULLETIN

C i l t : 2 8 • S a y ı : 1 • Y ı l : 2 0 1 6 Volume: 28 • Number: 1 • Year: 2016

ISSN: 1300 - 0942

Türkiye Petrol Jeologları Derneği’nin yayın organıdır.The official publication of Turkish Association of Petroleum Geologists

Yılda iki kez yayımlanır.Published two times a year.

Yayın dili Türkçe / İngilizcedirPublication language is Turkish / English

TPJD YÖNETİM KURULU / TAPG EXECUTIVE COMMITTEEAhmet ÇAPTUĞ / Başkan / President

Hasan SARIKAYA / 2. Başkan / Vice PresidentArzu AKTOSUN / Yazman / Secretary

Hüsnü ÇORBACIOĞLU / Sayman / TreasurerCem KARATAŞ / Üye / MemberÖzlem KORUCU / Üye / Member

Serdar ÖZDOĞAN / Üye / Member

TPJD ADINA YAYIN SORUMLUSU / PUBLICATION MANAGERCem KARATAŞ

TPJD ADINA SAHİBİ / EXECUTIVE DIRECTORAhmet ÇAPTUĞ

YAZIŞMA ADRESİCORRESPONDENCE ADDRESS

Alternatif İş Mrk. Kızılırmak Mah. 1446. Sk. No:12 Kat: 2/6 ÇukurambarÇankaya, ANKARA/TÜRKİYE

Tel: (90 312) 419 86 42 • (90 312) 419 86 43 • Fax: (90 312) 419 86 43www.tpjd.org.tr • e-mail: [email protected]

Editör / EditorProf.Dr. Kadir DİRİ[email protected]

Yazı İnceleme Kurulu / Editorial BoardAhmet GÜVEN PETOILAhmet Tuğrul BAŞOKUR AÜAli SARI AÜA.M. Celal ŞENGÖR İTÜAral İ. OKAY İTÜAsuman TÜRKMENOĞLU ODTÜAtike NAZİK ÇÜAttila AYDEMİR TPAOAttila ÇİNER HÜA.Coşkun NAMOĞLU TPAOBaki VAROL AÜC. Özgen KARACAN NIOSHCahit ÇORUH ABDCem SARAÇ HÜCengiz SOYLU TPAOCoşkun SARI DEÜDemir ALTINER ODTÜDoğan PERİNÇEK ÇOMÜEmin DEMİRBAĞ İTÜEngin MERİÇ TPJDErcan ÖZCAN İTÜErdin BOZKURT ODTÜErdinç YİĞİTBAŞ ÇOMÜErdoğan TEKİN AÜErhan YILMAZ TPJDFunda AKGÜN DEÜGürol SEYİTOĞLU AÜHayrullah DAĞISTANLI MTAHulisi KARGI PÜİsmail BAHTİYAR TPAOK. Erçin KASAPOĞLU HÜKadir DİRİK HÜ

TPJD BÜLTENİ / TAPG BULLETINYayın Kurulu / Publication Board

Mehmet ÇELİK AÜMehmet ÖZKANLI TPAOMihraç AKÇAY KTÜMustafa ONUR İTÜMuzaffer SİYAKO TPAOM. Cemal GÖNCÜOĞLU ODTÜM. Kaya ÇOBAN TPAOM. Namık YALÇIN İÜNilgün GÜLEÇ ODTÜNizamettin KAZANCI AÜNuri TERZİOĞLU TPAON. Bozkurt ÇİFTÇİ ODTÜOkan TÜYSÜZ İTÜOrhan TATAR CÜOsman CANDAN DEÜOsman PARLAK ÇÜÖmer Işık ECE İTÜÖmür M. NOHUT SchlumbergerÖzdoğan YILMAZ Anadolu Jeofizik Müh. Ltd.Şt.

Remzi AKSU TPAOSalih SANER ODTÜSerhat AKIN ODTÜSertaç Hami BAŞEREN AÜŞakir ŞİMŞEK HÜTansel TEKİN TPAOUğraş IŞIK TPAOVolkan Ş. EDİGER İEÜYıldız KARAKEÇE TPAOYücel YILMAZ KHÜY. Haluk İZTAN TPAOZühtü BATI TPAO

TPJD Bülteni 28-1 no’lu ciltte yayınlanan makalelerin hakemliğini yapanlar:Baki VAROL Erhan YILMAZİsmail Bahtiyar Kadir DİRİKN. Bozkurt ÇİFTÇİ Uğraş IŞIK

İ Ç İ N D E K İ L E R / C O N T E N T S

Hoya Formasyonu (Hazro-Diyarbakır) Bartoniyen Bentik ForaminiferleriÜzerine Biyostratigrafik ve Paleocoğrafik YaklaşımBiostratigraphic and Paleogeographic Approach on the Bartonian Benthic Foraminiferaof Hoya Formation (Hazro-Diyarbakır)Nazire ÖZGEN ERDEM ve Derya SİNANOĞLU....................................................................................1

Kızıldeniz’in Açılımı ve Midyan Havzası’nın Stratigrafik Evrimi (KB Suudi Arabistan)Rifting of the Red Sea and Stratigraphic Evolution of Midyan Basin (NW Saudi Arabia)Muhittin ŞENALP...................................................................................................................................19

Seismic Interpretation and Restoration of a Forearc Basin System Offshore,New ZealandYeni Zelanda Açık Denizinde Yer Alan Yayönü Basen Sisteminin Sismik Yorumu veYapısal RestorasyonuUmut IŞIKALP........................................................................................................................................59

Türkiye Petrol Jeologları Derneği (TPJD) Bülteni Taslak Makale Kabul İlkeleri ve Yazım KurallarıThe Bulletin of Turkish Association of Petroleum Geologists (TAPG), Article AcceptancePrinciples and Writing Rules..................................................................................................................75

ÖZArap Platformu’nun otokton istiflerinden biri olan

Hoya formasyonunun Hazro ilçesi civarında(Diyarbakır kuzeydoğusu) yüzlek verenkireçtaşlarında bentik foraminifer topluluğutanımlanmıştır. Hazro ölçülü stratigrafi kesitiboyunca porselen kalker ve aglütin kavkılı formlarbaskındır. İstifin tabanında küçük-orta miliolid tem-silciler ve textularinid formlar gözlenmektedir.Ancak, kesitin orta bölümlerinden itibarenbaşlayarak üst kesimlerine doğru iri bentikforaminiferler çeşitlilik ve sayısal açıdan artış gös-terirler.

Porselen kalker kavkılı Alveolina ve soritidler ilebirlikte aglütin kavkılı orbitolinid ve textularinidlerbu topluluğun ana elemanlarıdırlar. Bu çalışmada,Hoya formasyonunun kireçtaşı düzeylerinde; A.fragilis Hottinger, A. fusiformis (Sowerby), A. ster-cusmuris Mayer-Eymar, A. nuttali (Davies), R.malatyaensis (Sirel), D. aegyptiensis (Chapman),H. paleocenica Sirel, Somalina stefaninii Silvestri,Orbitolites sp. tanımlanmıştır. Tanımlanan fosiltopluluğu kireçtaşlarının Bartoniyen yaşlı olduğunuve sınırlı, oldukça sığ denizel ortam koşullarındaçökeldiğini göstermektedir.

Ayrıca, çalışma alanındaki Orta Eosen (Bar-toniyen) foraminifer topluluğunun, Kahire (Mısır),İran ve Dhofar (Umman) toplulukları ile önemli birbenzerlik sunduğu gözlenmiştir.

Anahtar kelimeler: Bartoniyen, BentikForaminifer, Biyostratigrafi, Hazro (Diyarbakır),Hoya

ABSTRACTThe benthic foraminifera assemblage has been

described in the limestones outcropped in the vicin-ity of Hazro town (northeastern Diyarbakır) of Hoyaformation which is one of autochthonous units ofArabian Platform. Porcellaneous and agglutinantgroups are dominant throughout Hazro measuredstratigraphy section. Small-medium miliolids andtextularinids are observed in the base of sequence.However, larger foraminifera show an increase interms of diversity and quantity starting from themid-section towards the upper parts of section.

Porcellaneous groups of Alveolina and soritidstogether with agglutinant groups orbitolinids andtextularinids are the main components of this as-semblage. In this study, A. fragilis Hottinger, A.fusiformis (Sowerby), A. stercusmuris Mayer-Eymar, A. nuttali (Davies), R. malatyaensis (Sirel),D. aegyptiensis (Chapman), H. paleocenica Sirel,S. stefaninii Silvestri and Orbitolites sp. have beendefined in the limestone levels of Hoya formation.This assemblage indicates a Bartonian age and re-stricted, very shallow marine deposition environ-ment.

Additionally, Middle Eocene (Bartonian)foraminiferal species of the studied area were ob-served to display a significant similarity to that ofCairo (Egypt), Iran and Dhofar (Oman).

Key words: Bartonian, Benthic Foraminifera,Biostratigraphy, Hazro (Diyarbakır), Hoya

TPJD Bülteni, Cilt 28, Sayı 1, Sayfa 1-17, 2016TAPG Bulletin, Volume 28, No 1, Page 1-17, 2016

HOYA FORMASYONU (HAZRO-DİYARBAKIR) BARTONİYEN BENTİK FORAMİNİFERLERİ

ÜZERİNE BİYOSTRATİGRAFİK VE PALEOCOĞRAFİK YAKLAŞIM

BIOSTRATIGRAPHIC AND PALEOGEOGRAPHIC APPROACH ON THE BARTONIAN BENTHIC

FORAMINIFERA OF HOYA FORMATION (HAZRO-DİYARBAKIR)

Nazire ÖZGEN ERDEM1 ve Derya SİNANOĞLU2

1Cumhuriyet Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 58140 Sivas2Batman Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 72100 Batman

e-posta: [email protected]; [email protected]

1THE BULLETIN OF TURKISH ASSOCIATION OF PETROLEUM GEOLOGISTS

GİRİŞÇalışma alanı, Hazro ilçesinin (Diyarbakır)

güneybatısında yer alır (Şekil 1). Bölgede yapılanjeolojik çalışmaların sayısı yıllardır süregelengüvenlik problemleri nedeniyle oldukça kısıtlıdır.Özellikle, detaylı paleontolojik incelemeler yokdenecek kadar azdır. Bilinen paleontolojik verilerinçoğunluğu ise Türkiye Petrolleri Anonim Ortaklığı’nın raporlarına dayanmaktadır.

Diyarbakır civarında Eosen yaşlı birimler, farklıisimler ve yaşlar altında incelenmiştir. Sungurlu(1974) Midyat Formasyonu olarak adlandırdığı bir-imi, Alt dolomitik kireçtaşı üyesi ve Midyat For-masyonu çörtlü kireçtaşı üyesi olarak ayırmıştır.Ayrıca, istif için Nummulitli kireçtaşı (Taşman,1930), Eosen kireçtaşı (Taşman, 1933), Midyatkalkeri (Lokman, 1938), Eosen Midyat kireçtaşı(Ten Dam, 1954) ve Hoya formasyonu (Sungurlu,1972; Tuna, 1973; Perinçek, 1979; Açıkbaş ve diğ.,1979; Çoruh ve diğ., 1997; Günay, 1998) gibi adla-malar da kullanılmıştır. Eosen yaşlı bu birime,Selçuk (1981) tarafından Antakya civarında Okçu-lar Formasyonu adı verilmiştir. Amanoslar’dakiHacıdağ Formasyonu, Günay (1998) tarafındanbirimin yanal eşdeğeri olarak gösterilmiştir. Bazıçalışmalarda istifin yaşı Erken Eosen-Erken

Oligosen olarak (Duran ve diğ., 1988; Günay,1998) kullanılırken, Terlemez ve diğ., (1992) birim-inin Orta (Geç Lütesiyen)-Geç (Priyaboniyen)Eosen yaşlı olduğunu ifade etmişlerdir. Çoruh vediğ., (1997) tanımladıkları; A. pasticillata, A. expo-nens, A. cf. amphoralis, C. gassinensis, D. sella, F.cassis, N. atacicus, N. globulus, N. millecaput, Op.douvillei, O. transitorius, O. complanatus, Ac. broe-dermanni, Ac. bullbrooki, Gl. ampliapertura, Gl. eo-

caena, Gt. mexicana kugleri, M. aragonensis, M.formosa formosa, M. subbotinae, T. cerroazulensis,T. cerroazulensis frontosa, Dis. biserialis, O. beck-manni gibi formlarla birimin Eosen yaşlı olduğunukabul etmişlerdir. Ancak bazı çalışmalarda biriminyaşının Erken Oligosen’e kadar çıktığı belirtilmiştir(Çoruh ve diğ., 1997; Yılmaz ve Duran, 1997).

Bu çalışmada, üzerinde detaylı paleontolojik in-celemelerin yapılmadığı ve öncel çalışmalardaErken Eosen-Erken Oligosen aralığında farklıyaşların verildiği Hoya formasyonunun Hazroyöresinde yüzlek veren Bartoniyen yaşlı sığ denizelkireçtaşları bentik foraminiferlerinin çalışılmasıamaçlanmıştır. Hazro yakınlarından ölçülen strati-grafi kesitinde, toplam 15 kireçtaşı örneği alınmıştır.İstif tamamen sert kireçtaşı litolojisi sunduğundantane örnek elde edilememiştir. Sistematik

Şekil 1. Çalışma alanının konumunu gösteren jeolojik harita (MTA, 2008’den değiştirilerek alınmıştır).Figure 1. Geological map showing location of study area (Modified from MTA, 2008).

THE BULLETIN OF TURKISH ASSOCIATION OF PETROLEUM GEOLOGISTS2

Hoya Formasyonu (Hazro-Diyarbakır) Bartoniyen Bentik Foraminiferleri.......

tanımlamalar çoğunlukla ince kesitlerden eldeedilen yönlü kesitlere dayandırılmıştır. İncelenenörnekler Cumhuriyet Üniversitesi, JeolojiMühendisliği Bölümünde saklanmaktadır.

STRATİGRAFİKenar Kıvrımları ya da Arap Platformu olarak

adlandırılan (Ketin 1966; Yılmaz ve diğ., 1993)bölgede, Arap Platformu ve Anatolid-Toridler,Mesozoyik ve Tersiyer boyunca Neo-Tetis’in kuzeykolu ile ayrılmıştır. Anatolid-Toridler ile Arap Plat-formu arasında Bitlis-Zagros Sütur Zonu boyuncagerçekleşen kıtasal çarpışma Geç Kretase’debaşlamış ve Geç Miyosen’de sonlanmıştır (Şengörve Yılmaz, 1981). Bu olaylar sonucunda karışık birjeolojiye sahip olan bölgenin temel birimi, Prekam-briyen volkaniklerdir. Temel üzerinde yer alan Kam-briyen’den günümüze kadar gözlemlenebilenotokton seriler ise çoğunlukla denizel sedimanlar-dan oluşmaktadır. Paleozoyik seri, genellikle klastiksedimanlardan oluşmaktadır. Geç Permiyen-Seno-maniyen yaşlı platform karbonatlarının üzerinegelen seri ise, Arap platformu ile Anatolid-Toridkıtasının Geç Kretase’de günümüze kadar sürençarpışma süreci etkisiyle klastik ve karbonatardalanmalı bir çökel istifle temsil edilmektedir.Arap platformu üzerinde, Geç Permiyen, Jura- Kre-tase ve Eosen döneminde yaygın karbonat çöke-limi gözlenmektedir. Bunlar, Arap platformuüzerindeki tüm ülkelerde görülmekte ve koreleedilebilmektedirler.

Bu çalışmanın gerçekleştirildiği Hazro ölçülükesit tabanında gözlenen en yaşlı birim; kırmızırenkli konglomera, kumtaşı, şeyl vekireçtaşlarından oluşan Antak Formasyonudur.Koaster (1963) tarafından tanımlanan formasyon,Gercüş formasyonu (Kellog, 1960) ve Terbüzek for-masyonu (Kellog, 1961) gibi isimler altında da in-celenmektedir. Birim, üstte Midyat grubuna aitHoya formasyonu tarafından uyumsuz olarakörtülür. Karasal ortam koşullarını yansıtan Antakformasyonun Geç Maastrihtiyen-Paleosen yaşlıolduğu kabul edilmektedir (Güven ve diğ., 1991).Hoya formasyonu üzerine uyumsuz olarak Miyosenyaşlı Kapıkaya ve Fırat Formasyonu gelmektedir(Şekil 2). Kapıkaya Formasyonu daha yaşlı birim-lerden malzeme almış çakıltaşı, kumtaşı,çamurtaşından oluşur. Fırat Formasyonu ise(Peksu, 1969) krem renkli, orta-kalın tabakalı fosilliresifal kireçtaşı ve marn litolojileri ile temsil olur. Buçalışmada, birimden alınan örneklerde; Miogypsinasp., Operculina sp., Amphistegina sp. ve bol algsaptanmıştır.

Hoya FormasyonuFormasyon, ilk kez tip yeri olan Hoya Köyü

(Çüngüş) dolayında tanımlanmıştır (Perinçek,1979). Birimin, ortalama kalınlığının 260 m ile 300m arasında değiştiği belirtilmektedir (Duran ve diğ.,1988, 1989). Hoya formasyonu, çoğunlukla masif

ya da orta-kalın tabakalı, krem, bej renkli, sertkireçtaşlarından oluşur. Formasyon içinde yer yerdolomitik kireçtaşı ve dolomit düzeyleri izlenir.Özellikle Batman civarında gözlenen dolomitler;krem, bej renkli, orta-kalın tabakalı, gözenekli,karstik görünümlü ve fosillidir. Birim içinde yer yertebeşirli düzeyler gözlenmektedir.

Hoya formasyonunun, Gercüş Formasyonu ü-zerinde uyumlu, Germav Formasyonu üzerindeaçısal uyumsuz olarak yer aldığı belirtilmiştir (Sun-gurlu, 1972).

Literatürde Hoya formasyonunun bol fosilliolduğu belirtilmektedir (Çoruh ve diğ., 1997). Buçalışmanın gerçekleştirildiği Hazro ölçülü kesitlokalitesindeki kireçtaşları, çoğunlukla porselen veaglütin kalker kavkılı formlarla temsil olur. Oldukçasığ ve sınırlı ortam koşullarını yansıtan bu formlarda sayısal olarak fazla bir yoğunluksunmamaktadır. Ayrıca, var olan formların bir kısmıözellikle porselen kalker kavkılı iri bentik foraminifertemsilcisi olan alveolinler, yoğun tektonizma ve

Şekil 2. Çalışma alanının genelleştirilmiş strati-grafik kesiti.

Figure 2. Generalized stratigraphic section of thestudy area.


Erdem ve Sinanoğlu

fosilleşme koşullarının olumsuzluğu nedeniyle iyikorunmamıştır. Hazro ölçülü stratigrafi kesitindeHoya formasyonunun Bartoniyen yaşlı bentikforaminifer topluluğu tanımlanmıştır.

HAZRO ÖLÇÜLÜ STRATİGRAFİ KESİTİKesit, Hazro ilçesinin yaklaşık 2 km

güneybatısından (Muş L45 c1 paftasında, koordi-nat: 0655475D, 4233419K) alınmıştır. Toplam 45m kalınlığa sahip kesitten 15 kireçtaşı örneğialınmıştır. Ölçülü kesit boyunca, formasyonun ege-men litolojisi mikritik kireçtaşlarıdır. Topoğrafyadabelirgin yükseltiler oluşturan kireçtaşları krem ren-kli, orta-kalın tabakalı ve yer yer dolomitik özellik-lidir.

Kesitin tabanını oluşturan seviyeler (1-4. örnek-ler arası) fosilsiz mikritik kireçtaşı litolojisi sunar. Buseviyelerde yer yer dolomitleşme gözlenmektedir.Beşinci örnekle beraber istifin fosilli seviyeleribaşlamaktadır. 5 ve 6. örneklerde fosil topluluğuhem cins çeşitliliği ve hem de sayısal bollukaçısından fakirdir. Tanımlanan formlar porselenkalker (Rhabdorites malatyaensis, Haymanella pa-leocenica, Somalina stefaninii, Idalina sp., Spirolinasp.) ve aglütin kalker (Cribrobulimina sp., Valvulinasp.) kavkılı bentik foraminiferlerdir. Kesit boyuncasıklıkla temsil olan alveolinler, 7. örnekle birliktegörünmeye başlar. Kısmen tektonizma kısmen defosilleşme koşullarının uygunsuzluğu nedeniylealveolinler iyi korunamamıştır. Bu durum tüm kesitboyunca gözlenmektedir. Ancak 7 ve 8. örneklerölçülü kesitin cins çeşitliliği açısından en zenginkesimlerini oluştururlar. Bu seviyelerde özelliklealveolinler baskın formlardır. Uzamış ve fusiformtürler olan A. fragilis ve A. fusiformis ile birliktetanımı yapılamayan sıkı sarılımlı oval alveolinler(Alveolina sp.1) ve yine sıkı sarılımlı, fusiform alve-olinler (Alveolina sp.2) gözlenmektedir. Bu se-viyelerin ikincil bileşenleri soritid form Orbitolites sp.ve orbitolinid form Dictyoconus aegyptiensis’ tir.Ayrıca, R. malatyaensis, Haymanella paleocenica,Idalina sp., Valvulina sp., Cribrobulimina sp., Ro-talia sp. ile birlikte bryozoa, mollusk ve ostrakodlarda bu seviyelerin temsilcileridir. Ancak sayısalolarak azdırlar. Bu seviyenin hemen üzerinde, 9. ve10. örneklerde alveolinler baskınlıklarını korurlar.A. fragilis, A. fusiformis, A. stercusmuris, A. nuttali,A. sp.2, Orbitolites sp., Idalina sp., Cribrobuliminasp. ve Asterigerina sp. tanımlanan formlardır.Ancak, bu düzeylerden itibaren alveolinler sayısalolarak azalır. 11 ve 12. örnekler genel olarak dahaaz fosillidirler ve az oranda gözlenen hiyalin kalkerformların (Asterigerina ve Rotalia) kırık bireyleridaha fazladır. Bu seviyelerde farklı olarak küçükbentikler gözlenmektedir. Kesitin en üstüne (13.örnek) doğru Orbitolites’ler sayıca artarlar. Bu se-viyelerde, A. fragilis, A. fusiformis, A. stercusmuris,A. nuttali, Orbitolites sp., Idalina sp., Cribrobuliminasp., Valvulina sp. ve Rotalia sp. ile birlikte miliolid,ostrakod, bryozoa, mollusk, mercan gözlenmekte-

dir. Kesitin en üst seviyeleri (14 ve 15. örnekler)fosil açısından oldukça fakirdir ve kısmendolomitleşme izlenebilmektedir (Şekil 3).

BİYOSTRATİGRAFİK DEĞERLENDİRMEHazro ölçülü stratigrafi kesitinde tanımlanan

uzamış, fusiform A. fragilis ve A. fusiformis türleri,Tetis Paleosen-Eosen Sığ Bentik ForaminiferBiyozon’larında Bartoniyen (SBZ 17) için anahtartür olarak gösterilmiştir (Serra-Kiel ve diğ., 1998,Şekil. 2). Diğer birçok çalışmada da bu türlerin Bar-toniyen’i karakterize ettiği belirtilmiştir (Hottinger,1960; Drobne, 1977; Sirel ve Acar, 2008; Dinçer veAvşar, 2012; Deveciler, 2014). Hazro kesitinin üstseviyelerine doğru ortaya çıkan Alveolina stercus-muris Serra-Kiel ve diğ., (1998) biyozonçalışmasında erken Lütesiyen- orta Lütesiyen’in altı(SB13-14) aralığında gösterilmiştir. Hottinger veDrobne (1988) ise bu türü erken Lütesiyen detanımlamışlardır. Ancak A. stercusmuris, Sirel veAcar (2008) tarafından Akçadağ (Malatya)’da veDeveciler (2010, 2014) tarafından da Ankaracivarında Bartoniyen’de bildirilmiştir.

Bu formlarla birlikte bulunan R. malatyaensis,tip yeri olan Darende (Malatya) yöresinde; Fabianacassis, Halkyardia minima, Chapmanina gassinen-sis, Nummulites sp., Orbitolites sp. topluluğu ile bir-likte Bartoniyen yaşlı düzeylerde tanımlanmıştır(Sirel, 1976). Bu tür, Yeşilyurt (Malatya)’datanımlanan Bartoniyen birimlerinde benzer toplu-lukla bulunmuştur (Sirel ve Acar, 1993). Bununlabirlikte, türün Hatay civarında Priyaboniyen yaşlıdüzeylerde de varlığı gösterilmiştir (Sirel, 2015). R.malatyaensis, Kharman ve Tudej Dağları’nda (İran)Orta Eosen’de (Rahaghi, 1978), Yunanistan’da iseOrta-Geç Eosen yaşlı seviyelerde gözlenmiştir(Fleury, 1996). Fleury, (1997) Gavrovo-Tripolitza(Yunanistan) karbonat platformunun Orta Eosençökellerinde, R. malatyaensis türünü, Praebullalve-olina afyonica, Paraspirolina gigantea Fleury, P. hu-beri, Spirolina cylindracea Lamarck, Orbitolitestopluluğu ile saptamış ve resif-gerisi ve lagünortamını yansıttıklarını belirtmiştir. Araştırmacı, butopluluğun Orta Eosen sonundaki tektonik fazabağlı olarak gelişen regresyonları yansıttığını ifadeetmiştir. Sirel ve Acar (1998), İspanya’nın Vic böl-gesinde, R. malatyaensis türünü; Malatyna vicen-sis Sirel ve Acar, H. minima, O. cf. cotentinensisLehmann, Peneroplis sp. formları ile birlikte Bar-toniyen yaşlı seviyelerde bildirmişlerdir. Robinet vediğ., (2013), Dhofar (Umman-Aden Körfezi) böl-gesinde; R. malatyaensis türünü; C. perpera Hot-tinger & Drobne, Dictyoconus indicus Davies,Austrotrillina eocaenica Hottinger, Nummulites spi-ralis Hottinger, Haymanella huberi (Henson),Neotaberina neaniconica Hottinger, Praerhapy-dionina delicata Henson, Penarchaias glynnjonesi(Henson) ve Dictyoconoides kohaticus (Davies) ilebirlikte tanımlamış ve bu seviyelere Bartoniyen(SBZ 17) yaşını verilmişlerdir. Aynı tür, istifin üst



kesimlerinde; N. spiralis, N. cyrenaicus Schaub, N.vicaryi D'Archiac and Haime, Medocia blayensisParvati, Dictyoconoides kohaticus (Davies), A. op-erculiniformis Henson, Peneroplis glynnjonesi Hen-son, Ausrotrillina eocaenica Hottinger, H. huberi(Henson), Praerhapydionina delicata Henson, Pen-eroplis sp., Coskinolina liburnica Stache, Pfenderi-conus makarskae (van Soest), D. indicus Davies,Orbitolites minimus Henson ile birlikte bulunmuştur.Yazarlar, bu türün stratigrafik seviyesini, Bar-toniyen–Priyaboniyen SBZ17-20 aralığındagöstermişlerdir.

Hazro ölçülü kesitinin bu seviyelerinde, R.malatyaensis ile birlikte bulunan Dictyoconus ae-gyptiensis türü ise oldukça sınırlı bir coğrafikdağılıma sahiptir. Bu tür, Mısır Bartoniyen’i içinkarakteristik bir tür olarak belirtilmiştir (Cuvillier,1933, Strougo ve diğ., 1992). Helwan (Kahire

güneyi, Mısır) Eosen çökellerinde; D. aegyptiensiszonu tanımlanmıştır (Boukhary ve diğ., 2002). Butoplulukta; Rhabdorites (Praerhapydionina)malatyaensis, N. bullatus, N. bartovigatusBoukhary ve Hussein, N. discorbinus, Lockhartiacf. haimei tanımlanmış ve Bartoniyen yaşıverilmiştir. Sallam ve diğ., (2015), Kahirekuzeydoğusunda (Doğu Çölü kuzeyi, Mısır) D. ae-gyptiensis türünü; S. stefaninii Silvestri, I. cuvillieriBignot & Strougo, Rhabdorites minima (Henson),O. cf. complanatus Lamarck, Planotrillina desertiBignot ve Strougo, Planorbulina sp., Gypsina car-teri, Linderina cf. brugesi, Pseudolacazina schwa-gerinoides (Blanckenhorn), P. deserti Bignot &Strougo, Pyrgo cf. bulloides (d’Orbigny), Valvulinagr. schwageri Chapman, Peneroplis dusenburyHenson, Periloculina cf. dalmatina Drobnetopluluğu ile birlikte Bartoniyen yaşlı düzeylerde


Erdem ve Sinanoğlu

Şekil 3. Hazro stratigrafi kesitinde bentik foraminiferlerin dağılımı.Figure 3. Distribution of benthic foraminifera in Hazro stratigraphic section.

tanımlamışlardır. Bu tür, Jahrum formasyonu(Kharman Dağı, İran) Orta Eosen’inde Somalinastefaninii, Nummulites sp., Rhapydionina urensisve Coskinolina liburnica ile birlikte bulunmuştur(Rostami ve diğ., 2014). Robinet ve diğ., (2013),Dhofar (Aden Körfezi) bölgesinde, Orta Eosen is-tifinin alt üyesinde, D. aegyptiensis; Orbitolites sp.,Dictyoconoides sp., Rotaliconus persicus Hot-tinger, Alveolina elliptica nuttalli Davies, Alveolinastercusmuris Mayer-Eymar topluluğu ile birliktebulunmuş ve bu seviyeler erken-orta Lütesiyen(SBZ 13-15) yaşlı olarak tanımlanmıştır. İstifin üstüyesinde ise; D. aegyptiensis türü; N. somaliensisNuttall & Brighton, N. stamineus Nuttall, N. gargan-icus Tellini, Dictyoconoides sp., R. persicus, Medo-cia blayensis Parvati, Coskinolina perperaHottinger & Drobne, Coskinolina douvillei, Orbito-lites complanatus Lamarck, Somalina stefaninii Sil-vestri ve Neorhipidionina spiralis Hottinger ilebirlikte tanımlanmış ve geç Lütesiyen yaşı (SBZ 16)önerilmiştir.

Bu bilgiler doğrultusunda, Hazro ölçülü ke-sitinde; Rhabdorites malatyaensis, Somalina ste-faninii, Haymanella paleocenica, Dictyoconusaegyptiensis, A. fragilis, A. fusiformis, A. stercus-muris, A. nuttali, Orbitolites sp., Idalina sp., Cribrob-ulimina sp., içeren seviyelerin Bartoniyen yaşınıişaret ettiği saptanmıştır.

PALEOCOĞRAFİK DEĞERLENDİRMEHazro ölçülü kesitinde tanımlanan Alveolina tür-

leri, Tetis Kuşağı’nda geniş coğrafik yayılım sunanformlardır. Boudagher-Fadel (2008), Tetis Orta-GeçPaleojen yaşlı sığ denizel topluluklarında, baskınolan Soritoidea familyasının üyesi olan Rhab-dorites’lerin Orta Doğu’da çok yaygın olduğunubelirtilmiştir. Bu form, Henson (1948) tarafındanIrak’ta ‘‘Rhapydionina’’ ve ‘‘Rhipidionina’’ olaraksınıflandırılmıştır. Ancak, yapılan çalışmalar Rhab-dorites’in geniş bir coğrafik yayılım sunduğunugöstermiştir (Hottinger, 2007). Çoğunlukla OrtaDoğu’da (Irak, İran, Arabistan, Mısır, Yemen) gö-zlenen bu cins, daha sonra Türkiye’de Diyarbakır,Elazığ, Malatya, Yunanistan ve İspanya’da dabildirilmiştir (Henson, 1948; Sirel, 1976; Rahaghi,1978; Sirel ve Acar, 1993; Fleury, 1996; Sirel veAcar, 1998; Sirel, 2004; Hottinger, 2007; Robinetve diğ., 2013). Buna karşın, D. aegyptiensissadece Orta Doğu’da Aden

Körfezi, Mısır ve İran’da bildirilmiştir (Cuvillier,1933, Strougo ve diğ., 1992; Boukhary ve diğ.,2002; Hottinger, 2007; Robinet ve diğ., 2013; Sal-lam ve diğ., 2015). Orta Eosen istiflerinde Dicty-oconus cinsinin varlığı oldukça kısıtlıdır.Dictyoconus haricinde, bazı aglütin kavkılı konikformlar (Coskinolina, Pseudochrysalidina, Pfend-ericonus, Cribrobulimina, Barattolites), Avrupa’dafarklı bölgelerin Alt-Orta Eosen çökellerindebildirilmiştir (Hottinger & Drobne, 1980; Vecchio veHottinger, 2007; Hottinger, 2007). Türkiye’de ise

Adıyaman kuzeydoğusundaki Erken Eosen yaşlıseviyelerde Dictyoconus sp.’nin varlığıgösterilmiştir (Köylüoğlu, 1986, Şekil. 15). Sirel(1998), Kars erken İlerdiyen’inde D. indicus Daviestürünü saptamıştır. Aynı form, Adıyaman Paleosenistifinde de gözlenmiştir (Robertson ve diğ., 2016).Ayrıca, Sirel (2009) tarafından Baskil (Elazığ) Tane-siyen’inde D. baskilensis yeni türü tanımlanmıştır.Ancak, Orta Doğu’da Umman, Mısır ve İran hattıboyunca Orta Eosen çökellerinde gözlenen D. ae-gyptiensis’in, daha kuzeyde yer alan ve Arap Plat-formu’nun kuzey ucundaki Hazro (Diyarbakırkuzeydoğusu) kesitinde, Hoya formasyonununBartoniyen seviyelerindeki varlığı ilk kez buçalışmada saptanmıştır.

Toplulukta temsil olan Haymanella paleocenica,Ankara (Sirel, 2009), Kastamonu (Özgen Erdem,2008), Yunanistan (Di Carlo ve diğ., 2010) ve İran(Rivandi ve diğ., 2013) Paleosen’inde gözlenmiştir.Ayrıca türün Malatya civarında tanımlanan Bar-toniyen yüzleklerindeki varlığı da bildirilmiştir (Alan,2011). Eosen’in karakteristik foraminifer türlerindenolan Somalina stefaninii coğrafik olarak çoğunluklaOrta Doğu’da, Somali (Silvestri, 1939), Mısır (Sal-lam ve diğ., 2015), İran (Rostami ve diğ., 2014),Umman (Robinet ve diğ., 2013) Orta Eosen’indetanımlanmıştır. Meriç ve diğ., (2006) bu türün birey-lerini Güneydoğu Anadolu Erken-Orta Eosen’indesaptamışlardır.

SONUÇLARBu çalışmada, Hazro ilçesi civarında

(Diyarbakır) yüzlek veren Hoya formasyonununBartoniyen yaşlı kireçtaşlarında bentik foraminifer-ler tanımlanmıştır. Hazro ölçülü stratigrafi kesitinintaban seviyelerinde miliolidal ve textularinid formlarile başlayan bentik foraminifer topluluğu, üst se-viyelere doğru cins çeşitliliği ve sayısal bollukaçısından artış sunar. Bu topluluk içerisinde; A.fragilis, A. fusiformis, A. stercusmuris, A. nuttali gibiAlveolina türleri ile birlikte soritidlerden R.malatyaensis, Somalina stefaninii ve Orbitolitessp., Lituolid Haymanella paleocenica ve orbitolinidform D. aegyptiensis tanımlanmıştır. Rotalidler venummulitidler bu istif içerisinde oldukça az temsilolurlar. Tanımlanan bu türler, Hoya formasyonununHazro ölçülü stratigrafi kesitinde incelenen bu se-viyelerinin Bartoniyen yaşlı olduğunu işaret eder.Tüm kesit boyunca porselen kalker ve aglütinkavkılı bentik foraminiferlerin baskınlığı bukireçtaşlarının sınırlı ve oldukça sığ denizel ortamkoşullarında çökeldiğini göstermektedir.Çoğunlukla Orta Doğu’da gözlenen ve Orta Eosenistiflerinde sınırlı yayılıma sahip D. aegyptiensistürü, Güneydoğu Anadolu’nun Bartoniyen yaşlıdüzeylerinde ilk kez bu çalışmada tanımlanmış veböylece türün coğrafik yayılımının Arap Platformu’-nun kuzey ucuna kadar çıktığı saptanmıştır. Ayrıca,Hazro (Diyarbakır) Orta Eosen (Bartoniyen) istifininbentik foraminifer topluluğunun, Mısır, İran ve



Umman toplulukları ile oldukça önemli bir benzerliksunduğu da gözlenmiştir.

KATKI BELİRTME Bu çalışma, Cumhuriyet Üniversitesi Bilimsel

Araştırma Projeleri Koordinasyon Birimi CÜBAP M-607 nolu proje kapsamında gerçekleştirilmiştir.Arazi çalışmaları aşamasında yardımlarındandolayı Sayın Yrd. Doç. Dr. Şefik İMAMOĞLU’ na(Dicle Üniversitesi-Maden Müh. Böl.) ve katkılarıiçin Sayın İsmail BAHTİYAR’ a (TPAO) teşekkürederiz.

DEĞİNİLEN BELGELERAçıkbaş, D., Sungurlu, O., Akgül, A. ve Erdoğan,

T., 1979, Geology and petroleum possibil-ities of Southesat Turkey: TPAO AramaGrubu Rapor No. 1410.

Alan, B., 2011, Malatya havzasındaki sığ denizelsedimanların Eosen (Orta-Geç Eosen)bentik foraminifer tanımlaması ve biyos-tratigrafisi. Ankara Üniversitesi Fen Bil.Enst. Doktora Tezi, 249s,(yayınlanmamış).

BouDagher-Fadel, M. K., 2008, Evolution and ge-ological significance of larger benthicforaminifera: (Vol. 21), Elsevier Science.Chicago.

Boukhary, M., Hussein, A.I.M., & El-Morcey, A.I.,2002, Eocene larger foraminifera from hel-wan, Greater cairo, egypt: Revue de Mi-cropaleontologie Vol. 45, no l, pp. 27-47.

Cuvillier, J., 1933, Nouvelle contribution a lapaléontologie du Nummulitique égyptien:Inst. Egypte, 22, 1-76, Le Caire.

Çoruh, T., Yakar, H., Ediger, V. Ş., 1997,Güneydoğu Anadolu bölgesi otokton is-tifinin biyostratigrafi atlası: TPAO AraştırmaMerkezi Eğitim Yayınları no. 30, 510 s.

Deveciler, A., 2010, The first appearance of theBartonian benthic foraminifera at theÇayraz Section (north of Haymana, Southof Ankara, central Turkey): Yerbilimleri, 31(3), 191-203.

Deveciler, A., 2014, Yakacık-Memlik bölgesininBartoniyen iri bentik foraminiferlerinintanımı (K Ankara, Merkezi Türkiye):Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygu-lama ve Araştırma Merkezi Bülteni, 35 (2),137-150.

Di Carlo, M., Accordi, G., Carbone, F., Pignatti, J.,2010. Biostratigraphic analysis of Paleo-gene lowstand wedge conglomerates of atectonically active platform margin (Zakyn-thos Island, Greece). Journal of Mediter-ranean Earth Sciences 2, 31-92.

Dinçer, F. ve Avşar, N., 2012, Darende Havzası(KB Malatya) Üst Lütesiyen-Bartoniyen

Birimlerinin Bentik Foraminifer Biyostrati-grafisi ve Ortamsal Yorumu: Yerbilimleri, 33(1), 31-58.

Drobne, K., 1977, Alveolines Paleogenes de laSlovenie et de l’Isrie: Memoires Suisses dePaleontologie, 99, 1-132.

Duran, O., Şemşir, D., Sezgin, İ. ve Perinçek, D.,1988, Güneydoğu Anadolu'da Midyat veSilvan Gruplarının stratigrafisi, sediman-tolojisi ve petrol potansiyeli; TPJD Bülteni,cilt 1 / 2, 99-126.

Duran, O., Şemşir, D., Sezgin, İ. Ve Perinçek, D.,1989, Güneydoğu Anadolu'da Midyat veSilvan Gruplarının stratigrafisi, sediman-tolojisi ve paleocoğrafyası, paleontolojisi,jeoloji tarihi, rezervuar ve diyajenez özel-likleri ve olası petrol potansiyeli; TPAOArama Grubu Rapor No. 2563.

Fleury, J.J., 1996, Convergene morphologiqueAlveolinicea-Soritacea: Les GenresRhapydionina Satache et Rhabdorites n.gen.: Revue de Micropaleontologie, 39(1):41-51.

Fleury, J.J.,kellog 1997, Eocene Soritids With Ribsand/or Faint Sub-epidermal Partitions: TheGenera Spirolina, Praerhapydionina andParaspirolina n. gen. in The Middle toUpper Eocene "Facies a Imperfores" ofGreece: Revue de Micropaleontologie Vol.40, no 4, decembre 1997, pp. 297-311.

Günay, Y., 1998, Güneydoğu Anadolunun Jeolojisi:TPAO Arşivi, Rapor No : 3939.

Güven, A., Dinçer, A., Tuna, M.E. ve Çoruh, T.,1991, Güneydoğu AnadoluKampaniyen‐Paleosen otokton istifininstratigrafisi: TPAO Arama Grubu RaporNo: 2828. 133 s.

Henson F.R.S., 1948, Larger imperforateforaminifera of south-western Asia. Fami-lies Lituolidae, Orbitolinidae and Mean-dropsinidae: British Museum (Na-turalHistory), London, 127 p., 18 pls.

Hottinger, L., 1960, Recherches sur les Alveolinesdu Paleocene et de Eocene: MemoiresSuisses de Paleontologie, 75-76, 236pp. +Atlas I-II.

Hottinger, L., 2007, Revision of the foraminiferalgenus Globoreticulina RAHAGHI, 1978,and of its associated fauna of largerforaminifera from the late Middle Eoceneof Iran: Carnets de Géologie / Notebookson Geology - Article 2007/06(CG2007_A06).

Hottinger, L. & Drobne, K., 1988, Tertiary Alveolin-ids: problems linked to the conception ofspecies: Revue de Paléobiologie, Benthos‘86 Special Volume 2, 665–681.


Erdem ve Sinanoğlu

Kellog, H. E., 1960, Stratigraphic report, Hazroarea, Petroleum District V, SE Turkey(American Oversas Petroleum(AMOSEAS) Report): Petrol İşleri GenelMüdürlüğü Teknik Arşivi, Kutu no. 126,rapor no. 1, 42 s.

Kellog, H. E., 1961, Regional stratigraphy and pe-troleum possibilities of Sotheast Turkey:AMOSEAS (American Overseas Petro-leum) report, TPAO Arama Grubu Raporno. 767, 29s.

Ketin, İ., 1966, Anadolu'nun tektonik birlikleri: MTADergisi, c.66, s.20-34.

Koaster, E. A., 1963, Petroleum geology of DistrictV, Turkey with special reference to licenseno. 649 of Aladdin Middle East Ltd.(AMEReport): Petrol İşleri Genel MüdürlüğüTeknik Arşivi, Kutu no. 125, Rapor no. 4,22 s.

Köylüoğlu, M., 1986, Güneydoğu Anadolu OtoktonBirimleri’nin Kronostratigrafi, Mikrofasiyesve Mikrofosilleri: TPAO Araştırma MerkeziGrubu Başkanlığı Eğitim Yayınları, No. 9.

Lokman, K., 1938, Cizre-Silopi havalisinin jeolojiktetkik raporu: MTA Derleme no. 717, 8s.

Meriç, E., Görmüş, M., Perinçek, D., 2006, Soma-lina stefaninii Silvestri (Foraminifer)’inErken-Orta Eosen Tetis Okyanusu’ndakivarlığı ve önemi. 59. Türkiye JeolojiKurultayı Bildiri Özleri Kitabı, 236-237.

MTA, 2008, 1/100.000 ölçekli Türkiye JeolojiHaritası, Muş-L 45 paftası, no:72, Ankara.

Özgen Erdem, N., 2008, Akçataş-Cebeci yöresinin(KB Tosya-GD Kastamonu) Tanesiyen- İl-erdiyen bentik foraminifer biyostratigrafisi:M.T.A. Dergisi, 137, 67-77.

Peksu, M., 1969, Proposed rock unit nomencla-ture, Petroleum District V. and VI, SETurkey: TPAO Arama Grubu Rapor no.5158.

Perinçek, D., 1978, V-IV-IX. Bölge (GüneydoğuAnadolu otokton-allokton birimler) jeolojisembolleri; TPAO Arama Grubu Arşiv No.6657.

Rahaghi, A., 1978, Paleogene biostratigraphy ofsome parts of Iran. National Iranian OilCompany, Geological Laboratories,Teheran, publication n° 7, 82 p., 41 pls.

Rivandi, B., Vahidinia, M., Nadjafi, M, Mahboubi,A. Sadeghi, A., 2013, Biostratigraphy andSequence Stratigraphy of Paleogene De-posits in Central Kopet-Dagh Basin (NE ofIran): Hindawi Publishing CorporationJournal of Geological Research, 12p.

Robinet, J., Razin P., Serra-Kiel, J., Gallardo-Gar-cia A., Leroy, S., Roger, J., Grelaud, C.,2013, The Paleogene pre-rift to syn-rift

succession in the Dhofar margin (north-eastern Gulf of Aden): Stratigraphy and de-positional environments. Tectonophysics607 (2013) 1–16.

Rostami F., Vaziri, S.H., Aghanabati, S.A. & Ah-madi, V., 2014, Microbiostratigraphy of theEocene–Oligocene Boundary in the Inte-rior Fars (Folded Zagros): IJBPAS, Octo-ber, 2014, 3(10), 2259-2279.

Sallam, E., Wanas, H. A., Osman, R., 2015,Stratigraphy, facies analysis and sequencestratigraphy of the Eocene succession inthe Shabrawet area (north Eastern Desert,Egypt): an example for a tectonically influ-enced inner ramp carbonate platform:Saudi Society for Geosciences. Arab JGeosci (2015) 8:10433–10458.

Selçuk, H., 1981, Etude geologique de la partiemeridionale du Hatay (Turguie): Thése deI’Université de Genneve Section Siciencesde la terre no. 1997, 116p.

Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Caus, E., Drobne, K.,Ferrandez, C., Jauhri, A. K., Pavlovec, R.,Pignatti, J., Samso, J. M., Schaub, H.,Sirel, E., Strougo, A., Tambareau, Y.,Tosquella, J. & Zakrevskaya, E., 1998,Larger foraminiferal biostratigraphy of theTethyan Paleocene and Eocene: Bulletinde la Societe Géologique de France, 169(2), 281-299.

Silvestri, A., 1939, Foraminiferi dell’ Eocene dellaSomalia, Parte 2: Paleontologia della So-malia, Palaeontographia Italica 32, 1-102.

Sirel, E., 1976, Description of the species Rhapy-donina liburnica Stache, Rhapydioninamalatyaensis n. sp. and new observationson the genus of Rhapydonina Stache: BullMiner Res. Explor in Turkey, 86, 101-106.

Sirel, E., 2009, Reference sections and key locali-ties of the Paleocene Stages and their veryshallow/shallow-water three new benthicforaminifera in Turkey. Revue de Paléobi-ologie, Genève (décembre 2009) 28 (2),413-435.

Sirel, E. ve Acar, Ş., 1993, Malatyna a newforaminiferal genus from the Lutetian ofMalatya region (East Turkey): GeologiaCroatica, 46: 181-188.

Sirel, E. ve Acar, Ş., 1998, Malatyna vicensis, anew foraminiferal species from the Barton-ian of Vic region (northeastern Spain):Revue de Paléobiologie, 17(2), 373-379.

Sirel, E., 2004, Türkiye’nin Mesozoyik ve Seno-zoyik yeni Bentik Foraminiferleri: JeolojiMühendisleri Odası Yayınları 84 (Chamberof Geological Engineers of Turkey, Publi-cation 84), Ankara, Emeğin Bilimsel Sen-tezi, Özel Sayı 1, 1-219, Pls. 66.



Sirel, E. ve Acar, Ş., 2008, Description and bios-tratigraphy of the Thanetian-Bartonian Glo-malveolinids and Alveolinids of Turkey:UCTEA The Chamber of Geological Engi-neers Publication: 103 (Scientific Synthe-sis of the Life Long Achivement).

Strougo A., Bignot G., Abdallah A. M., 1992, Bios-tratigraphy and paleoenvironments of theMiddle Eocene benthic foraminiferal as-semblages of north central Eastern Desert,Egypt: M.E.R.C., Ain Shams Univ., EarthSci., Ser., v. 6, p. 1–12.

Sungurlu, O., 1972, VI. Bölge Gölbaşı-Gergerarasındaki sahanın jeolojisi: TPAO Rap.No: 802., Ankara (yayınlanmamış).

Sungurlu, O., 1974, VI. Bölge kuzey sahalarının je-olojisi: Türkiye 2. Petrol Kongresi Tebliğleri,85-107.

Şengör, A. M. C. and Yılmaz, Y., 1981, Tethyanevolution of Turkey: a plate tectonic ap-proach: Tectonophysics, 75, 181‐241.

Taşman, C. E., 1930, Mardin ve Siirt vilayetindekibazı aksamının jeoloji ve petrol ihtimalatıhakkında rapor: MTA Derleme no. 215,21s.

Taşman, C. E., 1933, Dicle ile Mardin ve Suriyehudutları arasındaki mıntıkanın petrolihtimalatı hakkında rapor: MTA Derlemeno. 216, 7s.

Ten Dam, A., 1954, Detailed report on the deepergeology of the Kentalan No. 2 well: MTADerleme no. 2133, 55 s.

Terlemez, H.Ç.I., Şentürk, K., Ateş, Ş., Sümengen,M. ve Oral, A., 1992, Gaziantep dolayınınve Pazarcık-şakçagöz-Kilis-Elbeyli-Oğuzeli arasının jeolojisi: MTA Rap. no.9526, Ankara (yayınlanmamış).

Tuna, D., 1973, VI. Bölge litostratigrafi birimleriadlamasının açıklayıcı raporu; TPAOArama Grubu Rapor No.813.

Vecchio, E. & Hottinger, L., 2007, Agglutinated con-ical foraminifera from the Lower-MiddleEocene of the Trentinara Formation(southern Italy): Facies 53, 509–533.

Yılmaz, E. ve Duran, O., 1997, GüneydoğuAnadolu bölgesi otokton ve allokton birim-ler stratigrafi adlama sözlüğü “Lexicon”:TPAO Araştırma Merkezi Eğitim Yayınlarıno. 12, 460 s.

Yılmaz, Y., Yiğitbaş, E., and Genç, Ş. C., 1993,Ophiolitic and Metamorphic Assemblagesof Southeast Anatolia and their Signifi-cance in The Geological Evolution of theOrogenic Belt: Tectonics, 12:1280-1297.


Erdem ve Sinanoğlu


Erdem ve Sinanoğlu

LEVHALARPLATES



LEVHA 1

Şekil 1-5. Rhabdorites malatyaensis (Sirel), 1-2. uzunlamasına kesitler (Hz.6A-2, Hz.8A-1); 3-5. Eğikkesitler (Hz.6A-2, Hz.6D-2, Hz.6A-3)

Şekil 6. Spirolina sp., uzunlamasına kesit (Hz.5A-3) Şekil 7-10. Haymanella paleocenica Sirel, 7-8. Yatay kesitler (Hz.6H-2, Hz.6h-3); 9-10. Uzunlamasına

eğik kesitler (Hz.6-21, Hz.6C-1)Şekil 11-12. Idalina sp., 11- eğik eksenel kesit (Hz.5C-1); 12- eksenel kesit (Hz.6A-2) Şekil 13. Cribrobulimina sp., eğik kesit (Hz.6C-4)Şekil 14. Orbitolites sp., eğik kesit (Hz.8-9)(Ölçek: 1-5: 0,2 mm; 6, 13: 0,33 mm; 7-10: 0,25 mm; 11-12, 14: 0,5 mm)

PLATE 1

Figure 1-5. Rhabdorites malatyaensis (Sirel), 1-2. longitudinal sections (Hz.6A-2, Hz.(a-1); 2-5.Oblique sections (Hz.6A-2, Hz.6D-2, Hz.6A-3)

Figure 6. Spirolina sp., longitudinal section (HZ.5A-3) Figure 7-10. Haymanella paleocenica Sirel, 7-8. Centered sections (Hz.6H-2, Hz.6h-3); 9-10. Longitu-

dinal oblique sections (Hz.6-21, Hz.6C-1)Figure 11-12. Idalina sp., 11-oblique axial section (Hz.5C-1); 12-axial section (Hz.6A-2)Figure 13. Cribrobulimina sp., oblique section (Hz.6C-4)Figure 14. Orbitolites sp., oblique section (Hz.8-9)(Scale bar: 1-5: 0,2 mm; 6, 13: 0,33 mm; 7-10: 0,25 mm; 11-12, 14: 0,5 mm)


Erdem ve Sinanoğlu

LEVHA 1PLATE 1



LEVHA 2Şekil 1-3. Dictyoconus aegyptiensis (Chapman), 1- hafif eğik dikey kesit (Hz.8-20), 2- dikey kesit

(Hz.8A-1), 3- eğik taban kesiti (Hz.8B) Şekil 4. Alveolina nuttalli (Davies), hafif basıklaşmış eksenel kesit (Hz.13C) Şekil 5. Alveolina fusiformis Sowerby, eksenel kesit (Hz.8B)Şekil 6. Somalina stefaninii Silvestri, eksenel kesit (Hz.6-22)Şekil 7. Orbitolites sp., eğik kesit (Hz.8B-4)(Ölçek: 1-3: 0,33 mm; 4-5, 7: 0,5 mm; 6: 1,0 mm)

PLATE 2Figure 1-3. Dictyoconus aegyptiensis (Chapman), 1- slightly oblique vertical section (Hz.8-20); 2- ver-

tical section (Hz.8A-1); 3- oblique basal section (Hz.8B) Figure 4. Alveolina nuttalli (Davies), slightly flattened axial section (HZ.13C) Figure 5. Alveolina fusiformis Sowerby, axial section (Hz.8B)Figure 6. Somalina stefaninii Silvestri, subaxial section (Hz.6-22)Figure 7. Orbitolites sp., oblique section (Hz.8B-4)(Scale bar: 1-3: 0,33 mm; 4-5, 7: 0,5 mm; 6: 1,0 mm)


Erdem ve Sinanoğlu

LEVHA 2PLATE 2


LEVHA 3

Şekil 1. Alveolina fusiformis Sowerby, eksenel kesit (Hz.8C)Şekil 2-3. Alveolina fragilis Hottinger, 2- eksenel kesit (Hz.7A), 3- hafif eğik eksenel kesit (HZ.8D) Şekil 4. Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, eksenel kesit (Hz.13A)Şekil 5. Alveolina nuttalli (Davies), ekvatoryal kesit (Hz.13A-2)Şekil 6. Alveolina sp1., eksenel kesit (Hz.13-7)(Ölçek: 0,5 mm)

PLATE 3

Figure 1. Alveolina fusiformis Sowerby, axial section (Hz.8C)Figure 2-3. Alveolina fragilis Hottinger, 2- axial section (Hz.7A), 3- slightly oblique axial section

(HZ.8D) Figure 4. Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, axial section (Hz.13A)Figure 5. Alveolina nuttalli (Davies), equatorial section (Hz.13A-2)Figure 6. Alveolina sp1., axial section (Hz.13-7)(Scale bar: 0,5 mm)


LEVHA 3PLATE 3


Erdem ve Sinanoğlu

Ö Midyan havzası Suudi Arabistan’ın

kuzeybatısında, Kızıldeniz’in kuzeyinde ve AkabeKörfezi’nin doğusunda yer alır. Araştırmaya konuolan Midyan havzası, Geç Oligosen zamanındabaşlayan tektonik bir açılımın sonucu olarak Arap-Nubiyan Kalkanı üzerinde ortaya çıkmıştır. Arap-Nubiyan Kalkanı, Kızıldeniz’in her iki kanadıüzerinde yüzeye çıkmış ve geniş alanlar kaplayanNeoproterozoyik yaşlı kristalin kayaçlardanyapılmış en eski temeldir. Bu kristalin temel,başlıca gnays, granit, granodiyorit, dolerit, volkanikve metasediment gibi kayaçlardan oluşmaktadır.

Midyan Havzası; kuzeyden, doğudan,kuzeydoğudan ve batıdan Proterozoyik temelinoluşturduğu yüksek dağ silsileleriyle, güneyden iseKızıldeniz ile çevrilmiştir. Kızıldeniz, Süveyş Körfezive Akabe Körfezi açılım (rift) sistemi ArapLevhası’nın Afrika Levhasına göre saat yönününtersi yönünde dönmesi sonucunda oluşmuştur. Buçalışma, Süveyş ve Akabe Körfezleri’nin açılmasıve bu açılımın sonucu ortaya çıkan MidyanHavzası içinde çökelen sedimanter istiflerin petrolsistemine yöneliktir. Süveyş ve Akabe Körfezleri,Geç Oligosen (yaklaşık 28 My) zamanındabaşlayıp Miyosen sonunda (yaklaşık 5 My) bitenkıtasal bir açılma zonunu temsil eder. Açılımındoruk noktasına ulaştığı zaman Erken Miyosen (19My) yaşlı ve hidrokarbon potansiyeli yüksekBurqan Formasyonu’nun çökelmesi sırasındadır.Midyan Havzası bu açılmanın bir ürünü olarak or-taya çıkmış olup Sina Yarımadası’ndaki tektonikyükselimlerin tüm etkileri havza içindeki çökellerinstratigrafisini ve sedimantolojisini etkilemiştir.Midyan havzası içindeki kalın istif alttan üste doğruçok farklı ortamlarda çökelmiş Sharik, Al Bad’,Musayr, Burqan (Nutaysh ve Subayti üyeleri) veMagna formasyonlarını içerir.

Çatiyen (Geç Oligosen) - Akitaniyen (ErkenMiyosen) yaşlı Sharik Formasyonu MidyanHavzası içinde tanımlanmış en erken açılım çökel-lerini temsil eder. Koyu kırmızı renkli bu formasyonkumtaşı, çakıltaşı ve çamurtaşından oluşanalüvyon yelpazesi çökelleridir. Sharik Formasyonuüzerine uyumlu olarak gelen Al Bad’ Formasyonu

ise geçici göl ortamında çökelmiş masif anhidritler-den oluşmaktadır. Bu geçici göl havzası MidyanHavzasının su baskınına uğradığı ilk açılımının be-lirtisidir. Göl ortamı sürekli büyüyerek açık denizortamına dönüşmüş ve bol miktarda sığ deniz fos-illeri içeren Erken Miyosen yaşlı (Erken Burdi-galiyen) Musayr Formasyonu’nun karbonatlarıçökelmiştir. Yukarıda bahsedilen Sharik, Al Bad’ veMusayr Formasyonlarının çökelmeleri birbirleriyleyakın ilişkili olup kesiksiz bir transgresyon istifinitemsil ederler.

Musayr Formasyonu’nun sığ deniz ortamındaçökelmesinden sonra Midyan Havzası SinaYarımadası’nın yükselmesiyle ilişkili olarak anidenderinleşmiş ve ilk aşamada Burqan Formasyonu’-nun alt üyesi olan Nutaysh Üyesi denizaltı yel-pazeleri içinde üste doğru tabaka kalınlıklarınınarttığı ve kumtaşlarının tane boylarının kabalaştığıkalın türbidit istif olarak çökelmiştir. Bu istifintabanındaki koyu gri renkli açık deniz şeyllerihidrokarbon için potansiyel ana kaya oluştururlar.Klasik türbidit istifin üzerine gelen yakınsak türbiditfasiyesleri ve yanal ve düşey olarak istiflenmişdenizaltı kanyonları içindeki iyi boylanmış gevşekçimentolu kumtaşları ise çok iyi rezervuar kayaözelliklerine sahiptir.

Nutaysh Üyesini oluşturan kalın türbidit isti-flerinin çökelmesi sırasında kaynak alanında (SinaYarımadası) ortaya çıkan tektonik bir yükselim ileilişkili olarak çökelme sisteminde belirgin birdeğişim gözlenmiştir. Bu yükselimin sonucunda tür-bidit itsilerinin üst kısımları önemli derecedeaşındırılmış ve kumtaşları ile birlikte granit, diyoritgibi temel kayaçlarının bloklarını içeren yeni bir istifçökelmeye başlamıştır. Bu çökelme sistemi üstedoğru tabaka kalınlıklarının azaldığı bir özellikkazanır. Çok kötü boylanmış, cilalı ve çizikliyüzeyler içeren büyük magmatik, metamorfik blok-lar ve Musayr Formasyonu’ndan aşındırılmışkireçtaşı bloklarının çökeldiği ortam tüm özellikleriile buzul ortamını temsil eder.

Açılımın en etkin olduğu Erken Geç Burdi-galiyen (yaklaşık 19 My) zamanında faylanmasonucu Sina Yarımadası 4 km den daha fazla biryükselim kazanmış olduğu ve bunun sonucunda

tJ Büi, i 28, sa 1, safa 19-58, 2016tA Bi, 28, n 1, ag 19-58, 2016

Kıılenİ’İn Aılımı e mİyAn HAAsı’nınstrAtİrAİK erİmİ (KB suuİ ArABİstAn)

rıtın o tHe re seA An strAtırAHı eolutıon o mıyAn BAsın (nW sAuı ArABıA)

mhii Ş[email protected]


dağ silsilesinin daimi kar sınırının üzerinde kalanbüyük bir bölümünün kalın buz tabakası ileörtülmüş olduğu anlaşılmıştır. Bu dağ buzullarındanyamaç aşağı inen vadiler içinde morenlerçökelmiştir. Vadilerin deniz seviyesine kadarulaşması durumunda kıta sahanlığından kayma,yıkılma ve bunların sonucunda ortaya çıkan bulantıakıntıları nedeniyle buzul çökellerinin büyük birkısmı derin deniz ortamına yeniden taşınmıştır.Denizel kumtaşları içinde deniz tabanına düşmüşbüyük granit blokları çok yaygın olarak görülür.Midyan bölgesinde yapılan gözlemler morenlerinçökelmesinden sorumlu buzul aktiviteleri ile türbiditfasiyeslerinin çökelmesinden sorumlu olan molozve bulantı akıntıları arasında kesiksiz birdevamlılığın olabileceğini orta koymuştur. Buzulçökelleri bazı bölgelerde iklimin tamamen ısınmasısonucu oluşan örtü karbonatları tarafındanüstlenmiştir. Burqan Formasyonu’nun ikici üyesiolan Subayti Üyesi ise genellikle sığ deniz şeylleriveya marnlarıyla temsil edilmiştir. Bu istif içindebuzul işlemleri ile taşınmış herhangi bir malzemeyerastlanılmamıştır. Bu durum buzul çökellerini içerendar vadilerin yalnızca Nutaysh Üyesinin tabanınıoluşturan türbidit istifleri içine kazılmış olduğunuhiçbir kuşkuya yer bırakmadan kanıtlar.

Midyan Havzası, Magna Formasyonu olaraktanımlanmış ve tümüyle evaporit ve gri renkli evap-oritik çamurtaşından oluşan bir istif tarafındanörtülmüştür. Bu evaporit istif, Kızıldeniz içerisindeBurqan Formasyonu’nun Nutaysh Üyesi’nin üstkısmını oluşturan deniz altı kanyonları içindeçökelmiş rezervuarlara kalın ve geçirimsiz etkin birörtü kayası oluşturur.

Midyan havzası içinde çökelmiş sedimanter is-tiflerin stratigrafik ve sedimantolojik özellikleri buhavzaya benzer şekilde açılım ile ortaya çıkmışhavzalara bir model teşkil eder.

Aaha ki: Kızıldeniz, Süveyş Körfezi,Akabe Körfezi, Sina Yarımadası, Midyan havzası,Sharik Formasyonu, Al Bad’ Formasyonu, MusayrFormasyonu, Burqan Formasyonu, Magna For-masyonu

ABstrAtThe Midyan Basin is situated to the northern

part of the Red Sea, NW Saudi Arabia. It is locatedto the east of Gulf of Aqabe and is bounded to thenorth, east, and northeast by high mountains ofProterozoic igneous rocks, to the west sedimentaryand Proterozoic igneous rocks, and to the south bythe Red Sea. The Proterozoic basement consistsof ultramafic, metavolcanic, and metasedimentaryrocks and granitic plutons which have been in-truded by basalt, rhyolite, and dolerite dikes.These basement rocks have been dated at about600-700 Ma (million years before present), and isconsidered to have been formed along an accret-ing Proterozoic volcanic arc (Gardner et al., 1996).

This study focuses on the rifting of the Red Seaand its arms Gulf of Suez and Gulf of Aqabe. TheMidyan basin is situated to the northern part of theRed Sea, Saudi Arabia and was formed as resultof Red Sea and Gulf of Aqabe rifting. The continen-tal rifting in the Gulf of Suez and Gulf of Aqabestarted during Late Oligocene (about 28 millionyears ago) and ended at the end of Miocene (about5 million years ago). Recent stratigraphic, sedi-mentologic and 3D seismic studies have providedimmense amount of valuable information on the hy-drocarbon potential of the thick turbidite successiondeposited mainly during the syn-rift phase. TheMidyan basin includes a thick rift-related sedimen-tary sequence deposited in a series of deep halfgrabens formed during the opening of the Red Sea,beginning in the Oligocene. The pre-rift succes-sions have been preserved mainly in the TabukBasin. This section extends between the EarlyCambrian Siq Formation and the Devonian JubaFormation and is well exposed along the highwaybetween Al Bad’ and Sakaka.

The Midyan basin consists mainly of syn-rift se-quences and represents three different stages ofbasin development. The thick Early Miocene suc-cession provides an excellent opportunity to under-stand the close relation between tectonic upliftingin the Sinai Peninsula and the stratigraphy andsedimentology in the basin. The syn-rift sedimen-tary successions which were deposited during theearly period of Red Sea rifting (between 24 Ma and19 Ma), consist of the Sharik, Al Bad’ and MusayrFormations. This early syn-rift successions uncon-formably overlie the Precambrian (Neoproterozoic)igneous and metamorphic basement complex.These three formations are genetically related andrepresent a large scale transgressive systems tractindicating a continuous base level (sea level) rise.The full section is best exposed on the west sideof the Al Bad’-Magna highway. The Sharik Forma-tion is composed of red sandstone, mudstone andminor amount of conglomerate, deposited in an al-luvial fan environment under hot and dry climaticconditions. The Al Bad’ Formation is a massive an-hydrite which was deposited in separate playalakes. The Musayr Formation consists of very fos-siliferous carbonate sequence deposited in a shal-low marine environment.

The syn-rift sedimentary successions whichwere deposited during the middle period of RedSea rifting (between 19 Ma and 17 Ma), consist ofthe Nutaysh and the Subayti members of theBurqan Formation. The lower half of the NutayshMember is a thick coarsening and thickening-up-ward turbidite sequence. The open marine shalesat the base of the succession have source rock po-tential. The thick-bedded medium-to coarse-grained, well-sorted and friable sandstones of thesubmarine canyons show excellent reservoir qual-ity. During the deposition of the upper half of the


Riftin of the Red Sea and Stratigraphc evolution of Midyan Basin

Nutaysh Member the Sinai Peninsula was upliftedmore than 4 km through normal faulting. Thickmountain glaciers were formed above the perma-nent snow line. The narrow but deep glacial valleysoriginated from these glaciers cut deeply into theunderlying turbidite successions and provided im-mense amount of very coarse-grained glaciogenicmaterial (e.g. moraine and dropstone) into thebasin.

The syn-rift sedimentary successions whichwere deposited during the post Red Sea rifting (be-tween 17 Ma and 15 Ma), consist of the Magna andJabal Kibrit formations. These formations consistmainly of massive anhydrite interbedded with evap-oritic mudstone and form excellent seal on top ofthe turbiditic sandstone reservoirs.

K wd: Red Sea, Gulf of Suez, Gulf ofAqabe, Sinai Peninsula, Midyan Basin, Sharik For-mation, Al Bad’ Formation, Musayr Formation,Burqan Formation, Magna Formation

1. İrİŞBu çalışmanın amacı Akabe Körfezi’nin tektonik

açılımı ile ilişkili olarak Midyan Havzası’nınoluşumunu, gelişim evreleri, açılım tektonizmasınınçökelme işlemlerine olan doğrudan etkilerini anla-mak amacına yöneliktir (Şekil 1). Midyanhavzasının açılımı ve bu havza içinde çökelenkırıntılı ve karbonat istiflerin petrol ve doğal gazaramalarına yönelik stratigrafik ve sedimantolojikçalışmaları hala devam etmektedir.

Midyan Havzası, Geç Oligosen zamanındabaşlayan Kızıldeniz ve Akabe Körfezi’nin açılımısüresince oluşmuş yarı-grabenler içinde çökelmişkalın bir sedimanter istifi içerir (Gardner et al.,1996). Bu istif içerisindeki kumtaşı ve karbonatkayaçlarından Mısır, Suudi Arabistan ve SüveyşKörfezinde bulunan sahalardan uzun süredirönemli petrol ve doğal gaz üretimi yapılmaktadır.Ekonomik değeri olması nedeniyle bu istiflerinstratigrafisi, sedimantolojisi ve paleontolojisiayrıntılı olarak farklı çalışmacılar tarafındanincelenmiştir. 1967 İle 1976 yılları arasında,uluslarası petrol şirketleri tarafından Suudi

Arabistan’ın Kızıldeniz açıklarında 10 derin aramakuyusu açılmıştır. 1982 ile 1986 yılları arasındaKızıldeniz’in kara alanlarında altı adet stratigrafikamaçlı sığ sondaj yapılmıştır. 1990 ile 1994 yıllarıarasında Saudi Aramco petrol şirketi Kızıldeniziçinde çok yoğun ve aktif bir arama programıgeliştirmiş ve 14 kuyu açmıştır. Bunlara ek olarak1998 yılında dört adet ilave sondaj yapmıştır. HemMidyan kara bölgesinde hem de Kızıl Deniz içindeaçılan başarılı kuyular Saudi Aramco şirketinin bubölgelerde etkili stratigrafik, sedimantolojik, pali-nolojik ve jeofiziksel çalışmalar yapmasına nedenolmuştur. Arazi çalışmaları Midyan havzasında veistiflerin çok iyi temsil edildiği Midyan bölgesinin kıyışeridinde yoğunlaştırılmıştır.

Bu çalışmada tüm Midyan Yarımadası’nı içinealan ve tüm istiflerin en iyi şekilde temsil edildiğibölgelerden çok sayıda stratigrafik ve sedimantolo-jik kesitler ölçmüştür. Bu ölçümler sırasında her birstratigrafik birimin alt ve üst birimlerle olan dokanakilişkilerini, çökelme ortamlarını, kaynak kaya ve rez-ervuar kaya özelliklerini güvenilir bir şekilde ortayaçıkarmak için çok sayıda örnek toplanmıştır. Buçalışma Burqan Formasyonu türbidit istiflerinin ortave üst kısımları oluşturan ve iyi rezervuar kayasıözellikleri gösteren kumtaşlarına yoğunlaştırılmıştır.Böylece bu istiflerin petrol üretimi yapılan kumtaşıfasiyeslerinin yanal değişimleri, gömülme tarihçesive farklı diyajenetik işlemlerin rezervuar özellikleri(gözenek ve geçirimlilik) üzerindeki etkileriaraştırılmıştır.

Midyan Havzası’nın kuzeybatı bölgesinde genişalanlar kaplayan türbidit istiflerinde bu yayınınyazarı tarafından ölçülmüş stratigrafik ve sediman-tolojik kesitlerden toplanan çok sayıdaki kumtaşı elörnekleri ayrıntılı olarak laboratuvarlardaincelenmiş ve kumtaşlarının bileşimi, gözeneklik,geçirimlik değerleri ve diyajenez özellikleri güvenilirbir şekilde tespit edilmiştir. Çökelme sonrası ortayaçıkan diyajenez olaylarının rezervuar kalitesi üz-erindeki etkilerini ortaya çıkarmak amacına yönelikyapılan türlü laboratuar analizleri, sedimantolojik,petrografik ve petrofizik analiz çalışmalarınınsonuçlarıyla birleştirilip bütünleştirilmiştir. Bu verileryardımıyla Kızıldeniz içinde petrol ve gaz üretimiyapılan kuyulardaki kumtaşlarının, sedimantolojikve rezervuar özellikleri güvenilir bir şekildeanlaşılmaya çalışılmıştır.

Kumtaşı örneklerinin laboratuvar incelemelerisonucunda bu kumtaşlarının çökelme fasiyesleri ileilişkili olarak yarı-olgunlaşmış veya olgunlaşmışözellikler gösterdiği arkoz ve litikarenit olaraksınıflandırıldığı anlaşılmıştır. Kumtaşlarının bileşimibaşlıca kuvars (80%), farklı türden kayaparçacıkları (10.3%) ve feldspat mineralinden(9.7%) oluşmaktadır. Bazı örneklerde bubileşenlere ek olarak eser miktarda biyotit, kalsit vedemir oksit mineralleri tespit edilmiştir. Kil mineral-leri grubundan başlıca kaolinit ve simektit SEM ve


Şenalp

Şki 1. Açılma tektonizması: Süveyş ve AkabeKörfezleri’nin ve Nil Deltası uydu görün-tüleri. Ayrıca koyu renkli bölgeler Prekam-briyen yaşlı Arap-Nubiyan Kalkanımostralarıdır.

XRD analizlerine bağlı olarak tespit edilmiştir (Al-Laboun et al. 2014). Bunlara ek olarak zirkon, rutilve turmalin gibi ağır mineraller eser miktardabulunmaktadır(Al-Ramadan et al., 2013).

Burqan Formasyonu’nun kumtaşlarının labo-ratuvarda ölçülmüş gözeneklilik değerleri %7 den%34’e değişir fakat yapılan ölçümlerin ortalamadeğerleri %25 civarındadır. Bu gözeneklilikdeğerlerine kalsit ve feldspat minerallerinin erimesisonucu ortaya çıkan sekonder gözeneklik değerleridahil edilmiştir (Al-Laboun et al, 2014; Al-Ramadanet al., 2013). Aynı kumtaşı örneklerinde yapılangeçirimlilik ölçümleri bu çok önemli rezervuarözelliğinin 36 ile 10,502 md arasında değiştiğinifakat pek çok ölçüm değerinin 2,444 civarındaolduğunu göstermiştir. Bu değerler kumtaşlarınınçok iyi rezervuar özelliklerine sahip olduğunu gös-terir.

Kumtaşları içinden üretilen petrolün kaynakkayasının bol fosil içeren Musayir Formasyonu’nunsığ deniz kireçtaşları ve ayrıca Burqan Formasy-onu’nu oluşturan türbidit istiflerinin alt kısımlarındaegemen olan derin deniz ortamında çökelmiş ve or-ganik madde yönünden zengin şeyller olduğu tespitedilmiştir (Al-Ramadan et al., 2013). Bu iki farklılitofasiyes içinde oluşan petrol düşey yöndegöçerek türbidit istiflerinin üstündeki deniz altıkanyonları içinde çökelmiş kumtaşları içindekapanlanmıştır. İstifin en üst kısmını oluşturanMagna Formasyonu’nun kalın ve geçirimsiz an-hidrit çökelleri çok etkin örtü kaya oluşturur. Midyanhavzasında petrol üretimi yapılan sahalar antiklinalve bileşik yapısal kapanlardır.

2. ArABİstAn lAtormu’nun JeoloJİKyerleŞİmİ e erİmİArabistan Levhası’nın üzerinde yer alan Arabis-

tan Platformu bu levhanın büyük bir bölümünüoluşturur (Şekil 2). Arabistan Levhası gittikçe artanbir hızla kuzeydoğu Afrika’dan uzaklaşarakKızıldeniz’in ortaya çıkmasına yol açmıştır. Bunakarşın, kuzey yönde Avrasya kıtasına doğrukayması sonucu İran’daki Zagros Dağ silsilesininyükselmesini sağlamıştır. Arap Levhası’nın jeolojiharitası günümüzdeki Arabistan Levhası’nın çokkarmaşık tektonik rejimlerinin farklı unsurları ilesınırlandırılmıştır. Levhanın güney ve batı sınırlarıOligosen-Miyosen açılım (rifting) sınırıdır. Bu sınırboyunca görülen yayılım, açılım (uzaklaşansınırlar) ve dönme (rotasyon) sonucu Kızıldeniz veAden Körfezi meydana gelmiştir. ArabistanLevhası’nın doğu ve kuzey sınırları sıkışmatektoniği konumundadır (aktif yakınlaşan sınırlar).Bu olay Güney İran’daki Zagros Dağ Kuşağı’nınsürekli olarak yükselmesine neden olmuştur. Buolayın etkileri aynı zamanda güneybatı Türkiye’ninBitlis yöresindeki Basit Kıvrım Kuşağında ve dalmabatma olayının görüldüğü Umman Körfezi içindeArap Levhası’nın Avrasya Levhası altına itildiği yer-lerde görülür. Makran ve Zagros yakınlaşma

zonları Arap Levhası’nı İran’ın iç kısımlarındakiküçük ölçekli levhalardan (mikro levha) ayırır. ArapLevhası’nın kuzeyinde yer alan Ölüdeniz doğrultu-atımlı transform fay zonunu temsil eder. ArapKalkanı’nın batısında yer alan Proterozoyik yaşlıArap Kalkanı yaklaşık %50 oranında plütonik veyaklaşık %50 oranında volkanik ve sedimanterkayaçlardan oluşur. Granitik kayaçlar tüm plütonikkayaçların yaklaşık %70 ini temsil eder (Gettingset al., 1986).

Arabistan Levhası asimetrik bir jeolojik yapıyasahiptir. Bu levhayı oluşturan kayaçlar çok sistem-atik olarak yüzeye çıkmışlardır. Batı bölgesi yüzeyeçıkmış ve Prekambriyen Arabistan-NubiyanKalkanı olarak adlandırılmış en yaşlı kayaçlarlasınırlandırılmıştır. Prekambriyen kristalin temel GeçOligosen (yaklaşık 28 My) zamanında gelişenKızıldeniz ve Aden Körfezi’nin açılmasıylabağlantılı olarak yükselmiştir. Arabistan Kalkanıyerel boyutlarda Arabistan Körfezi’nde (Basra Kör-fezi) ve İran’ın iç kısımlarında yüzeye çıkar. Arabis-tan Körfezi boyunca sığ su altında bulunan bukristalin temel Hindistan Levhası’nın ayrılması vesürüklenmesi ile ilişkin olayları ayrıntılı olarakyansıtmaktadır (Nehlig et al., 2002).

Arabistan Platformu, içerisinde çok kalın vesürekli sedimanter istifin korunmuş olduğu geniş birçökelme havzasıdır. Bu sedimanter istif Geç Pro-terozoyik zamanından Holosen zamanına kadargeçen süre içinde Gondwana Kıtası’nın kuzeydoğubölgesinde yer alan Arabistan kesimindeçökelmiştir (Konert et al., 2001; Sharland et al.,2001). Arabistan-Nubiyan Kalkanı’nın üzerine “örtükayası” olarak adlandırılan kalın bir sedimanter istifgelir. Bu sedimanter kayaçların yaşı Arap Platfor-mu’nun batısından doğusuna (Arabistan Körfezi)doğru sistematik olarak gençleşir. ArabistanKalkanı’nın üzerine gelen en yaşlı sedimanter birimErken Kambriyen yaşlı kumtaşlarından oluşan SiqFormasyonudur. Bu formasyon yalnızca Tabukhavzasında çökelmiştir (Konert et al., 2001;Senalp, 2006a). Büyük bir olasılıkla yeryüzünde eniyi korunmuş ofiyolitik kayaçlar (Semail ofiyolitleri)Birleşik Arap Emirliklerinde ve kuzey Umman’dageniş alanlar kaplamaktadır. Arabistan Levhası üz-erinde gelişmiş ve içinde kalın istifler barındırançökelme havzası batıdan doğuya doğru yavaşçaderinleşerek Zagros dalma-batma zonunun önçukurunda en fazla derinliğe erişir. Levhanın kuzeysınırında belirgin bir ön-çukur gelişmemiştir. Budurum Türkiye’yi içine alan Anadolu Levhası’nın butektonik olaylardan etkilenmediğini işaret eder.Kuzeye doğru Palmira ve Sinjar çukurluklarınıngelişmesiyle daha belirgin bir durum kazanır. Aynıbölgede bulunan Halep ve Mardin yükselimleriTürkiye’de bu levhanın iç kısımlarındaki defor-masyon ve dalma-batma zonları arasında dayanıklıve dengeli bloklar oluştururlar. Günümüzün ArapLevhası kuzeyde Zagros ve Bitlis çarpışma zonlarıile ve Makran zonundaki dalma-batma zonları ile



sınırlandırılmıştır. Arap Levhası, güneyde,güneybatıda ve batıda Owen-Sheba doğrultu atımlı(transform) fay demetleri ile sınırlandırılmıştır. Bufay demetleri, Aden Körfezi ve Kızıldeniz’in açılımı,Ölüdeniz’de görülen doğrultu atımlı faylar ve deniztabanının yayılımı ile ilişkilidir. Makran ve Zagrosyaklaşım zonları Arap Levhasını İran’ın içkısımlarındaki daha küçük ölçekteki levhacıklardanayırır (Konert et al., 2001). (Şekil 3).

Yüzey mostralarında, Paleozoyik ve Alt Meso-zoyik istifleri Arap Kalkanı’nın mostra modelineuyumlu olarak ve genellikle düşük eğimli olarakkuzeye, doğuya ve kuzeydoğuya eğimlidir. Yeraltında, çok sayıdaki arama ve üretim kuyularındayüzeyde görülen mostralar tespit ediliptanımlanmıştır. Genellikle, kama-şekilli, karasal vesığ deniz kumtaşlarının egemen olduğu sedimanteristifler Arabistan Kalkanı’nı çevreler, fakat doğuya(havzaya doğru) doğru denizel fasiyesler gittikçedaha fazla kalınlaşır ve kırıntılıların baskın olduğukesitler açık deniz şeylleri ile girift olurlar.

3. ArA-nuBİyAn KAlKAnıArap-Nubiyan Kalkanı, Kızıldenizin her iki

kanadı üzerinde yüzeye çıkmış ve geniş alanlarkaplayan Prekambriyen yaşlı kristalin kayaçlardanyapılmış en eski temeldir (Şekil 2). Bu kristalinkayaçlar çoğunlukla Neoproterozoyik yaşındadır.Coğrafi olarak, kuzeyden güneye, İsrail, Ürdün,Mısır, Suudi Arabistan, Sudan, Eritre, Habeşistan,Yemen ve Sudan gibi ülkeleri içine alır. Arap-Nu-biyan Kalkanı kuzeyde Sahra Çölü’nde ve Arabis-tan Çölü’nde ve güneyde Habeşistan’ın yüksekdağ silsilelerinde, Arabistan’ın güneyinde Asir böl-gesinde ve Yemen’in yüksek dağ silsilelerinde tümaçıklığı ile yüzeyde görülür.

Arap Kalkanı’nın (Şekil 2 ve 3) Suudi Arabistanlevhası üzerinde yüzeyde kapladığı alanın genişliği445,000 km2 dir. Arap Kalkanı’nın yüzeydekapladığı alanın genişliği ile genç volkanizma vesedimanların altında gizlenmiş bölgelerdeki toplamgenişliği yaklaşık 725,000 km2 olarakhesaplanmıştır. Arap Kalkanı’nın Ürdün ve Yemen


Şki 2. Arabistan ve Doğu Afrika Levhaları’nın basitleştirilmiş haritası. Dalma-batma sınırları, Protero-zoyik yaşlı Arabistan ve Nubiyan Kalkanları ve Anadolu Levhası’nın hareket yönleri ve başlıcajeolojik unsurlar (Stern and Johson, 2010).

Şenalp

gibi ülkelerde kapladığı alanın genişliği 100,000km2 olarak tespit edilmiştir. Böylece Arap-NubiyanKalkanı’nın Suudi Arabistan platformu üzerindekapladığı alanın toplam genişliği 825,000 km2 dir.Buna karşılık Afrika Levhası üzerinde bulunan Nu-biyan Kalkanı’nın Mısır, Sudan, Eritre, Habeşistanve Kenya gibi ülkelerde yüzeyde kapladığı alanyaklaşık 801,000 km2, kalkanın yeraltındakigenişliği ise 1.100.000 km2 dir. Buna göre NubiyanKalkanı’nın toplam genişliği 1.901.000 km2 olarakhesaplanır. Bu veriler tümüyle değerlendirilirseArap-Nubiyan Kalkanı’nın yer üstünde görülen veyeraltında jeofizik yöntemlerle tespit edilen toplamgenişliğinin 2,725.000 km2 olduğu ortayaçıkmaktadır. Bu değer Amerika’nın alanının %30

gibi önemli bir bölümüne karşılık gelmektedir (Vail,1985, 1987).

Arap-Nubiyan Kalkanı kuzeydoğu Afrika vegüneydoğu Asya ve Arabistan’ın altında uzananNeoproterozoyik yaşlı kıta kabuğunun en güzeltemsilcisidir. Jeofizik çalışmalar Arap-NubiyanKalkanı’nın kabuğunun kalınlığının yaklaşık 40-45km olduğunu ve bu nedenle de onun önemli bir kıtakabuğu olduğu hakkında hiçbir kuşkubulunmadığını gösterir. Arabistan ve kuzey Afrika’-dan başka bölgelerde bu Neoproterozoyik yaşlıkabuk Paleozoyik ve daha genç istiflerle örtüldüğüiçin bu kayaçlara ulaşabilmek ancak bilimselamaçlı yapılan sondajlardan alınan örneklerlemümkün olmaktadır (Johnson and Kattan, 2001).


Şki 3. Arap Levhası’nı ve İran’ın tektonik elementlerini gösteren lokasyon haritası.


Arap-Nubiyan Kalkanı genellikle genç vetümüyle olgunlaşmamış kabuktan yapılmıştır. Bukabuk, Doğu ve Batı Gondwana Kıtaları arasındaönemli bir şeffaf kenetlenme alanı veya zonu olarakyorumlanmıştır (Johnson and Kattan, 2001). Bukenetlenme zonu çok sık olarak yüzeyde dağoluşumu veya dağ silsilesi ile temsil edilmiştir.

Arap-Nubiyan Kalkanı esas olarak okyanuslariçindeki ada yaylarının ofiyolitlerle belirlenmişkenetlenme ve eklenme zonları boyuncabüyümeleri suretiyle oluşmuşlardır (Bakor et al.,1976; Gass, 1981; Bentor, 1985; Kröner, 1985;Stoeser and Camp, 1985; Vail, 1985; Pallister etal., 1987; Quick, 1991; Al- Saleh et al., 1998; John-son, 1998). Bu kenetlenme olayı günümüzden 900- 550 my arasında Mozambik Okyanusu’nunkapanması sonucu meydana gelmiştir (Stern,1994). Bu kenetlenme olayları tektonostratigrafikterreyn oluşumuyla sonuçlanmıştır. Bu alanlar yaönemli kenetlenme zonları ya da kuzeybatı-yönlüönemli faylarla birbirlerinden ayrılmışlardır.Kenetlenme zonları çoğunlukla kuzey vekuzeydoğu yönlü serpantinleşmiş ultramafik kayaç(ofiyolitler ve tektonik dilimler) dizileri tarafından bir-birinden ayrılmışlardır (Stoeser and Camp, 1985;Johnson, 1998; Stern et al., 2004). Arap-NubiyanKalkanı’nın oluşumu Neoproterozoyik zamanındave oldukça kısa bir zaman süresi (900 ile 550 myarasında) içinde meydana gelmiştir. Bu jeolojikolayların sonunda 40 km den daha kalın kıtakabuğu oluşmuştur. Kıtanın bugünkü mevcuttopografik morfolojisi ve üç boyutlu şekli oldukçagenç bir zamanda ortaya çıkan jeolojik olaylarınsonucudur. Bu jeolojik olaylar ise hiç kuşkusuzKızıldenizi’nin açılımıyla yakından ilişkilidir.Kızıldeniz açılmaya başlamadan önce (30 ile 25my) yaklaşık 650,000 km2 genişliğe sahip olanArap Kalkanı çok daha büyük genişliğe sahip olanve Arap-Nubiyan Kalkanı olarak bilinen önemli birjeolojik birimin önemli bir parçasıdır. GünümüzdeNubiyan Kalkanı’nı oluşturan kayaçlar Doğu Mısır,Eritre, Batı Habeşistan, Kuzey Somali ve Sudangibi ülkelerde tüm açıklığı ile yüzeye çıkmıştır. Nu-biyan Kalkanı’ndan ayrılan Arap Kalkanı ise BatıSuudi Arabistan’ın büyük bir bölümünü kaplar.Daha az genişlikteki mostralar ise Yemen, GüneyÜrdün ve Güney Levant Ülkeleri (Sina Yarımadası,Suriye, Lübnan Filistin ve Hatay ilinin çevresi) gibiülkelerde yer almıştır. Arap Kalkanı’nın yüzeydemostra veren genişliği kuzeyden güneye 2,200 kmve en fazla genişliği ise yaklaşık 700 km olaraktespit edilmiştir (Sharland et al., 2001; Konert et al,2001; Şenalp, 2006a,).

Arap-Nubiyan Kalkanı’nı oluşturan temelkayaçlar Süveyş Körfezi’nin güneyinde açılanyaklaşık 2000 kuyuda 1000 ile 5000 metrearasında tespit edilmiştir. Bu temel kayaçlardanpetrol üretimi yapıldığı için önemli miktarlardakarotlar alınmış onların tektonik özellikleri vebileşimleri ayrıntılı olarak incelenmiştir. Salah and

Alsharhan (1998) ve Alsharhan (2003) bu karotlarıntektonik açılım olayları ile ilişkili olarak aşırı dere-cede kırılmış ve bozuşmuş başlıca granit, kuvars-diyorit, granodiyorit, syenogranit, alkali granit veandezit türü kayaçlardan yapılmış olduğunu veonların mafik ve asidik dayklarla kesildiklerini tespitetmişlerdir. Bu çalışmaların neticesinde, yer altındatespit edilen temel kayaçlarının petrofizik ve yapısalözelliklerinin yüzeydeki temel kayaçlara benzerlikgösterdiği anlaşılmıştır.

4. ArA KAlKAnı’nın JeoloJİK erİmİPrekambriyen yaşlı kristalin temel kayaçlar tüm

Arabistan Yarımadası’nın yeraltını kaplamasınarağmen en güzel örnekleri yüzeydeki Arap Kalkanıolarak bilinen mostralardır. Kızıldeniz ile NubiyanKalkanı’ndan ayrılan Arap Kalkanı Suudi Arabis-tan’ın batı bölgesinde büyük bir alan kaplar (Şekil2, 3, ve 4). Arap Kalkanı’nı oluşturan genellikleNeoproterozoyik yaşlı kayaçlar Arap Levhası’nınönemli bir bölümünü oluşturur. Günümüzde bulevha sürüklenip kayarak Afrika Levhasındanayrılmakta ve Avrasya Kıtası ile çarpışmaktadır.Daha az genişlikteki mostralar ise Yemen, GüneyÜrdün ve Güney Levant Ülkeleri (Sina Yarımadası,Suriye, Lübnan, Filistin ve Hatay ilinin çevresi) gibiülkelerde yer almıştır. Yemen’de yapılan çalışmalarsonucunda bu kristalin temel içinde yerel 2300 MyArkeen gnayslarının bulunduğu tespit edilmiştir.Arap Kalkanı’nın yüzeyde mostra veren genişliğikuzeyden güneye 2,200 km ve en fazla genişliği iseyaklaşık 700 km olarak tespit edilmiştir (Konert etal., 2001; Senalp, 2006a).

Suudi Arabistan’ın önemli bir bölümünüoluşturan Arap Kalkanı, bazı bölgelerdeki gnaystüründen kayaçlar hariç tutulursa, sadece hafifdereceden metamorfizma geçirmiştir. Arap Kalkanı,volkanik yayların birbirlerine eklenip kenetlenerekoluşturdukları Neoproterozoyik kayaç topluluğununyeryüzünde en iyi korunmuş ve en iyi mostra verenörneğidir. Bu Neoproterozoyik kristalin kayaçlarbölgenin doğusunda Fanerozoyik sedimanterkayaçların oluşturduğu kalın bir istif tarafındanörtülmüştür. Arap Kalkanı batıdan Kızıldeniz ile Nu-biyan Kalkanı’ndan ayrılmıştır.

Arabistan Kalkanı’nın jeolojik evrimi çok önemliüç aşamadan geçmiştir. Bu aşamalar sırasıyla; 1)sedimanter ve volkanik kayaçların çökelmesi veplütonik kayaçların (granit and granodiyorit) buçökeller içine intrüzyonu, 2) bu karmaşık istiflerinkıvrımlanması ve faylanması, 3) metamorfizma ne-deniyle bu çökellerin yeniden kristalleşmeleridir(Stern, 1985; Stern and Johnson, 2010). Bu üçolay, aralarında hiçbir zaman boşluğu bırakmadanbirbirlerini takip etmiş olabildikleri Kalkan’ın farklıbölgelerinde farklı zamanlarda hüküm sürmüş ola-bilir. Arap Kalkanı içinde bulunan başlıca kaya tür-leri volkanik, volkanik kökenli sedimanter, gerçeksedimanter kayaçlar (örneğin, kumtaşları, şeyllerve kireçtaşları), çok çeşitli plütonik kayaçlar ve


Şenalp

metamorfik kayaçlar yukarıda saydığımız kayalar-dan türemiştir. En yaygın volkanik kayaçlar andezit,bazalt lavları; en yaygın plütonik kayaçlar ise granitve granodiyorittir. Bu plütonik kayaçlara ilaveolarak, az miktarda gabro bulunmaktadır. Granitikkayaçlar Arap Kalkanı’nı meydana getiren toplamplütonik kayaçların % 60’ını oluşturur. Granodiyorit,gerçek granit ile gerçek diyorit arasında geçişoluşturan bir kayaç türüdür ve yapılan yaş tayinleribu plütonik kayaçların 760 ve 580 my önceoluştuklarını göstermiştir. Bununla beraber bu yaş

tayinlerinin büyük bir bölümü 650 milyon yılöncesini işaret etmiştir. Diyorit’ler ise ArabistanKalkanı içindeki plütonik kayaçların % 31 ‘inioluşturur. Çok sayıdaki örnekler üzerinde yapılanyaş tayinleri Arabistan Kalkanı içindeki diyoritlerinyaklaşık 900 my önce ile 630 my önce arasındaolduğunu göstermiştir. Nispeten dar ve tablaşeklinde olan magmatik mafik diyorit daykları, plü-tonik ve çevre kayaçları içindeki çatlaklar içineyerleşmişlerdir. Doleritler bileşim yönünden bazalttipi volkanik kayaçlarla aynıdır (Kröner, 1985).


Şki 4. Arap-Nubiyan Kalkanı’nın Suudi Arabistan kısmını gösteren basitleştirilmiş jeolojik haritası. Buharita üzerinde terreynler, onların ofiyolitlerle veya önemli fay zonları ile belirlenmiş sınırları,Pan-Afrikan Levhası’nın başlıca yapısal özellikleri ve çökelme havzaları gösterilmiştir. ArapLevhası’nın en önemli tektonik yapısı olan Najd Fay Sistemini oluşturan Ruwah, Ar Rikah, Ha-laban, and Qazaz fayları da gösterilmiştir (Johnson, 1998; Nehlig et al., 2002; Stern and John-son, 2010).


Arabistan Kalkanı’nın oluşumu sırasında volka-nik, sedimanter ve plütonik kayaçlar levha-tektoniğiile ilişkili gelişen işlemler sırasında derin gömülme,sıkışma, parçalanma, kıvrımlanma ve faylanmagibi işlemlerle, önemli fiziksel ve kimyasaldeğişikliye uğrayarak yeniden biçimlendirilmiş vebölgesel metamorfizmadan etkilenmişlerdir. Aşırısıcaklık, basınç ve kimyasal değişikliklerin etkisialtında kalan bu farklı kökenli kayaçlar içinde yenimineraller oluşmuş, mevcut olan mineralleryeniden yönlenmiş, yeniden dağılmış ve sonuçtakayalar çok daha kolay şekil değiştirebilen bir özel-lik kazanmışlardır. Arap Kalkanı’nın bazı böl-gelerinde bantlı gnayslar ve sedimanter ve volkanikkayaçlardan bölgesel metamorfizma neticesindetüremiş kristalin kayaçlar bugünkü sedimanter vevolkanik kayaçlara çok az benzerlik gösterirler.

1980’li yıllarda yapılan çalışmalar ile “terreyn”kavramı ileri sürülmüştür. Son yıllarda ArabistanLevhası Arap Kalkanı’nın genelinde yapılan gö-zlemler ve bunu takip eden ayrıntılı tektonik ve pet-rografik çalışmalar bu Neoproterozoyik(Prekambriyen) yaşlı temelin “terreyn” adı verilenve doğrult-atımlı faylarla birbirinden ayrılmış farklıkıtasal kabuklardan yapılmış olduğunu göstermiştir.Farklı çalışmalar bu terreynlerin sayılarının 5 ile 15arasında değiştiğini göstermiştir. Stratigrafik,yapısal ve jeokimyasal çalışmalar bu bloklarıtanıyabilmek ve birbirlerinden ayırmak için önem-lidir. Tektonostratigrafik terreynler yaklaşık 100my’lık süre boyunca (780 ile 680 my) birbirlerineyaklaştı ve birleşip kenetlenerek yeni kıtasalkabuğu oluşturdular. Kıtasal kabuklar daha gençsedimanter ve volkanik havzalar tarafından örtüldüve muazzam hacimlerdeki granitler bu havzalariçine sokuldu ve kıtasal büyümenin devresinitamamladı. Bu olaylar zinciri Prekambriyen so-nunda zirveye ulaştı ve sonuçta 45 km den fazlakalınlıkta bir kıtasal litosfer oluştu (Johnson et al.,2004).

Uçaktan yapılan manyetik çalışmalar, ArapLevhası üzerinde dört ana grup altında toplanabile-cek manyetik hatların egemen olduğunu ortayaçıkarmıştır. Bu dört ana gruplar; (1) Arap Levhasıüzerinde en belirgin ve etkili olan K135ºD ileK150°D arasında uzanan manyetik hat Najd faysistemi ile çok yakından ilişkilidir ve ArapKalkanı’nın büyük bir bölümünü keser (2) Kıyıyaparalel olarak K150ºD ile K160°D yönünde uzananKızıldeniz gidişi olup yalnızca ana kara üzerindebulunur. (3) Daha az belirgin olan K-G yönlüNabitah fay zonudur. Bu fay zonu havadan yapılanmanyetik haritalar üzerinde çok belirgin olmasınakarşın mostrada Najd fay sistemi ile büyük ölçektegizlenmiştir. (4) Doğu-batı yönlü ve SuudiArabistan’ın güneyinde çok yaygın ve etkili olanAsir terreynidir (Johnson et al., 2004).

Terreyn Analizi: Arap Kalkanı’nın okyanusal vekıtasal-okyanusal olmak üzere iki parçalı bölümü,bölgenin en temel tektonik özelliklerindendir ve

kıtanın farklı tektonik yerleşimlerden türemiş ter-reynlerin birleşip bütünleşerek oluştuğunu gösterir.İki veya daha fazla sayıdaki terreynlerin birleşipkenetlenmeleri, orojenik kuşakların analizlerindegünümüzde en yaygın kullanılan ve en önemlikavramdır. Bu kavram, dünyada yaşları Arkeen’den yakın zamana kadar değişen türlü deformasy-ona uğramış kayaçların tektonik analizlerini yap-mak için de uygulanır. Suudi Arabistan’da ArapKalkanı’nın jeolojik yapısı, terreynler ve bunları bir-birinden ayıran kenetlenme zonları Şekil 4 degösterilmiştir. Oluşumları çok ayrıntılı olarakçalışılıp tespit edilen terreynler kuzeyden güneyedoğru; (1) Midyan Terreyni, (2) Ha’il Terreyni, (3)Afif Terreyni, (4) Ad Dawadimi Terreyni, (5) HijazTerreyni, (6) Ar Rayn Terreyni, (7) Jiddah Terreyni,(8) Asir Terreyni ve (9) Khida Terreyni olaraktanımlanmıştır (Şekil 4). Bu terreynleri birleştirenve ofiyolitik kayaçlar içeren en önemli kenetlenmezonları ise yukarıdan aşağı; (1) Yanbu-Al WaskKenetlenme Zonu, (2) Bir Umq ThurwahKenetlenme Zonu, (3) Al Amar Fay Zonu olarakadlandırılmıştır (Johnson, 1998; Nehlig et al., 2002;Stern and Johnson, 2010; Şekil, 4).

5. Kıılenİ e Aen KÖreİ’nİn AılımıKızıldeniz’in Açılımı, Afrika Levhası ve Arabistan

Levhası olarak bilinen iki önemli tektonik levhanınarasında kuzeybatı-güneydoğu istikametindeuzanan bir yayılım ve genişleme merkezidir.Yüzölçümü yaklaşık 438.000 km2 olup, güneydekiBabel-Mendep Boğazından Süveyş Körfezininkuzey ucuna kadar olan uzunluğu 2,250 kmcivarındadır. Ortalama derinliği 488 m olup en derinyeri 21° kuzey enlemi üzerinde 2,360 metreyeulaşır. Kızıldeniz’in güney kısımları nispeten dahageniş olup, kuzeye doğru gittikçe daralır. Kuzeyde27°45’ kuzey enleminden itibaren de SinaYarımadası ortada kalmak üzere iki kola ayrılır. Bukollardan biri kuzeydoğu istikametinde olup, AkabeKörfezi ismini alır. Diğeri ise denizin aynı istikamet-teki Süveyş Körfezidir (Şekil 1, 2, 3 ve 4).

Kızıldeniz ve Aden Körfezi’nin genişliği 30 kmile 50 km arasında değişir, buna karşılıkKızıldenizi’nin kuzey kesimindeki genişliği 160 kilo-metreden fazladır. Süveyş Körfezi’nin yönü yaniuzun ekseni, Kızıldenizi’nin yönü ile aynıdır ve bunedenle Süveyş Körfezi’nin açılımı Kızıldenizi’ninaçılımının bir devamı olduğu düşünülür. Ölüdenizfay sistemi, etkinliği günümüzde de devam edensol-yönlü, doğrultu-atımlı bir fay sistemi olup bu faysistemi ile doğrudan ilişkili yerel büyüklüklerde ger-ilim ve sıkışma bölümleri bulunur. Miyosen başındabaşlayan Kızıldeniz açılımının toplam yerdeğiştirmesinin 100 km den daha fazla olduğurapor edilmiştir (Garfunkel, 1988).

Levha Tektoniği kuramı incelendiğinde,Kızıldeniz-Süveyş Körfezi açılım sisteminin Arabis-tan Levhası’nın birlikte bulunduğu Afrika Levhasınagöre sağdan sola yani saat yönünün tersinde dön-


Şenalp

mesi sonucu meydana gelmiştir. Söz konusu olanbu model, açılım sisteminin tüm uzunluğu boyuncagörülen birbirine dik açılımların bulunmasıyla uy-gunluk içindedir. Miyosen zamanının sonlarınadoğru Arabistan Levhası kuzeydeki AvrasyaLevhası ile çarpışmaya başlamıştır. Bu çarpışmaile ilişkili olarak levhaların hareket yönlerinde,düzen ve görünüşünde değişiklikler olmuştur.Süveyş Körfezi’nin açılımı durmuş ve buna karşılıkÖlüdeniz Transformu gelişmiştir (McKenzie et al.,1970; Girdler and Styles, 1974).

Kızıldeniz içinde açılan petrol aramakuyularından elde edilen önemli bilgiler güneyKızıldenizi’ndeki kıtasal açılım Aden Körfezi’ninaçılımından birkaç milyon yıl sonra başlamıştır.Açılım sisteminin bu iki ayrı kolu önemli derecedefarklı genişleme sitilinden etkilendi ve Kızıldeniz’indeniz tabanının yayılımının Aden Körfezindekideniz tabanının yayılımından yaklaşık 5-10 mysonra başladı. Buna karşın, daha sonra yapılançalışmalar Kızıldeniz ve Aden Körfezi’ndekiyayılımın aynı zamanda başladığını göstermiştir.Aden Körfezi’nden farklı olarak Kızıldeniz tümüylekıta-içi bir yerleşim konumunda gelişmiştir.Kızıldeniz havzası içindeki faylanma eski temeliçindeki yapı veya çerçevelerin biçimlerindenkuvvetli bir şekilde etkilenmiştir.

Kızıldeniz’in kuzeyinde bulunan ÖlüdenizTransform fay sisteminden güneye doğru uzanarakgüneydeki Aden Sırtı ile Doğu Afrika Açılımı’nınkesişme noktasında son bulur ve Afrika Boynuzu’-nun Afar Çukurluğunda Afar Üçlü Kavşağı’nıoluşturur. Kızıldeniz Açılımı, Afrika Kıtası ile Arabis-tan Levhası’nın birbirinden ayrılıp uzaklaşmalarısonucu oluşmuştur. Bu açılım kıtasal açılımdanokyanusal açılıma bir geçiş gösterir. Manyetikanomali değerleri Kızıldeniz’in her iki tarafındakiaçılım hızını yaklaşık yılda 1 cm olarak önermiştir.Kızıldeniz’in açılımı ve bugünkü istikameti, Neopro-terozoyik kristalin temel özelliğinde olan Arap-Nu-biyan Kalkanı üzerinde önceden mevcut olanyapılardan kuvvetli bir şekilde etkilenmiştir. Bununsonucunda Kızıldeniz açılımı Afar Çukurluğu’ndanbaşlayıp Süveyş Körfezine kadar uzanan karmaşıkbir yol izlemiştir. Açılımın her bir bölümübaşlangıçta asimetrik yarı grabenler olarak gelişmişve küçük havzalar arasında iyi belirlenmiş yerleşimzonları oluşmuştur. Aden Körfezi’nde, söz konusuolan bu yerleşim zonlarının yerleri ve durumlarıdaha eski Mesozoyik açılım havzaları tarafındankuvvetli bir şekilde etkilenmiştir. Bu havzalarıngenişliğinin 60-80 km arasında değiştiği tespitedilmiştir.

Kızıldeniz’in ekseni boyunca aktif olan açılımmerkezi Afar kavşağında Aden Körfezi’nin açılımıile birleşir ve burada Doğu Afrika Açılımı güneyedoğru kıtanın içine uzanır. İki levhanın birbirindenayrılması, güneyde Kızıldeniz boyunca daha etkinve belirgin olup burada oluşan gerçek okyanustabanı Akabe Körfezi’ne kadar uzanmaz. Levha

Tektoniği kuramı incelendiğinde, Kızıldeniz-SüveyşKörfezi açılım sisteminin Arabistan Levhası’nın bir-likte bulunduğu Afrika Levhasına göre sağdan solayani saat yönünün tersi dönmesi sonucu meydanagelmiştir. Söz konusu olan bu model, açılım sistem-inin tüm uzunluğu boyunca görülen birbirine dikaçılımların bulunmasıyla uygunluk içindedir.

Miyosen zamanının sonlarına doğru ArabistanLevhası kuzeydeki Avrasya Levhası ile çarpışmayabaşladı. Bu çarpışma ile ilişkili olarak levhalarınhareket yönlerinde, düzen ve görünüşündedeğişiklikler oldu, Süveyş Körfezi’nin açılımı durduve buna karşılık Ölüdeniz Transformu gelişti.Süveyş Körfezi’nin açılımı ile yaşıt (syn-rift) Neojenistifi havza içinde gelişmiş en azından beş aşınmayüzeyleri veya stratigrafik istifte gelişmiş kesiklikyüzeyleri içerir. Söz konusu olan olaylar ve bunlarlabirlikte görülen havza içindeki stratigrafik istiflerdekideğişiklikler Süveyş açılımı sırasında, ortaya çıkançökme olayları, Miyosen süresindeki deniz se-viyesinin dalgalanmaları ve bu bölgeye bitişikKızıldeniz ile Ölüdeniz’in açılması sırasındaki tek-tonik olayların etkileri ile ilişkilidir (Evans, 1988).

6. sÜeyŞ e AKABe KÖrelerİ’nİn Aı-lımı, mİyAn HAAsınA olAn etKİlerİSüveyş Körfezi, Kızıldeniz’in kuzey ucunda

kuzeybatı-güneydoğu istikametinde uzanan önemlibir kol olup, Afrika ve Arabistan Levhalarının ek-lenme yerinde bulunur (Said, 1962). Süveyş Kör-fezi, coğrafi olarak, doğudan Neoproterozoyik yaşlımasiflerle ve batıdan Mısır’ın Doğu Çölü olarakadlandırılan Kızıldeniz tepeleri ile çevrilmiştir. Denizseviyesinin altında uzun ekseninin olduğu kısımdageniş bir çukurluk içerir. Afrika ve Arap levhalarınınbirbirinden uzaklaşmaları sonucu açılıp genişleyenSüveyş Körfezi’nin uzunluğu yaklaşık 320 km,genişliği 30-80 km arasında, su derinliği ise 40-60m arasında değişir (Şekil 1, 2, 3 ve 4).

Körfez içinde yaşları Miyosen’den başlayıpHolosen’e kadar uzanan sedimanter istifin kalınlığı3 ile 5 km arasında değişir (James et al., 1988).Bugünkü Süveyş Körfezi açılımı, Kızıldenizokyanus havzası ve Akabe-Ölüdeniz transform sis-temleriyle birlikte, Sina üçlü kavşağını oluşturur.Süveyş Körfezi, Arabistan Levhası’nın kuzeydoğuyönünde hareket ederek Afrika Levhası’ndanayrılması sonucu ortaya çıkmıştır (Said, 1962). Buayrılım ve açılım hareketlerinin yaşı Neojen zamanıolarak belirlenmiştir (Fichera et al., 1992).Kızıldeniz’in uzun ekseni boyunca gelişen aktifaçılım merkezi Afar kavşağında Aden Körfezi’ndebaşka bir açılımla birleşir. Bu kavşaktaki DoğuAfrika Açılımı güneye doğru Afrika Kıtası’nın içineuzanır. Afrika ve Arabistan Levhaları’nın açılımıgüneyde Kızıldeniz boyunca daha büyük ve bubölgedeki gerçek okyanus tabanı bütün yolboyunca Akabe Körfezi’ne kadar uzanmaz.

Her ne kadar açılım boyunca yüzeye çıkantopografik unsurlar çok muhteşem bir görünüşe



sahip iseler de suyun altındaki topografya da aynıderecede görülmeye değer ve heyecan uyandıranbir manzara oluşturur. Kızıldeniz ve Süveyş Kör-fezi’ndeki açılım ve genişleme ilerledikçe kanyonşeklinde derin boğazlar oluşmuş ve bitişiğindekiduvar gibi yükselen kıyı bölgelerinden geniş veuzun bloklar parçalanıp bu çukurların içineyıkılmıştır. Bu blokların bazıları kilometrelerceuzunlukta ve birkaç kilometre genişliktedir.Genişleme olayı devam ettikçe, burada biriken sed-imanter kayaların ağırlığı nedeniyle, açılımın tabanıçökmüştür. Garfunkel and Bartov (1977) bu dibeçökmenin Süveyş Körfezi’nde 5 veya 6 km veKızıldeniz içinde çok daha fazla olduğunu raporetmiştir. Hiç kuşkusuz açılımın tabanında oluşanbu yüksek değerlerdeki topografik farklılıklar bu de-rinlik değerlerini uzun süre korumadı, çünküaçılımın iki yan tarafında yükselen duvarlardaki kıtakütlelerinden yıkılan büyük boydaki bloklar veaşınan moloz çökelleri, çökme ile oluşan buçukurları kısmen doldurdu.

Süveyş Körfezi’nin tabanını Arabistan-NubiyenKalkanı’nın Prekambriyen yaşlı kayaçları oluşturur.Bu kayaçlar gnayslar, volkanikler, metasedimenttürlerini kapsar ve granit, granodiyorit ve doleritdayklarının oluşturduğu damar kayaçları tarafındankesilmiştir. Süveyş Körfezi iki yanından çok önemliiki fay sistemi ile sınırlandırılmıştır. Sedimanter Pa-leozoyik-Tersiyer istifleri ve aşırı derecede büyükPrekambriyen temel blokları Körfezin her ikitarafında yüzeye çıkmıştır. Süveyş Körfezi’ninyönü, Kızıldeniz’in yönü ile aynıdır ve bu nedenlede Kızıldeniz Açılımı’nın bir devamı olarakdüşünülebilir. Ölüdeniz fay sistemi aktif sol-yönlüdoğrultu-atımlı bir fay sistemi olup yerel olarakgenişleme ve sıkılaşma bölümlerini içerir. Toplamyer değiştirme veya fay atımlarının Miyosen’denberi 100 km’nin biraz üzerinde olduğu raporedilmiştir (Garfunkel, 1988).

Süveyş Körfezi açılımı, Geç Oligosen (yaklaşık28 My) ile Miyosen sonu (yaklaşık 5 My) arasındaaktif olmuş bir kıtasal açılım zonudur (Khalil andMcClay, 2001). Açılımın en etkin olduğu, SinaYarımadasının aşırı yükselim kazandığı ve bununlailişkili olarak Midyan havzasının maksimum tek-tonik çökmeye uğradığı zaman Erken Orta Burdi-galiyen zamanıdır. Bu açılım zonu, Orta Miyosenzamanında parçalanma meydana gelinceye kadarKızıldeniz Açılımı’nın devamını temsil etmiştir. Buzamandan sonraki Kızıldeniz’in merkezi kısmındakiyayılma merkezindeki daha yeni açılımlar ÖlüdenizTransform zonunda yerini bulmuştur. Açılım-sonrası kısa bir sürede, kalıntı açılımtopografyasının en derin kısmı deniz ile doldurulupSüveyş Körfezi’nin oluşumunu gerçekleştirmiştir.Süveyş Körfezi’nin kuzeyinde açılım çok belirsizolur ve açılımın gerçek geometrisi belirsiz olur. Bukuzey bölgedeki açılım Nil Deltası’nın altındanManzala Rift’ine bağlanır (Khalil and McClay, 2001;Younes and McClay, 2002).

Sınır bölgesinin Süveyş Körfezi boyunca olanyükselimi yeknesak değildi, fakat kuzeye doğruazaldı, bu nedenle Körfez’in kuzey çevresinde veSina Yarımadası’nın iç kısımlarında Tersiyer vedaha yaşlı sedimanter kayaçlar korunabilmiştir.Uzaydan çekilen fotoğraflarda Süveyş Körfezi’ninher iki tarafında bulunan daha açık tonlu bölgelerMiyosen yaşlı sedimanter istifler olup bu istifler nor-mal faylanma sonucu ortaya çıkan grabenhavzaları içinde çökelmiş ve böylecekorunmuşlardır. Açılım zonlarının yanlarındagelişen bu havzalar yükselmiş dağlarınaşınmasından ortaya çıkan moloz tipi kırıntılıkayaçların çökelttiği alüvyon yelpazeleri ve kanaldolguları tarafından kısmen örtülmüştür. Uzayfotoğrafları dikkatli bir şekilde incelendiğinde Ku-vaterner ve Miyosen çökelleri ve açılımınduvarlarını oluşturan kristalin kayaçlar arasındakitopografik tezatlık açık bir şekilde görülebilir(Bosworth and McClay, 2001; Bosworth et al.,2005).

Süveyş Körfezi çevresinde alanın stratigrafikkayıtlar sekiz belirgin tektonik dönem belirler (Pat-ton et al., 1994). Bu dönemlerin ilki Geç Paleozoyikyaşlı Pan-Afrikan olayı olup bu dönemde bubölgede kıtasal litosfer gelişmiştir. Bunu takip edenKambriyen zamanı genişleme dönemidir. Geç Pa-leozoyik yaşlı Hersiniyen Orojenezi üçüncü dönemioluşturur. Tektonik gelişmenin dördüncü dönemiJura zamanında ortaya çıkan Yeni-Tetis açılımıdır.Bunu takip eden beşinci dönemi Suriye Kemeri(Geç Kretase-Erken Tersiyer) olarakadlandırılmıştır. Geç Oligosen-Erken Miyosenzamanında ortaya çıkan Süveyş Körfezi açılımı butektonik gelişmenin en son dönemini oluşturur. Pro-terozoyik (ilk dönem) ve Kambriyen (ikinci dönem)süresinde gelişen yapısal çatının kıtasal kabuğayapmış olduğu etkinin Süveyş Körfezi sahasınındaha sonraki yapısal gelişmesinde çok önemli roloynadığı anlaşılmıştır (Patton et al., 1994;Tawadros and Tawadros, 2000; Bosworth and Mc-Clay, 2001).

Tersiyer zamanında başlayan ve günümüzdekiSüveyş Körfezi’nin şekillenmesine yol açanaçılımının ilk kanıtlayıcı belirtisi Oligosen-Miyosenbazaltik volkanizmasının ortaya çıkmasıdır. Buvolkanizma olayından sonra körfez içinde yaşıkesin tespit edilemeyen, karasal ortamda çökelmişAbu Zenima (Sharik) Formasyonu ve sığ suortamını temsil eden Nukhul (Musayr) Formasyonuçökelmiştir. Açılımın ilk dönemlerinde havzanınçökmesi çok yavaş olarak gelişmiştir. Nukul For-masyonu açılım ile ortaya çıkan ve konumlarınıgünümüzde muhafaza etmiş havzalar içinde çokyaygın olarak görülür ve Yeni-Tetis okyanusununtüm havzaları kapladığı anlaşılır.

Havzanın hızlandırılmış bir tarzda çökmesi vegenişlemesi Rudeis (Burqan) Formasyonu’nunderin-deniz ortamında çökelmiş sedimanter istifleriiçinde kaydedilmiştir. Havza’nın bu hızlı çökmesi


Şenalp

Rudeis Formasyonu’nun çökelmesinin ortasında“orta-Rudeis” olarak adlandırılan bir olayın ortayaçıkmasıyla kesintiye uğramıştır. Bu önemli olay ileilişkili olarak Süveyş açılımının yeniden yapısaldüzenlenmesiyle sonuçlanmıştır. Bu yapısaldüzenleme, Ölüdeniz içindeki çok önemli bir olayolan burkulma ve çevrilip yön değiştirme sistemininbaşlamasıyla yaklaşık aynı zamanda gelişmiştir veSüveyş Körfezi’nin aktif bir açılım yeri olmasınıntedrici olarak terk edilmiş olduğunu işaret eder(Bosworth and McClay, 2001; Bosworth et al.,2005).

Orta-Rudeis olayından sonra değişik ve şiddetiazalan tektonik çökme hızları körfez içinde egemenolmaya başladı. Belayim (Magna) Formasyonuiçinde çok önemli ve kalın bir evaporit çökelmesibaşlamıştır. Bu evaporitler daha sonraki süreçtetektonik çökmenin azalması, iklimin ısınması vehavzanın sınırlanmasının sonucunda South Gharibve Zeit Formasyonları’nın en önemli örtü kaya bir-imini oluşturdular. Açık-deniz koşulları ve Akdenizhayvan topluluğunun egemen olduğu koşullardanHindistan-Pasifik hayvan topluluğuna olan geçişPliyosen zamanında gerçekleşmiştir. Bununbaşlıca nedeni Kızıldeniz’in sürekli olarakgenişleyerek Hindistan Okyanusu ile bağlantıkurmuş olmasıdır. Süveyş Körfezi açılımında dörtbelirgin fay topluluğu belgelenmiştir. Bu faytoplulukları hem doğrultu-atımlı ve hem de eğim-atımlı yönlerde farklı miktarlarda hareketler gös-terirler. Bu farklılık, söz konusu olan bu fayların,genişlemenin en önemli ve belirgin doğrultusunailişkin nispi yönlenmelerine bağlıdır. Önemli olanana faylar onların egemen eğim yönlerini tespiteder ve Süveyş açılımını daha küçük ve ikinci dere-cede önemli olan üç önemli yapısal havzalaraböler. Genişleme, açılımın ekseni boyuncakuzeybatıdan güneydoğuya artar. Genişlemenin buartmasıyla ilişkili olarak fay-blok eğiminde, atılımıfazla olan fayların sayılarında ve jeotermalsıcaklıklarda da belirgin artmalar olur. Açılım ekseniboyunca güneyde genişlemenin artmasıyla birliktefay-blok büyüklüğü azalır (Patton et al., 1994).

Süveyş ve Akabe Körfezleri’nin tektonik evrimibölgede ortaya çıkan türlü cinsten fay hareket-lerinin verilerini (yönlerini ve yer değiştirmemiktarlarını) ayrıntılı olarak değerlendirerekanlaşılabilir. Süveyş Körfezi’nin Erken Miyosenzamanındaki açılımı KKD-GGB yönünde veKızıldeniz’in açılım yönüne verev bir gerilimlesonuçlanmıştır. Bunu takip eden tektonik olaylarGeç Burdigaliyen zamanında başlamış ve bu olay-lar Süveyş Körfezi’nin şekillenmesini belirleyenDKD-BGB yöndeki gerilimi ile ilişkilidir. Bunakarşılık, Akabe Körfezi’nin açılımı ile ilişkili tektonikolaylar kısmen daha gençtir. Geç Miyosen hareketiistiflerin doğrultusu yönündeki kaymalara nedenolan gerilimlerle ilişkilidir (0400 yönündeki gerilim1300 yönlü bir sıkışma ile ilişkilidir). Bu olay, Araplevhası ile Sina Yarımadası arasında sol atımlı bir

hareketi ortaya çıkarmıştır. Miyosen sonundan beriaktif olan faylanma, D-B yönlü gerilim ile ilişkilidir(Lyberis, 1988).

Yaklaşık 40 milyon yıl önce, Afrika Kıtası’nınkuzeybatısındaki geniş bir alan ve AfrikaYarımadası içerisinde kalın kireçtaşlarının çökeldiğidenizlerle kaplanmıştı. Kızıldeniz’in merkezikısmından uzun ekseni boyunca güney-kuzey yön-deki açılım ilerledikçe, Kızıldeniz ile beraber,Süveyş Körfezi’nin açılımı boyunca ve Ölüdeniz’indoğrultu atımlı faylarının büyük bir bölümünün ikitarafındaki dağ yamaçları birkaç kilometreyükselmişti. Garfunkel and Bartov (1977) SüveyşKörfezi’nin güney ucunda Sina yakınında faylarboyunca düşey yükselmenin 4 km veya daha fazlaolabildiğini rapor etmiştir. Bu değere aşınma ilehavzaya taşınan malzemenin eklenmesi duru-munda yükselmenin 5 km den daha fazlaolabileceği anlaşılır (Senalp, 2006a). Bu yükselmişbölgelerin üzerindeki çok şiddetli aşınma sediman-ter örtüyü tümüyle aşındırıp taşımış ve alttakikristalin temeli ortaya çıkarmıştır. Neoproterozoyikyaşlı bu kristalin temel uzaydan çekilmişfotoğraflarda koyu-tonlu son derece faylı olaraközellikle Sina Yarımadası’nın güney ucunda, AkabeKörfezi boyunca ve Kızıldeniz ve Süveyş Körfezi’nebitişik bölgelerde görülür. Günümüzde bu sonderece engebeli, faylarla ve eklem sistemleri ilekesilmiş topografik rölyef Sina Yarımadası’nınmerkezi kısmında kristalin kayaçların mostraverdiği Gebel Musa (Musa Dağı) yüksekliği 2,000metrenin üzerindedir. Bu dağa komşu olan GebelKatherina (Katerina Dağı) zirvesi 2,500 metredendaha fazladır. Buna karşılık Süveyş Körfezi’nin batıtarafındaki dağların yüksekliği daha düşüktür,örneğin Gebel Gharib (Batı Dağı) 1,800 metredendaha azdır.

Süveyş Körfezi içindeki litostratigrafik birimlerinyaşı Prekambriyen’den Holosene kadar uzanır veüç megaistiflere bölünebilir. Bu istifler açılım-öncesiçökelen istif (Miyosen-öncesi veya Paleozoyik-Eosen), açılım-sırası çökelen istif (Oligosen-Miyosen), ve açılım-sonrası çökelen istif(Miyosen-sonu veya Pliyosen-Holosen). Bu birimlerlitoloji, kalınlık, dağılım alanları, çökelme ortamlarıve hidrokarbon potansiyelleri bakımından önemlifarklılıklar gösterir. Jeolojik ve jeofizik verilerSüveyş Körfezinin kuzey ve merkezi kısımlarındaçok sayıda dar ve uzun çökelme çukurluklarının varolduğunu gösterir, buna karşın, körfezin güneykısmı çok sayıda faylanmalarla kaymış, ince veuzun yükselimler içeren eğilmiş, yana yatmış, blok-terreynler çok daha egemendir. Süveyş KörfeziGeç Oligosen zamanında kıta içinde açılmış birhavzadır, fakat aslında havzanın ilk açılmayabaşladığı zaman Erken Paleozoyik zamanıdır. Buerken zamanda bu bölgede Tetis Okyanusunun darbir körfezi bulunuyordu ve bu körfez Paleosensüresince büyük Doğu Afrika açılım sistemininaçılım devrelerinde sürekli olarak kuvvetli bir



şekilde tetiklenerek canlandırılmıştır. Süveyş Kör-fezi içinde petrol ve gaz üretimi yapılan rezervuarkayaçlarının yaşları Prekambriyen’den Kuvater-ner’e kadar değişir (Bosworth et al., 1998; Al-sharhan, 2003).

Açılım-öncesi ve açılım-sırasında denizel or-tamda çökelmiş istifler içindeki önemli kaynak kay-alar petrol ve/veya gaz üretme potansiyelinesahiptirler ve derin mutfaklarda hidrokarbon üret-mek için yeterli olgunluğa erişmişlerdir. Rezervuarkayaları aynı şekilde açılım-öncesi rezervuarlar veaçılım-sırası rezervuarlar olarak sınıflandırılabilirler.Açılım öncesi rezervuarlar, başlıca Prekambriyengranitik kayaçlar, Paleozoyik-Kretase Nubiyankumtaşları, Üst Kretase Nezzat kumtaşları vekırılmış Eosen Thebes kireçtaşıdır. Açılım-sırasında çökelmiş istifler içindeki önemli rez-ervuarlar farklı ortamlarda çökelmiş Nukhul (Sharik,Musayr), Rudeis (Burqan), Kareem, be Belayimformasyonlarının Miyosen kumtaşları vekarbonatları, ve South Gharib ve Zeitformasyonlarının kumtaşlarıdır. Bölgenin önemlipetrol sahaları birden çok verimli üretim yapılanrezervuarlar içerir. Tüm bölgede Miyosen’in erken-açılım ve açılım-sonu evrelerinde çok yaygın olarakçökelen evaporitler (başlıca anhidrit ve jips) engenç hidrokarbon örtü kayasını oluşturur, halbukiaçılım-öncesi ve açılım-sırasında çökelmiş strati-grafik istifleri oluşturan şeyl ve sıkı dokulu gözenek-siz kireçtaşları esas örtü kayayı oluşturur. Süveyşkörfezinde ve buraya komşu bölgelere petrol vegaz yapısal, stratigrafik ve kombinasyon tipindekikapanlarda bulunmuştur. Süveyş Körfezi Mısırdakien verimli üretimin yapıldığı ve potansiyeli çok yük-sek olan bir bölgedir.

Hidrokarbon potansiyeli yönünden çok önemliolan bu Süveyş Körfezi, genişliği yaklaşık 19,000km2 olan sedimanter bir havza içerir. Bu havzaAfrika ve Orta Doğuda bulunan açılım havzalarınıniçinde en verimlisi olduğu düşünülür ve 240 kuyu-daki petrol keşfi sonucu 80 den fazla petrol sahasıortaya çıkarılmıştır. Bu petrol sahalarınınbazılarında petrol rezervinin yaklaşık 1 milyon varilolduğu tahmin edilir. Bu verimli rezervuarların yaşıPrekambriyen’den Kuvaterner’e kadar değişir (Al-sharhan, 2003). Canlı petrol sızıntıları Pliyosen vePleystosen kireçtaşları içindedir. Süveyş Körfez-i’nin güneyinde bulunur. Asfalt gibi ağır petrol isealüvyal kumtaşlarının içinde görülür.

Süveyş Körfezi içindeki ilk petrol keşfi 1886yılında Süveyş Körfezinin batı sahilinde yapılmıştır(Schlumberger, 1995). Bunu takip eden yıllardaarama kuyuları Süveyş Körfezi’nin güneykısımlarında petrol sızıntılarının yüzeye yakınolduğu bölgelerde açılmıştır. Bunun sonucunda1907 yılında Orta Doğu ve Afrika’nın ilk petrol keşifsahası olan Gemsa petrol sahası keşfedilmiştir.Ras Gharib sahası ticari petrol üretiminin yapıldığıve bu bölgenin en verimli sahasıdır. Bu saha 1938yılında keşfedilmiştir.

7. mİyAn HAAsı’nın strAtİrAİsİ, se-İmAntoloJİsİ e HİroKArBon otAn-sİyelİMidyan havzası Suudi Arabistan’ın

kuzeybatısında, Akabe Körfezi’nin batısında veKızıldeniz’in kuzeyinde yer alır (Şekil 1). Arap-Nu-biyan Kalkanı olarak bilinen başlıca gnays, granit,granodiyorit, dolerit, volkanik ve metasediment gibikayaçlardan oluşmuş Proterozoyik yaşlı bir temelüzerinde açılmıştır. Havza; kuzeyden, doğudan,kuzeydoğudan ve batıdan Proterozoyik temelinoluşturduğu yüksek dağ silsileleriyle, güneyden iseKızıldeniz ile çevrilmiştir. Midyan havzası,Kızıldeniz, Süveyş ve Akabe Körfezlerinin açılımıile ilişkili olarak Geç Oligosen (yaklaşık 28.1 My,Gardner et al., 1996) zamanında açılmış yarı-graben özelliğinde bir havzadır. İçerisinde genel-likle kalın kırıntılı çökeller içermesi nedeniyle uzunsüreden beri hidrokarbon aramalarının ilgisiniçekmiş ve çok sayıda arama kuyusu açılmıştır. Buistif içerisindeki kumtaşı ve karbonat kayalarındanMısır, Suudi Arabistan ve Süveyş Körfezinde bulu-nan sahalardan uzun sürelerdir önemli petrol vedoğal gaz üretimi yapılmaktadır. Ekonomik değeriolması nedeniyle bu istiflerin stratigrafisi, sediman-tolojisi ve paleontolojisi ayrıntılı olarak farklıkuruluşlar tarafından çalışılmıştır. 3D sismikçalışmaları ve çökelme ortamlarını oluşturan farklılitofasiyeslerin rezervuar ve kaynak kaya özellikler-ine ilişkin ayrıntılı sedimantolojik ve petrografikçalışmalar halen sürdürülmektedir. Saudi Aramco’-nun yapmış olduğu çalışmaların sonuçları adıgeçen şirkete “Saudi Aramco yayınlanmamış ra-porlar” olarak sunulmuştur (A.F. Afifi, T.C. Connally,M. Senalp and G.W. Hughes, 1993: G.S. Fergu-son, a, b; G.S. Ferguson and M. Senalp, 1993;G.S. Ferguson, M. Senalp and A.F. Afifi, 1993;G.W. Hughes and R.A. Kamal, 1993a, b, c; R.A.Kamal and G.W. Hughes, 1993a, b; R.S. Johnson.D. Rodgers and G.R. Savage, 1995; Senalp,2016). Bu yayınlanmamış raporların içerdiği bilgi-lerin bazıları ise Hughes & Filatoff (1995), Kamal &Hughes (1995), Filatoff and Hughes (1996),Hughes et al. (1998a, b, 1999) ve Hughes & John-son (2005) tarafından yayınlanmıştır. Burqan For-masyonu Nutaysh Üyesi’nin sedimantolojisi vediyajenezi üzerine yapılan çalışmalar ayrıntılıolarak yayınlanmıştır (Al-Ramadan et al., 2013 veAl-Laboun et al., 2004).

Ekonomik özelliğinin yanı sıra, tektonik açılımsonucu ortaya çıkan yarı-graben özelliğindekiMidyan havzası tektonik açılım, normal faylanma,doğrultu-atımlı faylanma ve tuz tektoniği gibikarmaşık özelliklerin bilimsel olarak çalışılmasıyönünde çok büyük bir olanak sağlar. Bu bölümdeMidyan Yarımadası’nın genel jeolojisine ilişkinolarak bu havzayı çevreleyen ve havzaya kırıntılıçökeller sağlayan Proterozoyik temel, açılım-öncesi, açılımla-yaşıt ve açılım-sonrası çökelensedimanter istiflerin stratigrafisi, sedimantolojisi ve


Şenalp

hidrokarbon potansiyelleri tartışılacaktır.

7.1 zik yaş Kiai t Proterozoyik kristalin temel başlıca ultramafik,

metavolkanik, metamorfik, granitik kayaçlar vebunları kesen bazalt, riyolit ve dolerit dayklarındanoluşmaktadır. Bu kristalin temelin yaşı günümüz-den 600-700 my önce olarak tespit edilmiştir (Gard-ner et al., 1996). Bu temelin oluşumu Proterozoyikvolkanik yayların batıdan doğuya doğru birbirlerinebirleşerek büyümesi sonucu ortaya çıkmıştır. Bukayaçlar aşırı derecede faylanmış, kırılmış veparçalanmıştır (Johnson, 1998; Nehlig et al., 2002;Stern and Johnson, 2010). Söz konusu olan butemel içinde granitik kayaçların çok yaygın olarakgörülmesi Kızıldeniz açılımının kıtasal açılımkökenli olduğunu ortaya koyar (Bosworth, 1993;Sultan et al., 1993).

Proterozoyik temel kayaçların oluşturduğu yük-sek dağ silsileleri (Şekil 2, 3 ve 4) Midyanhavzasının kuzeyinde, doğusunda vekuzeydoğusunda yer alır. Tersiyer istifleritarafından örtülmüş ve aynı türden kristalinkayaçlar içeren Proterozoyik temel, önemli bir tek-tonik yükselim sonucu havzanın orta kısmında yeralan (Jabal Tayaran) Tayaran Dağı’nda görülür. Buçok görkemli olan yüksek dağ, MidyanYarımadası’nın önemli yerleşim merkezleri olan AlBad’ ve Magna şehirleri arsındaki kara yolunun sağtarafında yer alır (Şekil 5). Tüm birimlerin açıklıklagörülebildiği ve ulaşımın çok kolay olduğu bu dağsilsilesi, çok farklı kayaçlardan oluşmuş olan butemelin özelliklerinin gözlenip anlaşılması yönün-den çok büyük bir olanak sağlar.

Proterozoyik kristalin temel ile ona bitişik olanMidyan havzasının sedimanter istifleri arasındakisınır, çok önemli ve sürekli olarak etkinliğinisürdürmüş bir faylanma ile temsil edilmiştir. Pro-terozoyik temelde açılım süresince ortaya çıkantektonik gelişmeler havza içindeki çökelmeortamına, kumtaşlarının yanal ve düşey yöndeki is-tiflenmelerine, kumtaşlarının rezervuar kaya özel-

liklerine ve daha da önemlisi formasyonlararasındaki sınırların tipine ve şiddetine doğrudanetkide bulunmuştur. Proterozoyik temelin bileşimibölgeden bölgeye önemli değişiklikler gösterdiğiiçin buralardan aşınıp gelen kırıntılı çökellerin veözellikle de kum boyu malzemenin bileşimi çokfarklıdır. Bu farklılık özellikle Burqan Formasyonu’-nun kumtaşlarının bileşimine ve onun rezervuarözelliklerine yansımıştır. Al-Ramadan et al. (2013)ve Al-Laboun et al. (2014), bu özellikleri göz önünealarak iyi kalite rezervuar özellikleri gösterenkumtaşı fasiyeslerinin haritalamasını yaparak o bir-imlerin üç boyutlu dağılımlarını incelemiştir.

Midyan havzasının oluşmasında, gelişmesindeve havza içindeki sedimanter istiflerin oluşmasındaönemli görevi olan Proterozoyik temel başlıca ul-tramafik, metavolkanik, metasedimanter, granitik,granodiyoritk plütonlar ve bunları kesen bazalt, riy-olit ve dolerit dayklarından meydana gelmiştir.Granitik kayaçlarının çok yaygın olması bu temelinkıtasal bir kabuk niteliğinde olduğunu, Kızıldeniz veona bağlı Süveyş ve Akabe Körfezleri’nin okyanuskabuğu üzerinde değil, bu kıtasal kabuk üzerindeaçıldığını kanıtlar (Bosworth, 1993). Temelioluşturan bu farklı türden kayaçların yaşlarıgünümüzden 700 ile 600 my önceki bir zamanaralığında oluştuklarını tespit edilmiştir. Bukayaçların oluşumu sürekli olarak birbirlerine ek-lenerek büyüyen ve ofiyolitik kayaçlarla birbirindenayrılmış Proterozoyik volkanik yaylar olarakaçıklanmıştır (Gardner et al., 1996). Midyanhavzası ve Süveyş Körfezi içinde petrolaramalarına yönelik açılan derin sondajkuyularından alınan karotlarda çok kırılmış veayrışmış olarak gözlemlenmiştir (Hughes andJohnson, 2005). Yemen’de aşırı derecede kırıklıolan bu kristalin temel önemli miktarlarda petrolüretiminin yapıldığı bir rezervuar kayaniteliğindedir.

7.2. Aç - Öci sdia İif Kızıl Deniz’in açılımından önce Gondwana

Kıtası üzerinde Tetis ve Yeni-Tetis Okyanuslarındaçökelmiş olan Paleozoyik, Mesozoyik ve Erken Ter-siyer istifleri yalnızca Suudi Arabistan’ın kuzeybatıve kuzeyinde bulunan Tayma-Tabuk-Al Jawfhavzası içinde korunmuştur. Yaşları Üst Kretase’-den (Kampaniyen) Geç Oligosen’e kadar değişenve Suqlah Grubu (Hughes and Johnson, 2005)olarak tanımlanmış açılım-öncesi istifler MidyanYarımadası’nın bazı bölgelerinde yüzeyde açıklıklagörülebilir. Suqlah Formasyonu alttan üste doğruAddafa (Üst Kretase), Usfan (Paleosen) ve Matiyah(Erken-Orta) formasyonlarını içerir (Şekil 6). Buformasyonların özellikleri aşağıdaki bölümlerdetartışılmıştır (Hughes and Johnson, 2005; Al-Ra-madan et al., 2013; Al-Laboun et al., 2014).

7.2.1. Addafa a Midyan bölgesinin güneydoğusunda yer alan

Şki 5. Al-Bad’-Magna karayolu üzerinde Neo-proterozoyik kristalin temel (Şenalp,Nisan, 2017).



Ifal havasında açılım-öncesi istifin en alt biriminioluşturan Addafa Formasyonu (Clark 1986) Pro-terozoyik temel üzerine doğrudan oturur (Şekil 6).Küçük tepecikler şeklinde mostraları olan bu for-masyonun üst sınırı güncel alüvyon çökelleri ileörtüldüğü için gözleme olanağı yoktur. Hughes andJohnson (2005) Addafa Formasyonu’nu oluşturanistifin çökelme sonrası ortaya çıkan grabenlerdekorunmuş olduğunu rapor etmişlerdir. Bu formasy-onun tip kesiti güneybatı Midyan bölgesinde yeralan Aynunah Grabeni olarak belirlenmiştir.

Tip kesitte Addafa Formasyonu 90 m olarakölçülmüştür. Hughes and Johnson (2005) Addafa

Formasyonu’nun kalınlığını Cidde-1 kuyusunda546 ayak (166.5 m) olarak tespit etmişlerdir.Ölçülmüş tip kesitte bu istif alttan üste doğrubaşlıca çakıltaşı, sarı, kırmızımsı-kahve renkli,çapraz-tabakalı, iyi boylanmış, gevşek çimentolukuvars kumtaşlarından yapılmıştır. İstifin en üstkısmında ise ince-tabakalı marn, miltaşı, ince-tanelikumtaşı ve gri-yeşil renkli şeyl fasiyeslerindenyapılmıştır. Bu istifin en önemli özelliği, miltaşlarıve şeyller içinde dinozor ve kaplumbağalara aitkemik parçaları ve çok yaygın olarak da silisleşmişağaç parçalarının bulunmasıdır. Bu formasyonmenderesli flüvyal ortamında çökelmiştir (A.M. Afifi,

Şki 6. Midyan bölgesinin genelleştirilmiş stratigrafik istifi (M. Şenalp, 2017, yayınlanmamış).


Şenalp

T.C. Connally, M. Senalp and G.W. Hughes, 1993,Saudi Aramco Report). The Addafa FormasyonuSüveyş Körfezinde karbonatlardan oluşmuş DuwiFormasyonu (Erken Kampaniyen) ve Sudr (ÜstKampaniyen) formasyonlarına karşılık gelir.

Dinozor kemik parçaları Londra’daki Tabiat Tar-ihi Müzesi paleontologları tarafından incelenmiş veonların Geç Kretase (Albiyen) yaşlı titanosaurid di-nozor türü olduğu rapor edilmiştir.

7.2.2. ua aSuqah Grubunu oluşturan Usfan Formasyonu

ilk önce Karpoff (1957) tarafından Cidde bölgesin-deki Usfan köyü yakınındaki yüzey mostralarındagözlemlenmiştir. Bu formasyonun referans kesitiSuudi Aramco petrol şirketinin karada açtığı Cidde-1 arama kuyusunda 2,458 ile 3,662 ft (367 m)aralarında tespit edilmiştir (Usfan Formasyonu’nunAddafa Formasyonu ile olan alt sınırı Hughes andJohnson, 2005).yüzeyde kumullar tarafındanörtülmüştür. Midyan’ın güneyinde Aynuna yerleşimbölgesinde bulunan Ash-Sharmah grabeninde buformasyonu oluşturan bol fosilli kalın kireçtaşlarıProterozoyik temel üzerinde oturur. Bu formasyon.başlıca sığ açık deniz ve kıyı ortamlarında çökelmişkireçtaşı, marnlı kireçtaşı, kumtaşı, kokina ve dahaaz miktarda olmak üzere çakıltaşından ve beyazfosfatik yumrulardan oluşmuştur. Siyah şeyller vegri renkli miltaşları, kumtaşları ile ara-tabakalıolarak bulunur. Kötü-boylanmış, kaolinitik, çakıllıkumtaşları az miktardaki miltaşları ile beraber bu-lunur. Usfan Formasyonu’nun en belirgin özelliği,istifin en üstünde bulunan bölgesel bir yayılımgösteren oolitik demir-taşı fasiyesidir. SuudiAramco şirketinin yaptığı ayrıntılı palinolojikçalışmalar sonucunda bu formasyonun yaşınınGeç Kretase’den Orta Eosen’e kadar uzandığıanlaşılmıştır.

7.2.3. maiah aMatiyah Formasyonu Hughes and Johnson

(2005) tarafından Kızıl Deniz’in güney kısmındakıyıya yakın açılmış Cidde-1 arama kuyusundatanımlanmıştır ve yalnızca Cidde bölgesindeçökelmiştir. Bu formasyon açılım-öncesi çökelen engenç birimi temsil eder. Litolojik olarak Matiyah For-masyonu bazalt lav akıntıları ile ara-tabakalı olanpembe, açık kırmızı renkli, genellikle bozuşmuşmiltaşları ve ince-taneli kumtaşlarının düzenliolarak ardalanmasından yapılmıştır. Matiyah For-masyonu, alttaki Usfan Formasyonu’ndan ve üst-teki Kızıl Denizi’nin açılımı sırasında çökelmişTayran Gurubu’ndan aşınma ve çökelmemezlikyüzeyleri ile ayrılmıştır.

Matiyah Formasyonu’nun düşük enerjili, ok-sitlenme olayının sık görüldüğü, volkanizmadanetkilenmiş flüvyal-gölsel koşulların müşterek etkiliolduğu bir ortamda çökelmiştir. Bu formasyonunyaşı bazalt örnekleri üzerinde yapılan K/Ar yaştayinlerine dayanarak 32 MYÖ olarak tespit

edilmiştir. Cidde-1 arama kuyusundan elde edilenörnekler üzerinde yapılan radyometrik yaş tayinleriise Matiyah Formasyonu’nun yaşını ErkenOligosen (33-34 MYÖ) olarak belirlemiştir.

7.3. Kz izi’i Aç sada ök- İif

Kızıl Denizi’in açılımı sırasında çökelen vehidrokarbon yönünden çok önemli potansiyeloluşturan sedimanter istifler Suudi Arabistan’ınkuzeybatısında yer alan Midyan havzası içinde hiçkesiksiz olarak korunmuştur. Bu havza, Kızıl Deniz-i’nin Oligosen zamanında başlayan açılımı ile ilişkiliolarak gelişmiş yarı-graben özelliğinde fakat derinçökelme alanlarını içerir. Bu kesiksiz istif açılımıntüm aşamalarını ve onun sonucunda ortaya çıkanfarklı çökelme ortamlarını çok belirgin olarakyansıtır (Hughes and Johnson, 2005; Al-Ramadanet al., 2013; Al-Laboun et al., 2014). Bu yayınınyazarının özellikle 2016 ve 2017 yıllarında yapmışolduğu çalışmalar sonucu havzanın bu özelliklerinikullanarak sedimanter istifi üç ayrı gruba ayırmıştır

Bu açılımın erken aşamasında alttan üstekarasal ortamı (alüvyon yelpazesi) temsil edenSharik Formasyonu’nun kırmızı kumtaşları veçamurtaşları, playa (geçici göl) ortamını temsileden Al Bad’ Formasyonu’nun (Senalp, 2016,yayınlanmamış KFUPM raporu) masif anhidritlerive en üstte sığ deniz ortamını temsil eden MusayrFormasyonu’nun karbonatları çökelmiştir (Şekil 7).

Musayr Formasyonu’nun çökelmesinin hemenardından Midyan Havzası, bitişik bulunduğu Pro-terozoyik yaşlı kristalin temelin oluşturduğu SinaYarımadası’nın tektonik olarak yükselmesiyle ilişkiliolarak aşırı bir derinleşme kazanmıştır. Bu olayaçılımın en şiddetli olduğu ve hatta zirve yaptığı biraşama olup Burqan Formasyonu’nun Nutaysh

Şki 7. Midyan havzasının temelini oluşturan Neo-proterozoyik kristalin kayaçlar, Sharik For-masyonu’nun kırmızı karasal kırıntılıkayaçları, Al Bad’ Formasyonu’nun evap-oritleri ve Musayr Formasyonu’nun sığdeniz karbonatları Al Bad’-Magna karayoluüzerinde düzenli bir istif oluştururlar (M.Şenalp, Ocak, 2016).



Üyesini oluşturan deniz altı yelpazeleri içindeçökelmiş türbidit istifleri ve bu istifleri derince kazıpaşındıran buzul vadileriyle temsil edilmiştir (Şekil6). İstif içindeki büyük granit blokları buzullarınaşındırıp taşıdığı malzemeleri denizin içine kadartaşıdığını gösterir (Şenalp, 2016, yayınlanmamışKFUPM raporu). Deniz altı yelpazelerinin entabanında çökelmiş koyu gri renkli şeyller petrol vedoğal için önemli kaynak kaya oluşturur. Aynı ortamçökelmiş ve türbidit istiflerinin en üst kısmını temsileden deniz altı kanyonları içindeki kalın-tabakalı,orta-iri taneli, iyi-boylanmış gevşek çimentolukumtaşlarından çok verimi rezervuar oluştuklarıMidyan havzası ve Süveyş Körfezi içinde açılankuyularda kanıtlanmıştır. Subayti Üyesi ise genel-likle sığ deniz şeylleri veya marnlarla temsiledilmiştir. Bu istif içinde buzul işlemleri ile taşınmışherhangi bir malzemeye rastlanılmamıştır. Budurum buzul çökellerini içeren dar vadilerinyalnızca Nutaysh Üyesinin tabanını oluşturan tür-bidit istifleri içine kazılmış olduğunu hiçbir kuşkuyayer bırakmadan kanıtlar.

Midyan Havzası tümüyle evaporit ve gri renklievaporitik çamurtaşından yapılmış bir istiftarafından örtülmüştür. Bu istif Burqan Formasy-onu’nun deniz altı kanyonları içinde çökelmiş rez-ervuar kumtaşları üzerinde çok kalın ve geçirimsizbir örtü kayası oluşturur. Burqan Formasyonu’nunikinci birimi olan Subayti Üyesi ise genellikle sığdeniz şeylleri veya marnlarla temsil edilmiştir. Buistif içinde buzul işlemleri ile taşınmış herhangi birmalzemeye rastlanılmamıştır. Bu durum buzulçökellerini içeren dar vadilerin yalnızca NutayshÜyesinin tabanını oluşturan türbidit istifleri içinekazılmış olduğunu hiçbir kuşkuya yer bırakmadankanıtlar.

Kızıl Denizi’in en son açılım aşamasındaMidyan Havzası Magna Formasyonu tümüylebeyaz renkli masif görünümlü anhidrit, jips ve grirenkli evaporitik çamurtaşından yapılmış bir istiftarafından örtülmüştür. Bu istif Burqan Formasy-onu’nun deniz altı kanyonları içinde çökelmiş rez-ervuar kumtaşları üzerinde çok kalın ve geçirimsizbir örtü kayası oluşturur.

7.3.1. shaik aGeç Oligosen (Chattian, 28.1 Ma) - Erken

Miyosen (Akitaniyen, 23.1 Ma) yaşlı Sharik For-masyonu Clark (1986), Kızıl Deniz, Süveyş veAkabe Körfezleri’nin en erken açılımı ile bağlantılıolarak Midyan Havzası içinde çökelmiş en yaşlısedimanter bir istifi temsil eder (Gardner et al.,1966). Tektonik açılımın ilk birimi olan Sharik For-masyonu Neoproterozoyik yaşlı kristalin temel(Arap Kalkanı) üzerine doğrudan oturur. Koyukırmızı renkli bu formasyon, hiçbir fosil içermeyenbaşlıca kumtaşı, çakıltaşı ve çamurtaşındanyapılmış olup sıcak ve kurak iklim koşulları altındageniş alüvyon yelpazeleri ve bu yelpazelerin dahaaşağı kısımlarındaki örgülü nehir ve çöl

ortamındaki eoliyen kumul ortamlarında çökeldiğitarzında yorumlamıştır (S. Ferguson and M. Senalp(1993, Saudi Aramco Report).

Sharik Formasyonu Midyan havzası içinde ilkönce Remond and Teixido (1980) tarafından gayriresmi olarak tanımlanmış fakat daha sonrahavzanın tüm genelinde yapılan çalışmalar sonucuClark (1986) tarafından resmi olarakadlandırılmıştır. Bu formasyon petrol ve doğal gazaramalarına yönelik açılan sondaj kuyularındaTayran Grubu’nun Al Wajh Formasyonu olarakadlandırılmıştır (Hughes and Johnson, 2005).Midyan havzasının değişik bölgelerinde mostraveren Sharik Formasyonu’nun stratigrafik, sedi-mantolojik ve çökelme ortamı ayrıntılı bir şekilde S.Ferguson and M. Şenalp (1993, Saudi Aramco Re-port) ve bu yayının yazarı tarafından 2016 ve 2017yıllarında ayrıntılı olarak çalışılmıştır.

Sharik Formasyon’un, üzerinde oturduğu Neo-proterozoyik kristalin temelin topografik yüzeyi fay-lanmadan ve onu takip eden aşınmadan dolayı çokengebeli olduğu için Sharik Formasyonu’nunkalınlığı ve fasiyes özellikleri yanal yönde belirgindeğişiklikler gösterir. Koyu renkli kumtaşı veçamurtaşı istifi Al Bad’ Formasyonu’nun beyaz ren-kli masif görünümlü evaporitleri (genellikle anhidritve az miktarda jips) tarafından uyumlu olarak gelirve bu iki formasyonun çökelme ortamları arasındayakın bir ilişki bulunur.

Al Bad’ Formasyonu en iyi temsil edildiği bölgeAl Bad-Magna karayolunun doğusundaki yüksektepelerdir. Sharik Formasyonu’nun toplam kalınlığıyaklaşık 1000 metredir (S. Ferguson and M.Senalp, 1993, Saudi Aramco Report; Al-Ramadanet al., 2013). İstifin en tabanında Eosen yaşlı for-masyonlardan aşındırılıp gelen iyi yuvarlaklaşmış,çört ve kuvarsitik kumtaşları bulunur. Bu istifin üz-erine kırmızı renkli çakıltaşı, kumtaşı, miltaşı vekumlu çamurtaşından oluşan kalın br istif gelir(Şekil 8). Çakılların büyük bir bölümü Neoprotero-zoyik kristalin temelden türemiş granit ve granodiy-orit olup bu temelin açılmaya başladığının enkanıtlayıcı belirtisidir. Bu çakıltaşı fasiyesikanyonların içinde çökelmiş olup her iki yana doğrukumtaşı ve çamurtaşlarına geçer. Kama ve mercekşeklide üste doğru tabaka kalınlığının azaldığı vebuna paralel olarak kumtaşlarının tane boyununazaldığı örgülü nehir kanalları içinde çökelmiştir(Şekil 9). Bu kanallar düşey ve yanal yöndeistiflenmişler ve çamurtaşları ile birbirindenayrılmıştır.

Kumtaşı birimlerinin tabanı belirgin bir aşınmayüzeyi olup bu yüzeyin üzerine çakıltaşları veonların üzerine de tekne-şekilli çapraztabakalanma gösteren, orta-kaba taneli, iyi-boylanmış kumtaşları gelir. Bu birimin üstüne akıntıkırışıkları içeren ince-çok ince taneli, kötüboylanmış kumtaşları gelir. İklim koşullarının çoksıcak ve kurak olması nedeniyle, bu formasyoniçinde taşkın ovalarında çökelmiş bitki örtüsü yok-


Şenalp

tur. Alüvyon yelpazesinin aşağı kısımlarında yeralan playa (geçici göl) ortamına yaklaştıkça kırmızırenkli masif çamurtaşları içinde su tablasının üz-erinde çökelmiş sabkha tipi anhidrit yumrularıgörülmeye başlar. Nokta barı olarak çökelmişkumtaşlarının en büyük özelliği, menderesli nehrinyanal olarak göçmesi sonucu yanal büyüme yüzey-lerinin (lateral accreation surfaces) gelişmesidir,

Kumtaşları orta-iri taneli, çapraz tabakalı, iyiboylanmış, bol gözeneklidir ve bu özellikleri ne-deniyle Midyan bölgesinin yeraltındaki en önemlisu deposudur. Koyu kırmızı renkli çamurtaşı masifgörünümlü olup kalınlığı istifin üzerine doğru artar.Eoliyen kumtaşı fasiyesleri genellikle ince veya çokince taneli, iyi boylanmış, çok büyük boyutlardaçapraz tabakalanmalı ve gevşek çimentoludur.Örgülü nehirlerin kanalları içinde çökelmişkumtaşları ile eoliyen kumtaşları alüvyon yel-pazesinin orta ve alt kısımlarında playa ortamınayakın bir alanda çökelmişlerdir. Her iki fasiyesinpetrol ve gaz için iyi rezervuar kaya olma potan-

siyeli çok yüksektir.Sharik Formasyonu’nun tüm sedimantolojik

özellikleri Çankırı-Çorum Havzasının Sungurlu böl-gesinde geniş yayılımlar gösteren, sıcak ve kurakiklim koşulları altında alüvyon yelpazesi-playaortamında çökelmiş olan Oligo-Miyosen yaşlıBüyükpolatlı Formasyonu’na çok yakın bir benzer-lik gösterir (Şenalp, 1974; Şenalp, 1981).

Ayrıntılı sedimantolojik çalışmalar Sharik For-masyonu’nun tektonik olarak yükselmiş Neopro-terozoyik kristalin temele faylı bir dokunakla bitişikolarak gelişmiş alüvyon yelpazeleri içinde kurak veyarı-kurak iklim koşulları altında çökelmiştir. Tümistifin belirgin olarak tabakaların düzenli olarakinceldiği ve kırıntılı çökellerin tane boylarının dere-celi olarak inceldiği bir model sunması yelpazeortamının sürekli olarak geri çekildiğini gösterir. Hiçkuşkusuz bu geri çekilme olayı havzanın sürekliolarak açılıp genişlemesiyle ilişkilidir.

Motti et al. (1982) Sharik Formasyonu’nunyaşını Geç Oligosen (Chattian) olarak raporetmiştir. Buna karşın Hughes and Filatoff (1995) AlWajh Formasyonu’nun karotlarından alınan şeylörnekleri üzerinde yaptıkları palinolojikçalışmalarda Fenestrites spinosus poleninibulmuşlar ve bu formasyonun yaşını ErkenMiyosen olarak rapor etmişlerdir.

7.3.2. A-Bad’ aAl Bad’ Formasyonu Midyan havzasında

başlıca beyaz renkli, masif görünümlü anhidrit, jipsve az miktarda şeylden yapılmıştır (Şekil 10). Buformasyon ilk önce S. Ferguson ve M. Şenalp(1993, Saudi Aramco Report) tarafındantanımlanmış ve havzanın stratigrafik istifine dahiledilmiştir. Havzanın daha ayrıntılı çalışılmasısonrasında Al Bad’ Formasyonu resmi olaraktanımlanmıştır (Al-Ramadan et al., 2013).Tipik ke-sitin tanımlandığı yer Al Bad’ kasabası ile AkabeKörfezi kıyısındaki Magna kasabası arasındauzanan kara yolunun sağ tarafındaki dik yamaçlı

Şki 8. Midyan havzasının erken açılımının ilksedimanter istifi Sharik Formasyonudur.Bu formasyon sıcak ve kurak iklimkoşulları altında alüvyon yelpazesi veörgülü nehir ortamında çökelmiştir (M.Şenalp, Nisan, 2017).

Şki 9. Sharik Formasyonunun örgülü nehirortamında çökelmiş orta-iri taneli, iyiboylanmış ve gevşek çimentolukumtaşları (M. Şenalp, Nisan, 2017).

Şki 10. Al Baq’ Formasyonunu oluşturan kalın vemasif evaporitlerin (başlıca anhidrit) engüzel mostraları Al Bad’-Magna karayoluüzerinde görülür (M. Şenalp, Ocak,2016).



tepe olarak belirlenmiştir. Al Bad’ Formasyonu alt-taki Sharik Formasyonu’nun kırmızı renklikumtaşları ve çamurtaşlarından oluşan alüvyonyelpazesi çökelleri üzerine uyumlu olarak oturur.Bu sınır anhidritin su alıp şişmesi sonucu ortayaçıkan yerel ölçekteki yıkılma olayları ile önemliölçüde örtülmüştür. Formasyonun bu özelliği ne-deniyle onun iç-yapısını incelemek ve gerçekkalınlığını ölçmek zordur. Buna karşın, Al Bad’ For-masyonu’nun Musayr Formasyonu’nun sığ denizkarbonat fasiyesleri ile olan üst sınırı çok daha ke-skin ve belirgindir. Bu sınır önemli bir transgresyonyüzeyini temsil eder. Formasyonun kalınlığı vebaşka özellikleri bu bölgede açılan aramakuyularından elde edilmeye çalışılmıştır.

Petrol arama kuyularında tespit edilmiş YanbuFormasyonu Al Bad’ Formasyonuna karşılık gelir.Bu formasyon Yanbu-6 arama kuyusunda 461 ayak(140.5 m) kalınlıkta olup kaya tuzu, anhidrit ve azmiktarda şeylden yapılmıştır (Hughes and John-son, 2005). Bu yayının yazarının 2016 ve 2017yıllarında yapmış olduğu ayrıntılı çalışmalar, yanalve düşey fasiyes değişimleri ve jeolojik haritalamaAl Bad’ Formasyonu’nun playa (geçici göl) adı ver-ilen ve genellikle alüvyon yelpazelerinin aşağıkısımlarında ve grabenlerin en çukur olduğu yer-lerdeki sınırlı bölgelerde çökelmiş olduğunugöstermiştir.

Bu nedenle Al Bad-Magna karayolunun bazıkesimlerinde playa ortamının yerel ölçekteki coğrafidağılımı nedeniyle anhidrit çökelmesigerçekleşmemiştir. Bu tür yerleşim alanlarındaMusayr Formasyonu’nun karbonatları Sharik For-masyonu üzerine doğrudan oturur (Şekil 11). Builişki çökelme ortamının yayılımı ile doğrudan ilişkiliolup faylanma veya aşınma ile açıklamak gereğiyoktur. Bu nedenle Al Bad’ Formasyonu’nunkalınlığı 0-50 metre arasında değişir (S. Fergusonand M. Senalp, 1993, Saudi Aramco report; Al-Ra-madan et al al., 2013). Bu sığ su içeren playaortamı, Tetis Okyanusu’nun Midyan grabeni içinesokulduğunun en kanıtlayıcı göstergesidir.

Al Bad’ Formasyonu’nun yaşı üzerine transgre-sif olarak sığ deniz ortamında çökelmiş bol fosilliMusayr Formasyonu’nun kireçtaşlarında tespitedilen yaş tayinine dayandırılarak Erken Miyosenolarak tespit edilmiştir (S. Ferguson and M. Senalp,1993, Saudi Aramco report). Yanbu Formasyonu’n-dan alınan karotları oluşturan anhidrit ve kaya tuzuörneklerinin stronsiyum izotop çalışmaları bu for-masyonun yaşını 22-23 MYÖ Erken Miyosen (Aki-taniyen) olarak doğrulamıştır (Cocker and Hughes,1993).

7.3.3. ma aMusayr Formasyonu, Al Bad’ Formasyonu’nun

playa ortamında çökelmiş evaporit istifleri üzerinetransgresif olarak oturur ve Kızıl Denizin erkenaçılımının en üst devresinde çökelmiş tümüyledenizel bir istiftir (Şekil 12). Musayr Formasyonu’-

nun bol miktarda makrofosil ve mikrofosil içeren sığdeniz ortamında çökelmiş olan karbonatları TetisOkyanusu’nun Midyan Havzası’nın geniş birbölümünü kapladığı anlaşılır. Bu formasyon ilkönce Clark (1986) tarafından Jabal Musayr(Musayr Dağı) de mostra veren karbonat istifleriiçin tanımlanmıştır. Midyan havzasında Al Bad’-Magna karayolunun sağ tarafındaki yüksek tepel-erde alttaki Al Bad Formasyonu ile üstündekiBurqan Formasyonu arasındaki karbonat istiflerininsedimantoloji ve petrografilerini ayrıntılı olarakçalışarak bu birimi resmi olarak tanımlamıştır.

Şki 11. Musayr Formasyonunun sığ deniz kar-bonat istifi playa ortamının anhidritleri (AlBad’ Formasyonu) üzerine transgresifolarak gelir (M. Şenalp, 2016). Bu sığdeniz karbonat istifinin en güzel kesiti AlBad’-Magna karayolu üzerinde görülür.Bu istif bol fosil içeren resifal kireçtaşları,dolomitik kireçtaşları ve bunlarınarasında kanal dolguları içindeki oolitikkireçtaşlarından yapılmıştır. Çökelmeortamının gel-git olaylarından etkilendiğiçok belirgin bir şekilde görülebilir (M.Şenalp, Ocak, 2016).

Şki 12. Musayr Formasyonunun sığ deniz kar-bonat istifi evaporitlerin çökeldiği playaortamının dışında Sharik Formasyonu’-nun alüvyon yelpazesi çökelleri üzerinedoğrudan oturur. İki formasyonarasındaki sınır önemli bir zaman diliminitemsil eder (M. Şenalp, 2016).


Şenalp

Midyan havzasında Musayr Formasyonu’nunalt sınırı alttaki formasyonların topografik özellikler-ine bağlı olarak bölgeden bölgeye değişir. Bu çokengebeli topografik yüzey hem tektonik ve hem desedimantolojik olarak kontrol edilmiştir. Transgresifistifin tümüyle korunduğu bölgelerde Musayr For-masyonu alttaki Al Bad Formasyonu’nun playaevaporitleri üzerinde uyumlu olarak oturur. Bunakarşılık, evaporitlerin çökeldiği playa ortamınındışındaki bölgelerde Musayr karbonatları SharikFormasyonu’nun kırmızı renkli karasal kumtaşı veçamurtaşları üzerine doğrudan oturur (Şekil 12). Budokanak çok önemli bir zaman boşluğunu temsileder. Havza içinde özellikle, faylanmanın etkisiyleçok yükselmiş olan Neoproterozoyik temel üzerineMusayr Formasyonu açısal bir diskordansla oturur.Musayr Formasyonu’nun Burqan Formasyonuoluşturan türbidit istifi ile olan üst sınırı çok ke-skindir ve havzanın çok hızlı bir şekildederinleşmesini işaret eder. Bazı durumlardaBurqan Formasyonu’nun çökelmesi sırasındaMusayr Formasyonu alttaki kristalin temelinfaylanması sonucu yüzeye çıkmış ve aşınarakBurqan Formasyonuna kayarak veya yıkılarak bolmiktarda karbonat çakılları ve blokları teminetmiştir.

Al Bad- Magna karayolu üzerinde ölçülen ke-sitte Musayr Formasyonu’nun kalınlığı 66 metredir(S. Ferguson and M. Senalp, 1993, Saudi Aramcoreport). Bu formasyon Midyan havzasında farklıçökelme ortamlarının bulunması nedeniyle farklıtürden karbonat litofasiyesleri içerir. En egemenolan ortam gel-git işlemlerinin egemen olduğu sığdeniz platformudur. Karbonat istifinin Sharik For-masyonu üzerine oturduğu durumlarda istifintabanında kumlu kireçtaşı veya kireçli kumtaşı se-viyeleri bulunur. Bu seviyenin üzerine kavkılı tane-taşı, oolitik tane-taşı ve mikritik kireçtaşı fasiyeslerigelir. Oolitik kireçtaşı seviyeleri yanal devamlılıklarıfazla olmayan mercek şeklindeki gel-git kanallarıiçinde çökelmiştir. Formasyonun tipik olaraktanımlandığı Musayr Dağında (Jabal Musayr) buformasyondan yıkılıp gelen büyük boy mercankafaları dağın tabanına taşınmışlardır. Aynı mercankafaları Burqan Formasyonu içine de taşınmıştır.Mikritik kireçtaşları içinde zengin makro-ve mikrofosiller bulunur.

İstiridye (oyster), mercan ve miogypsinidforaminifer fosilleri içeren kireçtaşları Musayr For-masyonu’nun sıcak ve sığ deniz ortamında gelişenkarbonat platformu üzerinde çökeldiklerine işareteder. Bu karbonat platformunun Al Bad’ evaporit-lerinin çökeldiği playa ortamına yakın olduğudüşünülür. Yeni Tetis denizinin açılımla berabersürekli olarak yükselmesi sonucu karbonatçökelmesi karaya doğru ilerleyerek evaporitlerinüzerine transgresif olarak gelir. Buna karşın, evap-oritlerin çökelmediği playa ortamının sınırlarınınötesinde Musayr Formasyonu’nun sığ denizkarbonatları Sharik Formasyonu’nun alt yelpaze

ortamında çökelmiş kırmızı renkli kumtaşı ve masifçamurtaşları üzerine doğrudan oturur (Şekil 12).

Musayr Formasyonunu oluşturan sığ denizortamında çökelmiş kalın karbonat istifi zenginmikro ve makro fosiller içerir. Bu bentonikforaminifer fosillerinden en yaygın olanı Miogypsi-noides ve özellikle Miogypsina tani, Erken Miyosenyaşını temsil eder (Hughes and Johnson, 2005).

7.3.4. Bqa aBurqan Formasyonu Auxerap/Tenneco petrol

şirketinin Suudi Arabistan’ın Kızıl Denizi içindeaçmış olduğu Burqan-3 isimli arama kuyusundatanımlanmıştır. Geç Erken Miyosen (Geç Aki-taniyen-Erken Burdigaliyen) yaşlı (Hughes andJohnson, 2005) Burqan Formasyonu Kızıl Deniz,Süveyş ve Akabe Körfezleri’nin açılımın en aktifolduğu bir devrede çökelmiştir. Burqan Formasy-onu kalın bir sedimanter istif olup başlıca çakıltaşı,kumtaşı, şeyl ve marn gibi farklı kayaçtopluluklarından oluşmuştur. Bu çökeller içindekristalin temelden türemiş çok büyük bloklar bu-lunur. Midyan Havzası’nın tektonik açılım sonucuderinleşmesiyle ilişkili olarak Sina Yarımadası’nıoluşturan Neoproterozoyik kristalin temel veMusayr karbonatlarının bir kısmının aşırı derecedeyükselip aşınması sonucu, Midyan havzasında kilboyundan büyük blok boyuna kadar değişen bolmiktarda kırıntılı kayaçların çökelmesi sağlanmıştır.Kaynak alanında periyodik olarak gelişen tektonikyükselmeler ve iklim değişiklikleri (buzul ve buzularası dönemler) havzadaki çökelme ortamınınçeşitliğini son derecede etkilemiştir. Kaynakalanında ortaya çıkan tektonik olaylar ve havzanındeğişik bölgelerindeki yerel ölçekteki çöküntülerkırıntılı çökellerin tane boyuna, litofasiyes özellik-lerine ve sonuçta çökelme istifi modellerinedoğrudan etkilemiştir. Bu yakın ilişkiden dolayıBurqan Formasyonu’nun fasiyes tanımlamasınadayanarak yapılacak ayrıntılı sedimantolojikçalışmalar kaynak alanında egemen olan tektonikolayların ve iklim değişikliklerinin aydınlanmasınason derece yararlı ışık tutacaktır (Şekil 6).

İstifinin bu özellikleri göz önüne alınarak BurqanFormasyonu, altta Nutaysh ve üstte Subayti olaraktanımlanan iki ayrı üyeye bölünmüştür. Bu ikiüyenin çok farklı sedimantolojik ve fasiyes özellik-lerini aynı bir çökelme ortamıyla açıklamak olanağıyoktur. Formasyonun alt kısmını oluşturan NutayshÜyesi, Musayr Formasyonu’nun karbonat istifleriüzerinde oturur ve tabanı sürekli olarak çöken derinbir havza içinde çökelmiştir. Nutaysh Üyesi’nin altkısmı deniz altı yelpazeleri içinde çökelmiş türbiditistifleri ile temsil edilmiş olup bu istifin üzerine U-şekilli Alp tipi vadi buzullarının çökelttiği, büyükbloklar içeren moren fasiyesleri gelir (Şekil 6). Buiki farklı çökelme ortamlarının yakın ilişkileri tümayrıntılarıyla çalışılıp yeni bir model ortayaçıkarılmıştır.



Burqan Formasyonu’nun daha genç üyesinioluşturan Subayti Üyesi, Nutaysh Üyesinin türbiditistifi veya buzul vadisi çökelleri üzerine uyumluolarak gelir. Subayti Üyesi egemen olarak açık griveya krem renkli masif şeyl, kalkerli çamurtaşı(marn), evaporitik çamurtaşı ve bu fasiyeslerle inceara tabakalı miltaşı ve kumtaşından oluşmuştur. Buüye kıta sahanlığı üzerindeki sığ su ortamındaçökelmiştir. Bu üyenin üzerine Magna Formasy-onu’nun kalın evaporit istifleri gelir. Bu evaporit istifiBurqan Formasyonu’nun kumtaşları üzerinde etkinve geçirimsiz bir örtü kayası oluşturur.

7.3.4.1. nah ÜiMusayr Formasyonu’nun sığ deniz ortamında

çökelmesinden kısa bir süre sonra Midyan HavzasıSina Yarımadası’nın yükselmesiyle ilişkili olarakansızın derinleşmiş ve ilk aşamada Burqan For-masyonu’nun alt üyesi olan Nutaysh Üyesiçökelmiştir. Bu üye, çökelme ortamları çok farklıolan iki sedimanter istiften oluşur. Nutaysh Üye-si’nin alt yarısını oluşturan istif denizaltı yelpazesiortamında klasik türbidit fasiyesleri olarak çökeldiğihalde (S. Ferguson and M. Şenalp, 1993; G.S. Fer-guson and M. Senalp, 1993; G.S. Ferguson, M.Senalp and A.F. Afifi, 1993; Al-Ramadan et al.2003; Al-Laboun et al., 2004), Nutaysh Üyesi’ninüst yarısını oluşturan istif, türbidit istifleri içine derinkazılmış buzul vadileri içinde buzul fasiyesleriolarak çökelmiştir Al-Laboun et al. (2014). Buyayının yazarının 2016 ve 2017 yıllarında Midyanbölgesinde yapmış olduğu çalışmalarda bu buzulçökellerinin Alt-Orta Miyosen zamanında SinaYarımadası’nın tektonik olaylarla aşırı yükselmesisonucu bu yüksek dağlık alanlarda oluşan Alp tipibuzullar tarafından çökeltilmiş olduğu tarzındayorumlamış olup bu görüş ilk defa buradatartışılacaktır.

Nutaysh Üyesi’nin alt yarısını oluşturan istif,sürekli olarak kıta yamacından açık denize doğruilerleyen, düşey ve yanal yönde istiflenmiş çoksayıdaki denizaltı yelpazeleri içinde çökelmiştir(Şekil 13). Yelpazeler içindeki klasik türbidit isti-flerinin tabaka kalınlıkları ve kumtaşlarının taneboyları istifin altından üstüne doğru dereceli olarakartar (Şekil 14a, b). Bu istifleri derince kesendenizaltı kanyonları içinde çökelmiş ve genelliklekumtaşından yapılmış istifler ise tabakakalınlıklarının ve kumtaşlarının tane boylarınındereceli olarak üste doğru inceldiği bir çökelmemodeli sunarlar (Şekil 15). Havzanın bazı böl-gelerinde Nutaysh Üyesi’nin en üst kısmı SubaytiÜyesi’nin çamurtaşları ile yanal geçişlidir vekumtaşları ile doldurulmuş kanallar şeyllertarafından kuşatılmıştır. (S. Ferguson and M.Senalp, 1993, Saudi Aramco report; Al Ramdan etal., 2013; Al-Laboun et al., 2014).

Nutaysh Üyesi’nin alt yarısını oluşturan derindeniz ortamında çökelmiş kalın ve masif şeylfasiyesi Musayr Formasyonu’nun karbonatları üz-

erine uyumlu olarak oturur ve havzanın belirgin birşekilde derinleşmesinin en belirgin bir gösterge-sidir. İstifin en tabanını oluşturan pelajik şeyllersiyah renkli olup organik madde yönündenzengindir. Bu durum çökelme hızının oldukçayavaş olduğuna işaret eder. Şeyl fasiyesinin enkalın istifi gri renkli olup miltaşı ve çok imcetabakalı, ince-çok ince taneli ve akıntı kırışıklarıiçeren kumtaşı seviyeleri ile ardalanmalıdır. Nu-taysh Üyesi’nin en alt kısmını oluşturan bu istifdenizaltı yelpazesinin en dış kısmında çökelenıraksak türbiditleri (distal turbidites) temsil eder(Şekil 13).

Iraksak türbidit istifi üste doğru dereceli olarakşeyl ve kumtaşlarının düzenli olarak ardalanmagösterdiği klasik bir türbidit istifine geçer.Kumtaşlarının tabaka kalınlığı ve tane boyu dere-celi olarak üste doğru artar. Kumtaşlarının tabanlarıkeskin fakat üst yüzeyleri dereceli olarak şeylleregeçer. En yaygın yapılar ince paralel tabakalanmave onun üstünde akıntı kırışıklarıdır. Oldukça kalınkumtaşı tabakalarının tabanında bulantıakıntılarının oluşturduğu taban yapıları oldukçayaygındır. Şeyllerin tabaka kalınlıkları ve istif için-deki miktarları istifin üstüne doğru belirgin birazalma gösterir. Bu düzenli kumtaşı ile şeylardalanmasından oluşan bu istif klasik bir türbiditistifi olup denizaltı yelpazelerinin orta ve üstkısımlarında çökelmiştir (Şekil 14a, b).

Türbidit istifinin en üst kısmı, deniz altı yel-pazelerin en ust kısmını oluşturan ve bu istiflerinçökelmesinden sorumlu olan denizaltı kanyonlarıtarafından kesilmiştir (Şekil 15). Bu kanyonlarıntabanı belirgin bir aşınma yüzeyini temsil eder.Kanyonu dolduran çökeller tümüyle orta-kalın

Şki 13. Nutaysh Üyesinin alt kısmı düşey veyanal yönde istiflenmiş ve açık denizşeylleri ile birbirinden ayrılmış deniz altıyelpazeleri içinde çökelmiş türbidit isti-flerinden oluşmuştur. Bu türbidit istifleriSüveyş Körfezi ve Midyan havzasıiçinde üretim yapılan petrol sistemlerininhem kaynak kaya ve hem de rezervuarkayasını oluşturur (M. Şenalp, Ocak,2016).


Şenalp

tabakalı, iri-çok iri taneli, çok iyi boylanmış vegevşek çimentolu kumtaşlarından yapılmıştır veçok iyi rezervuar özelliklerine sahiptir. Buradanalına el örneklerinin gözenekliliği 27% olarakölçülmüştür. Söz konusu olan bu denizaltıkanyonları genellikle batı-doğu gidişli olup, genişliği3 ile 5 km arasında değişir ve sismik kayıtlarda çokbelirgin olarak gözlemlenebilir. Kanyonları dolduranbu kumtaşları Midyan Havzası içindeki en önemlirezervuar fasiyesini oluşturur. Nutaysh Üyesi’nintürbidit istifi Çankırı-Çorum Havzası’nın Sungurluyöresinde çökelmiş Alt Eosen yaşlı Cevahir For-masyonu’na büyük bir benzerlik gösterir (Şenalp,1974, 1981).

Nutaysh Üyesi’nin çökelmesinin yaklaşık ortakısmında, Kızıl Deniz, Süveyş ve Akabe Körfez-leri’nin tektonik açılımlarının en etkin olduğu ErkenGeç Burdigaliyen (yaklaşık 19 MYÖ) zamanında(Hughes and Johnson, 2005), “orta-Burqan olayı”olarak adlandırılan önemli bir tektonik olay ortayaçıkmıştır. Dikey faylanma sonucu, özellikle SüveyşKörfezi’nin güneyindeki bir bölgede, SinaYarımadası’nın 4 km den daha fazla bir yükselimkazanmış olduğu rapor edilmiştir (Garfunkel and

Bartov, 1977). Sina Yarımadası’nın tektonik olay-larla aşırı yükselmesinin sonucunda dağ silsilesinindaimi kar sınırının üzerinde kalan büyük birbölümünde sirk adı verilen geniş çanak şeklindekiçukur alanlarda biriken karların sıkılaşması ile bir-likte Alp tipi buzullar gelişmiştir (Senalp, 2016, un-published report). Bu buzullar aynı zamanda “dağbuzulları” olarak da adlandırılır. Tektonik olaylarlayükselmiş bu bölgelerin şiddetli aşınmasındandolayı sedimanter örtü kayaları tümüyleaşındırılmış ve alttaki aşırı derecede faylanmış vekırılmış olan kristalin temel kayaçları yüzeyeçıkmıştır. Buradan aşındırılıp taşınan ve çok büyükblok boylarında olabilen çökeller genellikle yüksekyamaç eğimine sahip buzul vadileri tarafından bubölgenin bitişiğindeki Midyan Havzası içinetaşınmıştır.

Bu “orta-Burqan Olayı”nın sonucunda NutayshÜyesi’nin alt yarısını oluşturan türbidit istiflerinin üstkısımları buzul vadileri tarafından derincekesilmiştir (Şekil 16 ve 17). Hiç kuşkusuz çökelmesisteminde belirgin bir değişim gözlenmiş ve buaşınma yüzeyinin üzerinde kumtaşları ile birliktegranit, diyorit gibi temel kayaçlarının büyük boylar-daki blokları çökelmiştir (Şekil 16 ve 17). Çökelmesistemi üste doğru tabaka kalınlıklarının azaldığı,kumtaşlarının tane boylarının inceldiği bununla bir-likte şeyl fasiyesinin daha egemen olduğu bir özel-lik kazanır. Çok kötü boylanmış, cilalı ve çizikliyüzeyler içeren büyük magmatik, metamorfik veMusayr Formasyonu’nun aşınmasından türemişkireçtaşı bloklarının çökeldiği bu ortam tüm özellik-leri ile buzul ortamını temsil eder (Şekil 17).

Midyan havzası içinde buzul çökellerininbulunduğu ilk önce Al Laboun et al. (2013)tarafından doğru olarak rapor edilmiştir. Buaraştırmacıya göre moren fasiyesinde olan bubuzul malzemesi büyük bir olasılıkla Pleystosenzamanında ortaya çıkmış kıtasal buzullar olarakyorumlanmıştır. Yemen bölgesinde buna benzer

Şki 14a, b. Nutaysh Üyesinin (Burqan Fm.) altyarısını oluşturan, üste doğrukumtaşı/şeyl oranının arttığı,tabakaların kalınlaştığı,kumtaşlarının tane boylarının arttığıtürbidit istifi (M. Şenalp, Nisan,2016).

a

b

Şki 15. Deniz altı yelpazelerinin en üst kısmınıoluşturan deniz altı kanyonları türbidit is-tiflerini derince keserek kaynak kayafasiyesinin üzerine doğrudan oturur (M.Şenalp, Ocak, 2016).



buzul çökellerinin rapor edilmiş olması onlarıngeniş yayılımlı oldukları tarzında yorumlanmıştır.Buna karşılık bu yayının yazarının 2016 ve 2017yıllarında Midyan Havzasının tümünü kapsayansedimanter istifler üzerinde yapmış olduğu sedi-mantolojik çalışmalara dayanarak buzullaşmanınErken Burdigaliyen zamanında ortaya çıkmış Alptipi buzullar (dağ buzulu veya vadi buzulu olduğu)görüşünü ileri sürmüştür. Genişlikleri 2-3 kmarasında değişen ve genellikle batı-doğu yönündeuzanan U-şekilli buzul vadilerinin içinde çökelmişolan morenler türbidit istiflerini derince kesipaşındırırlar (Şekil 18). Vadilerin arazide ölçülenyönleri, bu vadilerin Sina Yarımadası’ndan geldiğinidoğrulamıştır.

Bölgede hüküm süren dondurucu iklimkoşullarına bağlı olarak, bu dağ buzullarındanaşındırılan buzul çökelleri yamaç aşağı inen vadileriçinde morenler olarak çökelmiştir (Şekil 19). Vadi-

lerin deniz seviyesine kadar ulaşması durumundakıta sahanlığından kayma, yıkılma ve bunlarınsonucunda ortaya çıkan bulantı akıntılarısayesinde buzul çökellerinin büyük bir kısmı derindeniz ortamına yeniden taşınmıştır. Denizelkumtaşları içinde deniz tabanına düşmüş büyükgranit blokları çok yaygın olarak görülür (Şekil20a,b). Midyan bölgesinde yapılan gözlemlermorenlerin çökelmesinden sorumlu buzul işlemleriile türbidit fasiyeslerinin çökelmesinden sorumluolan moloz ve bulantı akıntıları işlemleri arasındakesiksiz bir devamlılığın olabileceğini ortakoymuştur. Bu iki farklı çökelme fasiyesleri Midyanhavzası içinde yan yana ve birbirinden kesin olarakayrılmış vadiler içinde görülebilir. Bu özellikleri ne-deniyle Suudi Arabistan’ın kuzeybatısındakiMidyan Havzası tipik Alp tipi buzul vadilerininçökelttiği moren ve tillit fasiyesleri ile bulantıakıntılarının çökelttiği klasik türbidit kumtaşlarınınyakın ilişkisini görmek için klasik bir modeloluşturur. Buzul çökelleri bazı bölgelerde iklimintamamen ısınması sonucu oluşan kalın ve bol fosilliörtü karbonatları tarafından üstlenmiştir.

Şki 16. Nutaysh Üyesinin kalın türbidit istifleriSina Yarımadasının tektonik olaylarla 4km den fazla yükselmesi sonucu ortayaçıkan buzul vadileri tarafındankesilmiştir. Bu vadiler masif ve büyükgranit blokları içeren çökellerle (moren)doldurulmuştur (M. Şenalp, Ocak, 2016).

Şki 17. Nutaysh Üyesinin alt yarısını oluşturanklasik türbidit istifleri Sina Yarımadasınınyükselmesi sonucu ortaya çıkan buzulvadileri tarafından kesilmiştir (M. Şenalp,Nisan, 2017).

Şki 18. Türbidit istiflerini derince kesen buzulvadileri içinde çökelmiş morenler (M.Şenalp, Nisan, 2017).

Şki 19. Büyük boylardaki kristalin kayaç bloklarıbuzul vadileri tarafından taşınmış vekayma olaylarıyla havza içine taşınaraktürbidit istifleriyle birlikte çökelmiştir (M.Şenalp, Nisan, 2016).


Şenalp

Nutaysh Üyesinin alt kısmında çökelen kalıntürbiditleri Midyan havzası içinde hidrokarbonaramaları için hem kaynak kaya ve hem de rez-ervuar kaya yönlerinden çok önemli potansiyeloluşturdukları halde, buzullarla taşınıp çökeltilmişistiflerin hiçbir hidrokarbon potansiyeli yoktur. Je-ofizik yöntemlerle türbidit istifinin çökelmesinigerçekleştiren bulantı akıntılarını besleyen denizaltı kanyonlarını buzul vadilerinden ayırabilmekolasılığı yok denecek kadar azdır. Bu nedenle tür-bidit istiflerinin bulunduğu dar ve derin kanyonlarınve onların çökeltmiş olduğu deniz altı yel-pazelerinin yüzey dağılımlarının ayrıntılıharitalanması gerekir. Bu istifin tabanındaki koyugri renkli açık deniz şeylleri hidrokarbon için potan-siyel ana kaya oluştururlar. Klasik türbidit istiflerininüzerine gelen yakınsak türbidit fasiyesleri, yanal vedüşey olarak istiflenmiş denizaltı kanyonları için-deki orta-kaba taneli, iyi boylanmış gevşek çimen-tolu kumtaşları ise çok iyi rezervuar kayaözelliklerine sahiptir ve Midyan ile Süveyş Kör-fezinde petrol üretimi yapılan kuyuların en önemlirezervuarını oluşturur.

7.3.4.2. sbai ÜiBurqan Formasyonu’nun daha genç üyesini

oluşturan Subayti Üyesi, Nutaysh Üyesinin türbiditistifi veya buzul vadisi çökelleri üzerine uyumlu

olarak gelir. Bu yeni üye ilk defa S. Ferguson andM. Senalp (1993, Saudi Aramco Report) tarafındanMidyan kuzeybatısında yer alan Subayti bölgesin-den tanımlanmıştır. Subayti Üyesi Kızıl Deniz,Süveyş ve Akabe Körfezleri’nin tektonik açılımınınson aşamasını temsil eder ve bu istifin üzerineuyumlu olarak Magna Formasyonu’nun kalın evap-orit çökelleri gelir. Her iki sedimanter istif NutayshÜyesi’nin rezervuar kumtaşları üzerinde geçirimsizbir örtü kayası oluşturur. Subayti istifi içinde buzulişlemleri ile çökeltilmiş herhangi bir malzemeyerastlanılmamıştır. Bu durum buzul çökellerini içerendar ve derin vadilerin yalnızca Nutaysh Üyesinintabanını oluşturan türbidit istifleri içine kazılmışolduğunu hiçbir kuşkuya yer bırakmadan kanıtlar.Buzullaşma olayı Erken-Orta Miyosen zamanındaSina Yarımadası’nın tektonik olaylarla daimi buzulhattının çok üzerine yükseldiğini kanıtlar ve ayrıcabuzul tipi Alp tipi olarak yorumlanmıştır. Bu ne-denle, bu yayının yazarı ile Al-Laboun et al. (2014)rapor ettiği Pleystosen kıtasal buzullaşma arasındagörüş ayrılığı bulunmaktadır

Burqan Formasyonu’nun Subayti Üyesi ege-men olarak açık gri veya krem renkli masif şeyl,kalkerli çamurtaşı (marn), evaporitik çamurtaşı vebu fasiyeslerle ince ara tabakalı miltaşı vekumtaşından oluşmuştur (Şekil 21). Bu üye kıtasahanlığı üzerindeki sığ su ortamında çökelmiştir.Bu istifin kalınlığı yaklaşık 150 m olarakölçülmüştür, fakat havza içindeki doğrultu atımlı venormal faylanmalar istifin kalınlığını etkilemiştir.İnce kırıntılı kayaçlardan oluşan bu istif alttaki Nu-taysh Üyesi’nin türbidit fasiyesleri ile genetik ilişkiliolarak çökelmiştir. İstifin en üstünde SubaytiÜyesi’nin masif çamurtaşları ile türbidit kanallarıiçinde çökelmiş kumtaşları yanal geçişlidir.

Stratigrafik, sedimantolojik ve biyostratigrafikveriler Burqan Formasyonu’nun Nutaysh Üyesi

Şki 20a, b. Buzul vadilerinin taşıdığı büyük blok-lar havza içine taşınarak türbidit isti-fleri ile birlikte çökelmiştir (M. Şenalp,Ocak, 2016).2016).

a

b

Şki 21. Burqan Formasyonu’nun Subayti Üyesistratigrafik olarak açılım sırasındaçökelmiş ve Nutaysh Üyesini oluşturanderin deniz türbidit kumtaşları ile açılımsonrası çökelmiş Magna Formasyonu’nuoluşturan evaporitler (anhidrit) arasındayer alır (M. Şenalp, Nisan, 2017).



Süveyş Körfezinde ve Mısır’da Rudeis Formasınınaşağı kısımlarına karşılık geldiğini göstermiştir (Ab-dine, 1979). Buna karşın Subayti Üyesi KareemFormasyonu’na karşılık gelir. Burqan FormasyonuGüneydoğu Türkiye’nin Diyarbakır bölgesindemostra veren Lice Formasyonuna karşılık gelir.

7.3.5. maga aEvaporitlerin egemen olduğu Magna Formasy-

onu’nun en iyi mostraları Akabe Körfezikenarındaki Magna yerleşim merkezinde ve kör-feze paralel olarak uzanan karayolunun ikitarafında görülür. Bu formasyon ilk defa M. Şenalp(2016) tarafından bu bölgeden tanımlanmıştır.Magna Formasyonu Midyan bölgesindeki istifin enüst birimini temsil eder ve Burqan Fornasyonu’nunAkabe Körfezi’nin açılımın sona ermesinden sonraçökelmiştir. Geniş yayılımlı bu jips ve anhidrit çökel-leri havzanın merkezi kısımlarında geniş yayılımgösterir (Şekil 22). İstifin en açık sergilendiği ve tipkesitin ölçüldüğü yer Magma kasabasınınyakınında üzerinde uydu kulesinin bulunduğu te-pedir. S. Ferguson and M. Senalp (1993, SaudiAramco Unpublished Report) yaptıkları sediman-tolojik çalışmaların sonunda Magna evaporitlerininsınırlı, dar ve tecrit edilmiş evaporitik havzalardaçökeldiğini rapor etmişlerdir. Jips ve anhidrit isti-flerinde plastik-diyapirik hareketler sonucu ortayaçıkan açık kıvrımlanma yapıları ve bu olaylarla bir-likte yamaç aşağı gelişen büyük-ölçekli kayma veyıkılmalar bölgenin çoğu yerinde görülebilir. Buolaylar Burqan Formasyonu’nun Subayti Üyesi ileolan sınırını gizler ve kesit ölçülmesini güçleştirir.

Motti et al. (1982) Magna Formasyonu’nunkalınlığını yaklaşık 150 m olarak tahmin etmiştir.Buna karşılık Dullo et al. (1983) formasyonunkalınlığını en az 300 m olarak rapor etmiştir. Al-Ra-

madan et al. (2013 ) ve S. Ferguson and M. Senalp(1993, Saudi Aramco Unpublished Report) Magnayerleşim alanında ölçmüş oldukları kesitte bu for-masyonun kalınlığını 245 m olarak tespitetmişlerdir. Evaporit istiflerinin masif özellikteolması kesit ölçümünde en önemli bir sorundur.Bazı tekrarlanan çamurtaşı-anhidrit istifleri henüztam katılaşmamış çamurtaşlarında ortaya çıkançekim kaymalarının sonucudur. Buna ek olarakMagna Formasyonu ile onun üzerine önemli biruyumsuzluk yüzeyi ile oturan Lisan Formasyonuarasındaki düzensiz dokanak farklı kalınlık ölçüm-lerinin nedenidir.

Magna Formasyonu’nun yüzeydeki tipik kesitiiçinde fosil izine rastlanılmamıştır. Midyan havzası,Kızıl Deniz ve Süveyş Körfezi içinde açılan kuyu-lardan elde edilen örneklerde Magna Formasyonuile aynı zamanda çökeldiği düşünülen Jabal KibritFormasyonu içinde planktonik foraminiferler vedaha başka mikrofosiller bulunmuştur. Bunlarınarasında yaygın olan Orbulina suturalis ve Orbulinabilobata fosilleri bu formasyonun yaşını Erken OrtaMiyosen (Langiyen, yaklaşık 16 MYÖ) olarakbelirlemiştir.

7.4. süvş Köfzi v mida Havza’Hidkab aii

Kızıl Deniz, Süveyş ve Akabe Körfezlerininaçılımlarının her üç devresinde MidyanHavzasında çökelen istiflerin hidrokarbon potan-siyeli yüksektir (Şekil 23 ve 24). Bunun başlıca ne-denleri (1) tektonik açılım sırasında hem açık denizve hem de karasal ve playa ortamlarında kaynakkaya oluşumları için gerekli koşullar gelişmiştir. (2)nispeten yüksek jeotermal sıcaklıklar organik mad-denin hidrokarbon oluşturacak kaynak kayayadönüştürmüştür. (3) daha sonra havza içindeoluşan blok faylanmalar sonucu yükselen alanlardakristalin temel üzerinde gözenekli kireçtaşı resiflerive dolomitleşmiş kireçtaşları çökelmiştir. Aynı za-manda havzaya bitişik ve açılımın zirveye çıktığıdevrede aşırı yükselmiş Sina Yarımadası’ndakiNeoproterozoyik kristalin temelden aşınıp gelenfarklı tane boylarındaki kırıntılı kayaçlar derin denizortamında kalın istifler olarak çökelmiştir. Bu istifiçindeki açık deniz şeylleri çok yüksek kaynak kayapotansiyeline sahiptir. İstiflerin üzerindeki sığ suortamlarında çökelmiş kumtaşlarının çok iyi rez-ervuar kayası oluşturdukları kanıtlanmıştır. (4) Bubirimlerin rotasyonal olarak faylanmaları yapısal faykapanları oluşturmuştur. Bu kapanlar daha sonrahavzanın termal çökmesi sonucu açık denizşeyleri, marnları veya evaporitlerle örtülmüştür. (5)Süveyş ve Akabe Körfezleri içindeki tüm faylar nor-mal faylardır. Çoğu petrol sahalarında petrolünkapanlanmasını gerçekleştiren yapılar başlıcahorstlar ve yana yatmış fay bloklarıdır. Tektonikolarak yükselmiş alanların arasında kalan graben-ler içinde kalın ve oldukça derin su ortamında kay-nak kaya oluşturma potansiyeli yüksek şeyller ve

Şki 22. Midyan havzası içinde açılım sonrasıçökelmiş olan Magna Formasyonu’nunevaporitleri havza içinde geniş yayılımgösteriri. Önemli kalınlıklara ulaşan buistif Nutaysh Üyesinin rezervuarkumtaşları üzerinde çok önemli bir örtükaya oluşturur (M. Şenalp, Nisan,2017).


Şenalp

marnlar çökelmiştir. Bu alanlar çökeller içindeki or-ganik maddenin olgunlaşıp hidrokarbonoluşturabilecek gerekli jeotermal sıcaklığa sahiptir.(6) Tektonik açılımın ilk ve son aşamalarında rez-ervuar kayalarının hemen üzerinde çökelmişMiyosen yaşlı evaporitler çok iyi örtü kayasıoluştururlar.

7.4.1. Kaak Kaa aiiSüveyş Körfezinde ve Midyan havzasında,

hidrokarbon için kaynak kaya potansiyeline sahipkayaçlar onların toplam organik karbon (TOC)değerlerinin ölçülmesiyle anlaşılmıştır. İstif içindeen önemli formasyonlar açılımın en etkin olduğudevirde çökelmiş alt Miyosen yaşlı Rudeis (SüveyşKörfezi) ve Burqan Formasyonu (Midyan havzası),ve orta Miyosen yaşlı Kareem Formasyonudur.Rudeis ve Burqan formasyonlarının tabanındakiderin deniz ortamında çökelmiş kalın şeyl ve marnlışeyl seviyelerden alınan örneklerin toplam organikmadde değerleri ortalama 2.5% olarak ölçülmüştür.Bu her iki formasyon bu bölgelerde genişyayılımlıdır ve en önemli kaynak kaya fasiyesinioluştururlar (Şekil 23, 24, 25 ve 26). Rudeis For-masyonu içindeki önemli kaynak kaya fasiyesi hempetrol ve hem de petrol ve gaz oluşumu için uygun-dur. Kareem Formasyonundan alınan örneklerdebu değer daha düşük olup 1.3 ile 1.5% arasındadeğişir (Barakat, 1982). Bu formasyon içindekifarklı litofasiyesler petrol, petrol ve gaz veya gazüretimi için uygundur. Kareem Formasyonu daSüveyş Körfezi içinde geniş alanlarda yayılım gös-terir fakat daha önceki formasyonlara kıyasla dahaaz önemlidir (Barakat, 1982; Alsharhan and Salah,1994, 1995: Alsharhan, 2013).

7.4.2. rzva Kaa aiiSüveyş Körfezi ve Midyan havzası özellikle,

açılım öncesi ve açılım sırasında ortaya çıkmış

karasal ve denizel ortamlar içinde çökelmiş farklıözelliklere sahip kumtaşı ve kireçtaşı fasiyesleriiçinde çok sayıda petrol ve gaz rezervuar içermesiyönünden ilginç bölgelerdir. Midyan havzası içindeaçılım sonrası çökelmiş rezervuar kayaçları yoktur.Bu bölgelerdeki her bir üretim sahası stratigrafilerive sedimantolojileri farklı çok verimli rezervuarlariçerir (Şekil 24 ve 26). Bu rezervuarlar: (1) açılım-öncesi oluşan rezervuarlar; (2) açılım-sırasındaoluşan rezervuarlar ve (3) açılım-sonrası oluşanrezervuarlar olarak üç ana gruba sınıflandırılmıştır(Khalil and Meshref, 1988; Alsharhan and Salah,1994, 1995; Alsharhan, 2013).

7.4.2.1. Aç-Öci oşa rzvaaBu gruba giren rezervuarlar: (1) kırılmış ve

bozuşmuş kristalin temel; (2) Nubiyan Kumtaşı(Kambriyen-Erken Kretase); (3) Nezazat Group; (4)Thebes Formasyonunu içerir.

Kırılmış ve bozuşmuş kristalin temel: Kırılmış,parçalanmış kristalin temel kayaçları içindeki ilkpetrol keşfi 1981 yılında yapılmıştır. Bu yıllardatemel kayaçları Süveyş Körfezi içinde sıkrastlanılan ve yaygın bir rezervuar türüydü vetoplam petrol ve gaz üretiminin yaklaşık 3.2% birbölümünü oluşturdu. Temel kayaçlarınıngözenekliği 1% ve 15% arasında değişir. Geçir-imlilikleri ise yaklaşık 10 ve 300 md arasındadeğişir. Üretim yapılan rezervuarın kalınlığı 10 ve300 m arasında değişir (Salah and Alsharhan,1998). Temeli oluşturan kayaç türü granitik (kuvars-diyorit, granodiyorit, syenogranit, alkali granitler, veandezit porfiri) grubundandır ve mafik ve asidikdayklarla kesilmiştir. Prekambriyen temelin rez-ervuar özellikleri başlıca kırılmalara, diyajenetikişlemlere, daykların ve bireşleşmiş zonlarındoğrultu ve eğimlerine bağlıdır. Bu nedenlerezervuarın en üst kesiti gerilim nedeniyle kırıklarınaçılıp genişlemesi, kırıklar arasında düşeybağlantılar kurulması, diyajenetik işlemlerinin çokdaha etkili olması ve bozuşma gibi nedenlerle dahaiyi kalitededir.

nbia Kaş (Kabi-ek K-a): Süveyş Körfezi içindeki Paleozoyikkumtaşları çok iyi olgunlaşmış, iyi boylanmışkumtaşlarından yapılmış olup kalınlığı 465 metreyeulaşan Nubiyan kumtaşı formasyonu içindekiaçılım öncesi önemli rezervuarları oluşturur (Şekil24). Bu istif Süveyş Körfezi’nin kuzey bölgesindeyer alır fakat güneye doğru dereceli olarak incelirve körfezin güneyinde açılan çok sayıdaki aramakuyularında rastlanılmamıştır. Rezervuarın üretimyapılan net kalınlığı 30 ve 305 m arasında, ve rez-ervuar içindeki petrolün üretim faktörü 15 ve 60%arasında değişir. Bu kumtaşlarının gözenekliliği 13ve 29% arasında, geçirimliliği 70 ve 400 mdarasında değişir. Nubiyan kumtaşının rezervuar is-tifi dört farklı formasyon (Araba, Naqus, Qiseib veMalha) içerir. Rezervuarın kalitesi şeyl miktarına,diyajenetik işlemlere (örneğin sekonder silika er-

Şki 23. Midyan havzası içinde açılım sırasındaçökelmiş olan en önemli kaynak kayafasiyesi Musayr Formasyonu üzerinetransgresif olarak gelen deniz altı yel-pazelerinin açık deniz ortamındaçökeltmiş oldukları şeyl ve marnfasiyesleridir (M. Şenalp, Ocak, 2016).



Şki 24. Süveyş Körfezi içindeki istiflerin litostratigrafisi ve hidrokarbon dağılımı (Alsharhan andSalah, 1995).


Şenalp

imesi ve çökelmesi), ve gömülme derinliyinebağlıdır. Çok iyi-boylanmış kuvars arenitbileşimindeki Nubiyan kumtaşından çok sayıdakisahalardan petrol üretimi yapılmaktadır. Bu petrolüretimi Süveyş Körfezindeki tüm üretimininyaklaşık 17% bir bölümünü oluşturur.

7.4.2.2. Aç-sada oşa rzva-a

Süveyş ve Akabe Körfezleri ile Midyan havzasıiçinde açılımın ilk aşamasında oldukça dar vederinliği az olan graben havzalarında karasalkumtaşları ve evaporitler çökelmiştir. Açılımın iler-lemesiyle birlikte Yeni Tetis okyanusu havza içinegirerek sığ deniz kireçtaşlarının çökelmesigerçekleşmiştir. Tektonik açılımının en etkin olduğuBurdigaliyen (yaklaşık 19 MYÖ) zamanında Mısırve Süveyş Körfezinde Rudeis Formasyonu veMidyan havzası içinde Burqan Formasyonuçökelmiştir (Şekil 23 ve 24). Bu aynı yaştaki iki for-masyon, derin havzalarda çökelmiş olup açılımöncesi formasyonlara kıyasla çok daha önemlihidrokarbon potansiyeline sahiptirler. ÖzellikleRudeis Formasyonu Süveyş Körfezi içinde çok iyikorunmuş ve çok daha geniş yayılımlıdır ve çoksayıdaki farklı kumtaşı çökelme fasiyeslerindenhidrokarbon üretimi yapılmaktadır.

Bu gruba giren rezervuarlar Erken Miyosenzamanında çekelmiş kumtaşı, resifal kireçtaşları,dolomitleşmiş resifal kireçtaşları ve dolomitikkireçtaşları içinde gelişmiştir. Özellikle karasal or-tamda alüvyon yelpazesi olarak ve derin denizortamında türbidit istifleri olarak çökelmişkumtaşları en önemli petrol rezervuarları oluşturur.

Resifal kireçtaşları ve resifal kireçtaşları SüveyşKörfezi’nin kıyıları boyunca ve Midyan havzasıiçinde dönmüş, yana yatmış ve yükselmiş horstbloklarının üzerinde gelişmiştir. Bu aktif faylanmasonucu önemli bir topografik röliyef ortaya çıkmıştır.Bu yüksek topografya Orta Miyosen zamanındagelişen Yeni Tetis transgresyonu altında gömülmüşve yerel yükselim alanlarında resiflerin gelişmesineolanak sağlamıştır (Coffield and Smale, 1987;Smale et al., 1988; S. Ferguson and M. Senalp,1993, Saudi Aramco report).

nkh (shaik) a: Nukhulkumtaşı, Midyan havzasındaki Sharik Formasyonuile aynı yaşta olup Süveyş ve Akabe Körfezleri’ninaçılımlarının en erken aşamasında ve benzerçökelmişlerdir. Bu formasyonların kalınlığı alttakitemelin çok engebeli olamsı nedeniyle bölgedenbölgeye değişir. Kurak ve sıcak iklim koşullarıaltında alüvyon yelpazeleri içinde çökelmiş olan buformasyonun örgülü nehir kumtaşları çok iyiboylanmış, gözenekli ve gevşek çimentolu olupMidyan bölgesinin en verimli akiferini oluşturur(Şekil 27 a, b). Bu nedenle Sharik Formasyonu’nunpetrol ve gaz için önemli bir rezervuar olduğuhakkında hiç kuşku bırakmaz. Bu formasyon üzer-ine çökelmiş kalın playa anhidritleri bukumtaşlarının hidrokarbon potansiyeliniartırmaktadır. Nukul Formasyonu Süveyş Körfez-i’nin her iki kıyısına doğru incelir. En kalın olduğuyer körfezin orta kısmıdır. Buna karşılık havza için-deki tektonik olarak yükselmiş olan yerel alanlardatümüyle aşındırılmıştır. Bu kumtaşlarınıngözenekliliği 17 ve 25% arasında değişir ve üretimpotansiyelinin yaklaşık 11.5% bir kısmını oluştururve körfez içindeki çok sayıdaki sahalardan petrolüretimi yapılmaktadır.

nk Kabaa (ma a):Nukhul Formasyonu içinde tanımlanmış Nukhulkarbonatları Midyan Havzasında Yeni TetisOkyanusu’nun transgresyonu tarafındançökeltilmiş resifal kireçtaşları, resifal dolomitikkireçtaşları ve kireçtaşlarından yapılmış MusayrFormasyonuna karşılık gelir (Şekil 28). Nukhul re-sifal karbonatlarının ortalama gözenekliliği 16%olup Süveyş Körfezi’nin içindeki üretimsahalarındaki kalınlığı 20 m ile 60 m arasındadeğişir. Tektonik açılımın en etkin olduğu zamandaMusayr Frmasyonu’nun karbonatları bazı bölgel-erde alttaki Neoproterozoyik temel ile birlikte yük-selip aşınmış ve alınan bloklar Burqan Formasyonuiçine taşınmışlardır. Bu nedenle karbonatlaraşınmadan etkilenmediği bölgeler araştırılmalıdır.

rdi (Bqa) a: Süveyş Kör-fezi içindeki Rudeis Formasyonu Midyanhavzasında tanımlanan ve ayrıntılı olarak çalışılmışBurqan Formasyonuna karşılık gelir. Rudeisrezervuarı Süveyş Körfezi içinde iyi korunmuş olupgeniş alanlar kaplar ve körfez içindeki üretim potan-siyelinin yaklaşık 20% sini temsil eder ve çoksayıdaki sahadan petrol üretimi ve daha az

Şki 25. Midyan havzası içinde Kızıl Deniz,Süveyş ve Akabe Körfezleri’ninaçılımlarının en etkin olduğu süredeMidyan havzasının derin deniz ortamıiçinde çökelmiş kalın türbidit istifleri çokönemli petrol sistemleri oluşturur. İstifintabanındaki açık deniz ortamındaçökelmiş olan şeyl ve marnlar ana kayafasiyesi ve onların üstüne gelenkumtaşları ise önemli rezervuarfasiyesi oluştururlar (M. Şenalp, Nisan,2017).



sayıdaki sahadan gaz üretimi yapılmaktadır. Üretimyapılan rezervuarın net kalınlığı körfezin güneyinde15 ve 30 m arasında değişir. Buna karşılıkrezervuarın körfezin kuzeyindeki kalınlığı 20 ve 75m arasında değişir. Kumtaşlarının gözenekliliği 13ve 26% arasında değişir, geçirimliliği ise 10 ile 1000md arasındadır. Rudeis karbonatlarınıngözenekliliği ortalama 16% olarak belirlenmiş olupresifal özellikteki bu Alt Miyosen yaşlı bu karbonat-lar sığ su altına gömülmüş topografik yükselimalanları üzerinde çökelmiştir. Midyan havzasındaçökelmiş kalın ve kumtaşı yönünden egemen olanBurqan Formasyonu’nun türbidit istiflerinin rez-ervuar potansiyeli çok yüksektir.

Kıta sahanlığı üzerindeki deniz altı kanyonlarıiçinde çökelmiş olan kalın ve gözenekli kumtaşlarıbaşlıca rezervuar fasiyesini oluştururlar. Kaynakalanının periyodik olarak yükselmesi sonucu buderin kanyonlar kaynak kaya potansiyeli yüksekolan derin deniz şeyleri içine kadar ilerlemişlerdir(Şekil 29 a, b).

Ka a: Rudeis Formasyonu üz-erine açısal bir diskordansla oturan Orta Miyosenyaşlı Kareem Formasyonu’nun kumtaşları SüveyşKörfezi içinde en önemli rezervuar fasiyeslerini

oluşturur ve körfez içindeki çok sayıdaki sahadanpetrol üretimi yapılmaktadır veya petrol olduğutespit edilmiştir. Havza içerisinde mevcut olan onpotansiyel rezervuarın neredeyse 23% lük önemlibir bölümü Kareem Formasyonu’nunkumtaşlarından üretilmektedir. Üretim yapılanrezervuarın net kalınlığı 10 ve 200 m arasındadeğişir. Kumtaşlarının gözenekliliği 7 ile 33%arasında, geçirimliliği ise 20 ile 730 md arasındadeğişir. Kumtaşlarının rezervuar kaliteleri şeylkapsamıyla, diyajenetik işlemlerin önemi (örneğinsilisin erimesi ve yeniden çimento olarakçökelmesi), gömülme derinliyi gibi faktörlerleilişkilidir. Bu çok verimli olan kumtaşları SüveyşKörfezinin farklı bölgelerinde üç ayrı ve genişyayılımlı alüvyon yelpazeleri içinde çökelmiştir. Böl-genin kuzeyindeki alüvyon yelpazesi içindekikumtaşlarının ortalama gözenekliliği 14%, doğubölgesinde 25% ve güneydeki alüvyon yel-pazesinin ortalama gözenekliliği 20% olarak tespitedilmiştir (Alsharhan, 2013).

Bai a: Belayim kumtaşırezervuarı Süveyş Körfezi içinde üretilen petrolünyaklaşık 10.5% gibi önemli bir kısmını oluşturur.Alüvyon yelpazesi ortamında çökelmiş bu

Şki 26. Süveyş Körfezi içindeki önemli petrol sahaları (Khalil and Meshref, 1988).


Şenalp

kumtaşlarının iki ayrı bileşeni körfezin doğu ve batıbölgelerinde bulunur. Bu bölgeler Belayim kumtaşırezervasyonların başlıca kırıntılı kaynak kaya böl-gelerini oluşturdu. Bu rezervuar kumtaşlarınınkalınlığı 8 ile 35 m arasında, gözenekliliği 13 ile

16% arasındadır. Belayim karbonatları Süveyş Kör-fezinde Belayim kumtaşlarından daha önemlidir.Bu karbonatlar Süveyş Körfezi içinde BelayimKumtaşlarından daha önemlidir. Belayimkarbonatları faylarla yükselmiş alanlar üzerinde re-sifler olarak çökelmiştir. Bu resifal kireçtaşları için-deki üretim yapılan rezervuarın kalınlığı 9 m ile 12m arasında, gözenekliliği 10 ve 19% arasındadeğişir.

i ad sh haib aa: ÜstMiyosen yaşlı Zeit ve South Gharib formasyonlarancak çok yerel alanlarda petrol üretimi için uygunrezervuar özellikleri oluşturur. Bu rezervuarınkalınlığı genellikle 15 m den daha azdır vegözenekliği ortalama 18% olarak tespit edilmiştir.

7.4.2.3. Aç-sa oşa rzvaaSüveyş Körfezi içinde körfezin açılım-sonrası

aşamasında çökelmiş olan Kuvaterner kumtaşlarıbu grubun içindedir. Perol içeren bu kumtaşları sığsu derinliğinde (yaklaşık 1000 m) ve yalnızca AbuDurba sahasında bulunmuştur. Kumtaşları içindekiüretim yapılan seviyenin kalınlığı 15 m olup

Şki 27a, b. Midyan havzası içinde tektonikaçılımın en eken aşamasındaalüvyon yelpazesi içinde çökelenörgülü ve menderesli nehirlerinkumtaşları çok önemli rezervuarfasiyeslerini oluşturur (M. Şenalp,Nisan, 2017).

a

b

Şki 28. Al Bad’ evaporitleri üzerine transgresifolarak gelen Musayr Formasyonu’nunkarbonatları Midyan havzasının bazıbölgelerinde önemli rezervuar kayapotansiyeli oluşturur (M. Şenalp, Ocak,2016).

Şki 29a, b. Midyan havzası içinde çökelmiş olankalın türbidit istifleri bu havza içindepetrol sistemlerinin gelişmesi yönün-den çok önemlidir. İstifin tabanındakiderin deniz şeylleri önemli bir kaynakkaya oluştururlar. İstifin üstkısımlarında ve kanyonlar içindeçökelmiş kumtaşları rezervuar kayaözelliklerine sahiptir (M. Şenalp,2016).

a

b



gözeneklilik 16 ve 33% arasında, geçirimlilik 20 ile730 md arasında değişir. Kumtaşlarının rezervuarkaliteleri şeyl kapsamıyla, diyajenetik işlemlerinönemi (örneğin silisin erimesi ve yeniden çimentoolarak çökelmesi). Kuvaterner yaşlı kırıntılıkayaçların büyük bir kısmı Süveyş Körfezinin yantaraflarındaki Prekambriyen temelin aşınmasındantüremiştir. Bunun yanı sıra Kuvaterner havzalarıiçindeki horst bloklarının aşınması sonucu oluşankumlar da çökelmeye katkıda bulunmuşlardır.Bununla birlikte, bazı horst yükselim alanları rez-ervuar kumtaşlarının çökeldiği alüvyon yel-pazelerinin havza içlerine doğru ilerlemesiniengellemiştir. Çoğu kum kütleleri bu yüksek alan-lara bitişik olarak çökelmiştir ve bazı durumlardayüksek alanların üzerini aşar.

7.4.3. Öü Kaa aiiRezervuar fasiyesleri üzerinde örtü tabakası

oluşturacak seviyeler (örneğin, şeyller, evaporitlerve çık sıkı ve gözeneksiz kireçtaşları) Süveyş Köt-fezinin stratigrafik istifinin tümü boyunca çok bololarak bulunur. Süveyş Körfezi içindeki Miyosenevaporitlerinin kalınlığı 3 km den fazla olabilir veyanal olarak paleo-yükselimlerden sırasıyla dolomi-tik ve jipsli marnlardan sığ deniz karbonatlarınageçer (Heybroek, 1965). Hiç kuşkusuz evaporitler,petrolün toplanıp tutulması ve gerekli şekildekorunması için en temel bir element oluştururlar.Evaporitler, sığ-deniz kireçtaşı rezervuarları üz-erinde mükemmel geçirimsiz bir örtü kayaoluştururlar (Şekil 30). Bu kalın evaporit istifleriaçılımın son aşamasındaki olaylarla ilişkili olarakçökelmiştir. Bununla beraber, açılım-sırasındaçökelmiş olan Miyosen evaporitleri Süveyş Körfeziiçindeki tüm petrol rezervasyonları üzerinde entemel ve etkin örtü kayası oluşturur (Şekil 30).

7.4.4. Hidkab Kapaaa (süvşKöfzi)

Süveyş Körfezi içinde hidrokarbonlarınkapanlanması için birçok mekanizma etkili olmuşve üretim yapılan sahalarda ayrıntılı olarak çalışılıp

Meshref et al. (1988), Tewfik (1988), Zahran andMeshref (1988), El Ayouty (1990), Rashed (1990),Saoudy (1990), Hammouda (1992), Alsharhan andSalah (1994, 1995), ve Salah and Alsharhan(1998) tarafından kaydedilmiştir. Bu mekaniz-malar: (1) yapısal, (2) stratigrafik ve (3) bileşik ka-panlar olmak üzere üç ana grup altındatoplanmıştır. Süveyş Körfezi içindeki en önemlikapan tipleri, dönmüş ve yana yatmış faylanmalarve bununla ilişkili olarak gelişen uyumsuzluklardır(Şekil 31). Bu tip kapanlara ilave olarak stratigrafikve bileşik kapanlar vardır. Uyumsuzluk (Unconfor-mity) kapanları horst bloklarının üzerindekiformasyonların aşınması ve bu yüzeylerin üzerindeşapka gibi çökelen Miyosen resifleri içinde mey-dana gelmiştir. Gömülmüş horst blokları üzerindedaha sonra çökelen Miyosen sedimanter istifler alt-taki topografya uygun çökelirler ve tektonik kökenliolmayan antiklinal yapıları (drape anticlines)oluştururlar ve bu istifler içinde rezervuarlar gelişir.Horst bloklarını kesen daha küçük ölçekteki faylarpetrol birikimi için kapanlar oluştururlar (Clifford,1987).

yapa Kapaa: Süveyş Körfezi içindekipetrol birikimlerinin önemli bir bölümü yapısal ka-panlar içinde gelişmiştir. Hem açılım-öncesi ve hemde açılım-sırasında çökelmiş rezervuarlar, faylarla-ilişkili kapanlardan petrol üretimi yaparlar. Bu türfay kapanlarındaki rezervuarlar yanal ve düşeyyönde aşağı-düşmüş fay blokları üzerinde çökelmişşeyllerle sarılıp kuşatılmıştır. Bu tip kapanlardakihidrokarbonlar ya çekim fayları karşındaki açılım-öncesi rezervuarlardan veya alttaki daha yaşlıaçılım-öncesi veya açılım-sırası oluşan kaynaklar-dan yapılmaktadır. Çok sayıdaki sahalarda(örneğin Belayim sahaları) yükselmiş fay-bloklarınıperde gibi örten açılım-sırası formasyonların farklısıkılaşmaları sonucu asimetrik antiklinallergelişmiştir (Şekil 31). Bu kapan düşey yönde for-masyon içi çamurtaşları veya Miyosen evaporit-leriyle örtülüp sıkıca mühürlenmiştir. Bu sistemleilgili fakat ikinci derecede önemdeki kapanlar ikigraben arasında veya iki horst yapıları arasındadüz olarak uzanan yapılarda, örneğin South Ra-madan sahasında meydana gelir.

saigafik Kapaa: Stratigrafik kapanlar,özellikle son yıllarda Süveyş Körfezi içindehidrokarbon aramaları için çok önemli bir hedefoldu ve bu tür kapanların bulunuşu Res El Baharkeşfi sonucu güvenilir bir şekilde kanıtlanmıştır. Bukuyuda Miyosen yaşlı gözenekli ve kama şekilli-karbonat kayaçları düşey ve yatay yönlerdenfasiyes değişimleri geçirerek sert ve gözeneksizkarbonat kayaçlarına geçer. Belayim Landsahasında, gözenekli Miyosen kumtaşları mercek-ler şeklinde mevcut olup bu kumtaşları düşey veyanal yönde evaporitlere geçerler.

Başka bir stratigrafik kapan tipi Ras Gharibsahasının batı kanadındaki Miyosen yaşlı resifkireçtaşları içinde bulunur. Gemsa sahasında,

Şki 30. Magna Formasyonu’nun kalın evaporitleriönemli bir örtü kayası fasiyesi oluşturur(M. Şenalp, Ocak, 2006).


Şenalp

kristalin temelin oluşturduğu horst Miyosen ve dahagenç birimlerle örtülmüştür. Miyosenin alt kısmındaiçerisinde petrolün toplandığı resifal kireçtaşlarıgelişmiştir. Bu resifal kireçtaşları fosilli, organikmadde yönünden zengin şeyller tarafından çevrilipkuşatılmıştır. Söz konusu olan şeyller aynı za-manda temel kayaçların oluşturduğu hortları daçevreler. Bazı yapıların kanatlarında Kareem veRudeis formasyonları içindeki kumtaşları eğimyukarı dereceli olarak incelerek sonlanır.Kumtaşların bu incelip sonlanmaları düzensizörnekler sunar, kalınlıktaki ve yanal fasiyeslerdekibu hızlı değişimler iyi stratigrafik kapanlar oluşturur.Shoab Ali, Zeit Bay ve Hurghada sahalarındakibazı kristalin kayaçlardan yapılmış bloklarınkırılmış ve parçalanmış zirveleri petrol birikimleri ih-tiva eder.

Bişik Kapaa: Bu tür kapanların tanınmasıçok güç olmakla beraber, özellikle Süveyş Kör-fezindeki sahalarda iki örnek kanıtlanmıştır. Birinciörnekte hem kaynak kayası ve hem de rezervuarkayası özelliklerine sahip Eosen kireçtaşı oldukçadik eğimli faylanmaya bağlı olarak gelişmiş veaçılım-sırası çökelen çamurtaşları tarafındanmühürlenmiştir. Bu sahalarda bazı sentetik faylarmühürleyici faylar olarak görev yapar.

Bileşik kapanlara ikinci örnek ise çok dahaçarpıcı ve daha kolay anlaşılır durumdadır. Buörnekte iyi rezervuar özelliklerine sahip resifalkireçtaşları fay-kontrollu yüksek alanlarda (genel-likle horst) çökelmişler ve üzerinde çökelenMiyosen evaporitleri tarafından örtülerekmühürlenmişledir. Burada biriken hidrokarbonunkaynağı açılım-öncesi çökelmiş kaynak kayası olup

burada oluşan hidrokarbon uzun bir göçmemesafesi kat etmiştir (Alsharhan, 2013). Üst üsteyığışarak oldukça kalın fasiyesler oluşturan resifalkireçtaşları dolomitleşme ve kırılma olayları ne-deniyle çok iyi petrofizik özellikler kazanmışlardır.Özellikle karbonat kayaçlarının kırıklı özelliklerionların gözenekliliğini ve özellikle de geçirimliliğinison derece artırır ve petrolün üretimine büyük katkısağlar.

7.4.5. mida yaada’ Hidkabaii

Midyan Yarımadası ve ona çok yakın olan KızılDenizi hidrokarbon yönünden çok büyük bir potan-siyel oluşturur. 1967 ile 1976 yılları arasında SuudiArabistan’ın Kızıl Deniz bölgesinde uluslararasıpetrol şirketleri tarafından yalnızca 10 adet derinarama kuyusu açılmıştır. Oldukça uzun bir süredevam eden jeolojik ve jeofizik çalışmalarda sonra,1982 ile 1986 yılları arasında Kızıl Denizi’nin doğukıyısında bulunan Yanbu bölgesinde stratigrafik is-tifin ortaya çıkarılması amacına yönelik olarak altısığ sondaj kuyusu açılmıştır. Bunu takip eden de-vrede, ülkenin ulusal petrol şirketi olan SuudiAramco Kızıl Deniz araştırmaları için çok yoğun birprogram hazırlayıp uygulamaya koymuştur. Buçerçevede ilk aşamada 1992 ile 1994 yıllarıarasında 14 arama kuyusu açmış ve bunu 1998yılında açılan dört adet sondaj kuyusu takip etmiştir(Hughes and Johnson, 2005).

Suudi Aramco Petrol Şirketi’nin arama programıçerçevesi içinde ayrıntılı saha çalışmaları tüm isti-flerin iyi korunduğu, mostraların çok iyi göründüğüve çalışma koşullarının olanak sağladığı Midyan

Şki 31. Süveyş Körfezi içindeki tipik petrol sahalarının oluşumu ve farklı kapan tipleri (O’Connor andKanes, 1984).



kıyı şeridine yoğunlaşmıştır. Bu çalışmalar SuudiAramco şirketinin kendi jeolog ve jeofizikçileri ileDhahran’da bulunan ve çok donanımlı laboratuarolanaklarına sahip King Fahad University of Petro-leum and Minerals’ın öğretim üyeleri ile müşterekyürütülmüştür. Çalışmalara ilk planda Musayir For-masyonu’nun karbonat istifleri ile aynı yaşta olanve aynı fasiyes özelliklerine sahip, Kızıl Deniziçinde önemli bir petrol rezervuarı oluşturan WadiWaqb Formasyonu’nun stratigrafisi, sedimantolojisive rezervuar özelliklerini ayrıntılı bir şekilde ortayakoymak amacına yöneliktir.

Wadi Waqb Üyesi (Hughes and Johnson. 2005)Erken-Orta Miyosen yaşlı olup Magna Grubu’nunKibrit Formasyonu’nun bir üyesidir ve Midyan böl-gesinde önemli miktarlarda hidrokarbon (başlıcapetrol) üretimi yapılan bir karbonat rezervuarıdır.Paleontolojik ve palinolojik çalışmalar bukarbonatların Midyan bölgesinde Al-Bad-Magnakarayolu üzerinde mostra veren Musayr Formasy-onu’nun Kızıl Deniz içindeki yeraltı uzantısıolduğunu kanıtlamıştır. Bu karbonatların Midyanbölgesinde mevcut olan mostraları Clark (1986)tarafından haritalanmıştır. Arama kuyularındanalınan karotların incelenmesi sonucu, Wadi WaqbÜyesi’nin karbonat istifi tipik olarak bol miktardamercan ve brakiyopod fosilleri içerir. Kalınlığıyaklaşık 205 metre olarak tespit edilmiş ve bol mik-tarda bileşik mercan fosilleri içeren bu karbonatkayaçlarının ince kesitlerde incelenmeleri sonucu,onun karbonat çamurtaşı (marn), killi çamurtaşı,vaketaşı, dolomitik kireçtaşı ve dolomitbileşimindedir. Bileşik mercanlar istifin üstünedoğru belirgin bir artış gösterir. İstifin üstünüoluşturan en genç karbonat kayaçları çok iyigelişmiş stromatolit seviyeleri içerir. Yüksekgözenek ve geçirimlik özelliklerine sahip ve bu ne-denle önemli bir rezervuarı olan bu karbonatkayaçları aynı zamanda petrolün oluşumu için kay-nak kaya oluşturmuştur. Bu rezervuar karbonatkayaçların üzerine uyumlu olarak Jabal Kibrit For-masyonu’nun Numan Üyesi olarak tanımlanmışkalın evaporitik kayaçlar (başlıca anhidrit ve dahaaz miktarda jips) gelir. Bu kalın anhidrit istifleri genişMidyan Havzası’nın kara alanı üzerindeki MidyanSahası’nda ve Kızıl Deniz içindeki BurqanSahası’nda (Şekil 32) petrol üretimi yapan WadiWaqb rezervuar karbonatları üzerinde geçirimsizbir örtü kayası oluşturur (Hughes and Johnson,2005).

Karbonat kayaçlarının yanı sıra kalın, petrol vegaz birikimleri için hem kaynak kaya ve hem derezervuar kaya için önemli potansiyel oluşturanBurqan Formasyonu’nun türbidit istifleri hem SuudiAramco Petrol Şirketi’nin ve hem de farklı SuudiÜniversite jeolog ve jeofizikçilerinin arazide ve lab-oratuarda çalışma alanı oluşturmuştur. Söz konusuolan bu türbidit istifi, Sina Yarımadası’nın Orta-Miyosen zamanında aşırı yükselmesi ve bunaolarak Musayr Formasyonu’nun çökelmesinden

sonra Midyan Havzası’nın çökmesi sonucu ortayaçıkan derin deniz ortamında çökelmiştir.Günümüzde Kızıl Denizi içindeki Burqan Petrolsahasından ve Midyan Yarımadası’nda yer alanMidyan sahasından ve daha başka kuyularadn(Şekil 32) petrol ve gaz üretimi yapılmaktadır.Kumtaşının daha egemen olduğu Burqan For-masyonu kumtaşı ve şeyllerin ara tabakalı olarakçökelmesi sonucu ortaya çıkmıştır. Kumtaşlarınıntabaka kalınlıkları ve tane boyları istifin üstünedoğru artar. Burqan Formasyonu’nu oluşturan kalınkumtaşı rezervuaları içinde önemli petrol birikim-lerinin bulunduğu Suudi Aramco Petrol Şirketi’ninAl-Wash South-1 (AWSO-1) kuyusunda 2875 -3819 metre derinlikleri arasında kanıtlanmıştır(Hughes and Johnson, 2005).

İstifin tabanındaki Musayr Formasyonu üzerinedoğrudan uyumlu olarak oturan derin denizortamında çökelmiş şeyller siyah renkli, masif veorganik madde yönünden oldukça zengindir(yaklaşık 3-5% TOC) ve kaynak kaya olma potan-siyeline sahiptir. Burada oluşan petrol ve doğal gazyukarı doğru kumtaşlarının içine göçerler. İstifinorta kısmı düzeni olarak kumtaşı ve şeylardalanmasından yapılmış klasik bir türbidit istifiolup deniz altı yelpazesinin orta kısmındaçökelmiştir. Kumtaşları bol miktarda kil malzemesiiçerdiği için gözenek ve geçirimliliği düşüktür. İstifinüst kısmı tümüyle geniş yayılımlı, orta-kalıntabakalı, orta-iri taneli, iyi-boylanmış, gevşek çi-mentolu kumtaşlarından oluşmuştur. Bu kumtaşlarıdeniz altı yelpazesinin en üst kısımlarında ve yal-pazeyi kesen deniz altı kanyonları içindeçökelmiştir. Deniz altı kanyonları içinde çöekelmişolan kumtaşları en iyi rezervuar özelliklerine sahip-tir. Bu rezervuar kumtaşlarından hem Kızıl Deniz

Şki 32. Kızıl Denizi’nin KD köşesinde yer alanMidyan Yarımadası, Kızıl Deniz içindebulunan petrol sahaları ve bu sahalar üz-erinde açılmış bazı derin denizsondajlarının yerini gösteren harita(Hughes and Johnson, 2005).


Şenalp

içindeki ve hem de Midyan Yarımadası’ndaki kuyu-lardan önemli miktarlara petrol ve gaz üretimitapılmaktadır. (Hughes and Johnson, 2005; Al-Ra-madan et al., 2013; Al-Laboun et al., 2014). BurqanFormasyonu’nun türbidit istifi, bu yayının yazarıtarafından Magna Formasyonu olarak tanımlanmışbeyaz renkli, kalın, masif evaporit feasiyesi (başlıcaanhidrit ve jips) tarafından uyumlu olarak örtülmüşolup geçirimsiz bir örtü kayası oluşturur.

Midyan havzası’nın kuzeybatı bölgesinde genişalanlar kaplayan türbidit istiflerinde bu yayınınyazarı tarafından ölçülmüş stratigraphic ve sedi-mantolojik kesitlerden toplanan çok sayıdakikumtaşı el örnekleri projenin diğer aleamanlarıtarafından Üniversite Laboratuarlarında ayrıntılıolarak incelenmiş ve kumtaşlarının bileşimi,gözeneklik, geçirimlik değerleri ve diyajenez özel-likleri ayrıntılı olarak yayınlanmıştır. Çökelmesonrası ortaya çıkan diyajenez olaylarının rez-ervuar kalitesi üzerindeki etkilerini ortaya çıkarmakamacına yönelik yapılan türlü laboratuar analizleri,sedimantolojik, petrografik ve petrofizik analizçalışmalarının sonuçlarıyla birleştirilipbütünleştirilmiştir.

Elde edilen sonuçlara dayanarak kumtaşlarınınyüzeyde tespit edilen sedimantolojik ve rezervuarözellikleri petrol üretimi yapılan derin aramakuyularından elde edilen verilerle deneştirilmiştir.Bu bilgilerin ışığı altında kumtaşlarının gömülmetarihçesi ve farklı diyajenetik işlemlerin rezervuarözellikleri (gözenek ve geçirimlik) üzerindeki etkileridaha sağlıklı olarak anlaşılıp yorumlanabilmiştir. Butüm veriler bilinçli olarak bir araya getirilerek rez-ervuar özelliklerinin en iyi geliştiği alanlar güvenliolarak tespit edilmiş ve kuyulardaki petrol üretimiönemli derecede artırılmıştır. Bunun en büyük ne-deni yüksek gözenek ve geçirimlik zonlarınıgösteren rezervuar fasiyes haritalarının denizaltıkanyonlarının yüzey mostralarından elde edilenbatı-doğu yönlü uzantılarını doğrulamasıdır. Bu türüzey jeolojisi çalışmalarının petrol havzası in-celemelerinde çok önemli olduğunu kanıtlamıştır.

Ölçülen stratigrafik kesitlerden alınan çoksayıdaki kumtaşı örneklerinin ince kesitlerde petro-grafik incelenmesi sonucu kumtaşlarının yarı-olgunlaşmış (submature) veya olgunlaşmiş(mature) litik arenit ve suarkoz özelliğinde olduğu,bileşimlerinin başlıca kuvars (80%), feldspat (9.7%)ve farklı kökenli kaya parçacıklarından (10.3%)meydana geldiği anlaşılmıştır. Kumtaşı bileşimininyerel ölçekte farklılıklar göstermesi kaynak olanıolarak belirlenen Sina Yarımadasını oluşturankayaç türlerinin çok heterojen niteliğindeolmasından kaynaklanır. Bu bilelenlerin yanı sıradaha az önemde olmak üzere biyotit, kalsit vedemir oksit mineralleri bulunur. Önemli kil mineral-lerinden kaolinit SEM yöntemiyle ve smektit XRDanalizleri yardımıyla incelenen örneklerin çoğundatespit edilmiştir. Kalsit, demir oksit ve kuvars aşırıbüyümesi (quartz overgrowth) en önemli çimento-

lama maddeleridir.Kumtaşlarının gözenek ve geçirimliği alınan

örneğin çökelme istifindeki yerine, tane boyuna vehatta tabaka içindeki yerine göre değişir. En yüksekrezervuarlar değerleri denizaltı kanyonları içindeyüksek enerji ortamında çökelmiş kumtaşları içindetespit edilmiştir. Bu nedenle helyum kullanılarakyapılan ölçümlerde kumtaşlarının gözeneklikdeğerlerinin 7% ile 34% arasında değiştiğini fakatbüyük sayıdaki ölçümlerin 20% ile 25% arasındadeğiştiğini ortaya koymuştur. Bu çalışmada hemçökelme ile yaşıt, taneler arası (intergranular)gözeneklik (primary porsity) ve hem de çökelmesonrası duraysız minerallerin erimesi sonucu or-taya çıkan gözeneklik (intragranular, secondaryporosity) ayrı ayrı tespit edilmiştir. Bu veriler ista-tistik olarak bu yayının yazarının da ortak olduğubültenlerde yayınlanmıştır (Al-Ramadan et al.,2013; Al-Laboun et al., 2014). Çökelme sonrası or-taya çıkan gözenekliğin önemli kaynağı kalsit çi-mentonun ne plajioklas minerallerinin erimesineilişkindir. Çökelme ile yaşıt porozitenin azalmasınaneden olan önemli diyajenetik oylalar: 1) çökellerinağırlığından dolayı ortaya çıkan mekanik sıkılaşma,2) gözenek alanlarının daha sonra genellikle kalsitçimento ile kısment doldurulması, 3) otojenik olarakçökelen kil mineralleri hem Gözenlilik hem de geçir-imlilik üzerinde olumsuz etkiler yapmıştır. Gözenekalanlarını birbirine bağlayan boğaz bölgelerindeoluşan kil mineralleri petrolün akışını tümüyle etk-ileyebilir.

Geçirimlik su, petrol gibi akışkanalrın veyagazların bulundukları ortamın yapısını olumsuz biryönde etkilemeden hareket etme özelliğidir. Petrolveya gaz içeren boşlukların birbirleriyle doğrudanbağlantılı olması onların rezervuardan kuyuya olanhareketlerini son derece kolaylaştırır. Geçirimliğindüşük olduğu rezervualar çatlatma yöntemiyledaha akışkan duruma getirilebilirler. Geçirimliyeetki eden en önemli unsur kumtaşının etkingözenekliğidir. Etkin gözenekliği denetleyen un-surlar, kumtaşlarının tane boyu (yüzey alanı), taneboylanma mertebesi (sorting), tane şekli,yuvarlaklık, tane istiflenmesi (packing) veçökelmeyi takip eden diyajenetik işlemlerdir.Burqan Formasyonu’nun farklı fasiyeslerindenalınan kumtaşlarının geçirimliliyi 36 milidarsi ile10,502 milidarsi arasında geniş bir alan içindefarklılık gösterir. Çok sayıdaki kumtaşlarındanölçülen değerlerin ortalaması of 2,444 milidarsiolarak rapor edilmiştir. Bu farklı gözenek ve geçir-imlik değerlerinin en önemli nedeni kumtaşlarınınçökelme fasiyesleridir. Burqan istifinin ortakısımlarında klasik türbidit istifini oluşturankumtaşları dereceli tabakalanma gösterdikleri içinrezervuar özellikleri tabakanın altından üstünedoğru önemli bir azalma gösterirler. Denizaltıkanyonları içindeki kumtaşları da yanal ve düşeyyönde istiflenmiş kanal dolguları içinde çökeldiğiiçin kumtaşlarının tabaka kalınlıkları, tane boyları,



aynı şekilde kanalın tabanından üstüe doğru enerjiseviyesinin düşmesi nedeniğle gözenek ve geçir-imlilikleri önemli derecede düşer. En yüksek rez-ervuar değerleri en iri malzemenin çökeldiğikanalların en derin olduğu bölgelerdir. Bu neden-lerle özellikle denizaltı kanyonlarının gidiş yönleri,derinlikleri ve genişliklerinin bilinmesi üretimesnasında son derece önemlidir. Kumtaşınıngözenek ve geçirimlik değerleri alınan örneğin istifiçindeki yeri ile doğrudan ilişkili olduğu için düşükdeğer ölçümleri rezervuarın mutlaka kötü kaliteliolduğunu göstermez. Sonuç olarak kumtaşlarınınrezervuar kaliteleri çökelme sonu orataya çıkan vegömülme derinliyi ile ilişkili olarak ortaya çıkan diya-jenez olaylarından son derecede olumsuz olaraketkilenmiştir.

Sonuç olarak söylenebilir ki, Burqan Formas-yonu’nun petrol üretim yapılan kumtaşları başlıcaaubarkozik ve litikarenit bileşiminde, orta-iri taneli,köşeli veya yuvarlaklaşmış, kötü veya ortalamaboylanmıştır. Çökelme sırasında gelişen veçökelme sonrası diyajenetik işlemlerle ortaya çıkangözeneklik orta dereceden iyi dereceye kadardeğişir ve ortalama porosite değeri 22.73% olaraktespit edilmiştir. Kumtaşlarının ölçülen geçirimlikdeğerleri el örneğinin alındığı noktaya bağlı olarakorta dereceden çok iyi dereceye kadar değişir, or-talama değer ise 2444.2 milidarsi olarak tespitedilmiştir. Hem erken hem de geç diyajenetik çi-mentolanma, ve bu olaylarla birlikte görülensıkılaşma ve derin gömülme olayları gözenek vegeçirimliliğin önemli derecede azalmasına nedenolmuştur. Kumtaşlarının rezervuar kalitesi, kil min-erallerinin (başlıca kaolinit ve simektit) çökelmesi,kalsit ve silis çimentolanma gibi kimyasal olaylar-dan son derecede etkilenmiştir, fakat kimyasal yön-den duraysız minerallerin ve kalsit çimentonunerimeleri geçirimliliğin kısmen artmasına yardımcıolmuştur (Al-Ramadan et al., 2013; Al-Laboun,2014)..

8. sonulArBu yayın, ilk defa olmak üzere Kızıl Denizi,

Süveyş ve Akabe Körfezleri’nin tektonikaçılımlarıyla ortaya çıkan Midyan Havzası’nınstratigrafik, sedimantolojik ve çok farklı fasiyesözelliklerini ayrıntılı olarak çalışarak bu havzanınhidrokarbon potansiyelini ortaya çıkarmak amacınayönelik olarak hazırlanmıştır. Tektonik açılımsırasında egemen olan ve Sina Yarımadası’nınaşırı yükselmesiyle sonuçlanan olayların MidyanHavzası’nın içinde gelişen farklı çökelmeortamlarına nasıl yansıdığını açıklamaya yöneliktir.Açılımın her farklı aşamalarını gösteren jeolojikolayların türleri ve yaşları en güvenilir bir şekildetespit edilmiştir. Süveyş Körfezinde, Kızıl Denizde(Burqan) ve Midyan Yarımadası’nda (Midyansahası) 200 den fazla üretim yapılan petrolsahasının bulunması ve körfez içindeki sedimanteristiflerin her yönüyle Midyan havzasındaki istiflere

benzerlik göstermesi bu havzanın hidrokarbonpotansiyelini önemli derecede artırmaktadır. Bu istifiçinde petrol sistemlerinin en önemli unsurları olankaynak kaya, rezervuar kaya, örtü kaya vehidrokarbonların kapanlanması için gerekli olanyapısal ve stratigrafik özellikler mevcuttur. MidyanHavzası içinde yaşları Oligosen’den başlayıpMiyosen sonuna kadar uzanan sedimanter isti-flerinin stratigrafisi, sedimantolojisi ve fasiyes anal-izlerini içeren bilgiler bu yayının yazarının SaudiAramco ve King Fahad University of Petroleum andMinerals için 2016 ve 2017 yıllarında yapmışolduğu arazi çalışmalarının sonuçlarınadayandırılmıştır. Bu bilgiler hiçbir bültende henüzyayınlanmamıştır.

Kızıl Deniz Açılımı, Afrika Levhası ve ArabistanLevhası olarak bilinen iki önemli tektonik levhanınarasında kuzeybatı-güneydoğu istikametindeuzanan bir yayılım ve genişleme merkezidir.Kızıldeniz’in güney kısımları nispeten daha genişolup, kuzeye doğru gittikçe daralır ve kuzeyde deSina Yarımadası ortada kalmak üzere iki kolaayrılır. Bu kollardan biri kuzeydoğu istikametindeolup, Akabe Körfezi ismini alır. Diğeri ise KızılDenizin aynı istikametteki uzantısı olan SüveyşKörfezidir, bu nedenle Süveyş Körfezi’nin açılımıKızıl Denizi’nin açılımının bir devamı olduğudüşünülür. Ölü Deniz fay sistemi, etkinliğigünümüzde de devam eden sol-yönlü, doğrultu-atımlı bir fay sistemi olup bu fay sistemi iledoğrudan ilişkili yerel büyüklüklerde gerilim vesıkılaşma bölümleri bulunur. Miyosen başındabaşlayan Kızıl Deniz açılımının toplam yerdeğiştirmesinin 100 km den daha fazla olduğurapor edilmiştir (Garfunkel, 1988).

Levha Tektoniği kuramından incelendiğinde,Kızıl Deniz-Süveyş Körfezi açılım sisteminin Ara-bistan Levhası’nın birlikte bulunduğu AfrikaLevhasına göre sağdan sola yani saat yelkovanınhareket yönünün tersi yönünde dönmesi sonucumeydana gelmiştir. Söz konusu olan bu model,açılım sisteminin tüm uzunluğu boyunca görülenbirbirine dik açılımların bulunmasıyla uygunlukiçindedir. Kızıl Deniz içinde açılan petrol aramakuyularından elde edilen önemli bilgiler güney KızılDenizi’ndeki kıtasal açılımın Aden Körfezi’ninaçılımıyla aynı zamanda başladığını göstermiştir.Kızıl Deniz Açılımı, Afrika Kıtası ile ArabistanLevhası’nın birbirinden ayrılıp yaklaşık yılda 1 cmuzaklaşmaları sonucu oluşmuştur. Kızıl Deniz’inaçılımı ve bugünkü istikameti, Neoproterozoyikkristalin temel özelliğinde olan Arap-NubiyanKalkanı üzerinde önceden mevcut olan yapılardankuvvetli bir şekilde etkilenmiştir. Bunun sonucunda,güneydeki Afrika Boynuzu’nun Afar Çukurluğu’ndabulunan Sfar Üçlü Kavşağı’ndan başlamış, KızılDenizi’nin ekseni boyunca aktif olan açılım merkeziSüveyş Körfezine kadar uzanarak karmaşık bir yolizlemiş ve Ölü Deniz Transform sisteminde sonbulmuştur. Açılımın her bir bölümü başlangıçta


Şenalp

asimetrik yarı grabenler olarak gelişmiş ve küçükhavzalar arasında iyi-belirlenmiş yerleşim zonlarıoluşmuştur.

Miyosen zamanının sonlarına doğru ArabistanLevhası kuzeydeki Avrasya Levhası ile çarpışmayabaşladı. Bu çarpışma ile ilişkili olarak levhalarınhareket yönlerinde, düzen ve görünüşündedeğişiklikler oldu, Süveyş Körfezi’nin açılımı durduve buna karşılık Ölü Deniz Transformu gelişti.Süveyş Körfezi’nin açılımı ile yaşıt (syn-rift) Neojenistifi havza içinde gelişmiş en azından beş aşınmayüzeyleri veya stratigrafik istifte gelişmiş kesiklikyüzeyleri içerir. Söz konusu olan olaylar ve bunlarlabirlikte görülen havza içindeki stratigrafik istiflerdekideğişiklikler Süveyş açılımı sırasında, ortaya çıkançökme olayları, Miyosen süresindeki deniz se-viyesinin dalgalanmaları ve bu bölgeye bitişik KızılDenizi ile Ölü Deniz’in açılması sırasındaki tektonikolayların etkileri ile ilişkilidir (Evans, 1988).

Midyan Havzası Geç Oligosen (Chattian, 28.1Ma)-Erken Miyosen (Akitaniyen, 23.1 Ma)zamanında graben ve yarı-grabenler şeklindeaçılmaya başlamıştır. Bu düzensiz havzalar içindegelişen alüvyon yelpazeleri içinde koyu kırmızı ren-kli kumtaşı ve çamurtaşından yapılmış Sharik For-masyonu çökelmiştir. Kumtaşları tüm Midyanbölgesinin en verimli tatlı su kaynağını oluşturur.Bu karasal istiflerin üzerine tümüyle masif anhidrit-ten yapılmış ve geçici bir göl ortamında (playa)çökelmiş kalın anhidrit fasiyesi (Bad’ Formasyonu)gelir. Bu geçici göl havzası Midyan Havzasının subaskınına uğradığı ilk açılımının belirtisidir. Gölortamı sürekli büyüyerek açık deniz ortamınadönüşmüş ve bol miktarda sığ deniz fosilleri içerenErken Miyosen (Erken Burdigaliyen, yaklaşık 24.4MYÖ) Musayr Formasyonu’nun karbonatlarıçökelmiştir. Bu sığ deniz karbonat fasiyesinin KızılDeniz içindeki karşılığı Wadi Waqb Formasyonuolarak bilinir ve Midyan ve Burqan petrolsahalarının en verimi rezervuar kayasını oluşturur.Kısaca açıkladığımız Sharik, Al Bad’ ve MusayrFormasyonlarının çökelmeleri birbirleriyle yakınilişkili olup kesiksiz bir transgresyon istifini temsilederler.

Musayr Formasyonu’nun sığ deniz ortamındaçökelmesinden hemen sonra ortaya çıkan tektonikolaylarla Sina Yarımadası aşırı derece yükselmiş,buna karşılık Midyan Havzası hızlı bir şekilde çök-erek derinleşmiştir. Bu derin deniz ortamındagelişen denizaltı yelpazeleri içinde üste doğrutabaka kalınlıklarının arttığı ve kumtaşlarının taneboylarının kabalaştığı kalın klasik türbidit istifleriçökelmiştir. Burqan Formasyonu olarak tanımlananbu istifin tabanındaki koyu gri renkli, organic maddeyönünden zengin (3-5% TOC) açık deniz şeyllerihidrokarbon için potansiyel ana kaya oluştururlar.Klasik türbidit istiflerinin üzerine gelen yakınsak tür-bidit fasiyesleri ve yanal ve düşey olarak istiflenmişdenizaltı kanyonları içindeki iyi boylanmış gevşekçimentolu kumtaşları ise çok iyi rezervuar kaya

özelliklerine sahiptir. Mostradan alınan kumtaşlarıüzerinde yapılan laboratuar çalışmalar (Al-Ra-madan et., 2013) ve (Al-Laboun., 2014) bukumtaşlarının gözenekliye ve geçirimliye sahipolduklarını göstermiştir.

Akabe Körfezi açılımının en etkin olduğu ve zir-veye ulaştığı Erken Geç Burdigaliyen (yaklaşık 19MYÖ) zamanında düşey faylanma sonucu SinaYarımadası 4 km den daha fazla bir yükselimkazanmış ve bunun sonucunda dağ silsilesinindaimi kar sınırının üzerinde kalan geniş alanlarındakalın buz tabakaları oluşmuştur. Bu Alp tipi veyadağ buzullarından yamaç aşağı inen U-şeklindekivadiler içinde cilalanmış ve çizilmiş granit bloklarıiçeren morenler çökelmiştir. Vadilerin deniz seviye-sine kadar ulaşması durumunda kıta sahanlığındankayma, yıkılma ve bunların sonucunda ortayaçıkan bulantı akıntıları sayesinde buzul çökellerininbüyük bir kısmı derin deniz ortamına yenidentaşınmıştır. Denizel kumtaşları içinde deniztabanına düşmüş büyük granit blokları çok yaygınolarak görülür. Midyan bölgesinde yapılan gözlem-ler morenlerin çökelmesinden sorumlu buzulişlemleri ile türbidit fasiyeslerinin çökelmesindensorumlu olan moloz ve bulantı akıntıları işlemleriarasında kesiksiz bir devamlılığın olabileceğini ortakoymuştur. Buzul çökelleri, bazı bölgelerde iklimintamamen ısınması sonucu oluşan örtü karbonatlarıtarafından üstlenmiştir. Türbidit istiflerinin üzerinegenellikle sığ deniz şeylleri ile ara tabakalı marnlargelir. Midyan Havzası içindeki istifin en genç birimiMagna Formasyonu olarak tanımlanmış vetümüyle evaporit ve gri renkli evaporitikçamurtaşından yapılmış bir istif tarafındanörtülmüştür. Bu istif Burqan Formasyonu’nun denizaltı kanyonları içinde çökelmiş rezervuar kumtaşlarıüzerinde çok kalın ve geçirimsiz bir örtü kayasıoluşturur.

9. eĞİnİlen BelelerAbdine, A.S., 1979. A Review of Recent Discover-

ies in Egypt. Exploration Update, 1979Symposium, Calgary, Alberta, Canada,June 1979.

Al-Laboun, A.; Al-Quraıshi, A; Zaman, H.; Benaafı,M. 2014. Reservoir characterization of theBurqan Formation sandstone from MidyanBasin, northwestern Saudi Arabia, TurkishJournal of Earth Sciences (TÜBİTAK).

Al-Ramadan, K., Dogan, U., Senalp, M. (2013)Sedimentology and diagenesis of theMiocene Nutaysh Member of the BurqanFormation in the Midyan area (northwest-ern Saudi Arabia) Geological Quarterly,2013, 57 (1): 165–174.

Alsharhan, A. S., and M. G. Salah, 1994, Geologyand hydrocarbon habitat in rift setting:southern Gulf of Suez, Egypt: Bulletin ofCanadian Petroleum Geology, v. 42., p.312–331.



Alsharhan, A. S., and M. G. Salah, 1995, Geologyand hydrocarbon habitat in rift setting:northern and central Gulf of Suez, Egypt:Bulletin of Canadian Petroleum Geology,v. 43, no. 2, p. 156–176.

Alsharhan, A. S., and M. G. Salah, 1998, Sedimen-tological aspect and hydrocarbon potentialof the Quaternary in the Gulf of Suez riftedbasin, in A. S. Alsharhan, K. W. Glennie,G. L. Whittle, and C. G. St. C. Kendall,eds., Quaternary deserts and climaticschanges: Rotterdam, Balkema, p. 531–538.

Alsharhan, A.A., 2003. Petroleum Geology and po-tential hydrocarbon plays in the Gulf ofSuez rift basin, Egypt, American Associa-tion of Petroleum Geologists, Studies inGeology. No. 344, 77 p. Vol. 87, no. 1, pp.143-180.

Al-Saleh, A.M., A.P. Boyle and A.E. Mussett 1998.Metamorphism and Ar40/Ar39 dating ofthe Halaban ophiolite and associatedunits: evidence for two-stage orogenesis inthe eastern Arabian Shield. Journal of theGeological Society, London, v. 155, p.165–175.B

akor, A.R., I.G. Gass and C.R. Neary 1976. JabalAl Wask, northwestern Saudi Arabia: anEocambrian back-arc ophiolite. Earth andPlanetary Science Letters, 30, p. 1–9.

Barakat, H., 1982, Geochemical criteria for sourcerock, Gulf of Suez: 6th Egyptian GeneralPetroleum Corporation, Petroleum Explo-ration and Production Conference, v. 1, p.224–251.

Beydoun, Z.R., 1991, Arabian Plate HydrocarbonGeology and Potential-A Plate TectonicApproach, American Association of Petro-leum Geologists, Studies in Geology. No.344, 77 p.

Bosworth, W. 1993, Nature of the Red Sea Crust:a controversy revisited. Geology, v.21, p.574-575.

Bosworth, W. 1995. A high-strain rift model for thesouthern Gulf of Suez (Egypt) Rift Struc-ture: Models and Observations. SpecialPublications. 80. London: Geological So-ciety. pp. 75–102.

Bosworth, W., and McClay, K.R. 2001. Structuraland stratigraphic evolution of the Gulf ofSuez Rift, Egypt: a synthesis. In ZieglerP.A.; Cavazza W.; Robertson A.H.F.;Crasquin-Soleau. Peri-TethyanRift/Wrench Basins and Passive Margins.

Bosworth, W.; Huchon, P.; McClay, K.R. (2005).The Red Sea and Gulf of Aden Basins.Journal of African Earth Sciences. 43.

Camp, V.E. 1986. Geologic map of the Umm AlBirak quadrangle, sheet 23D, Kingdom ofSaudi Arabia. Saudi Arabian Deputy Min-

istry for Mineral Resources GeoscienceMap GM-87, scale 1:250,000, with text, 40p.

Clark, M.D., 1986, Explnanatory notes to the geo-logic map of the Al Bad’ Quadrangle, King-dom of Saudi Arabia. Kingdom of SaudiArabia. Geoscience Map Series GM81A,scale 1:250,00 sheet, 28A. Saudi ArabianDeputy Ministry for Mineral Resources Re-sources, p. 46.

Clifford, A. C., 1987, African oil—past, present andfuture, in M. T. Halbouty, ed., Future petro-leum provinces of the world: AAPG Mem-oir 40, p. 339–372.

Cocker, J.D and Hughes,G.W., 1993, Seawaterstrontium stratigraphy applied to anhy-drites; Tertiary basins of the Saudi ArabianRed Sea. Abstract of paper presented atthe Geological Society of Londan meeting25-26 May 1993, Dating and CorrelatingBiostratigraphically Barren Strata.

Coffield, D.Q., and Smale, J.L., 1987, Structuralgeometry and synrift sedimentation in anaccommodation zone, Gulf of Suez, Egypt:Oil & Gas Journal, v. 85, no. 51, p. 56–59.

Dullo, W.C., Hotzl, H., and Jado, R.A., 1983, Newstratigraphical results from the Tertiary Se-quence of the Midyan area, NW Saudi Ara-bia, Newsletter Stratigraphy, v. 12, no. 2.,p. 75-83.

El Ayouty, M.K., 1990, Petroleum geology, in R.Said, ed., The geology of Egypt: Rotter-dam, Balkema, p. 567–599.

Evans, A. L., 1990, Miocene sandstone prove-nance relations in the Gulf of Suez: in-sights into synrift unroofing and uplifthistory: AAPG Bulletin, v. 74, p. 1386–1400.

Ferguson G.S. and Senalp M., 1993, Sedimentol-ogy of the Nutaysh Formation (BurqanGroup), and other stratigraphic insights;evidence from a field trip to the MidyanArea. Saudi Aramco Miscellaneous Re-port, 1001 (unpublished).

Filatoff, J. and Hughes, G. W., 1996, Late Creta-ceous to Recent Paleoenvironments of theSaudi Arabian Red Sea. Journal of EarthSciences, v.22, no. 4, p. 535-548.

Gardner, W.C., Khan, M.A. and Al-Hinai, K.G.,1996, Interpretation of Midyan and Sinaigeology from a Landsat TM image. Ara-bian Journal for Science and Engineering,v. 21, no. 4A, p. 571-586.

Garfunkel, Z., and Bartov, Y., 1977, The tectonicsof the Suez rift: Geological Survey Surveyof Israel Bulletin, v. 71, p. 1–44.

Gass, I.G. 1981. Pan-African (upper Proterozoic)plate tectonics of the Arabian- NubianShield. In, A. Kroner (Ed.), PrecambrianPlate Tectonics. Elsevier, p. 387–405.


Şenalp

Gettings, M.E., Blank, H.R., Mooney W.D. and J.H.Healey 1986. Crustal structure of south-western Saudi Arabia. Journal of Geophys-ical Research, v. 91, p. 6,491-6,512.

Girdler, R.W, and Styles, P. Two Stage Red SeaFloor Spreading. 1974. Nature 247 p.7–11.

Hammouda, H., 1992, Rift tectonics of the southernGulf of Suez: 11th Egyptian General Petro-leum Corporation, Petroleum Explorationand Production Conference, v. 1, p. 18–19.

Heybroek, F., 1965, The Red Sea Miocene evap-orite basin, in Salt basins around Africa:London, Institute of Petroleum, p. 17– 40.

Hughes, G.W., and Beydoun. Z.R., 1992, The RedSea-Gulf of Aden: Biostratigraphy, Lithos-tratigraphy and Paleoenvironments. Jour-nal of Petroleum Geology, v. 15, no.2, p.135-156.

Hughes, G.W., and Filatoff, J., 1995, New biostrati-graphic constrains on Saudi Arabian RedSea pre-and-synrift sequences. In. M.I. Al-Husseini (Ed.), Middle East PetroleumGeosciences, GEO’94 Gulf Petrolink,Bahrain, v.2, p. 517-528.

Hughes, G.W., Johnson, R.S., 2005, Lithostratig-raphy of the Red Sea Region. GeoAra-bia 3(10):49–126.

James, N.P., Coniglio, M., Aissoui, D. M., andPurser, B.H., 1988, Facies and geologichistory of an exposed Miocene-rift carbon-ate platform: Gulf of Suez, Egypt, Ameri-can Association of Petroleum GeologistsBulletin, v.72, no. 5, 555-572.

Johnson, P.R. 1998. Tectonic map of Saudi Arabiaand adjacents areas (scale: 1:4,000,000).Saudi Arabian Deputy Ministry for MineralResources Open-File Report USGS-OF-97-3.

Johnson, P.R., 2003. Post-amalgamation basins ofthe NE Arabian shield and implications forNeoproterozoic III tectonism in the north-ern East African orogen. Precambrian Res.123, 321–338.

Johnson, P.R. and Kattan, F.H., 2007. Geochrono-logical dataset for Precambrian rocks inthe Arabian Peninsula: a catalogue of U–Pb, Rb–Sr, Ar–Ar, and Sm–Nd ages. SGS-OF- 2007-3. Saudi Geological Survey,Jeddah, Saudi Arabia.

Johnson, P.R., Kattan, F.H., Al-Saleh, A.M., 2004.Neoproterozoic ophiolites in the ArabianShield: field relations and structure. In:Kusky, T.M. (Ed.), Precambrian Ophiolitesand Related Rocks. Developments in Pre-cambrian Geology, Elsevier, pp. 129–162.

Johnson, P.R., Stewart, I.C.F., 1995. Magneticallyinferred basement structure in centralSaudi Arabia. Tectonophysics 245, 37–52.

Johnson, P.R., Woldehaimanot, B., 2003. Develop-ment of the Arabian–Nubian Shield: per-

spectives on accretion and deformation inthe East African Orogen and the assemblyof Gondwana. In: Yoshida, M., Windley,B.F., Dasgupta, S. (Eds.), Proterozoic EastGondwana: Supercontinent Assembly andBreakup. Geological Society, London,Special Publication, London, pp. 289–325.

Kamal, R.A. and Hughes, G.W., 1995, An inte-grated multi-disciplinary approach in char-acterizing a new discovered reservoir inthe onshore Midyan Basin, Saudi ArabianRed Sea. In, M.I. Al-Husseini (Ed.), MiddleEast Petroleum Geosciences, GEo’94.Gulf Petrolink, Bahrain, v.2, p. 571-578.

Karpoff, R., 1957, Sur l’existance de Maastrichtianau nord Djiddah (Arabia Saoudite).Compte-rendu Sommaire des Seances dela Societe Geologique de France, no. 225,p. 1322-1324.

Khalil, B., and W. M. Meshref, 1988, Hydrocarbonoccurrences and structural style of thesouthern Suez Rift Basin, Egypt: 9thEgyptian General Petroleum Corporation,Petroleum Exploration and ProductionConference, v. 1, p. 86–109.

Khalil, S.M.; McClay K.R. 2001.Tectonic evolutionof the NW Red Sea-Gulf of Suez rift sys-tem. In Wilson, R.C.L.; Whitmarsh, R.B.;Taylor, B.; Froitzheim, N. Non-VolcanicRifting of Continental Margins: A Compar-ison of Evidence from Land and Sea. Spe-cial Publication. 187. Geological Society ofLondon. pp. 453–473.

Koeshidayatullah, A. I., Al Ramadan, K., Hughes,G.W., and Collier, R., 2014, Facies Distri-bution and High-Frequency Carbonate Cy-cles of Midyan Rift Basin: the EarlyMiocene Musayr Formation, NorthwesternSaudi Arabia. AAPG Search and DiscoveryArticle #90188 ©GEO-2014, 11th MiddleEast Geosciences Conference and Exhibi-tion, 10-12 March 2014, Manama, Bahrain.

Konert G, Afifi AM, Al-Hajri S, de Groot K, Al Naim,A.A., Droste HJ. 2001. Paleozoic stratig-raphy and hydrocarbon habitat of the Ara-bian Plate. AAPG Memoir, 74: p. 483-515.

Kröner, A. 1985. Ophiolites and the evolutionboundaries in the late Proterozoic Arabian-Nubian Shield of northeast Africa and Ara-bia. Precambrian Research, v. 27, p.277–300.

Laboun, A. A. (2012) Did glaciers exist during Pleis-tocene in the Midyan region, northwestcorner of the Arabian Peninsula? ArabianJournal of Geosciences, Volume 5, Issue6, pp 1333-1339.

Lyberis, N., (1988). Tectonic evolution of the Gulfof Suez and the Gulf of Akabe, Tectono-physics, Volume 153, Issues 1-4 October1988.



McKenzie, D.P; Davies, D.; and Molnar, P. 1970.Plate Tectonics of the Red Sea and EastAfrica. Nature 226, p. 243–248.

Meshref, W.M., Abu Karamat, M.S. and Gindi, M.,1988, Exploration concepts for oil in theGulf of Suez: 9th Egyptian General Petro-leum Corporation, Petroleum Explorationand Production Conference, v. 1, p. 1–24.

Motti, E., Teixido, L., Vazques-Lopez, R. andVial,A., 1982, Magna Massif Area: Geologyand Mineralization. Saudi Arabian DeputyMinistry for Mineral Resources Open FileReport BRGM-OF-02-16, 44 p.

Nehlig, P., Genna, A. and Asfirane, F., 2002, A re-view of the Pan-African evolution of theArabian Shield, GeoArabia, Vol. 7, No. 1,Gulf PetroLink, Bahrain.

O’Connor, T.E., and Kanes, W.H. 1984, Tectonicevolution and sedimentary response: a hy-drocarbon accumulation model of the east-ern north African continental margin, inProceedings of the Seminar on Sourceand Habitat of Petroleum in the ArabCountries: Kuwait, Organization of ArabPetroleum Exporting Countries (OAPEC),p. 543–576.

Pallister, J.S., J.S. Stacey, L.B. Fischer and W.R.Premo 1987. Arabian Shield ophiolites andlate Proterozoic microplate accretion. Ge-ology, v. 15, p. 320–323.

Patton, T. L., Moustafa, A. R., Nelson, R. A. and Ab-dine, S. A., 1994, Tectonic Evolution andStructural Setting of the Suez Rift: Chapter1: Part I. Type Basin: Gulf of Suez. InteriorRift Basins, Memoir Book (59).

Quick, J.E. 1991. Late Proterozoic transpressionon the Nabitah fault system, implicationsfor the assembly of the Arabian Shield.Precambrian Research, v. 53, p. 119–147.

Rashed, A., 1990, The main fault trends in the Gulfof Suez and their role in oil entrapment:10th Egyptian General Petroleum Corpo-ration, Petroleum Exploration and Produc-tion Conference, v. 1, p. 143–178.

Remond, C. and Teixido, 1980, Geological andMineral Exploration of the sedimentarycover between Al Bad’ and Al Muwaylih.Bureau de Researches et Geologiques etMineres Open-File Report JED-OR 80-26,79 p.

Said, R., 1962, The geology of Egypt: Amsterdam,Elsevier, 317 p.

Salah, M. G. and A. S. Alsharhan, 1998, The Pre-cambrian basement: a major reservoir inthe rifted basin, Gulf of Suez: Journal ofPetroleum Science and Engineering, v. 19,p. 201–222.

Saoudy, A. M., 1990, Significance of NE crossfaults on oil exploration in the southernGulf of Suez area, Egypt: 10th Egyptian

General Petroleum Corporation, Petro-leum Exploration and Production Confer-ence, v. 1, p. 104–143.

Schlumberger, 1995, Well evaluation conference,Egypt: Paris, France, Schlumberger, 87 p.

Sharland, R.P., Archer, R., Casey, R.B., Davies,R.B., Hall, S.H., Heward, A.P., Horbury,A.D. and Simmons, 2001, Arabian PlateSequence Stratigraphy. GeoArabia Spe-cial Publication 2, Gulf Petrolink, Bahrain,371 p., 3ith 3 charts.

Smale, J.L, Thunell, R.C. and Schamel, S., 1988,Sedimentologic evidence for earlyMiocene fault reactivation in the Gulf ofSuez: Geology, v. 16, p. 113–116.

Stern R.J., 1985, The Najd Fault System, SaudiArabia and Egypt: a late Precambrian riftre lated trans form sys tem? Tectono-physics, 4 (5): 497–511.

Stern R.J. 1994. Neoproterozoic (900–550 Ma) arcassembly and continental collision in theEast African orogen: implicationss for theconsolidation of Gondwanaland. AnnualReview of Earth and Planetary Sciences,22, p. 319–351.

Stern, R.J. and Abdelsalam, M.G., 1998. Formationof continental crust in the Arabian– Nubianshield: evidence from granitic rocks of theNakasib suture, NE Sudan. Geol. Rund-sch. 87, 150–160.

Stern, R.J., Johnson, P.J., Kröner, A. and Yibas, B.,2004. Neoproterozoic ophiolites of the Ara-bian–Nubian Shield. In: Kusky, T. (Ed.),Precambrian Ophiolites. Elsevier, Amster-dam, pp. 95–128.

Stern, R.J. and Johnson, P.R., 2008. Do variationsin Arabian plate lithospheric structure con-trol deformation in the Arabian–Eurasianconvergence zone? Donald D. HarringtonSymposium on the Geology of the Aegean.IOP Conf. Series. Earth & Environ. Sci. 2.doi:10.1088/1755-1307/2/1/012005.

Stern R.J and Johnson P. 2010. Continental litho-sphere of the Arabian Pate; a geologic,petrologic, and geophysical synthesis.Earth-Sci Rev 101(1-2):29-67.

Stoeser, D.B. and Camp, V.E., 1985. Pan-Africanmicroplate accretion of the Arabian Shield.Geol. Soc. Am. Bull. 96 (7), 817–826.

Stoeser, D.B. and Frost, C.D., 2006. Nd, Pb, Sr,and O isotopic characterization of SaudiArabian Shield terranes. Chem. Geol. 226,163–188.

Stoeser, D.B. and Stacey, J.S., 1988. Evolution, U–Pb geochronology, and isotope geology ofthe Pan-African Nabitah orogenic belt ofthe Saudi Arabian shield. In: El-Gaby, S.,Greiling, R.O. (Eds.), The Pan-African Beltof NE Africa and Adjacent Areas. Friedr.Vieweg & Sohn, Braunschweig, pp. 227–


Şenalp

289.Sultan, M., Stern, R.J.; Arvidson, R.E., Shore, P.,

and Becker, R. 1993. Nature of the RedSea Coast. A Controversy Revisited:Reply. Geology, v. 21, p. 575-576.

Şenalp, M. 1974. Tertiary Sedimentation in Part ofthe Çankırı-Çorum Basin, Central Anatolia.(Yayınlanmamış doktora tezi, Imperial Col-lege of Science Technology, London, sayfa386).

Şenalp, M. 1981. Çankırı-Çorum havzasının Sun-gurlu bölgesindeki karasal formasyonlarınsedimantolojik incelenmesi. Türkiye JeolojiKurumu Bülteni, Cilt, 24, sayı 1, sayfa, 66.

Şenalp, M. 1981. Çankırı-Çorum havzasının Sun-gurlu bölgesindeki Eosen turbidit olis-tostrom ve olistolit fasiyesleri: MadenTetkik ve Arama Dergisi, sayfa 93.

E., and Tawadros, T. 2000. Geology of Egypt andLibya. p. 500.

Tewfik, N., 1988, An exploration outlook on thenorthern Gulf of Suez, Egypt: 9th EgyptianGeneral Petroleum Corporation, Petro-leum Exploration and Production Confer-ence, v. 1 p. 24– 45.

Younes, A. I., Engelder,T., Bosworth,W. 1998.Fracture Distribution in Faulted BasementBlocks: Gulf of Suez, Eygpt. M. P. Coward,T.S.Dalbatan, H.Johnson (Eds.), StructuralGeology in Reservoir Characterisation,Geol. Soc., London, Special Publications,127, pp.167-190.

Younes, A. I., McClay, K. 2002. Development of Ac-comodation Zones in the Gulf of Suez-RedSea Rift. Egypt. AAPG Bulletin. 86 (6):1003–1026.

Young M.J., Gawthorpe R.L. and Sharp I.R., 2000,Sedimentology and sequence stratigraphyof a transfer zone coarse-grained fan-delta, Miocene Suez Rift, Egypt. Sedimen-tology, 47: 1081–1104.

Vail, J.R. 1985. Pan-African (Late Precambrian)tectonic terrains and the reconstruction ofthe Arabian-Nubian Shield. Geology, v. 13,p. 839–842.

Vail, J.R. 1987. Late Proterozoic tectonic terrainsin the Arabian-Shield and their character-istic mineralization, Geological Journal.

Zahran, M.E., and Meshref, W., 1988, The northernGulf of Suez basin evolution, stratigraphyand facies relationship: 9th Egyptian Gen-eral Petroleum Corporation, Petroleum Ex-ploration and Production Conference, v. 1,p. 110–126.



ABSTRACTThe study area is located in the offshore, North

Island of New Zealand in an active forearc basin.Although there has been no commercial petroleumproduction to date, oil and gas seeps throughoutthe onshore portion of the basin and oil and gasshows encountered in several wells, suggest anactive petroleum system. Since the basin is an ac-tive forearc basin, the stratigraphic and structuralevolution is complex.

In this study, seismic interpretation and 3D vi-sualization were used in order to understand thestratigraphic and structural development of thebasin. Midland Valley’s 2DMove software was usedto restore 2D cross sections in order to understandthe evolution of the active forearc basin and thecomponents related to the active subduction occur-ring beneath the Australian plate. The 3D geologi-cal models, constructed for the Pliocene, TopMiocene and Middle Miocene, suggest that the lo-cation of the depocenters from Middle Miocene toPliocene age migrated towards the northeast andthe major faults trending northwest-southeast con-trolled the dimension and geometry of the de-pocenters.

Restorations demonstrate the shortening due tothe oblique subduction of the Pacific plate beneaththe Australian plate and provide the following in-sights into the evolution of the forearc basin. Theforearc basin features, including accretionarywedge, trenches, and slopes, are interpreted onthe restored models. The restored section of05CM-01 indicates 17 km shortening of the Creta-ceous rocks and 22 km shortening of the Miocenerocks. In addition, the restored section of 05CM-03line also indicates an approximately 4 km of short-ening from Middle Miocene to present. The short-ening rate calculated from the balanced crosssections across the forearc basin is 2-6 mm/yearfrom subduction initiation to present.

In the big picture, calculated rates indicate that5-15% of margin normal plate motion is taken upby the forearc basin deformation. The subductionslab takes up 80% of the current convergence, theremaining 5-15% of margin-normal motion is taken

up by the Taranaki Thrust or other onshore short-ening structures.

Keywords: seismic interpretation, structural ge-ology, palinspastic reconstruction, forearc basin,compressional tectonics.

ÖZErken Miyosen’de başlayıp günümüzde halen

devam etmekte olan Pasifik kıtasının Avusturalyakıtasının altına dalmasına cevaben oluşmuş aktifyayönü havzası, Yeni Zelanda’nın Kuzey Adası’nındoğusunda yer almaktadır. Günümüzde ticari birpetrol-gaz üretimi olmamasına rağmen, baseninkara alanında haritalanmış yüzlerce petrol ve gazsızıntısının olması, açılan kuyuların büyük birçoğunluğunda petrol ve gaz emarelerinerastlanılması aktif bir petrol sisteminin varlığınaişaret etmektedir. Aktif tektonizmanin etkileriningünümüzde de devam etmesinden kaynaklı, bas-enin stratigrafik ve yapısal evrimi oldukçakarmaşıktır.

3 boyutlu ve 2 boyutlu sismik veri, sekans strati-grafik ve yapısal yoruma yönelik metodlarkullanılarak yorumlanip, üç boyutlu jeolojik modeloluşturuldu. Erken Miyosen’de başlayan şıkışmatektoniğiyle birlikte basenin günümüze kadargeçirdiği evrimi ve aktif dalma-batmanın ortayaçıkardığı jeolojik unsurları anlamak için 2 adetbaseni tanımlayan sismik kesitler seçilerekpalinspastik restorasyon yapıldı. OluşturulanPliyosen, Üst ve Orta Miyosen yaşlı çökeller için je-olojik modeller üzerinden çökelim alanları belir-lenip, Orta Miyosen’den Pliyosen’e kadar çökelimalanlarının tektonik etkiyle kuzeydoğuya doğru göçettirildiği ve kuzeybatı-güneydoğu istikametli büyükfaylarla geometrilerinin ve de büyüklüklerininsınırlandırıldığı ortaya konuldu.

Restore edilmiş kesitlerden oblik dalmabatmanın basen üzerinde meydana getirdiğisıkışmadan kaynaklı kısalma hesaplanıp, yayönübaseninin Kretase’den günümüze geçirdiği evrimmodellendi. 05CM-01 numaralı sismik hattınrestorasyonuyla, Kretase çökelleri 17 kmlik, ÜstMiyosen çökelleri 21 kmlik, Orta Miyosen 20 kmlikve son olarak Üst Pliyosen için 11 kmlik kısalmalar

TPJD Bülteni, Cilt 28, Sayı 1, Sayfa 59-74, 2016TAPG Bulletin, Volume 28, No 1, Page 59-74, 2016

SEISMIC INTERPRETATION AND RESTORATION OF A FOREARC BASIN SYSTEM OFFSHORE,NEW ZEALAND

YENİ ZELANDA AÇIK DENİZİNDE YER ALAN YAYÖNÜ BASEN SİSTEMİNİN SİSMİK YORUMU VEYAPISAL RESTORASYONU

Umut IŞIKALP

Türkiye Petrolleri Genel Müdürlüğü, 06100, Ç[email protected]


hesaplandı. Ek olarak, 05CM-03 numaralı sismikhattan da Üst Miyosen’den günümüze 4 kmlik birkısalmanın olduğu hesaplandı. Balans edilmiş ke-sitlerden hesaplanan marjine dik olan kısalmanınyıllık 2-6 mm arasında olduğu ölçülmüştür.

Büyük resme bakıldığında, hesaplanankısalmanın marjine dik plaka hareketinin %5-15’inetekabül ettiği ve yayönü basenindeki deformasyonakarşılık geldiği söylenebilir. Marjine dik hareketin%80i batan levhanın hareketi için gerekliyken,geriye kalan %5-15 ise adanın kara alanındakiTaranaki Bindirmesi ve de diğer küçük çaplısıkışma yapılarına karşılık geldiği ortayakonmuştur.

Anahtar kelimeler: sismik yorum, yapısal je-oloji, palinspastik restorasyon, yayönü baseni,sıkışma tektoniği.

INTRODUCTIONThe study area is located in the offshore, North

Island of New Zealand in an active forearc basin,lies in between the Hikurangi subduction marginand the axial ranges of the North Island (Figure 1).The major structural elements of the basin consistof the Hikurangi trough, an accretionary wedge withseveral thrust-related ridges and associated slopebasins, a forearc domain, the 1700m-high axialranges and a southward propagating continentalbackarc rift and volcanic arc system (Taupo Vol-canic Zone) (Cole and Lewis, 1981; Barnes et al.,2002; Lamarche et al., 2006). Oblique subductionof the Pacific plate beneath the Australian platecommenced at about 25 Ma (Ballance, 1976; Raitet al., 1991; Kamp et al., 1999; Stern et al., 2006)and is still actively occurring beneath the Australian


Seismic Interpretation and Restoration of a Forearc Basin System Offshore...

Figure 1. Location map of the East Coast basin, New Zealand. The boundary of the study area is shownin red. Modified from Christianson (2008).

Şekil 1. East Coast Baseni’nin yerini gösteren bulduru haritası. Çalışma alanının sınırı kırmızı ile gös-terildi.

plate with a rate of 42-48mm/year offshore (Nicolet al., 2007). Shortening and inversion mainly char-acterize the margin setting. The process of subduc-tion is largely responsible for the tectonic featuresof the basin including anticlines, synclines, thrustfaults, and inversion structures (Figure 2). Althoughthere has been no commercial petroleum produc-tion to date, oil and gas seeps throughout the on-shore portion of the basin and oil and gas showsencountered in several wells, suggest an active pe-troleum system. Since the basin is an active fore-arc basin, the stratigraphic and structural evolutionis complex.

DATAThe data set available for the study consists of

digital 2D and 3D seismic reflection data and welldata. The 2D survey contains 46 NE-SW and NW-SE oriented lines running parallel and perpendicu-lar to each other across an area of approximately2800 km2 of the study area. The 3D data arebounded between inline 1969 and 3159 NW andbetween crossline 840 and 4640 NE, covering ap-

proximately an area of 600 km2. Hawke Bay-1 isthe only well within the study area and ties to a 2Dline. Interpretation and mapping of these data wereundertaken using Schlumberger’s Petrel softwarepackage.

PLATE TECTONIC HISTORYFrom Late Cretaceous to Early Eocene times,

the East Coast basin was affected by the riftingcaused by regional tension associated with theseparation of New Zealand from Australia/Antarc-tica. Many studies (Uruski, 1994; Davies et al.,1998; Haskell, 2002) indicate that much of the Cre-

taceous was deposited across a continental mar-gin; facies include shelf sandstone, slope channels,and turbidite fans, as well as thick marine mud-stone. In the offshore East Coast basin, the EarlyCretaceous was part of the active convergent platemargin of Gondwana, while the Mid to Late Creta-ceous was under extensional tectonics resultingfrom sea floor spreading (Laird et al., 2003). InOligocene times, the East Coast basin was domi-


Işıkalp

Figure 2. Structural features: including thrust faults, normal faults, anticlines, synclines, inversion struc-tures of the East Coast New Zealand. Adopted from Barnes et al. (2002).

Şekil 2. East Coast Baseni’ndeki yapısal unsurlar: bindirme fayları, normal faylar, antiklinaller, senklinallerve inversion yapıları.

nated by carbonates with fine calcareous mud-stone and siltstone present. During the EarlyMiocene, the East Coast basin was compressedafter the initiation of the Hikurangi subduction.Southward verging thrusts are identified, as a setof sheets of Cretaceous and Paleocene rockswhich were interpreted to have been thrust or slidby gravity into their present position.

PRESENT DAY PLATE TECTONICSThe East Coast basin is bounded by an uplifted

and semi-emergent accretionary wedge to the eastand an elevated fault bounded frontal ridge under-lain by indurated Mesozoic basement to the west(Bland and Kamp, 2006). Oblique subduction of thePacific plate beneath the Australian plate com-menced at about 25 Ma (Ballance, 1976; Rait et al.,1991; Kamp et al., 1999; Stern et al., 2006) and isstill actively occurring beneath the Australian platewith a rate of 42-48 mm/year offshore (Nicol et al.,2007) . Shortening and inversion mainly character-ize the margin setting. The process of subductionis largely responsible for the tectonic features of thebasin including anticlines, synclines, thrust faults,and inversion structures. Timbrell (2005) andNicol/Uruski (2005) described the structural styleand deformation mechanisms of the margin. A se-ries of major normal faults are present in the basinand downthrowning to the east or southeast. Someof the faults are known to be normal reactivationsof the antecedent reserve faults from the combinedoutcrop and seismic data.

Due to the subsequent severe folding andshortening, parallel depositional geometries showapparent onlap and downlap features that causeinterpretation difficulties. The forearc basin overliesa terrigenous succession of at least 5 km thickcomprised of dominantly deep-water marine sedi-ments. The basin fill is known to be more than 10km thick according to the East Coast Fact File Re-port published on The Ministry of Economic Devel-opment website. The depth conversion of theseismic data also suggests a maximum thicknessof approximately 14 km of basin fill.

STRATIGRAPHYThe stratigraphy of the East Coast basin has

been studied extensively by many authors; Leslie(1971 a, 1971b), Moore (1988, 1989), Lewis andPettinga (1993), and Ballance (1993b).

The basement rocks of the study area are theTriassic to Early Cretaceous age, indurated andstrongly deformed sandstones and mudstones ofTorlesse Supergroup (Browne, 1986). The deposi-tion of deeper water mudstone facies with occa-sional incursions of fan sandstones occurred in thePaleogene, after the spreading of the sea floorstopped in the Tasman Sea in the Late Paleocene,and was followed by the regional thermal subsi-dence of the East Coast passive margin (Uruski,

1994). Paleocene units in the onshore comprisesof the upper part of the Whangai and Waipawa for-mations. The Paleogene was dominated by themudstones, which includes bentonites, thought tobe act as effective regional seals (Uruski, 1994).

The sediments of the Miocene were affected bythe initiation of the Hikurangi margin. Faulting be-came compressional and uplift of the coastal tec-tonic zone are present in the offshore Hawke Bayregion. Early Miocene sediments are dominantlymudstone but some parts of the basin sandstoneformations. Miocene reservoirs, in which arethought to be the best reservoirs for the region, areformed between rising anticlinal ridges of the basin(Christianson, 2008). The Late Miocene consists ofdeep water mudstones, siltstones, and tuff bedswhich should provide effective seals over the sand-stone formations (Uruski, 1994). ThePliocene/Pleistocene sediments are characterizedby limestones in the onshore portion of the basin.The limestone bands are encountered betweenthick muddy sandstone and sandy mudstone de-posits (Uruski, 1994).

PETROLEUM SYSTEMSNumerous seeps and stains have been investi-

gated and mapped in the onshore East Coast basinindicating an active petroleum system. Two oilprone source rocks –Waipawa and Whangai For-mations – have been identified and mappedthroughout the basin. The TOC content of theWaipawa Formation ranges from 4.5 to 12wt. % av-eraging 5wt. %, with a thickness up to 70 meters(Killops et al., 2000). The Whangai Formation hasa lower TOC content ranging from 0.2 to 1.5wt. %-averages 1 wt. %. with a thickness up to 600 me-ters. Both source rocks have oil and gas generationpotential (Field et al., 1997). The study conductedby Funnell et al. (2002) suggested that the knownsource rocks in the region, the Waipawa Formationblack shale and the Whangai Formation should bewidely mature for oil and gas in large areas off-shore.

Numerous potential reservoir rocks with depo-sitional facies ranging from shallow shelf to deepsubmarine clastics are present throughout thebasin. Miocene and younger strata have betterreservoir quality than the older formations (Field etal. 1995). The Miocene section has good porositycharacteristics and is known to be the most favor-able section for good reservoir quality sandstone(Christianson, 2008). Elongate intra-slope basinsdeveloped between thrust ridges, shelf sandstoneslope channels, and turbidite fans are the most sig-nificant targets for hydrocarbon exploration. Theconceptual, large scale, paleogeographic model forthe northern Hawke Bay area created for the Mid-dle Miocene Tunanui Formation, suggests thatthick sands are in structural lows and should beconsidered as potential reservoir units as much as



structural highs. Applying this concept to our studyarea can help us to predict new potential reservoirlocations. The rocks that formed the East Coastbasin were deposited in a marine setting , thus fine-grained marine sediments such as mudstone andshales provide effective seals for hydrocarbon en-trapment. However, intense faulting and foldingpresent in the basin may cause a loss of seal ca-pacity and leakage to occur. The traps are mostlystructural, anticlinal or fault bounded and related todevelopment of the forearc basin. During theMiocene compressional event structural traps,such as anticlines, formed trap targets for the area.

SEISMIC INTERPRETATION Due to a lack of sufficient well data, seismic in-

terpretation was done mainly based on seismic re-flector characteristics. The horizon interpretationson the 2D line were carried over the 3D seismic vol-ume in the area where no well data available. Inaddition; changes in reflector dip, seismic reflectionterminations (such as truncations, onlaps, down-laps, toplaps), erosional unconformities and angu-lar unconformities are used to identify and track thehorizons through the data volume. Three horizonswith ages of Top Pliocene, Top Miocene, and Mid-dle Miocene were identified on all interpreted seis-mic profiles, while two additional horizons ofMiocene age were interpreted in the 3D survey.However, only the horizons –Top Pliocene, TopMiocene, Middle Miocene– that were supported bythe available data and literature were picked withcertainty across the data. Due to the basins closeproximity to the Hikurangi subduction margin be-

tween the Pacific and Australian plates, faults areabundant in the area of interest.

Before picking the faults on the 3D volume, Pe-trel Ant Tracking was performed to obtain an ideaof the trends of the faults in the 3D area. The vari-ous types of faults –such as normal faults, listricfaults, thrust faults, imbricate faults, mega splayfaults and inverted-normal faults- are identified inthe 2D and 3D seismic data All interpreted 2D linesand 3D survey from Top Pliocene to the detach-ment are shown in Figure 3. Inverted anticlines,normal faults and their related structures, such aspull-ups, are recognized on the 3D survey Figure4.

In the 3D survey area, the fault and horizonspicks are used to construct a geologically realistic3D model. For each horizon; Pliocene (Figure 5a),Top Miocene (Figure 5b), and Middle Miocene (Fig-ure 5c), 3D horizon models are built and helped in-vestigate topographic highs and lows,depocenters, and faults that cut through the struc-tural features in the time interval of each horizon.Fault models generated based on picks on the 3Dsurvey mainly trend NE-SW direction. Combininginline, crossline, time-slice, overlapping 2D linedata help to evaluate the consistency and thor-oughness of the fault models across the 3D survey.3D model of the Pliocene time interval indicatesthat the depocenters are located in the northeast-ern part of the 3D survey area. In addition, in thecenter and southeastern part of the basin minor de-pocenters exist. From Miocene to Pliocene age, 3Dmodels demonstrate a change in depocenter loca-tions moving to the northeast. The cold colors rep-


Figure 3. Interpreted 2D lines of the study area. The red line on the inset map shows the visible 2D lineson the map.

Şekil 3. Yorumlanmış 2 boyutlu sismik kesitler. Kırmızı ile işaretlenmiş alandaki hatların görünümü.

Işıkalp

resent topographic lows while the warm colors rep-resent topographic highs in the study area. Thefault models show that the development of de-pocenters and their unity were constrained by NE-SW faults and can clearly be seen on Figure 6.

STRUCTURAL RESTORATIONStructural restoration is an important procedure

used to validate interpretations by undeforming therocks to their original depositional geometry. Re-stored sections provide insights into the deposi-tional and tectonic evolution of basins.

In this study, the 2D seismic profiles -05CM-01and 05CM-03- were chosen for structural restora-tion. The 05CM-01 profile is approximately 150 kmlong, showing all the important features of the fore-arc basin such as ridges, slopes, accretionarywedge, inversion structures, and thrust complexes.The 05CM-03 profile is approximately 90 km longand the second most appropriate section forrestoration, since most of other 2D lines are tooshort in terms of providing useful information aboutthe evolution of the forearc system. After all of the

horizon, fault, and construction lines are tidied up,polygons are created for each horizons.

Since all the data are in two-way travel time(TWT), depth conversion was required for a validrestoration process. Air gun well velocity surveywas used for depth conversion to estimate averageseismic velocities, based on interval velocities de-rived from calibrated log data. Due to lacking ofdepth coefficient data, constant values of shales,mudstones, and clays in the literature are used inorder to make the depth conversion reasonable.The process of reconstruction is summarized inFigure 7.

In this study, I sequentially restored two-depth-converted seismic profiles traversing the depocen-ter of the basin to determine the subsidence historyand determine the timing of trap formation. Therestorations also provided insights into the paleoto-pographic evolution of the basin.

The methodology used for the restoration con-sists of 3 steps. The first step is to restore faultsand folds using the proper algorithms that wereprovided by 2DMove. Fault parallel flow algorithm


Figure 4. Inversion fold and associated structures–growth strata, pull-up, and inverted normal fault- areshown on an inline -2533-.

Şekil 4. Inversion kıvrımı ve ilgili yapılar–büyüme yapısı, hız çekmesi, ve inversiona uğramış normalfayın inline 2533 üzerindeki gösterimi.



Figure 5. a) 3D geological model for the Top Pliocene. b) 3D geomodel for the TopMiocene. c) 3D geomodel for the Middle Miocene. For each figure, pur-ple areas are the topographic lows and showing the depocenters.

Şekil 5. a) Üst Pliyosen 3B jeolojik modeli. b) Üst Miyosen 3B jeolojik modeli. c)Orta Miyosen 3D jeolojik modeli. Bütün resimlerde mor alanlar topoğrafikolarak alçak yerleri ve çökelim alanlarını göstermektedir.

(a)

b

c

Işıkalp

is used to restore the highly complex thrust faultsystems. Fold restorations are performed by LineLength Unfolding feature in 2DMove which main-tains constant line lengths. The second step of therestoration is to edit the inconsistencies afterrestoring the faults and folds and removing the pinsthat were used to unfold the folds –pin describesthe surface of zero slip during the folding process.The third step is to remove the effects of sediment

loading using the decompaction tool. Decompaction is an important step in terms of

obtaining a precise geometry of the reconstructedstructures in regions. For a valid decompactionprocess, the thickness, age, porosity, and depth ofthe units should be determined. When dealing withmultiple layers of stratigraphic units, the decom-paction should be done individually at each stageto obtain a complete evolution of the tectonic sub-


Figure 6. Faults models shown on a time-slice map. Note the consistency between 3D faults modelsand faults present on time-slice data. Depocenters are also recognizable.

Şekil 6. Fay modellerinin time-slice üzerinde gösterimi. Çökelim alanları net şekilde görülüyor.

Figure 7. A workflow for the structural restoration of a cross section.Şekil 7. Kesitin yapısal restorasyonu için izlenen iş akışı.


sidence. Compaction coeffecients were assumedby estimating the dominant proportions of sands,shales, limestone of each individual seismic unit.

The restoration results are represented sequen-tially from Cretaceous period to present time, in-cluding 5 stages of reconstruction Figure 8. Thebasin was under extensional tectonics resultingfrom sea floor spreading during the Cretaceous,thus there is no evidence of subduction seen onthe restored section (Figure 8e). When the subduc-tion initiated, the effects started to be seen on therestored section of the Middle Miocene. Creta-ceous rocks had been shortened by the tectonicforces and changed their shapes.

The accommodation that was created onto thesubducted portion of Pacific plate filled with theMiocene sediments and formed the accretionary

wedge. The model suggests that the length of thesection extended due to the sediments depositeddown dip; however, the Cretaceous measurementsindicated an approximately 6 km of shortening.Small-scale faults associated with the subductionwere also developed and recognized (Figure 8d).Gentle slope basins began to form at the base ofthe lower slope where sediments accumulated be-tween adjacent thrust faults in the Top Miocene re-stored section. Slope basins and trench fillspresent on the accretionary wedge of the develop-ing forearc basin. As stated by Leeder (1999) “theefficiency of the forearc traps increases as ridge-like barriers form by accretionary off scrapping atthe trench-slope break”. While the basin continuedto develop with the deposition of Mid-Mioceneunits, the Cretaceous rocks were compressed by


Figure 8. Restored cross section (05CM-01). From top to bottom, a) present b) Top Pliocene, c) TopMiocene, d) Middle Miocene, and e) Cretaceous. Vertical exaggeration ratio is ~ 3:1.

Şekil 8. Restore edilmiş kesit (05CM-01). Yukarıdan aşağıya sırasıyla, a) güncel b) Üst Pliyosen, c) ÜstMiyosen, d) Orta Miyosen, ve e) Kretase. Düşey abartma yaklaşık 3:1.

(b)

(a)

(c)

(d)

(e)

Işıkalp

the subduction and shortened approximately 3 kmand the water column got shortened more (Figure8c). The distribution of trench sediment infill in-creases with the continuation of the subductionfrom Middle Miocene to Plioecene-Pleistocene.The slope-trench break becomes distinctive at thePleistocene-Pliocene section. Depocenters be-tween thrust ridges took their shapes. The com-pressional effects of the subduction can still berecognized on the model. The shortening ratesmeasured for the Cretaceous and Middle Mioceneand Top Miocene sections are 4, 8 and 9 km, re-spectively, at this stage of the basin evolution pe-riod (Figure 8b).From Pliocene to date; the basinhas still been under the influence of the Hikurangisubduction, most of the water column filled withsediments. The compressive forces shortened theCretaceous rocks at around 4 km in this stage. Theshortening rates measured for the Middle Mioceneand Top Miocene rocks are 9 and 11 km, respec-tively (Figure 8a). Table 1a presents the length ofthe Cretaceous units measured on the restoredsections as described above. Table 1b presents thetotal lengths of the each section.

The restored 05CM-03 line extends over alength of 89.5 km and does not provide more infor-mation about the forearc evolution; since it doesnot even reach to the accretionary wedge. Thecompression rate is relatively small due to the lo-cation of the seismic line. However, the compres-sional effects of the present subduction can beseen on the models (Figure 9).

From Cretaceous to Middle Miocene, the basinappears to be developed without affected by the in-fluence of the subduction. The length measure-ment of the section suggests a small-scaleextension occurring from Cretaceous to MiddleMiocene (Figure 9d-e). The fold structure presentin the middle portion of the cross section is thoughtto be the product of the compression and might beformed during an uplift related to on-going com-pression. The uplifted section of the Top Mioceneunits eroded away and deposited to the east wherethe sediment deposition is higher. Note that, thewater column of the section also gets narrowerwhile the basin continues to grow (Figure 9c).Since the eroded parts of the Top Miocene andPliocene sections constructed back, the assump-tion is that the uplift and erosion have taken placein this stage. The cross section length presented inTable 1c points out that the basin shortened at ap-proximately 2 km from Top Miocene to present(Figure 9).

DISCUSSIONThe rate of geological shortening calculated

from the restored section of this study for the upperplate is 2-6mm/year corresponding to 5-15% ofplate convergence rate. The remaining 85-95% ofplate motion could be explained by the differentfactors listed below:

1) plate subduction accommodating the margin-normal slip;

2) strike-slip faulting (North Island Dextral FaultSystem, Wellington Fault) in the upper plate (Fig-ure 10) accommodating the margin parallel-slip;

3) clockwise rotation of the eastern North Islandaccommodating the margin parallel-slip.

With the information derived from previous stud-ies, most (60-90%) of the margin-parallel compo-nent of relative motion is known to beaccommodated by the clockwise rotation in theNorth Island (Nicol et al., 2007). Nicol et al. (2007)state that rotations could accommodate all the mar-gin parallel motion from Oligocene to 1-2 Ma.Strike-slip faults onshore have been active in thelast 1-2 Ma and could be responsible for the re-maining 10-30% of the margin-parallel motion ofthe basin. Geological and GPS datasets suggestthat the block rotation could account for about 20and 90% of the margin-parallel component of rela-tive motion (Nicol and Wallace, 2007). Wallace etal. (2004) also conclude that 25-65% of the mar-gin-parallel motion in the North Island was accom-


Table 1. a) The length of the Cretaceous unitsmeasured on the restored section of05CM-01 with respect to the geologicalage. Note the shortening of the Creta-ceous units through time. b) The lengthof the cross sections measured on therestored sections of 05CM-01 with re-spect to the geological age. c) Thelength of the cross sections measuredon the restored sections of 05CM-03with respect to the geological age.

Tablo 1. a) Restore edilmiş kesit (05CM-01) üz-erinden ölçülmüş Kretase uzunlukları-yaşa göre sıralı. Günümüze kadar kikısalmaya dikkat edin. b) 05CM-01 kesidiüzerinden ölçülmüş uzunlukların göster-imi, yaşa göre sıralı. c) 05CM-03 kesidiüzerinden ölçülmüş uzunlukların göster-imi, yaşa göre sıralı.

(a)

(b)

(c)


modated by the clockwise rotation of the basin,which is similar to the Cascadia forearc where ro-tation accommodates most of the margin-parallelcomponent of the relative motion (McCaffrey et al.,2007). Paleomagnetic and geodetic data indicatea clockwise rotation of around 4o/Myr for the Hiku-rangi margin (Walcott, 1994; Wallace et al., 2004;Nicol et al., 2007). The increase in finite rotationswith rock age also suggests that the clockwise ro-tation of the margin has been occurring for morethan 15 Myr (Walcott, 1984; Rowan et al., 2005).The North Island Dextral Fault system, includingWellington and Wairarapa faults, onshore may alsoaccommodate some of the margin-parallel motion;however, no data are available for high rates ofstrike-slip faulting that could take up most of themargin-parallel component.

In the active Hikurangi margin in the presentday setting, 80% of the current convergence istaken up by the subducting slab as stated by Nicolet al. (2007). In this study, the calculated shorteningacross the forearc basin takes up the 5-15% of themargin normal motion of the basin. The remaining5-15% of margin normal motion could be taken upby the Taranaki Thrust or other onshore shorteningstructures (Figure 10).

At the southern end of the Hikurangi margin, theAlpine and Marlborough Fault systems (Figure 10)accommodate at least 70-75% of the relative platemotion (Norris and Cooper, 2001; Sutherland et al.,2006), which is analogous to the San AndreasFault System where most of the relative plate mo-tion is taken up by large strike-slip faulting (Yeatsand Berryman, 1987). Table 2 summarizes the


Figure 9. Restored cross section (05CM-03). From top to bottom, a) present, b) Top Pliocene, c) TopMiocene, d) Middle Miocene, and e) Cretaceous. Vertical exaggeration ratio is ~3:1.

Şekil 9. Restore edilmiş kesit (05CM-03). Yukarıdan aşağıya sırasıyla, a) güncel, b) Üst Pliyosen, c) ÜstMiyosen, d) Orta Miyosen, ve e) Kretase. Düşey abartma yaklaşık ~3:1.

(b)

(a)

(c)

(d)

(e)

Işıkalp

structures that are responsible to accommodatethe margin-parallel and margin-normal motions ofthe basin.

As mentioned in previous chapters, an activepetroleum system is known to be present in thestudy area. Oil and gas seeps investigated andmapped throughout the onshore North Island andwells drilled with significant oil and gas kicks provethe presence of source rocks. Geochemical(Rogers et al., 1999) and thermal modeling (Fieldand Uruski, 1997) studies revealed that two sourcerocks interval with potential for hydrocarbon gen-eration are present, the Waipawa and the WhangaiFormations. Potential reservoir rocks ranging fromshallow shelf to deep submarine clastics are alsopresent. Fine grained marine sediments such asmudstone and shales provide effective seals for hy-drocarbon entrapment.

Both structural and stratigraphic traps occur inthe basin; however, a complicated structural historywith on-going tectonic activity destroys the petro-leum traps and causes hydrocarbons to escape orleak. So, in this case, the key point is to predict thepotential traps that have not been affected by theon-going subduction. The further move away fromthe Hikurangi trough, the more likely that trapshave been destroyed by severe tectonic episodereduces. Two large anticline structures, which wereformed during Miocene times, located in the NW

05CM-01 may work in this case. However, one ofthose anticlines was drilled in 1976 and proved tobe a gas charged marly limestone. The other anti-cline structure, which is marked with a star on therestored cross section of 05CM-03 (see Figure 9),was formed during the Late Miocene and couldalso be a potential target to drill. Further explorationtargets could be turbidites, since they are wide-spread and easy to recognize on seismic data.Structural lows, marked on 3D geomodels (Figure5a, b, c), are the potential depositional centers forturbidite sands.

CONCLUSIONSThe geology and petroleum aspects of the

study of the East Coast basin are strongly con-trolled by the oblique subduction of the Pacific platebeneath the Australian plate. In this study, the de-velopment of the forearc basin has been investi-gated in terms of the deposition centerdevelopment, and migration; forearc basin struc-tural development, compression rates by construct-ing 3D geological models and restoring 2D seismiccross sections. From this research I conclude thefollowing:

• The 3D geomodels illustrate the paleotopo-graphic history of the 3 geologic age intervals, TopPliocene, Top Miocene, and Middle Miocene, andprovide information about where the depositioncenters of the each geological age were located inthe basin.

• The migration of the depocenters to the north-east direction corresponds to the compressionalregime of the basin as observed and mapped onthe 3D geomodels.

• NE-SW trending faults constrained the devel-opment of depocenters and their unity as the mod-els suggest.


Figure 10. Cross section showing the structures of the North Island that accommodate the margin-normalshortening. Percentages represent the margin-normal motion that the structures accommo-date the minor component of the margin-parallel motion. Modified from Nicol et al. (2007).

Şekil 10. Kuzey Adası’ndaki kıtaya dik kısalmayı karşılayan yapıların -yüzde olarak karşılıkları da belir-tilerek- kesit üzerinde gösterimi.

Table 2. Table shows the structures that accommo-dates the margin-parallel and margin-nor-mal motion of the basin.

Tablo 2. Kıtaya dik ve paralel hareketi karşılayanyapıları gösteren tablo.


• Inversion folds recognized in the 3D surveyarea indicate a small-scale extension in thePliocene. Inverted normal faults, growth strata onthe hanging wall and pull-up structures recognizedon the seismic data indicate to inversion.

• The restored section of 05CM-01 line sug-gested that the Cretaceous units have been com-pressed and shortened by approximately 17 kmafter subduction initiation. Moreover, the MiddleMiocene, Top Miocene, and Pliocene units havealso been influenced by the present subductionand shortened at roughly 17, 20, 11 km, respec-tively.

• The restored section of 05CM-03 line indicatesan approximate 4 km of shortening from MiddleMiocene to present. The fold structure present inthe middle portion of the restored cross section isinterpreted to be the product of the subduction.

• The shortening rate, calculated from the re-stored cross sections of this study, across the fore-arc basin is 2-6 mm/year.

ACKNOWLEDGEMENTTurkish Petroleum Corporation is greatly appre-

ciated for providing financial support throughout mystudy. I would also like to sincerely thank to my ad-visor Dr. Bruce Trudgill for his guidance and sug-gestions.

REFERENCESBallance, P.F., 1976, Evolution of the Upper Ceno-

zoic Magmatic Arc and Plate Boundary onNorthern New Zealand: Earth and PlanetaryScience Letters, vol. 28, p. 356-370.

Ballance, P.F., 1993b, The Paleo-Pacific, Post-sub-duction, Passive Margin Thermal RelaxationSequence (Late Cretaceous-Paleogene) ofthe Drifting New Zealand Continent, In Bal-lance, P.F. (Ed.), South Pacific SedimentaryBasins, Sedimentary Basins of the World,vol. 2: Amsterdam (Elsevier), p. 93-110.

Barker, D.H.N., Sutherland, R., Hnerys, S., Bannis-ter, S., 2009, Geometry of the HikurangiSubduction Thrust and Upper Plate, NorthIsland, New Zealand: The American Geo-physical Union, vol. 10, no. 2.

Barnes, P.M., Mercier de Le´pinay, B., Collot, J.Y.,Delteil, J., Audru, J.C., 1998a, Strain Parti-tioning in the Transition Area betweenOblique Subduction and Continental Colli-sion, Hikurangi Margin, New Zealand: Tec-tonics, vol. 17, no. 4, p. 534–557.

Barnes, P.M., Nicol, A., Harrison, T., 2002, LateCenozoic Evolution and Earthquake Poten-tial of an Active Listric Thrust Complexabove the Hikurangi Subduction Zone, NewZealand: GSA Bulletin, vol. 14, no. 11, p.1379-1405.

Bauer, T.E., Skytta, P., Allen, R.L., Weihed, P.,2011, Syn-extensional Faulting Controlling

Structural Inversion – Insights from thePalaeproterozoic Vargfors syncline, Skelleftemining district, Sweden: Precambrian Re-search, vol. 191, p. 166-183.

Beanland, S., Melhuish, A., Nicol, A., Ravens, J.,1998, Structure and Deformation History ofthe Inner Forearc Region, Hikurangi Sub-duction Margin, New Zealand: New ZealandJournal of Geology and Geophysics, vol. 41,p. 325-342.

Bland, K.J., Kamp, P.J.J., Nelson, C.S., 2004,Stratigraphy and Development of the LateMiocene-Early Pleistocene Hawke’s BayForearc Basin: 2004 New Zealand Petro-leum Conference Proceedings, Ministry ofCommerce, Wellington.

Bland, K.J., Kamp, P.J.J., 2006, Geological Struc-ture of the Forearc Basin in Central Hawke’sBay, Eastern North Island: 2006 NewZealand Petroleum Conference Proceed-ings, Ministry of Commerce, Wellington.

Bland, K.J., Kamp, P.J.J., Nelson, C.S., 2008, LateMiocene – Early Pleistocene Paleogeogra-phy of the Onshore Central Hawke’s BaySector of the Forearc Basin, Eastern NorthIsland, New Zealand, and some Implicationsfor Hydrocarbon Prospectivity: 2008 NewZealand Petroleum Conference Proceed-ings, Ministry of Commerce, Wellington.

Bond, G. C., and Kominz, M. A., 1984, Construc-tion of Tectonic Subsidence Curves for theEarly Paleozoic Miogeocline, SouthernCanadian Rocky Mountains--Implications forSubsidence Mechanisms, Age of Breakup,and Crustal Thinning: Geological Society ofAmerica Bulletin, vol. 95, p. 155-173.

Bradshaw, J.D., Andrews, P.B., 1980, Torlesse Ter-rane Excursion, p. C1-C12 IN: Weaver, S.D.;Lewis, D.W. (eds.) Geological Society ofNew Zealand 1980 conference,Christchurch: Field Excursion Guide Book.

Browne, G.H., 1986, Basement-cover Relation-ships and Tectonic Significance of Mt Miro-roa, Western Hawke’s Bay: Journal of theRoyal Society of New Zealand, vol. 16, p.381-402.

Busby, C., Azor, A.P., 2012, Tectonics of Sedimen-tary Basins: Recent Advances,Wiley-Black-well, UK.

Cande, S.C., Stock, J.M., 2004, Pacific–Antarctic–Australia Motion and the Formation of theMacquarie Plate: Geophysical Journal Inter-national, vol. 157 (1), p. 399–414.

Christianson, L., 2008, Offshore East Coast BasinExploration Update, Plains Exploration &Production Company.

Cole, J.W., Lewis, K.B., 1981, Evolution of theTaupo-Hikurangi Subduction System:Teconophysics, vol. 72, p. 1-21.


Işıkalp

Davies, E.J., Frederick, J.B., Leask. W.L., Williams.T.J., 1998, East Coast Basin Exploration:1998 New Zealand Petroleum ConferenceProceedings, Ministry of Commerce,Wellington.

Davies, E.J., Frederick, J.B., Leask. W.L., Williams.T.J., 2000, East Coast Drilling Results: 2000New Zealand Petroleum Conference Pro-ceedings, Ministry of Commerce, Wellington.

Dickinson, W.R., Seely, D.R., 1979, Structure andStratigraphy of Forearc Region: The Ameri-can Association of Petroleum GeologistsBulletin, vol. 63, no. 1, p. 2-31.

Einsele, G., 2000, Sedimentary Basin: Evolution,Facies, and Sediment Budget, pp. 592-599,Springer, New York, NY.

Field, B.D., Uruski, C., 1995, East Coast Hydrocar-bon Potential, an Updated Interpretation:Petroleum Exploration News, vol. 44, Min-istry of Economic Development, NewZealand.

Field, B.D, Uruski, C.I., 1997, Cretaceous-Ceno-zoic Geology and Petroleum Systems of theEast Coast Region, New Zealand., Mono-graph 19, Institute of Geological and NuclearScience Limited, New Zealand: Journal ofGeophysics, vol. 77, p. 4432-4460.

Francis, D., 1992, Oil Seeps and Oil Impregnationsin Dannevirke-Castlepoint Area, SouthernEast Coast Basin: Petroleum ExplorationNews, vol. 34, Ministry of Economic Devel-opment, New Zealand.

Francis, D., 1993, Historic Oil Exploration in theECB Part 1: 1874-1932: Petroleum Explo-ration News, vol. 38, Ministry of EconomicDevelopment, New Zealand.

Francis, D.A., 1998, The Real Oil and a bit of Gason East Coast Reservoirs: 1998 NewZealand Petroleum Conference Proceed-ings, Crown Minerals, Ministry of Com-merce, Wellington, p.173-188.

Francis, D., Bennett, D., Courteney, S., 2004, Ad-vances in Understanding of Onshore EastCoast Basin Structure, Stratigraphic Thick-ness and Hydrocarbon Generation: 2004New Zealand Petroleum Conference Pro-ceedings, Ministry of Commerce, Wellington.

Funnell, R.H., Darby, D., Stagpoole, V.M., Field,B.D., and Uruski, C.I., 2002, Petroleum Gen-eration and Migration Models for the EastCoast Basin: 2002 New Zealand PetroleumConference Proceedings, Ministry of Com-merce, Wellington.

Furlong, K.P., Kamp, P.J.J., 2009, The LithosphericGeodynamics of Plate Boundary Transpres-sion in New Zealand: Initiating And Emplac-ing Subduction Along The Hikurangi Margin,and the Tectonic Evolution Of The AlpineFault System: Tectonophysics, vol. 474, p.449-462.

Haskell, T.R., 2002, The East Coast Basin SeismicSequence of Capre Runaway as an Elementof New Zealand’s Eastern Petroleum Sys-tem: 2002 New Zealand Petroleum Confer-ence Proceedings, Ministry of Commerce,Wellington.

Heffer, K., Milne, A., Simpson, C., 1976, Well Com-pletion Report – Hawke’s Bay 1(BP ShellAquitaine and Todd Petroleum DevelopmentLtd.), Ministry of Commerce, New Zealand,unpublished open-file petroleum report 667,Ministry of Commerce, Wellington.

Kamp, P.J.J., Tippett, J.M., 1992, Fission TrackAnalysis Reveals Tectonic Architecture andDynamics of the South Island Collision Zone(New Zealand): Proceedings 7th Interna-tional Workshop on Fission Track Ther-mochronology, Philadelphia.

Kamp, P.J.J., Raza, A., Brown, R.W., Balance, P.F.,Hill, K.C., 1999, Thermal History of the EarlyMiocene Waitemata Basin and AdjacentWaipapa Group, North Island, New Zealand:New Zealand Journal of Geology and Geo-physics, vol. 42, p. 469-488.

Killops, S.D., Carlson, R.M.K., Peters, K.E., 2000,High-temperature GC Evidence for the EarlyFormation of C40+ n-alkanes in Coals: Or-ganic Geochemistry, vol. 31, p. 589–597.

Laird, M.J., Bassett, K., Schiøler, P., Morgans,H.E.G., Bradshaw, J., Weaver, S.D., 2003,Paleoenvironmental and Tectonic ChangesAcross the Cretaceous/Tertiary Boundary atTora, Southeast Wairarapa: a Link BetweenMarlborough and Hawke's Bay: NewZealand Journal of Geology and Geo-physics, vol. 46, p. 275-293.

Lamarche, G., Barnes, P.M., Bull, J.M., 2006,Faulting and Extension Rate over the Last20,000 years in the Offshore WhakataneGraben, New Zealand: Tectonics, vol. 25,TC4005, doi:10.1029/2005TC001886.

Leeder, M.R., 1999, Sedimentology and Sedimen-tary Basins. From Turbulence to Tectonics:Blackwell Publishing, Malden, USA.

Lensen, G.J., 1978, Tertiary Stratigraphy, Marlbor-ough. In R.P. Suggate, G.R. Stevens, M.T.Te Punga (Eds): The Geology Of NewZealand, Government Printer, Wellington,vol. 2, p. 484-488.

Leslie, W. C., 1971a, Well Report Ongaonga-1,Beaver Exploration NZ Ltd., unpublishedopen-file petroleum report 271, Ministry ofCommerce, Wellington.

Leslie, W.C., 1971b, Well Report Mason Ridge-1,New Zealand Geological Survey (PetroleumSection) unpublished open-file petroleum re-port 272, Ministry of Commerce, Wellington.

Lewis, K.B., Pettinga, J.R., 1993, The Emerging,Imbricate Frontal Wedge of the HikurangiMargin, In: Balance PF (Ed.), Basins of the



Southwest Pacific, Sedimentary Basins ofthe World, vol. 3, p. 225-250.

Lowry, D., Francis, D.A., Bennet, D.J., 1998, Bio-genic Gas: A New Play in the East CoastBasin of New Zealand: 1998 New ZealandPetroleum Conference Proceedings, Min-istry of Commerce, Wellington.

Lyon, G.L., Giggenbach, W. F., Francis, D., 1992,The Stable Isotope Composition of someEast Coast Natural Gases: 1991 NewZealand Petroleum Conference Proceed-ings, Crown Minerals, Ministry of Com-merce, Wellington, p. 310-319.

Mazengarb, C., 1991, Cretaceous Stratigraphy andBasin Development of Raukumara Penin-sula: DSIR Geology and Geophysics Re-post, Pre Publication Manuscript, p. 64.

Mazengarb, C., 1993, Cretaceous Stratigraphy ofRaukumara Peninsula: Insititute of Geologi-cal and Nuclear Science Science Report,vol. 93, p. 2051.

McCaffrey, R., 1992, Oblique Plate Convergence,Slip Vectors, and Forearc Deformation: Jour-nal of Geophysics, vol. 97, p. 8905-8915.

McCaffrey, R., Zwick, P. C., Bock, Y., Prawiodirdjo,L., Genrich, J. F., Stevens, C. W., Pun-todewo, S. S. O., Subaraya, C., 2000b,Strain Partitioning During Oblique PlateConvergence in Northern Sumatra: Geo-detic and Seismologic Constraints and Nu-merical Modeling: Journal of Geophysics,vol. 105, p. 28363– 28376.

McCaffrey, R., A. I. Qamar, King, R. W., Wells, R.,Khazandre, G., Williams, C. A., Stevens, C.W., Vollick, J., and Zwick, P., 2007, FaultLocking, Block Rotation, and Crustal Defor-mation in the Pacific Northwest: Journal ofGeophysics, vol. 169, p. 1315–1340.

Murray, A.P., Summons, R.E., Boreham, C.J.,Reed, J.D., Francis, D.A., 1994, Geochem-istry of Oil and Source Rocks of the EastCoast Basin and Implications for theTaranaki Basin, New Zealand: 1994 NewZealand Petroleum Conference Proceed-ings, Ministry of Commerce, Wellington.

Moore, P.R., 1987, The Late Cretaceous – Pale-ocene Sequence (Whangai Formation) inOpoutama-1 and Morere-1 Wells, NorthernHawke’s Bay: a reassessment: NewZealand Geological Survey Report G120.

Moore, P.R., 1988, Stratigraphy, Composition andEnvironment of Deposition of the WhangaiFormation and Associated Late Cretaceousand Paleocene Rocks, Eastern North Island,New Zealand: New Zealand Geological Sur-vey Bulletin 100.

Moore, P.R., Isaac, M.J., Mazengarb, C., Wilson,G.J., 1989, Stratigraphy and Structure ofCretaceous (Neocomian-Maastrichtian)Sedimentary Rocks in the Anini-Okaura

Stream Area, Urewera National Park, NewZealand: New Zealand Journal of Geologyand Geophysics, vol. 32(4), p. 515-526.

Nicol, A., Acocella, V., Spinks, K., Cole. J., 2003,Oblique Back Arc Rifting of Taupo VolcanicZone, New Zealand: American GeophysicalUnion, 0278-7407/03/2002TC001447.

Nicol, A., Uruski, C., 2005, Structural interpretationand cross section balancing, East CoastBasin, New Zealand: Institute of Geologicaland Nuclear Sciences Client Report2005/117 9p plus 4 enclosures.

Nicol, A., Mazengarb, C., Chanier, F., Rait, G., andothers, 2007, Tectonic Evolution of the Ac-tive Hikurangi Subduction Margin, NewZealand, since the Oligocene: Tectonics,vol. 26, TC4002.

Nicol, A., Wallace, L.M., 2007, Temporal Stabilityof Deformation Rates: Comparison of Geo-logical and Geodetic Observations, Hiku-rangi Subduction Margin, New Zealand:Earth and Planetary Science Letters, vol.258, p. 397-413.

Norris, R. J., Cooper, A. F., 2001, Late QuaternarySlip Rates and Slip Partitioning on the AlpineFault, New Zealand: Journal of StructuralGeology, vol. 23, p. 507–520.

Rait, G., Chanier, F., Waters, D., 1991, Landwardand Seaward Directed Thrusting Accompa-nying the Onset of Subduction beneath NewZealand: Geology 19, p. 230-233.

Rogers, K.M., Collegen, V.B., Johnston, J.H.,Elgar, N.E., 1999, A Geochemical Appraisalof Oil Seeps from the East Coast Basin, NewZealand: Organic Geochemistry, vol. 30, p.593-605.

Rowan, C. J., Roberts, A. P., and Rait, G. J., 2005,Relocation of the Tectonic Boundary be-tween the Raukumara and Wairoa Domains(East Coast, North Island, New Zealand):Implications for the Rotation History of theHikurangi margin: New Zealand Journal ofGeology and Geophysics, vol. 48, p. 185–196.

Stern, T.A., Stratford, W.R., Salmon, M.L., 2006,Subduction Evolution and Mantle Dynamicsat a Continental Margin: Central North Is-land: New Zealand” Reviews of Geophysics,vol. 44(4).

Sutherland, R., Berryman, K., Norris, R., 2006,Quaternary Slip Rate and Geomorphologyof the Alpine Fault: Implications for Kinemat-ics and Seismic Hazard in Southwest NewZealand: The Geological Society of AmericaBulletin, vol. 118(3–4), p. 464–474.

Stoneley, R., 1968, A Lower Tertiary Decollementof the East Coast, North Island, NewZealand: New Zealand Journal of Geologyand Geophysics, vol. 11, p. 128-156.


Işıkalp

Stuwe, K., 2002, Geodynamics of the Lithosphere,p. 158-167, New York, NY: Springer.

Uruski, C.I., 1994, Structural Zoning Offshore theEast Coast Basin North Island, NewZealand: 1994 New Zealand PetroleumConference Proceedings, Ministry of Com-merce, Wellington.

Uruski, C.I., 1996, Exploration of the East CoastBasin, North Island, New Zealand: 1996New Zealand Petroleum Conference Pro-ceedings, Ministry of Commerce, Wellington,p. 130-144.

Uruski, C.I., Field, B.D., Sykes, R., Funnel, R.,Darby, D., 2004, Is the offshore East CoastBasin an Accessible Source of Gas?: 2004New Zealand Petroleum Conference Pro-ceedings, Ministry of Commerce, Wellington.

Tanner, D.C., Behrmann, J.H., Dresmann, H.,2002, Three-dimensional Retro-deformationof the Lechtal Nappe, Northern CalcareousAlps: Journal of Structural Geology, vol. 25,p. 737-748.

Timbrell, G., 2005, East Coast Basin Review, No-vember 2005.

Walcott, R. I., 1984, The Kinematics of the PlateBoundary Zone Through New Zealand: AComparison of Short and Long-term Defor-mations: Journal of Geophysics, vol. 79, p.613–633.

Wallace, L.M., Beavan, J., McCaffrey, R., andDarby, D., 2004, Subduction Zone Couplingand Tectonic Block Rotations in the North Is-land, New Zealand: Journal of GeophysicalResearch, vol. 109, B12406.

Wallace, L.M., Reyners, M., Cochran, U., Bannis-ter, S., and others, 2009, Characterizing theSeismogenic Zone of a Major Plate Bound-ary Subduction Thrust: Hikurangi Margin,New Zealand, Geochemistry, Geophysics,and Geosystems: An Electronic Journal ofthe Earth Sciences, vol. 10, No: 10.

Yeats, R. S., Berryman, K. R., 1987, South Island,New Zealand and Transverse Ranges, Cal-ifornia: A Seismotectonic Comparison: Tec-tonics, vol. 6(3), p. 363–376.



KapsamTPJD Bülteni’nde yerbilimleri içinde yer alan

tüm bilimsel ve mühendislik konularını özgün biryaklaşımla değerlendiren aşağıdaki anabaşlıklarda özetlenen çalışmaları yayımlanır:

• Temel jeoloji konuları,• Fosil yakıtların (petrol, doğal gaz ve kömür)

aranmasını, üretilmesini ve işletilmesini konu alanjeoloji, jeokimya, jeofizik, petrol ve doğal gazmühendisliği çalışmaları,

• Yenilenebilir enerji kaynaklarının (jeotermal,rüzgar, güneş, biyodizel, biyoyakıt gibi) yer bilim-lerini ilgilendiren çalışmaları,

• Mühendislik jeolojisi ve maden yatakları içindeyer alan çalışmaları,

• Yukarıda önceden belirtilen yapılmış konu-larda çalışmalara eleştirel yaklaşımlarda bulunanve yeni bulgular ve görüşler ortaya koyançalışmalar,

• Bilimsel yöntemlerle elde edilmiş özgünsonuçların yer aldığı kısa çalışmalar ve

• TPJD Bülteni’nin son iki sayısında yayımlananmakale/makaleler hakkında eleştiriler ile bueleştirilere yanıt veren çalışmalar.

Kabul İlkeleriTPJD Bülteni, Türkçe ve İngilizce olarak yılda

iki kez Haziran ve Aralık aylarında yayınlanır.Yayınlanacak makalelerin sorumluluğu (çalıntı,aşırma, tekrar yayımlama vs.) yazar(lar)’a aittir.

TPJD Bülteni’nde yayınlanacak makalelerindaha önce yayınlanmamış olması ve yayınhaklarının bir başka dergiye verilmemiş olmasıgerekmektedir.

Yayımlanması düşünülen Taslak Makale (TM)(manuscript) aşağıda verilen adrese bir kapakyazısı, bir adet basılı kopya (hard copy) ve birdeword dosyası olarak “.doc formatında” elektronik birkopya ile birlikte ulaştırılmalıdır.

Posta Adresi

Cem KARATAŞAlternatif İş Mrk. Kızılırmak Mah. 1446. Sk.

No:12 Kat: 2/6 Çukurambar Çankaya / ANKARAE-posta: [email protected] Bülteni’ne gönderilen TM ile ilgili

yazışmalar çalışmanın sorumlu yazarı (SY)tarafından yürütülür. Bu nedenle gönderilen TM deSY mutlaka belirtilmelidir.

TPJD Bülteni’ne yayım için gönderilen TM, ilkaşamada Bülten’in Yayım Kurulu tarafındandeğerlendirilir. Yapılan değerlendirmeler sonu-cunda yayımlanması uygun bulunmayan TMhakemlere gönderilmeden ilgili yazara iade edilir.Yazım kuralları ve içerik açısından yüksek dere-cede hata barındıran çalışmalar düzeltme öneri-

leriyle birlikte SY’ye geri gönderilir. Önerilerin yer-ine getirilmesinden sonra TM yeniden işleme alınır.

Bülten kabul ilkelerine uygun TM, konusu,kapsamı ve içeriği esas alınarak üç farklı hakemegönderilir. Hakemlerin değerlendirme sonuçları,Yayım Kurulu’nunda önerileriyle birlikte SY’ye engeç 6 hafta içinde iletilir. SY, öneriler kapsamındaTM üzerindeki düzeltme ve düzenlemeleriniyaptıktan sonra yukarıda verilen e-posta adresine30 gün içinde göndermelidir.

Yayım Kurulu, düzeltilmiş TM’nin son halindenoluşan geçici (prova) baskısını sorumlu yazaraileterek olası yazım hatalarının kontrolünü talepeder. Bu aşamada TM’de ciddi boyutta düzeltmeler(ilave ve eksiltmeler) kabul edilemez.

TM’nin düzeltilmiş geçici baskısı ile birliktebasıma kabul edilen çalışmada isimleri bulunanyazarlar adına SY tarafından imzalanmış, yayınhakkının TPJD Bülteni’ne verildiğine dair “MakaleGönderme ve Telif Hakkı Devir Sözleşmesi”yukarıda verilen adrese ulaştırılır. Bu belgesonrasında makalenin basımına geçilir ve sorumluyazara basılan makalenin ücretsiz 25 adet kopyasıgönderilir.

Yazım Kuralları

Genel BiçimTaslak makale metni A4 boyutundaki sayfanın

bir yüzüne Times New Roman tipi harflerle 12punto ve çift satır aralıkla yazılmalıdır. Sayfalarınçevresinde 2.5 cm boşluk bırakılmalıdır. Şekil veKapak sayfası bu numaralandırmanın dışındatutulmalıdır.

TPJD Bülteni’ne gönderilecek TM’de aşağıdakibaşlık sırası izlenmelidir.

Kapak SayfasıTaslak Makale BaşlığıYazar(lar)ÖzABSTRACTAnahtar kelimelerGİRİŞBirinci,ikinci…..derecede başlıklarTARTIŞMA / SONUÇLARBirinci,ikinci…..derecede başlıklarKATKI BELİRTMEDEĞİNİLEN BELGELERŞekil başlıklarını içeren liste(Şekil numaraları kurşun kalemle verilmiş

şekilde)Tablo başlıklarını içeren liste(Tablo numaraları kurşun kalemle verilmiş

şekilde)Gönderilen TM, metin, tablo, şekil ve levhalarla

birlikte 40 sayfayı geçmemelidir.

TÜRKİYE PETROL JEOLOGLARI DERNEĞİ (TPJD) BÜLTENİTASLAK MAKALE KABUL İLKELERİ VE YAZIM KURALLARI


Hazırlama Şablonu

Kapak SayfasıTPJD Bülteni’nde yayım için gönderilecek

TM’ye bir kapak yazısı ilave edilmelidir. Kapaksayfası TPJD Bülteni Yayım Kurulu’na hitabenyazılmış kısa bilgilendirme notu şeklindedir. Busayfada basımı için gönderilen yazının başlığı,yazarları, yazarların posta, e-posta adresleri iletelefon ve faks numaralarına yer verilmelidir. Ayrıcayazının önemi/kapsamı ile çok kısa bilgi sunulabilir.

Taslak Makale BaşlığıTM’nin başlığı çalışmanın içeriğini açıklayıcı ve

kısa olmalıdır. Başlığı oluşturan kelimelerin ilkibüyük harfle başlamalı diğerleri ise küçük harflerledevam etmelidir. TM’nin anlatım dili Türkçe iseönce Türkçe başlık verilmeli altına İngilizce başlıkyazılmalıdır. Yazım dilinin İngilizce olması duru-munda ise Türkçe başlık İngilizce başlığın altınagelecek şekilde düzenlenmelidir. Her iki başlıktasayfa ortalı olarak biçimlendirilmelidir.

Yazar(lar)Yazar ad ve soyadları yazar(lar)a ait posta

adresi sırasıyla alt alta gelecek şekilde yazılmalıdırBuna ilaveten SY’nin e-posta adresi yazarın postaadresi altına parentez içerisinde verilmelidir. Tümyazar adları ve adresleri sayfa ortalı olarak biçim-lendirilmelidir.

Öz ve AbstractÖz, Türkçe ve İngilizce olarak ayrı ayrı 300 ke-

limeyi aşmayacak ve kaynak atıfı bulundurmaya-cak şekilde yazılmalıdır. TM’nin yazım diline bağlıolarak düzenlenmelidir. Türkçe metinler de “Öz”den sonra “Abstract”, İngilizce metinlerde ise “Ab-stract” an sonra “Öz” gelmelidir.

Taslak makalenin Öz/Abstract bölümüçalışmanın amacını, sonuçlarını ve yazar(lar)’ınsonuçlar üzerindeki değerlendirmelerini kapsaya-cak şekilde düzenlenmelidir.

Anahtar KelimelerTürkçe ve İngilizce olarak en az 4 en fazla 7 ke-

limeden oluşacak şekilde Öz ve Abstract bölüm-lerinin altında verilmelidir. Buradaki her bir kelimebüyük harf ile başlamalı, diğerlerinden büyük harfile başlamalı, diğerlerinden çalışmayı en iyitanımlayacak nitelikte olmalı ve mümkünse başlıkkelimelerini içermemesine dikkat edilmelidir.

GirişTM’nin bu bölümünde çalışma konusu, konu ile

ilgili öncel çalışmalar, materyal ve metod veçalışmanın amacına yer verilebilir.

Tartışma/SonuçlarTartışma ve Sonuçlar bölümleri ayrı ayrı

verebileceği gibi Tartışma ve Sonuçlar başlığı

altında bulguların karşılaştırılması ve sonuçlarınsunulması yoluna da gidilebilir. Tartışmabölümünün öngörülmediği çalışmalarda sadecesonuçlar sunulabilir.

Katkı BelirtmeÇalışmaya katkı sağlayan kişi, kurum ve

kuruluşlara olan kısa teşekkür notu nedenleri ilebirlikte yazılabilir. Teşekkür edilecek kişilerinünvanları belirtilmeksizin sadece ad ve soyadlarıkullanılmalıdır.

Değinilen BelgelerDeğinilen Belgeler bölümde yer alan kaynak

adreslerin TM içinde mutlaka atıf yapılmış olmalıdır.Bu nedenle buradaki açıklamalara TM içinde kay-naklara atıf yapılırken bilinmesi gereken kurallarınaçıklanması ile başlanacaktır.

TM içinde atıf “Yazarın soyadı virgül yıl”düzeninde verilmelidir. Birden fazla yapılanatıflarda yıldan sonra noktalı virgül konulmalı vediğer atıfa geçilmelidir. İki yazarlı atıflarda soy isim-ler arasına “ve” bağlacı, üç ve daha fazla yazarlıatıflarda birinci yazarın soyadından sonra “vd.,”harfleri ardından yıl getirilmelidir.

Örnek;(Ketin, 1966; Şengör ve Yılmaz, 1981; Bozkurt

vd., 2006). Metin içerisindeki atıflarda cümle atıf ilebaşlatılacaksa yalnızca yıl parantez içinde verilme-lidir. Örnek; İnan vd. (2000)’ne göre ...., Jackson veMcKenzie (1986)’ye göre Jackson ve McKenzie(1986)’ye göre Bir yazarın aynı makale içerisindebirden fazla çalışmasına atıf yapılması durumda veaynı yıla ait çalışmaların birlikte verileceği hallerdeyazar soy ismi bir kez yazılıp küçük harfle birlikteyılın verilmesi yeterlidir. Örnek; (Varol vd., 2009a,2009b).

TM’de sözlü görüşmeye dayalı ifadelere yerverilmesi durumunda görüşme yapılan kişininadının baş harfi nokta soyadı virgül yıl şeklinde par-entez içerisinde yazılmalıdır. Örnek, (C. Çoruh,2009, sözlü görüşme). Bu tür atıflara Değinilen Bel-geler bölümünde yer verilmeyecektir. Çalışmadaaynı yıl ve soyadı benzerlikleri olan atıflarınoluşması durumunda yazar adlarının baş harfisoyadından önce verilebilir. Örnek; (D. Altıner,1995; S. Altıner, 1995). Metin içerisinde atıf yapılanyazar(lar) ın çalışmasının belirli bir bölümü vurgu-lanacaksa soyadı ve yıldan sonra sayfa numarasıverilir. Örnek; (Helvacı vd., 2005, s.41), (Okandanvd., 2002, Şekil 10).

Yayıma kesin kabul edilmiş ancak yıl, cilt, sayfanumaraları henüz belli olmamış çalışmalar yazarsoyadından sonra italik karakterde “baskıda”ifadesi kullanılmalıdır. Örnek; Değinilen Belgelerbölümünde bu tür atıfı yazarken belli olduysa “doi”numarası verilmelidir.

Metin, şekil, tablolarda atıfı yapılan tüm kay-naklar Değinilen Belgeler bölümünde sistematik birbiçimde, yazar(lar)ın soyadına göre alfabetik sırada


ve makalenin orjinal dilinde verilmelidir.Bu bölümün hazırlanmasında yazarlar AAPG

(American Association of Petroleum Geologist)2010 makalelerinden yararlanabilir. Kaynakların bubölümde nasıl verileceği, yazım biçimi ve nokta-lama işaretlerinin kullanım şekli örnekler ile birlikteaşağıda verilmiştir.

Süreli DergiAragon.A., S.L. Moya and A.Garcia- Gutierrez,

2008, Inflow performance relationship ingeothermal and petroleum reservoir engi-neering: A review of the state of the art: Ge-othermics, v. 37, p. 635-650.

Fowler, M.G. and A.G.Douglas,1987, Saturated hy-drocarbon biomarkers in oils of late Pre-cambrian age from eastern Siberia:Organic Geochemistry, v.11, p.201-213.

Goldstein, R.H., 2001, Fluid inclusions in sedimen-tary and diagenetic systems:Lithos, v.55,p.159-193.

Ketin, İ., 1966, Anadolu’nun tektonik birlikleri: MTADergisi, c.66, s.20-34.

Yazgan, E. and R. Chessex, 1991, Geology andtectonic evolution of the Southeastern Tau-rides in the region of Malatya: TPJD Bül-teni, c. 3, sayı.1, s.1-42.

Kitap ve Kitap BölümleriBoillot, G., D. Mougenot, J. Girardeau, and Boillot,

G., D. Mougenot, J. Girardeau, andprocesses on the West Galicia Margin,Spain, in: J.A. Tankard, and R.H. Balkwill,eds., Extensional tectonics and stratigra-phy of the North Atlantic Margins. AAPG,Memoir 46, p.363-377.

Bouma, A. H., 1962. Sedimentology of some flyschdeposits. Elsevier, Amsterdam, 168 p.

Crowell, J.C., 1974, Origin of late Cenozoic basinsin southern California, in: W.R. Dickinson,ed., Tectonics and Sedimentation. Societyof Economic Paleontologists and Mineral-ogists, Special Publications v.22, p.190–204.

Tekeli, O., A. Aksay, H.B. Ürgün and A. Işık, 1984,Geology of the Aladağ Mountains, in: O.Tekeli and C.M. Göngüoğlu, eds., Geologyof the Taurus Belt, p.143–158.

Rapor ve TezÖztaş, Y., 1989. Homa-Akdağ yöresi, Sandıklı,

Şuhut kuzeylerinin jeolojisi ve petrololanakları. TPAO Raporu, No:2584,Ankara, 82 s.

Sağıroğlu, A., 1982, Contact metasomatism andore deposits of Akdağ madeni, Yozgat,Turkey: University of London, PhD Thesis,324p.

KongreChikatamarla,L., X.Cui, and R.M. Bustin, 2004, In-

plications of volumetric swelling/shinkageof coal in sequestration of nacid gases:Paper (no. 0435) presented at the 2004 In-ternational Coalbed Methane Symposium,Tuscaloosa, Alabama, May 3-7, CD-ROM.

HaritaHarris, A. G., L. D. Harris, and J. B. Harris, A. G.,

L. D. Harris, and J. B. Harris, A. G., L. D.Harris, and J. B. Appalachian basin. MapI-917-E, 1:2500000, U.S. Geological1:2500000, U.S. Geological.

MTA, 2002. Türkiye Jeoloji Haritaları, 1:500000,Ankara.

Şenel, M., 1997. Türkiye Jeoloji Haritaları, IspartaPaftası. 1:500000, Maden Tektik ve AramaGenel Müdürlüğü, Ankara.

Tablolar, Şekiller, LevhalarTM’de sunulabilecek grafik, denklem, matem-

atiksel eşitlikler ve analiz sonuçları vs. gibi şekilolarak algılanamayacak durumlar tablo olaraksunulabilir. Her türlü harita, kesit, korelasyon çizim-leri, grafikler ve arazi fotoğrafları da “Şekil” olaraksunulmalıdır. Tablo ve şekillerim boyutu tek sayfadüzeninde en fazla 16 cm x 20 cm ve çift sütundüzeninde ise genişliği en fazla 8 cm olmalıdır.Bunların boyutu baskı sonunda üzerlerindeki hertürlü bilginin rahatlıkla anlaşılmasını sağlayacakşekilde olmalıdır. Tablo ve şekil açıklamaları kısave öz olmalıdır ve Times New Roman tipi harflerle10 punto olmalıdır. Kısaltmalar kullanılmış ise bukısaltmalar tablo ve şekil başlıklarında veya üzer-lerinde açıklanmalıdır. Tablolar word dosyası olarak“.doc formatında” hazırlanmalıdır. Tablo, şekil velevha açıklamaları hem Türkçe hem de İngilizceolarak verilmelidir.

Levhalar kullanılmış ise Ek olarak verilmelidir.Şekil ve levha olarak verilcek resim ve çizimlerinçözünürlüğü 300 dpi’den az olmayacak şekilde,JPG, BMP, TIFF veya GIFF gibi dosya türlerindenbirinde hazırlanmalı, gerekli ölçeklendirmeleryapılmalı ve elektronik bir kopya ile birlikte gönder-ilmelidir.


b b5195 en b rre54�d n bn b ri

tp.gov.tr

kapak resmi - anasayfa › images › bultenler › pdf › 28-1_paper-1_2016.pdf · birimin yanal...

Documents