SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               19

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 1, BRATISLAVA, FEBRUARY 2004

19–36

STABLE ISOTOPE EVIDENCE FOR METER-SCALE SEA LEVEL

CHANGES IN LOWER CRETACEOUS INNER PLATFORM

AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS OF TURKEY

ùSMAùL ÖMER YILMAZ

1

, TORSTEN VENNEMANN

2

,

DEMùR ALTINER 

1

 and MUHARREM SATIR

2

1

Department of Geological Engineering, Middle East Technical University, 06531 Ankara, Turkey;  ioyilmaz@metu.edu.tr

2

Lehrstuhl für Geochemie, Institut für Mineralogie, Petrologie, und Geochemie, University of Tübingen, Wilhelmstraße 56,

72074 Tübingen, Germany

(Manuscript received November 26, 2002; accepted in revised form  June 23, 2003)

Abstract: In this study, stable C and O isotope compositions of bulk rock samples from Barremian-Aptian platform

carbonates of the Taurides, the Pontides, and of their pelagic counterparts of the Sakarya continent in Turkey were

measured for the first time. Platform carbonates and pelagic successions including a prominent black shale interval are

composed of distinct sedimentary cycles in the form of meter-scale shallowing- upward sequences and limestone-marl/

shale couplets, respectively. The biostratigraphy and the 

δ

13

C values allow this black shale interval to be correlated with

the “Selli level”. Variations in lithofacies and 

δ

13

C and 

δ

18

O values with the magnitudes of about 2 ‰ within the cycles

indicate high frequency fluctuations in sea level, probably in response to alternate periods of cooling and warming

occurring on Milankovitch-cycle scales even during the greenhouse-type Cretaceous. A good overall correlation be-

tween sedimentary cyclicity and variations in 

δ

18

O values suggests preservation of the primary isotopic signal.

Key words: Barremian, Aptian, Taurides, Pontides, Sakarya, stable isotopes, cyclicity.

Introduction

Over the past decade, many studies have documented changes

in sea level during the Early Cretaceous (e.g. Haq et al. 1988;

De Boer & Smith 1994; Graciansky et al. 1998; Altôner et al.

1999; Raspini 2001; Pittet et al. 2002). Studies on the global

climate indicate that greenhouse-type conditions existed dur-

ing the Early Cretaceous, but that even within this type of cli-

mate, periods of prolonged cooling occurred (Weissert & Lini

1991;  Sellwood  et  al.  1994;  Pirrie  et  al.  1995;  Barrera  &

Johnson 1999; Jenkyns & Wilson 1999; Price 1999; Stoll &

Schrag 2000). While discussions on the ultimate cause of the

climatic  variation  continue,  correlations  of  both 

δ

13

C  and

δ

18

O values from different carbonate sequences of the Creta-

ceous justify a global interpretation and elucidate the control-

ling factors and scales of paleoclimatic and paleoceanograph-

ic changes (e.g. Menegatti & Weissert 1998; Larson & Erba

1999; Strasser et al. 2001).

The main purpose of this study is to document the relation-

ship  between  stable  isotope  variations  and  meter-  to  larger-

scale changes in sea level as documented by sedimentologi-

cal, micropaleontological and petrographical features of both

platform  carbonates  and  pelagic  successions  of  the  eastern

Tethyan margins. This study is part of a larger project dealing

with  sequence-  and  cyclostratigraphy  of  Barremian-Aptian

sediments in the NW, WNW and SW of Turkey. First, an in-

terpretation of the depositional environments of the observed

facies and their cyclic patterns is presented; second, analysis

of 

δ

13

C and 

δ

18

O data obtained from selected cycles and their

interpretation  in  relation  with  sea  level  changes  are  given.

This second part forms the core of this study. Detailed docu-

mentation  of  the  high-resolution  sequence-stratigraphic  and

cyclostratigraphic correlations of the sections are the topic of a

continuing parallel study and will be published later.

Geological settings

This study covers three different regions: Taurus, Sakarya,

and Zonguldak. Each region has its own specific geological

setting.

A — The Taurus region in the southern part of Turkey is

characterized  by  platform  carbonates  of  the  southern  Neot-

ethys  Ocean.  Of  particular  interest  to  this  study  is  the

Seydiºehir  area,  where  platform  carbonates  dominate

(Figs. 1a, 1b,  2).

Fig. 1a.  Geographic location of study regions (A, B, C). A — Taurus

region  (locality:  Seydiþehir  area).  B  —  Sakarya  region  (localities:

Mudurnu and Nallôhan area). C — Zonguldak region (localities: Zon-

guldak, Kozlu and Çengellidere areas) (Yôlmaz et al. 1997, modified).

20                                                                                           YILMAZ et al.

The  geology  of  this  area  has  been  studied  extensively

(Monod 1977; Özgül 1983, 1997; Altôner et al. 1999; Yôlmaz

1999; Yôlmaz & Altôner 2001). In the Seydiþehir area (Fig. 2)

typical  autochthonous/para-autochthonous  platform  carbon-

ates of the Taurides rest unconformably on sedimentary Cam-

brian-Ordovician and Triassic basement rocks. Shallow water

platform carbonates ranging from Dogger to Paleocene in age

form  thick,  relatively  homogeneous  successions  over  the

basement rocks. Nappe movements during the Eocene result-

ed in prominent Eocene flysch successions covering much of

the Taurides. Allochthonous units, which are generally com-

posed  of  ophiolitic  successions  and  underlying  basement

rocks,  are  unconformably  covered  by  Neogene/Quarternary

successions.  Two  stratigraphic  sections  have  been  studied,

covering  the  Barremian–Aptian  of  the  Polat  Formation

(Özgül  1997),  which  crops  out  extensively  in  the  Western

Taurides.

B — The Sakarya region is part of the so-called Sakarya

continent  (ýengör  &  Yôlmaz  1981).  Metamorphic  basement

and overlying Mesozoic and Cenozoic sedimentary and vol-

canic successions characterize the stratigraphy of the region.

Paleozoic metamorphic basement rocks were overthrusted by

Triassic sedimentary and metamorphic rocks during the Kar-

akaya Orogeny. Liassic successions including “Ammonitico

Rosso” facies unconformably overlie all these metamorphic

suites and deformed sedimentary units. The rest of the Juras-

sic and Cretaceous successions start with alternations of shelf

carbonates,  pelagics,  cherts,  volcanics,  and  volcaniclastics,

and continue with slope and basin deposits of the Upper Creta-

ceous. In the Mudurnu and Nallôhan areas studied, slope/basin

pelagic  carbonates  dominate  the  successions  (Figs.  1a,  3).

These pelagics have been interpreted as deposits filling the in-

tra-continental  Mudurnu  Trough  of  the  Sakarya  continent

(Önal et al. 1988; Altôner et al. 1991; Altôner 1991; Altôner &

Özkan 1991).

The two stratigraphic sections in the Nallôhan and Mudurnu

areas  include  Lower  Cretaceous  pelagic  carbonates  of  the

Soûukçam Limestone (Figs. 1a, 1c, 3, 4). In the studied area,

the  Soûukçam  Limestone  is  distinguished  from  other  forma-

tions by the presence of limestone-shale/marl couplets.

C — The Zonguldak region is characterized by Cretaceous

outcrops along the Western Black Sea Coast of Northwestern

Turkey (Tokay 1954, 1955; Kaya et al. 1983; Derman 1990;

Orhan 1995; Görür 1997). They represent a continental shelf

facing towards an ocean in its south. In this region, Paleozoic

rocks  of  the Western  Pontides,  composed  of  continental  and

shallow-water carbonates, are unconformably overlain by Ju-

rassic-Cretaceous shallow-water carbonate-dominated succes-

sions, and followed by Upper Cretaceous flysch-type succes-

sions. The Zonguldak, Kozlu, and Çengellidere areas studied

cover  these  Lower  Cretaceous  platform  carbonates.  Three

stratigraphic sections have been investigated within the Öküs-

medere  and  Çengellidere  Formations  (Figs.  1a,  1c,  5).  The

Öküsmedere Formation is composed of peritidal carbonates in-

tercalated with thin siliciclastics. The Çengellidere Formation

is the lateral extension of the Öküsmedere Formation, but also

Fig. 1b–c.  Geographic location of sections measured in the Seydiþehir area in the Western Taurides (SW Turkey) (b). Geographic loca-

tion of sections measured in the Mudurnu–Nallôhan (Sakarya) and Zonguldak (Pontides) areas (c).

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               21

includes alternating reefal carbonates and thick siliciclastics.

These two formations are separated from the Upper Jurassic to

Lower  Cretaceous  Inaltô  Formation  by  an  unconformity,

which is represented by red continental clastics of the ùncigez

Formation (Fig. 5).

Biostratigraphy and chronostratigraphy

Within  the  sections  and  on  a  regional  basis  the  chronos-

tratigraphy  was  established  using  benthic  foraminiferal  bio-

zones  in  platform  carbonates  and  planktonic  foraminiferal

biozones  in  pelagic  successions  (Altôner  &  Decrouez  1982;

Derman 1990; Altôner 1991; Altôner et al. 1991, 1999; Altôner

& Özkan 1991; Yôlmaz 1999, 2002; Altôner & Yôlmaz 2000;

Yôlmaz & Altôner 2001).

In the sections measured in the Zonguldak area (Pontides),

two  biozones  (A  and  B)  were  established  based  on  benthic

foraminifers  (Fig.  6).  Zone  A  encompasses  the  interval  be-

tween the uppermost Barremian and the Lower Aptian and is

characterized by the total range of Palorbitolina lenticularis.

Zone B is an assemblage zone corresponding to the Barremian

and  is  characterized  by  Orbitolinopsis  debelmasi,  Arenobu-

limina  cochleata,  Choffatella  tingitana,  and  Orbitolinopsis

flandrini.  In  the  sections  measured  in  the  Mudurnu  and

Nallôhan areas (Sakarya), the Barremian-Aptian boundary is

defined between the  Hedbergella sigali and Hedbergella si-

milis Interval Zones. The Aptian is divided into 7 zones by the

successive appearances of Hedbergella similis, Globigerinel-

loides blowi, Leopoldina cabri, Globigerinelloides ferroelen-

sis, Globigerinelloides algerianus and Planomalina cheriiou-

rensis  (Fig.  6).  In  the  Nallôhan  section,  the  Planomalina

cheriiourensis  Zone is not recorded due to truncated upper-

most part of the section by a thrust fault in the area. In the sec-

tions measured in the Seydiþehir area (Taurides), the studied

successions correspond to the K2b and K3 Zones of Altôner et

al.  (1999).  Zone  K2  is  characterized  by  the  Vercorsella

scarsellai–Salpingoporella  dinarica  Assemblage  Zone  and

covers the Upper Hauterivian–Lower Aptian interval. K2b is

the Voloshinoides murgensis Subzone defined within the K2

Zone and corresponds to the Lower Aptian (Fig. 6). Zone K3

is characterized by Cuneolina gr. pavonia — Miliolidae 1 as-

semblage  and  encompasses  the  interval  between  the  Upper

Aptian to Cenomanian. All the biozones are correlated with

Fig. 2.  Simplified and modified geological map of Seydiþehir area

(Monod 1977). The locations of measured sections are shown with

numbers:  1 — Seydiþehir-1; 2 — Seydiþehir-Madenli.

Fig. 3.  Geological map of the Mudurnu (Sakarya) area (Altôner et

al.  1991).  The  location  of  the  measured  section  is  shown  with  a

bold line.

22                                                                                           YILMAZ et al.

the biozones in the biostratigraphic chart of Graciansky et al.

(1998). The approximate durations of zones will be used for a

rough calculation of the duration per cycle in the studied sec-

tions. The upper and lower boundaries of the studied sections

do not coincide with stage boundaries because of limited ex-

posure. Therefore, the dates attributed to the base and the top

of the sections are approximated.

Cyclic stratigraphy of the sections

methodology

A  total  of  five  outcrop  sections  were  measured  in  the

Seydiºehir  (Taurides),  Sakarya  (Sakarya),  and  Zonguldak

(Pontides)  regions  of  Turkey.  All  the  studied  sections  have

been measured bed-by-bed in the field and sampled at a meter

or sub-meter-scale. Semi-quantitative analysis of 448 thin sec-

tions and hand samples was performed in the laboratory to de-

fine microfacies types. Bedding surfaces, sedimentary struc-

tures,  weathering  profiles,  and  facies  compositions  were

identified in the field. Vertical and lateral facies changes, as-

sociations  of  micro-  and  macro-sedimentary  structures,  and

microfacies types are used in the reconstruction of cyclicity.

Sedimentary  cyclicity  is  recorded  as  shallowing-upward

meter-scale  cycles  in  inner  platform  settings,  and  as  lime-

stone-marl/shale couplets in pelagic settings. The Seydiþehir

and Zonguldak sections represent inner platform carbonates,

whereas pelagic successions are represented by the Nallôhan

and Mudurnu sections.

Inner platform carbonates

Taurides — Seydiºehir sections

In  the  Seydiºehir  area,  two  stratigraphic  sections,

Seydiºehir-1 and Seydiºehir-Madenli have been studied in de-

tail. They are separated by a distance of 2 km (Figs. 1b, 2).

The Seydiºehir-1 section has a thickness of 36.03 m and cov-

ers  the  Early  Aptian–Late  Aptian/Albian  time  interval  (Fig.

7). The Seydiþehir-Madenli section covers the Aptian period

and is 15.37 m thick (Fig. 8). The sections are composed of a

continuous succession of shallowing-upward meter-scale cy-

cles (Altôner et al. 1999; Yôlmaz & Altôner 2001) (Figs. 7, 8).

Cyclicity  is  mainly  defined  by  the  vertical  arrangement  of

subtidal,  intertidal,  and  supratidal  facies.  Cycles  generally

start with intraclastic, peloidal, foraminiferal, dasyclad algal

pack- to wackestones of a shallow subtidal environment and

continue  vertically  with  algal,  foraminiferal  lime  mud-  to

wackestone facies. They are capped by cryptalgal laminites/

stromatolites,  or  fenestral  limestones  of  intertidal/supratidal

environments. The top of each cycle is generally characterized

Fig. 4.  Geological map of the Nallôhan (Sakarya) area (Altôner et al.

1991). The locations of measured sections are shown with numbers.

Fig.  5.  Generalized  geological  map  of  the  Zonguldak  and  sur-

rounding areas (simplified from Derman 1990).  Locations of the

measured sections are shown with numbers: 1 — Zonguldak; 2 —

Kozlu; 3 — Çengellidere.

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               23

Fig. 6.  Biostratigraphic framework including biozones determined in the Zonguldak, Mudurnu and Nallôhan, and Seydiþehir sections and

their correlation. (Biozones are exactly equal to biozones determined in Altôner et al. (1999), Yôlmaz (1999, 2002).)

by  subaerial  exposure  features  such  as  karstic  breccias  and

dissolution vugs (Demicco & Hardie 1994; Altôner & Yôlmaz

2000; Yôlmaz et al. 2000; Yôlmaz & Altôner 2001). Therefore,

each cycle is represented by an asymmetrical transgressive-re-

gressive sequence (Strasser 1991). Transgressive and regres-

sive portions of the cycles reflect transgressive and highstand

conditions of small scale sea level changes. Records of low-

stand  condition  may  be  reworked  in  transgressive  phase  or

hidden in the subaerial exposure structures. A predominantly

shallowing-upward  nature  is  consistently  recorded  in  both

sections. The shallowing-upward cycles resemble the “small-

scale sequences” of Strasser et al. (1999). The thicknesses of

cycles  range  between  1 m  and  1.5 m.  The  durations  can  be

calculated simply by dividing the time interval represented in

the section by the number of cycles detected, assuming that

each cycle has the same duration and that there are no gaps.

The estimated approximate durations of the parts of the stages

covered in the sections are about 1–2 Ma for the Seydiºehir-

Madenli section and 2–4 Ma for the Seydiºehir-1 section, ac-

cording to the correlation of the biostratigraphic framework in

the sections with the chronostratigraphic charts of Haq et al.

(1988) and Graciansky et al. (1998). Thus, the duration per

cycle in the Seydiºehir-1 section ranges between 74 Ka and

148 Ka, and between 62.5 Ka and 125 Ka in the Seydiºehir-

Madenli  section  (Table  1).  These  durations  are  close  to  the

100 Ka of the first eccentricity cycle (Fischer 1991), suggest-

ing  that  sea  level  changes  were  related  to  changes  in  the

Earth’s  orbital  parameters.  Similar  patterns  of  cyclicity  and

durations of cycles are described by Pittet et al. (2002) from

Barremian-Aptian successions of northern Oman.

 

 























Name of the section 

Time interval     

of the section 

Number       

of cycles 

Calculated duration        

per cycle 

Milankovitch                        

cyclicity 

Seydiºehir-1 

2–4 Ma 

27 

Between  74–148 Ka 

Eccentricity signals (E1 and E2) 

Seydiºehir-Madenli 

1–2 Ma 

16 

Between  62.5–125 Ka 

Obliquity and eccentricity signals (E1 and E2) 

Zonguldak 

3–4 Ma 

43 

Between  70–93 Ka 

Eccentricity signal (E1) 

Zonguldak-Kozlu 

1–2 Ma 

8 

Between  125–250 Ka 

Eccentricity signal of E2 

Zonguldak-Çengellidere 

1–2 Ma 

21 

Between  48–95 Ka 

Obliquity and eccentricity signal of E1 

Mudurnu 

6–7 Ma 

122 

Between  49–57 Ka 

Obliquity signal 

Nallýhan 

4–5 Ma 

117 

Between  34–43 Ka 

Obliquity signal 

Table 1: Table showing the calculated durations per cycles in measured sections and comparison with the frequencies in Milankovitch band.

24                                                                                           YILMAZ et al.

Pontides — Zonguldak sections

The  Zonguldak  sections  studied  (Zonguldak,  Zonguldak-

Kozlu, Zonguldak-Çengellidere) are well-exposed outcrops of

inner platform carbonates and their siliciclastic intercalations.

The Zonguldak and Zonguldak-Kozlu sections represent parts

of the Öküsmedere Formation, whereas the Zonguldak-Çen-

gellidere section is part of the Çengellidere Formation (Fig. 5)

(Derman 1990; Orhan 1995; Görür 1997). Distances between

the sections are about 3 to 5 km (Fig. 5).

The  Zonguldak  and  Zonguldak-Kozlu  sections  have  very

similar features and complement each other. The Zonguldak

section has a thickness of 18.93 m and covers the Late Hau-

terivian–Barremian  period.  The  Zonguldak-Kozlu  section  is

17.73 m thick and covers the Late Barremian–Aptian time in-

terval (Figs. 9, 10).

In both sections, cyclicity is defined by vertical facies ar-

rangements. Cyclicity is recorded as an alternation of thinner

limey  sandstones  or  sandy  limestones/siltstones  and  thicker

limestones. Sandstones and siltstones occur at the bottom of

each  cycle  and  are  interpreted  to  represent  lowstand  and/or

transgressive conditions. They are overlain by limestones de-

posited during highstand condition of cycles (Osleger 1991;

Strasser 1999). Sandstones and siltstones are generally com-

posed  of  quartz,  benthic  foraminifers,  dasyclad  algae,  plant

particles, and carbonate matrix. Within the siliciclastics, faint

laminations are also observed. Limestones constitute bioclas-

tic, peloidal, foraminiferal, dasyclad algal pack- and wacke-

Fig. 7.  Shallowing-upward meter-scale cycles and stable isotope variations within the cycles of the Seydiþehir-1 section (for symbols see

Legend to Fig. 7).

Legend to Fig. 7.

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               25

Fig. 8.  Shallowing-upward meter-scale cycles and stable isotope variations within the cycles of the Seydiþehir-Madenli section (for sym-

bols see Legend to Fig. 7).

Fig. 9.  Shallowing-upward meter-scale cycles (sandstone-limestone couplets) and stable isotope variations within the cycles of the Zongul-

dak section (for symbols see  Legend to Fig. 7).

26                                                                                           YILMAZ et al.

stones. Lime mudstones and charophyte packstones are infre-

quently intercalated (Fig. 9).

In both sections, cycles do not exhibit subaerial exposure

structures but instead are more like “submerged cycles” (Al-

tôner et al. 1999) or “subtidal cycles” of Osleger (1991). In a

few  cycles,  dissolution  vugs  filled  with  vadose  silts  are  re-

corded  and  overlain  by  sandy  beds  including  clasts  derived

from the lower units. Some caliche clasts are also recorded in

these sandstones. Consequently, the bases of the sandstones

are  interpreted  as  ravinment  surfaces.  In  addition,  the  lime-

stones contain fragments of rudists and other bivalves increas-

ing in proportion relative to the sandstones.

In contrast to the Zonguldak section, the Zonguldak-Kozlu

section  represents  a  less  sandy  succession.  The  cycles  start

with  sandy  limestones  and/or  peloidal  wackestones/pack-

stones and end with thicker pure limestones having bioclastic,

peloidal,  foraminiferal,  dasyclad  algal  packstones/wacke-

stones or grainstones at the top. In both sections, a prominent

charophyte  packstone  level  composed  of  successive  beds  is

recorded. This level is interpreted as a record of a sea level

still-stand and/or fall in the sea level. The charophyte pack-

stone occurs at the top of the cycles and overlies siltstones/

sandstones at the bottom of the cycles. This also supports the

view  that  limestone-sandstone  couplets  are  formed  by  shal-

lowing-upward conditions (Fig. 10).

The Zonguldak–Çengellidere section covers the Early Ap-

tian period and has a thickness of 59.18 m (Fig. 11). This sec-

tion has more siliciclastic intercalations within its succession,

compared  to  the  Zonguldak  and  Zonguldak-Kozlu  sections.

Thick  cross-bedded  calcareous  sandstones,  quartzarenites,

calcareous conglomerates, and pebbly sandstones occur in the

lower to middle parts of the section. Some black mudstones

and siltstones alternating with sandstones are also observed.

This  section  is  composed  of  shallowing-upward  meter-scale

cycles. In this section two types of cycles are observed: con-

glomerate-sandstone  couplets  and  sandstones/sandy  lime-

stone–limestone couplets. Conglomerates occur at the bottom

and sandstones at the top of these siliciclastic cycles, repre-

senting  fining-upward  cycles.  Sandstones  and  sandy  lime-

stones form the bottom part and limestones composed of bio-

clastic  packstone,  peloidal,  foraminiferal  wackestone/

packstone or even bafflestone facies form the upper part of the

sandstone-limestone cycles (Fig. 11). In all cycles, subaerial

exposure structures are not recorded. In all conglomerates and

sandstones, except in the quartzarenites alternating with con-

glomerates  and  sandstones,  in  situ  benthic  foraminifers  are

found. Therefore, the cycles in Zonguldak sections are inter-

preted  as  “submerged  cycles”  (Altôner  et  al.  1999)  in  this

study. Because of the thick sandstones and conglomerates, av-

erage cycle thickness rises up to 3 m in this section.

As in the Tauride sections, the duration of each cycle is cal-

culated by dividing the time interval represented in the section

by the number of cycles detected. (The estimated rough ap-

proximate durations of part of the stages covered in the sec-

Fig.  10.    Shallowing-upward  meter-scale  cycles  (sandstone-limestone  couplets)  and  stable  isotope  variations  within  the  cycles  of  the

Zonguldak-Kozlu section (for symbols see Legend to Fig. 7).

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               27

Fig.  11.    Shallowing-upward  meter-scale  cycles  (sandstone-limestone  couplets)  and  stable  isotope  variations  within  the  cycles  of  the

Zonguldak-Çengellidere section (for symbols see Legend to Fig. 7).

28                                                                                           YILMAZ et al.

tions  are  about  3–4 Ma  for  Zonguldak  section,  and  1–2 Ma

for  Zonguldak-Kozlu  section,  and  1–2 Ma  for  Zonguldak-

Çengellidere section after the correlation of the biostratigraph-

ic framework in the sections with the global sea level chart

(Haq et al. 1988 and Graciansky et al. 1998).) The duration of

each cycle on the sections fits to the orbital eccentricity of the

Milankovitch band, E1 (98 Ka) and E2 (126 Ka) signals of

Fischer  (1991)  (Table 1)  indicating  that  sea  level  changes

were related to changes in Earth’s orbital parameters.

Additionally,  smaller-scale  cycles  have  been  observed

within  meter-scale  cycles.  These  cycles  are  fining-upward

within  a  particular  bed  or  form  repetitions  of  thin  sandy/

clayey beds with limestone beds (Fig. 11). Although grouping

and ordering of the smaller scale cycles are still in progress, it

is found that 2 or 3 of them form a bundle within one meter-

scale cycle in the Zonguldak-Çengellidere section (Fig. 11 —

lower detailed section). However, the distribution of these cy-

cles is rather random compared to the meter-scale cycles. Fur-

ther studies are required to interpret these cycles.

Pelagic carbonates

Sakarya — Nallôhan and Mudurnu sections

Both sections comprise the pelagic counterparts of the stud-

ied Barremian-Aptian shallow water carbonates of Seydiþehir

and Zonguldak regions. The Nallôhan section has a thickness

of  68.81  m,  whereas  the  Mudurnu  section  is  45.01 m  thick

(Figs. 12, 13). The distance between the two sections is about

50 km. Both sections occur within pelagic carbonates overly-

ing  successions  of  the  Mudurnu  Trough  with  a  large  trans-

gression (Altôner 1991; Altôner & Özkan 1991; Altôner et al.

1991). They are composed of cm to m scale cycles represent-

ed by limestone-marl/shale couplets. The regular alternation

of couplets throughout the sections is impressive on the out-

crop scale and indicates a relatively homogeneous cyclicity.

Limestones composed of planktonic foraminiferal, radiolar-

ian wackestone/packstone facies form the top of the cycles,

whereas marls and shales with some radiolarians and plank-

tonic foraminifers form the bottom of the cycles. A prominent

black  shale  interval  is  recorded  in  both  sections.  It  occurs

within the G. blowi Zone, and is interpreted as equivalent of

the “Selli level” (Wezel 1985) (Figs. 12, 13). It is 11 m thick

in the Nallôhan section and 2 m in the Mudurnu section. These

differences in thickness might be related to paleotopographic

conditions. In the Nallôhan section, the black shales are well

exposed. The black shale interval displays cm- to m-scale cy-

cles,  which  are  generally  composed  of  marl-shale  couplets

(Yôlmaz  et  al.  2000)  (Figs. 12,  13).  Within  the  black  shale,

presence of thin glauconitic sandstone beds rich in quartz and

feldspars, relatively ammonite-rich marls and iron enrichment

suggest that this interval is a condensed section deposited dur-

ing a maximum transgression of sea level (Yôlmaz et al. 2000;

Yôlmaz 2002). Similar records are also described in Martire

(1992), Peybernes et al. (2000), Prokoph & Thurow (2001),

Vennin & Aurell (2001), Hesselbo & Huggett (2001) and in

many others. Boundaries between limestones and marls/shales

are transitional. Bioturbations in the limestones are followed

by shales and marls. Decreasing clay contents in limestones,

Fig.  12.  Limestone-marl/shale  cycles,  black  shale  interval  and  stable  isotope  variations  within  the  cycles  of  the  Mudurnu  section  (for

symbols see Legend to Fig. 7).

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               29

and comparison of the position of the black shale within lime-

stone-marl/shale couplets with black shale intervals overlain

by the pelagic limestones in both sections, which are already

interpreted as a transgressive record in the large-scale, lead to

the interpretation that the thin marls and black shales were de-

posited due to small-scale transgressions (Yôlmaz et al. 2000

and Yôlmaz 2002). The thin transggressive shales and marls

are also described by Bralower et al. (1994, 1999), Claps &

Masetti  (1994),  Claps  et  al.  (1995),  Bellonca  et  al.  (1996).

Similarly, Mutterlose & Ruffell (1999) indicated the position

of dark marls deposited in transgressive and pale marls depos-

ited in high stand conditions of sea level within the Hauterivi-

an-Barremian deposits of Eastern England and Northern Ger-

many.  The  limestone  beds  are  commonly  bioturbated  and

filled with black, grey clayey material derived from overlying

black shales/marls. Therefore, limestones are set at the tops of

cycles and interpreted as records of sea level high stand. The

limestone-marl/shale couplets are interpreted as the records of

small-scale sea level changes induced by climatic effects (as

in  Claps  &  Masetti  1994;  Claps  et  al.  1995;  Yôlmaz  et  al.

2000; Pittet et al. 2002; Yôlmaz 2002 and many others).

As in the Seydiþehir and Zonguldak sections, the duration

of each cycle is similarly calculated by dividing the time inter-

val  of  the  whole  section  by  the  number  of  cycles  detected.

(The approximate durations of part of the stages covered in

the  sections  are  about  1–2 Ma  for  Barremian  and  5 Ma  for

Aptian  in  Mudurnu  section  and  4–5  Ma  for  Aptian  in  the

Nallôhan  section  after  the  correlation  of  biostratigraphic

framework  in  the  sections  with  the  global  sea  level  chart

(based  on  time-scales  of  Haq  et  al.  1988).)  The  duration  of

each cycle in the sections fits the axial obliquity of the Mi-

lankovitch  band,  with  a  model  period  of  41 Ka  of  Fischer

(1991) (Table 1) indicating that sea level changes were related

to changes in the Earth’s orbital parameters.

However, on the basis of the time-scale of Graciansky et al.

(1998) and Premoli Silva & Sliter (1999), the approximate du-

ration  for  the  Aptian  represented  in  the  Mudurnu  section  is

about 8–8.8 Ma, and 7–8 Ma in the Nallôhan section.

Therefore, the duration per cycle in pelagic sections gives a

range between 45 Ka and 76 Ka, depending on the different

time-scales used.

Stable isotope analysis

Methodology

Because  of  the  lithified  texture,  and  fine-grain  size  of  the

samples,  all  stable  isotope  analyses  were  obtained  from  bulk

rock samples. Individual foraminiferal species or other micro-

Fig.  13.    Limestone-marl/shale  cycles,  black  shale  interval  and  stable  isotope  variations  within  the  cycles  of  the  Nallôhan  section  (for

symbols see Legend to Fig. 7).

30                                                                                           YILMAZ et al.

Table 2: Carbon and oxygen stable isotope values of bulk carbonate rock samples, veins, infillings, bioturbations, shells and corals ob-

tained from measured sections in this study.



Nallýhan Section 



Seydiºehir-1 Section 

Samp. N. 

@

13

C

@

18

O

Type 

@

13

C

@

18

O

 

Samp. N.  

@

13

C

@

18

O

Type 

@

13

C

@

18

O

YN-38  

0.95 

-3.52 









OS-12 

-0.81 

-4.39 

Vein 

-4.13 

-7.23 

YN-39  

1.81 

-3.01 

Biot. 

1.37 

-3.76 

 

OS-14 

0.28 

-4.06 

Vein 

-1.35 

-4.23 

YN-40  

1.76 

-3.46 

  







OS-17  

-0.16 

-3.82 







YN-41 

1.14 

-2.94 

  







OS 74  

-2.09 

-4.06 

Vein 

-5.18 

-5.15 

YN-42 

1.75 

-3.65 

  













Clast 

-0.47 

-3.60 

YN-43 

1.65 

-2.93 

Biot. 

2.02 

-2.76 

 

Average 

-0.23 

-4.09 







YN-44  

0.98 

-3.89 

  







Seydiºehir-Madenli Section 

YN-45 

0.83 

-3.87 

Biot. 

1.36 

-3.72 

 

Samp. N. 

@

13

C

@

18

O

Type 

@

13

C

@

18

O

YN-46 

1.13 

-3.80 

Biot. 

1.37 

-3.71 

 

OSM 9 

0.30 

-4.23 







YN-47 

1.47 

-3.93 

Vein 

-0.10 

-5.89 

 

OSM-11  

1.71 

-3.67 

Vein 

-3.23 

-6.35 

YN-48  

1.23 

-3.25 

Vein 

1.20 

-6.46 

 

OSM 14  

-2.26 

-3.73 

Vein 

-4.54 

-6.74 

YN-50 

0.95 

-3.93 















Clast 

-1.50 

-3.46 

YN-51 

0.86 

-5.32 

  

  

  

 

OSM-15 

-1.84 

-2.57 

Clast 

-3.07 

-3.40 

YN-52 

1.35 

-3.78 

  

  

  

 

OSM-31a 

-1.05 

-3.78 

Clast 

-1.07 

-3.97 

YN-53 

0.78 

-4.05 

  

  

  

 

OSM 31b 

-0.74 

-3.25 

Clast 

-0.89 

-3.69 

YN-55 

0.01 

-4.41 

  

  

  

 

Average 

-0.52 

-3.55 

  

  

  

YN-56 

0.08 

-5.03 

  

  

  

 

Zonguldak Section 

YN-57 

0.39 

-4.05 

  

  

  

 

Samp. N. 

@

13

C 

@

18

O 

Type 

@

13

C 

@

18

O 

YN-58 

0.82 

-3.84 

  

  

  

 

OZ-17  

1.01 

-4.16 

  

  

  

YN-59 

2.16 

-3.27 

  

  

  

 

OZ-18  

1.10 

-4,47 

Clast 

0.04 

-5.10 

YN-60 

2.48 

-3.86 

  

  

  

 

OZ-19  

1.34 

-3.44 

  

  

  

YN-61 

2.34 

-4.05 

  

  

  

 

OZ-20 

1.82 

-3.31 

  

  

  

YN-62 

3.31 

-3.31 

  

  

  

 

OZ-24 

1.16 

-4.05 

  

  

  

YN-63 

2.44 

-3.70 

  

  

  

 

OZ-25  

0.85 

-5.00 

Vein 

-0.47 

-7.24 

YN-64 

2.25 

-4.04 

  

  

  

 

OZ-26  

0.11 

-4.66 

  

  

  

YN-65 

2.90 

-3.34 

Biot. 

3.72 

-3.54 

 

OZ-27  

0.44 

-4.26 

Inf. 

0.93 

-4.70 

YN-66 

1.93 

-4.68 

  

  

  

 

OZ-28  

0.13 

-5.54 

  

  

  

YN-67 

3.27 

-3.18 

  

  

  

 

OZ-29  

0.94 

-4.24 

  

  

  

YN-68 

2.69 

-3.71 

  

  

  

 

OZ-30  

1.17 

-3.94 

Vein 

0.47 

-5.84 

YN-69 

2.55 

-3.74 

Biot. 

2.43 

-3.66 

 

OZ-31 

0.47 

-3.86 

  

  

  

YN-70  

3.38 

-3.47 

  

  

  

 

OZ-32  

0.67 

-4.88 

  

  

  

YN-71  

2.53 

-4.01 

  

  

  

 

OZ 33  

1.34 

-4.27 

  

  

  

YN-72 

2.59 

-3.76 

Biot. 

1.24 

-4.50 

 

OZ-34  

1.57 

-5.38 

  

  

  

YN-73  

2.44 

-3.23 

  

  

  

 

OZ-35  

2.78 

-3.91 

  

  

  

YN-74  

3.31 

-3.70 

  

  

  

 

OZ-36  

2.83 

-3.70 

  

  

  

YN-75  

0.59 

-4.12 

  

  

  

 

OZ-37 

2.49 

-4.82 

  

  

  

YN-76 

3.56 

-2.87 

  

  

  

 

OZ-38  

2.07 

-5.16 

  

  

  

YN-77  

2.99 

-4.00 

  

  

  

 

OZ-39 

2.76 

-3.95 

  

  

  

YN-78  

4.01 

-3.10 

  

  

  

 

Average 

1.35 

-4.35 

  

  

  

YN-79 

3.25 

-3.58 

Biot. 

2.80 

-4.08 

 

Mudurnu Section 

YN-80 

3.87 

-2.60 

  

  

  

 

Samp. N. 

@

13

C 

@

18

O 

Type 

@

13

C 

@

18

O 

YN-81  

3.68 

-3.85 

  

  

  

 

MY-24  

3.44 

-1.87 

  

  

  

YN-82  

4.18 

-2.85 

  

  

  

 

MY-23  

3.06 

-2.37 

  

  

  

YN-84 

3.63 

-2.86 

  

  

  

 

MY-22  

3.24 

-2.15 

  

  

  

YN-85  

3.78 

-3.43 

  

  

  

 

MY-21  

2.51 

-3.81 

  

  

  

Average 

2.11 

-3.64 

  

  

  

 

Average 

3.06 

-2.55 

  

  

  



fossils could not be separated. During the sampling, the fine-

grained matrix and homogeneous micritic parts of limestones

were used and, unless specifically sampled for, care was taken

to avoid larger clasts and veins. Powders were obtained from

well-polished surfaces of hand specimens by means of a hand-

held drill. Two milligrams of powdered sample collected from

several spots of the sample slab were homogenized, washed with

2.5% NaOCl for 24 hours and rinsed several times with distilled

water. Samples were subsequently dried at 70 °C overnight.

Isotopic compositions were measured at the University of

Tübingen using an automated GasBench II online to a Finni-

gan MAT 252 mass spectrometer, and He carrier gas. Samples

of about 100 µg size were dissolved by several drops of ortho-

phosphoric  acid  (100%)  at  70  °C  in  individual  borosilicate

glass  vials.  Isotopic  compositions  are  expressed  as  conven-

tional 

δ

-values in permil (‰) relative to V-PDB. Precision is

about 0.08 ‰ and accuracy 0.1 ‰ for both oxygen and car-

bon.  The  isotopic  ratios  were  normalized  relative  to  the  in-

house  standard  (Laaser  Marble,  with 

δ

13

C =  +1.5 ‰  and

δ

18

O = –5.2 ‰, calibrated against NBS-19 

δ

13

C = +1.95 ‰,

and 

δ

18

O = –2.20 ‰). A total of 126 bulk rock samples, 15

vein samples, 5 shell samples, 8 samples from visibly biotur-

bated parts, 4 infilling samples, and 6 clast samples have been

analysed.

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               31

 

Zonguldak-Çengellidere Section 

Samp. N.  

@

13

C 

@

 18

O 

Type 

@

 13

C 

@

 18

O 

OCG-40  

1.90 

-3.46 

  

  

  

OCG-39  

-0.20 

-3.15 

Inf. 

1.43 

-3.64 

  

  

  

Coral 

0.55 

-4.15 

OCG-38  

0.56 

-5.31 

  

  

  

OCG-37  

0.64 

-5.57 

  

  

  

OCG-36  

0.60 

-3.41 

Vein 

0.39 

-8.32 

  

  

  

Inf. 

1.38 

-3.08 

  

  

  

Coral 

0.26 

-3.76 

OCG-32  

1.03 

-5.04 

  

  

  

OCG-31  

1.91 

-4.31 

  

  

  

OCG-30  

0.29 

-5.76 

  

  

  

OCG-29 

-1.56 

-6.30 

  

  

  

OCG-28 

-1.05 

-8.13 

  

  

  

OCG-27 

1.31 

-5.43 

  

  

  

OCG-26  

0.51 

-9.77 

  

  

  

OCG-25 

1.88 

-5.82 

Vein 

0.99 

-7.20 

OCG-24 

1.57 

-4.18 

  

  

  

OCG-23 

2.67 

-5.75 

  

  

  

OCG-22 

2.67 

-5.31 

Shell 

4.38 

-2.76 

OCG-21 

2.15 

-5.41 

  

  

  

OCG-14 

2.87 

-5.00 

  

  

  

OCG-13 

1.99 

-7.06 

  

  

  

OCG-12  

2.02 

-5.44 

Vein 

1.23 

-8.17 

  

  

  

Shell 

1.55 

-5.18 

OCG-11  

0.95 

-8.23 

  

  

  

OCG-10C  

2.67 

-5.30 

  

  

  

OCG-10B 

2.79 

-6.17 

Shell 

1.03 

-4.26 

OCG-10A 

3.05 

-5.93 

  

  

  

Averages 

1.38 

-5.63 

  

  

  

 

Zonguldak-Kozlu Section 

Samp. N. 

@

 13

C 

@

 18

O 

Type 

@

 13

C 

@

 18

O 

OZV 1A   

0.59 

-5.89 

Vein 

0.71 

-8.72 

OZV-1  

0.01 

-5.55 

  

  

  

OZV 2   

-0.37 

-5.04 

  

  

  

OZV 3   

0.12 

-4.53 

  

  

  

OZV 4  

-0.06 

-5.22 

  

  

  

OZV 5  

0.04 

-5.77 

  

  

  

OZV 6  

-1.24 

-7.08 

  

  

  

OZV 7   

-0.52 

-5.33 

Vein 

-0.89 

-6.05 

OZV 8  

0.72 

-5.49 

Inf. 

-0.23 

-8.32 

OZV 9  

-0.38 

-5.16 

  

  

  

OZV 10 

-0.51 

-3.27 

  

  

  

OZV-11A 

0.71 

-5.51 

  

  

  

OZV-11B  

1.20 

-5.42 

  

  

  

OZV-11C  

0.83 

-4.88 

  

  

  

OZV-12A  

1.34 

-4.46 

  

  

  

OZV-12B 

1.15 

-5.45 

  

  

  

OZV-12C 

-0.35 

-5.79 

  

  

  

OZV-13  

1.19 

-5.47 

  

  

  

OZV-14  

0.07 

-5.82 

  

  

  

OZV-15  

0.36 

-5.01 

  

  

  

OZV-16  

-0.07 

-5.08 

  

  

  

OZV-17  

0.03 

-5.09 

  

  

  

OZV-18  

0.14 

-6.93 

Vein 

-0.60 

-10.68 

Averages 

0.20 

-5.33 

  

  

  



 

Table 2: Continued.

Averages 

@

13

C 

@

18

O 

Veins 

-1.90 

-6.78 

Pelagics 

2.19 

-3.55 

Platform Carbonates 

0.84 

-5.03 

Host rock for Infillings 

0.39 

-4.08 

Infillings 

0.88 

-4.94 

Host rock for clasts 

-1.15 

-3.64 

Clasts 

-1.16 

-3.87 

Host rock for bioturbations 

2.08 

-3.52 

Bioturbation 

2.04 

-3.72 

Host rock for corals and shells 

1.58 

-4.70 

Corals and shells 

1.55 

-4.02 

 

Stable isotope data

The carbon isotope values for bulk rock samples in pelagic

successions range from 0 ‰ to +4.2 ‰, oxygen isotope val-

ues in pelagic successions range from –5.3 ‰ to –1.9 ‰, with

most samples having values between –2 and –4 ‰. For sam-

ples  from  platform  successions,  carbon  isotope  values  for

bulk rock samples vary between –2.26 ‰ and +3.05 ‰. Oxy-

gen isotope values for inner platform successions range from

–9.7 ‰ to –2.6 ‰, with most samples having values between

–3  and  –6 ‰.  The  carbon  isotope  values  for  vein  samples

range  from  +1.2 ‰  to  –5.2 ‰,  and  oxygen  isotope  values

range between –10.7 ‰ and –4.2 ‰ (Table 2).

Effects of diagenesis

The stable isotope compositions of carbonates can be sig-

nificantly modified through diagenesis. Whether or not alter-

ation of the isotopic composition occurs during recrystalliza-

tion is a function of the original mineralogical constitution of

the carbonate (e.g. metastable aragonite and high-Mg calcite

versus low-Mg calcite; Patterson & Walter 1994), the isotopic

composition of the fluid, and the temperature during alteration

and recrystallization. Recrystallization, in the presence of me-

teoric water, tends to lower both the 

δ

13

C and 

δ

18

O values of

carbonates (e.g. Lohmann 1988). The diagenetic history of the

sections  shows  two  different  general  patterns  between  the

platform and pelagic sections in this study. The platform car-

bonates  mainly  composed  of  lime  mudstone,  wackestone,

packstone display development of marine diagenesis (includ-

ing cement A and B of Flügel 1982 in some parts) at the bot-

tom and mid-parts of the cycle and meteoric diagenesis at the

top of the cycle where subaerial exposure structures are devel-

oped. However, pelagic carbonates do not present any meteor-

ic diagenesis along the sections and are mainly dominated by

primary micrites. Joachimski (1994) states that micrites have

a good potential for preservation of their primary carbon iso-

topic composition if the duration of subaerial exposure is rath-

er brief.

By  comparison  to  other  carbonates  analysed  from  Creta-

ceous sequences and considered to represent primary isotopic

compositions (e.g. Weissert & Lini 1991; Menegatti & Weis-

sert 1998; Stoll & Schrag 2000; Pittet et al. 2002) the 

δ

18

O

values of the sampled profiles are generally lower and hence

are interpreted as having been affected by diagenesis. Support

for a diagenetic influence on the bulk rock isotopic composi-

tions is also given by a comparison of the isotopic composi-

tions  of  the  bulk  rock  with  those  measured  from  individual

shells, corals, bivalves, and small veins within the same sec-

tions (Fig. 15 and Table 2). Shells, corals, and bivalves are on

average, somewhat enriched in 

18

O compared to their parent

bulk  rocks  (Fig.  15  and  Table  2).  In  contrast,  late  genetic

veins in platform and pelagic carbonate samples are always

significantly  depleted  in 

18

O  and  C

13

  compared  to  the  bulk

rock (Fig. 15), indicating the influence of meteoric water in

veins.  The  average  carbon  isotope  compositions  of  clasts,

shells, and corals are similar to average values of their host

rocks. Furthermore, the carbon isotope compositions have a

range that is very similar to that of other Cretaceous carbon-

32                                                                                           YILMAZ et al.

ates and as illustrated in Figure 14a and discussed further be-

low, the variations in 

δ

13

C values of the Nallôhan section also

correlate  with  global  Aptian 

δ

13

C  curves  (Weissert  &  Lini

1991; Weissert & Bréhéret 1991; Menegatti & Weissert 1998,

and many others). These features, in addition to the observa-

tion that there is little co-variation in 

δ

13

C- and 

δ

18

O-isotope

compositions  (Fig. 15),  and  that  the  pelagic  carbonates  still

retain higher average 

δ

18

O values (–3.55 ‰) compared to the

inner platform shallow water carbonates (–5.03 ‰) (Fig. 15

and Table 2), but with a parallel stratigraphic variation, indi-

cate that the diagenetic influence was limited. Thus, while a

diagenetic influence may somewhat shift oxygen isotope val-

ues, the original variations are still preserved.

Other possible effects causing variations of 

δ

13

C and 

δ

18

O

values can be changes in ocean water circulation, changes in

amount  of  terrestrial  input,  rate  of  carbonate  productivity,

and/or salinity changes (De Boer 1982).

Similar  cyclic  isotope  curves  are  obtained  from  peritidal

carbonates of the isolated platform (Taurides), from shallow

marine deposits of the continental shelf (Zonguldak) and from

pelagic successions (Sakarya). This is explained by common

mechanisms for all studied settings. Eustatic sea level changes

in relation to climatic variations appear to be the most likely

factors.  The  marl/limestone  couplets  showing  similar  cyclic

isotope  curves  with  their  shallow  water  counterparts

(Fig. 14b)  indicate  the  presence  of  small-scale  sea  level

changes induced by short-term climatic fluctuations and the

positions  of  limestone-marl/shale  facies  within  a  cycle  be-

come clearer.

The relationship between stable isotope compositions and

sea level changes

Stable isotope compositions were measured with the aim of

determining the mechanisms responsible for the meter-scale

shallowing-upward  cycles  in  platform  carbonates  and  the

limestone-marl couplets in pelagic successions. Many studies

have  concentrated  on  the  causes  of  cyclicity  within  Creta-

ceous sediments deposited under what is often considered a

relatively equable greenhouse-type climate (e.g. Einsele et al.

1991; De Boer & Smith 1994; Miall 1997; Einsele 2000; Fiet

et al. 2001; Strasser et al. 2001). Some of the studies suggest-

Fig. 14.  a — Comparison of the 

δ

13

C curves in G. blowi Zone. The dotted line represents the global curve (Wiessert & Lini 1991; Menegatti

& Weissert 1998 and many others), the solid line represents the carbon isotope curve in this study. Curves are smoothed and simplified.

b — Representative diagram illustrating small-scale and large-scale facies and stable isotope synchronicity in pelagic and inner platform set-

tings in this study.

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               33

ed  fluctuating  glacial  activities  within  a  greenhouse  Creta-

ceous (Weissert & Bréhéret 1991; Weissert & Lini 1991; Sel-

wood et al. 1994; Pirrie et al. 1995; Jenkyns & Wilson 1999;

Price 1999; Stoll & Schrag 2000). Therefore, waxing or wan-

ing  ice  volumes  even  during  Cretaceous  greenhouse  condi-

tions may be the most apparent cause for fluctuating eustatic

sea levels. Strasser et al. (1999) stated that thermal expansion

and retraction of the uppermost layer of ocean water by ther-

mally  induced  volume  changes  in  deep  water  circulation

might have contributed to high-frequency sea level variations,

and  also  noticed  that  a  “cool  mode”  in  paleoclimate  from

Middle Jurassic to Early Cretaceous with a pronounced sea-

sonality was present, and although ice-volumes were not suf-

ficient  to  introduce  important  glacio-eustatic  fluctuations,

they could make small contributions.

Changes  towards  more  positive 

δ

18

O  values  can  be  inter-

preted as a result of lowering of eustatic sea level caused by

cooling episodes and build up of ice-sheets, while changes to-

wards  more  negative 

δ

18

O  values  may  be  correlated  with  a

rise in sea level, corresponding to warming episodes. In addi-

tion to changes in 

δ

18

O values, changes in the 

δ

13

C values of

carbonates  may  also  be  linked  to  changes  in  climate  as  the

carbon isotope compositions are ultimately linked to the car-

bon cycle and the bioproductivity in the water column of the

Cretaceous ocean (e.g. Weissert & Lini 1991). Hence, chang-

es towards lower 

δ

13

C values may be associated with lower

biological  productivity,  which  in  turn  may  be  related  to  re-

duced nutrient flux and water cycle and overall cooling.

For the sedimentary cycles of the Taurides (Seydiºehir), the

Pontides (Zonguldak), as well as the pelagic Mudurnu Trough

carbonates, the variations in 

δ

18

O values are all similar in that

they generally increase in parallel with the shallowing-upward

cycles (Figs. 7 to 13, 14a,b). The overlying cycle returns to

lower,  more  negative 

δ

18

O  values  at  the  bottom  and  again

ends up with higher values towards the top. This is the case

even though the cycles are composed of different lithofacies

in different settings. This pattern is recorded in most of the cy-

cles and, despite the diagenetic overprint, can be interpreted

as a record of changing sea level and temperature as a result of

changes  in  the  ice-volume.  Hence,  transgressive  portions  of

the  cycles  with  lower 

δ

18

O  values  indicate  warmer  periods,

whereas regressive portions of cycles with more positive 

δ

18

O

values  indicate  cooler  periods.  This  relationship  is  also  ob-

served on the scales of the smallest cycles recognized, with

changes in 

δ

18

O being on the order of about 1 ‰ for smaller

cycles to about 2 ‰ for larger cycles.

While changes in the 

δ

13

C values are not as constant with

regard to the direction of change within a cycle compared to

those for 

δ

18

O values, there is nonetheless also a general ten-

dency to have more positive values in the transgressive por-

tions and more negative values in the regressive portions of

the cycles. This also supports the idea of warming during the

transgressive phase and cooling during the regressive phase.

However, there are also a number of cycles where the changes

in 

δ

13

C values with respect to the transgressive-regressive cy-

cles are not as clear. This is likely to be related to other factors

besides climate affecting the bioproductivity in the water col-

umn  as  well  as  complex  changes  in  the  types  of  organisms

and their relative abundances as a function of time and sedi-

mentary facies, and pedogenetic alterations at the top of the

subaerially exposed cycles.

The curve depicting the 

δ

13

C values of the pelagic Nallôhan

section,  the  most  complete  section  sampled  in  this  study

(Fig. 13),  is  quite  comparable  to  other  Aptian 

δ

13

C  curves,

both in terms of the magnitude of change in 

δ

13

C values (0 ‰

to +4 ‰) and in terms of the absolute 

δ

13

C values (Fig. 14a)

(Weissert & Bréhéret 1991; Weissert & Lini 1991; Ferreri et

al. 1997; Grötsch et al. 1998; Kuhnt et al. 1998; Jenkyns &

Wilson  1999;  Erba  et  al.  1999;  Strasser  et  al.  2001).  The

Nallôhan  section  includes  a  prominent  black  shale  interval

within the G. blowi Zone. This position of this black shale is

directly comparable to the “Selli level”, which marks a promi-

nent large-scale transgressive event in sections studied else-

where (Menegatti & Weissert 1998). The correlation to other

sections where this event has been interpreted as being related

to a large-scale transgression also supports the conclusion that

the marl-shale sequences within the cycles are related to small-

scale rises in sea level (Yôlmaz et al. 2000; and Yôlmaz 2002).

The variations in 

δ

18

O values observed for the small cycles

as  well  as  the  larger  cycles  (Figs. 7  to  13,  14)  imply  that

small-scale variations of climate and sea level were superim-

Bulk shallow water carbonates vs. pelagics

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

5

δ

!

+

δ

Ο

Bulk Pelagics

Bulk Shallow

Water

Carbonates

Bulk rocks vs. veins, shells and corals

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

-6

-5

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

5

δ

13

C

18

O

Bulk Rocks
Veins
Shells and Corals

Fig.  15.  Graphic  expressions  of  relationships  between  carbon  and

oxygen  stable  isotope  compositions  of  bulk  rock  samples,  veins,

shells and corals (data from Table 2).

34                                                                                           YILMAZ et al.

posed  over  larger-scale  variations.  Hence,  even  during  the

Cretaceous  greenhouse-type  climate,  significant  short-term

variations  were  possible,  and  the  climate  during  the  Creta-

ceous was not as equable as previously thought.

The Tauride and Pontide platforms are interpreted to have

formed  in  tropical-subtropical  belts  during  the  Early  Creta-

ceous. The shallow water carbonates of these platforms dis-

play a warm-water facies. No cool-water carbonate facies has

been recorded in the studied sections. However, cooling peri-

ods  are  interpreted  from  the  stable  isotope  variations  mea-

sured in these sections. This implies that temperature changes

were not sufficiently large to change the character of the fa-

cies  in  the  tropical-subtropical  regions,  but  large  enough  to

cause sufficient melting in the polar regions in order to affect

sea level and the oxygen isotope composition of the seawater.

Conclusions

In this study, changes in the C and O isotope composition

of Barremian-Aptian platform carbonates of the Taurides and

Pontides and their pelagic counterparts are documented. 

δ

18

O

values generally change towards more positive values at the

top of the cycle, but again more negative at the base of the

next cycle. This cyclicity in 

δ

18

O values is interpreted as a pri-

mary variation reflecting changes in temperature and sea level

on the order of the Milankovitch frequency band. Meter-scale

cycles of inner platform carbonates and of pelagic successions

are thus likely to be related to small-scale changes in glacial

activity  and/or  thermal  expansion  of  the  ocean  water. 

δ

13

C

values are more difficult to interpret for the small-scale cycles,

but on a larger scale the 

δ

13

C curve compares well with the

ones measured for the same time interval. This is particularly

the case for the pelagic Nallôhan section, which can be corre-

lated on a global scale and for which the changes in values are

of similar magnitude.

The C and O isotope compositions measured in the sections

of this study can thus be interpreted to reflect primary varia-

tions, even though the primary compositions have been slight-

ly  modified  by  diagenetic  changes.  Such  changes  appear  to

have had a more pronounced effect on the oxygen rather than

the carbon isotope compositions.

Acknowledgments: This work was supported by the Turkish

Scientific  and  Technical  Research  Council  (TÜBITAK,

(Project No: YDABÇAG-198Y040) Ankara, Turkey) and the

Middle East Technical University (Ankara, Turkey), and by

the Institute of Mineralogy, Petrology, and Geochemistry of

the  University  of  Tübingen  (Germany).  We  thank  Prof.  Dr.

André Strasser (Fribourg, Switzerland), Dr. Otília Lintnerová

(Bratislava,  Slovak  Republic)  and  Prof.  Dr.  Okan  Tüysüz

(Avrasya Yerbilimleri Enstitüsü, ùTÜ, Turkey) for the review

of the manuscript. We are grateful to Necdet Özgül (Geomar,

Istanbul) for sharing his experiences during fieldwork and to

Yakup Özcelik (TPAO, Ankara) for his help in characterizing

the well-exposed sections in the Zonguldak region. We also

want to thank Bernd Steinhilber (University of Tübingen) for

his help with the laboratory work.

References

Altôner  D.  1991:  Microfossil  biostratigraphy  (mainly  foraminifers)

of  the  Jurassic–Lower  Cretaceous  carbonate  successions  in

Northwestern Anatolia (Turkey). Geol. Romana 27, 167–215.

Altôner D. & Decrouez D. 1982: Etude stratigraphique et micropalé-

ontologique du Crétacé de la région au NW de Pônarbaþô (Tau-

rus Oriental, Turquie). Rev. Paleobiol. 1, 53–91.

Altôner D. & Özkan S. 1991: Calpionellid zonation in North-West-

ern Anatolia (Turkey) and calibration of the stratigraphic rang-

es  of  some  benthic  foraminifera  at  the  Jurassic–Cretaceous

boundary. Geol. Romana 27, 215–235.

Altôner  D.,  Koçyiûit  A.,  Farinacci  A.,  Nicosia  U.  &  Conti  M.A.

1991:  Jurassic–Lower  Cretaceous  stratigraphy  and  paleogeo-

graphic evolution of the southern part of North-Western Ana-

tolia (Turkey). Geol. Romana 27, 13–81.

Altôner D., Yôlmaz ù.Ö., Özgül N., Akcar N., Bayazôtoûlu M. & Ga-

ziulusoy Z. 1999: High resolution sequence stratigraphic corre-

lation in the Upper Jurassic (Kimmeridgian)–Upper Cretaceous

(Cenomanian) peritidal carbonates deposits (Western Taurides,

Turkey). In: Bozkurt E. & Rowbotham G. (Eds.): Advances in

Turkish geology. Part I: Tethyan evolution and fluvial-marine

sedimentation. Geol. J. Spec. Issue 34, 139–158.

Altôner D. & Yôlmaz ù.Ö. 2000: Foraminiferal diversification within

the  sequential  development  of  Upper  Jurassic–Lower  Creta-

ceous peritidal carbonates (Western Taurides, Turkey). 6

th

 In-

ternational Cretaceous Symposium, Abstract Book 9, Vienna.

Barrera E. & Johnson C.C. 1999: Evolution of the Cretaceous ocean-

climate system. Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 332, 1–445.

Bellonca  A.,  Claps  M.,  Erba  E.,  Masetti  D.,  Neri  R.,  Silva  I.P.  &

Venezia  F.  1996:  Orbitally  induced  limestone/marlstone

rhythms  in  the  Albian-Cenomanian  Cismon  section  (Venetian

region,  northern  Italy):  Sedimentology,  calcareous  and  sili-

cious plankton distribution, elemental and isotope geochemis-

try. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 126, 227–260.

Bralower T.J., Arthur M.A., Leckie R.M., Sliter W.V., Allard D.J. &

Schlanger S.O. 1994: Timing and paleoceanography of oceanic

dysoxia/anoxa  in  the  Late  Barremian  to  Early  Aptian  (Early

Cretaceous). Palaios 9, 335–369.

Bralower T.J., CoBabe E., Clement B., Sliter W.V., Osburn C.L. &

Longoria J. 1999: The record of global change in Mid-Creta-

ceous  (Barremian-Albian)  sections  from  the  Sierra  Madre,

Northern Mexico. J. Foram. Res. 29, 418–437.

Claps M. & Masetti D. 1994: Milankovitch periodicities recorded in

Cretaceous deep sea sequences from the southern Alps (North-

ern Italy). In: De Boer P.L. & Smith D.G. (Eds.): Orbital forc-

ing  and  cyclic  sequences.  Spec.  Publ.  Inter.  Assoc.

Sedimentologists 19, 99–109.

Claps M., Erba E., Masetti D. & Melchiorri F. 1995: Milankovitch-

type cycles recorded in Toarcian black shales from the Belluno

trough (southern Alps, Italy). Mem. Sci. Geol. 47, 179–188.

De Boer P.L. 1982: Some remarks about the stable isotope composi-

tion of cyclic pelagic sediments from the Cretaceous in the Ap-

ennines (Italy). In: Schlanger S.O. & Cita M.B. (Eds.): Nature

and  origin  of  Cretaceous  carbon-rich  facies.  Academic  Press,

London, 129–144.

De Boer P.L. & Smith D.G. 1994: Orbital forcing and cyclic sequenc-

es. Spec. Publ. Internal Assoc. Sedimentologists 19, 1–559.

Demicco R.V. & Hardie L.A. 1994: Sedimentary structures and ear-

ly  diagenetic  features  of  shallow  marine  carbonate  deposits.

S.E.P.M. Atlas Series 1, 1–265.

Derman  A.S.  1990:  Late  Jurasic  and  Early  Cretaceous  geological

evolution of the Western Black Sea region, Turkey. 8

th

 Petro-

leum Congress and Exhibition of Turkey, Proceedings, Ankara

328–340.

SEA LEVEL CHANGES IN PLATFORM AND PELAGIC CARBONATE SUCCESSIONS                               35

Einsele  G.  2000:  Sedimentary  basins:  evolution,  facies  and  sedi-

ment budget. Springer-Verlag, Berlin, 1–792.

Einsele G., Ricken W. & Seilacher A. 1991: Cycles and events in

stratigraphy. Springer-Verlag, Berlin, 1–955.

Erba E., Channell J.E.T., Claps M., Jones C., Larson R., Opdyke B.,

Premoli-Silva I., Riva A., Salvini G. & Torricelli S. 1999: Inte-

grated stratigraphy of the Cismon Apticore (southern Alps, Ita-

ly): a “reference section” for the Barremian-Aptian interval at

low latitudes. J. Foram. Res. 29, 371–391.

Ferreri  V.,  Weissert  H.,  D’Argenio  B.  &  Buonocunto  F.P.  1997:

Carbon isotope stratigraphy: a tool for basin to carbonate plat-

form correlation. Terra Nova 9, 57–61.

Fischer A.G. 1991: Orbital cyclicity in Mesozoic strata. In: Einsele

G.,  Ricken  W.  &  Seilacher  A.  (Eds.):  Cycles  and  events  in

stratigraphy. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 48–62.

Fiet N., Beaudoin B. & Parize O. 2001: Lithostratigraphic analysis

of Milankovitch cyclicity in pelagic Albian deposits of central

Italy: implications for the duration of the stage and substages.

Cretac. Research 22, 265–275.

Flügel  E.  1982:  Microfacies  analysis  of  limestones,  Springer-Ver-

lag, Berlin, Heidelberg, 1–633.

Görür  N.  1997:  Cretaceous  syn-to-postrift  sedimentation  on  the

southern continental margin of the western Black Sea basin.

In: Robinson A.G. (Ed.): Regional and petroleum geology of

the Black Sea and sorruonding region. A.A.P.G.  Memoir 68,

227–240.

Grötsch  J.,  Billing  I.  &  Vahrenkamp  V.  1998:  Carbon-isotope

stratigraphy in shallow-water carbonates: implications for Cre-

taceous black-shale deposition. Sedimentology 45, 623–634.

Graciansky  P.-C.  de,  Hardenbol  J.,  Jacquin  T.  &  Vail  P.R.  1998:

Mesozoic and Cenozoic sequence stratigraphy of European ba-

sins. S.E.P.M. Spec. Publ. 60, 1–786.

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R. 1988: Mesozoic and Cenozoic

chronostatigraphy  and  cycles  of  sea-level  change.  In:  Wilgus

C.K. & Hastings B.S. et al. (Eds.): Sea level changes: An inte-

grated approach. S.E.P.M. Spec. Publ. 42, 71–108.

Hesselbo S.P. & Huggett J.M. 2001: Glaucony in ocean-margin se-

quence  stratigraphy  (Oligocene-Pliocene,  Offshore  New  Jer-

sey, U.S.A., ODP Leg 174A). J. Sed. Res. 71, 4, 599–607.

Jenkyns H.C. & Wilson P.A. 1999: Stratigraphy, paleoceanography,

and  evolution  of  Cretaceous  pacific  guyots:  relics  from  a

greenhouse earth. Amer. J. Sci. 299, 341–392.

Joachimski M.M. 1994: Subaerial exposure and deposition of shal-

lowing  upward  sequences:  evidence  from  stable  isotopes  of

Purbeckian peritidal carbonates (basal Cretaceous), Swiss and

French Jura Mountains. Sedimentology 41, 805–824.

Kaya O., Dizer A., Tansel ù. & Meriç E. 1983: Cretaceous stratigra-

phy  of  Ereûli  (Zonguldak)  region.  Bull.  Miner.  Res.  Explor.

Inst. Turkey 99, 100, 19–32.

Kuhnt W., Moullade M., Masse J-P. & Erlenkeuser H. 1998: Carbon

isotope  stratigraphy  of  the  Lower  Aptian  historical  stratotype

at Cassis-La Bédoule (SE France). Géologie Méditerranéenne

25, 63–79.

Larson R.L. & Erba E. 1999: Onset of the mid-Cretaceous greenhouse

in  the  Barremian–Aptian:  igneous  events  and  the  biological,

sedimentary,  and  geochemical  responses.  Paleoceanography

14, 663–678.

Lohmann K.C. 1988: Geochemical patterns of meteoric diagenesis

system and their application to paleokarst. In: Choquette P.W.

& James N.P. (Eds.): Paleokarst. Springer-Verlag, New York,

58–80.

Martire L. 1992: Sequence stratigraphy and condensed pelagic sedi-

ments.  An  example  from  the  Rosso  Ammonitico  Veronese,

northeastern  Italy.  Palaeogeog.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.

94, 169–191.

Menegatti A.P. & Weissert H. 1998: High-resolution 

δ

13 

C stratigra-

phy  through  the  Early  Aptian  “Livello  Selli”  of  the  Alpine

Tethys. Paleoceanography 13, 530–545.

Miall A.D. 1997: The geology of stratigraphic sequences. Springer-

Verlag, Berlin, 1–433.

Monod O. 1977: Geological researches of eastern Taurus at south of

Beyºehir (Turkey). These, Universite Paris XI Orsay, 1–422 (in

French).

Mutterlose J. & Ruffell A. 1999: Milankovitch-scale palaeoclimate

changes  in  pale–dark  bedding  rhythms  from  the  early  creta-

ceous  (Hauterivian  and  Barremian)  of  eastern  England  and

northern  Germany.  Palaeogeog.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.

154, 133–160.

Orhan  E.  1995:  General  geology  of  Zonguldak  coal  basin  and

stratigraphy  of  Kozlu  K20/G  borehole.  In:  Yalcôn  N.M.  &

Gürdal  G.  (Eds.):  Exploration  boreholes  in  Zonguldak-1:  Ko-

zlu  —  K20/G.  TÜBÝTAK,  MAM,  (Turkish  Scientific  and

Technical Research Council, Marmara Research Center). Earth

Sci. Sect. Spec. Publ. 45–66 (in Turkish).

Osleger D.A. 1991: Subtidal carbonate cycles: implications for allo-

cyclic vs. autocyclic controls. Geology 19, 917–920.

Önal  M.,  Helvacô  C.,  ùnci  U.,  Yaûmurlu  F.,  Meriç  E.  &  Tansel  ù.

1988:  Stratigraphy,  age,  lithofacies  and  depositional  environ-

ments of Soûukçam Limestone, Nardin Formation and Kôzôlçay

Group in Çayôrhan at the north of north western part of Ankara.

Bull.  Turkish  Petroleum  Geologists  Assoc.  1/2,  152–163  (in

Turkish).

Özgül  N.  1983:  Stratigraphy  and  tectonic  evolution  of  the  central

Taurids. In: Tekeli O. & Göncüoûlu C. (Eds.): Geology of the

Taurus Belt. Printed by Miner. Res. Explor. Inst., Ankara, 77–90.

Özgül N. 1997: Stratigraphy of tectono-stratigraphic units located in

around  Bozkôr-Hadim-Taþkent  (Northern  part  of  central  Tau-

rides). Bull. Miner. Res. Explor. Inst. Turkey 119, 113–174 (in

Turkish).

Patterson W.P. & Walter L.M. 1994: Depletion of 

13

C in sea water

CO

2 

on modern carbonate platform: significance for the carbon

isotopic record of carbonates. Geology 22, 885–888.

Peybernes  B.,  Ivanov  M.,  Nikolov  T.,  Ciszak  R.  &  Stoykova  K.

2000:  Depositional  sequences  at  the  Urgonian  platform/basin

transition (Barremian-Albian interval) in the western Fore-Bal-

kan (northwest Bulgaria). Comptes Rendus de l Academie des

Sciences Serie II Fascicule A-Sciences de la Terre et des Plan-

etes 330, 8, 547–553.

Pirrie D., Doyle P., Marshall J.D. & Ellis G. 1995: Cool Cretaceous

climate:  new  data  from  the  Albian  of  western  Australia.  J.

Geol. Soc.152, 739–742.

Pittet B., Van Buchem F.S.P., Hillgärtner H., Razin P., Grötsch J. &

Droste  H.  2002:  Ecological  succession,  paleoenvironmental

change, and depositional sequences of Barremian–Aptian shal-

low  water  carbonates  in  northern  Oman.  Sedimentology  49,

555–581.

Price G.D. 1999: The evidence and implications of polar ice during

the Mesozoic. Earth Sci. Rev. 48, 183–210.

Premoli Silva I. & Sliter W.V. 1999: Cretaceous paleoceanography;

evidence  from  planktonic  foraminiferal  evolution.  In:  Barrera

E. & Johnson C.C. (Eds): Evolution of the Cretaceous ocean-

climate system. Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 332, 301–328.

Prokoph A. & Thurow J. 2001: Orbital forcing in a “Boreal” Creta-

ceous epieric sea: high-resolution analysis of core and logging

data (Upper Albian of Kirchrode-I drill core — Lower Saxony

Basin,  NW  Germany).  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeo-

ecol. 174, 67–96.

Raspini A. 2001: Stacking pattern of cyclic carbonate platform stra-

ta:  Lower  Cretaceous  of  southern  Appennines,  Italy.  J.  Geol.

Soc. 158, 353–366.

36                                                                                           YILMAZ et al.

Selwood B.W., Price G.D. & Valdes P. J. 1994: Cooler estimates of

Cretaceous temperatures. Nature 370, 453–455.

Stoll  H.M.  &  Schrag  D.P.  2000:  High-resolution  stable  isotope

records  from  the  Upper  Cretaceous  rocks  of  Italy  and  Spain:

Glacial episodes in a greenhouse planet? Geol. Soc. Amer. Bull.

112, 308–319.

Strasser  A.  1991:  Lagoonal-peritidal  sequences  in  carbonate  envi-

ronments:  autocyclic  and  allocyclic  processes.  In:  Einsele  G.,

Ricken W. & Seilacher A. (Eds.): Cycles and events in stratig-

raphy. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 709–721.

Strasser A., Caron M. & Gjermeni M. 2001: The Aptian, Albian and

Cenomanian of Roter Sattel, Romandes Prealps, Switzerland: a

high-resolution  record  of  oceanographic  changes.  Cretac.  Re-

search 22, 173–199.

Strasser A., Pittet B., Hillgärtner H. & Pasquier Jean-Bruno 1999:

Depositional  sequences  in  shallow  water  carbonate  —  domi-

nated  sedimentary  systems:  concepts  for  a  high-resolution

analysis. Sed. Geol. 128, 201–221.

ýengör A.M.C. & Yôlmaz Y. 1981: Tethyan evolution of Turkey: A

plate tectonic approach. Tectonophysics 75, 181–241.

Tokay M. 1954/55: Géologie de la région de Bartôn (Zonguldak-Tur-

quie du Nord). Bull. Miner. Res. Explor. Inst. Turkey 46, 47, 46–64.

Vennin E. & Aurell M. 2001: Aptian paleoenvironmental evolution

and sequence stratigraphy in the Galve sub-basin (Teruel, NE

Spain). Bull. Soc. Géol. France 172, 4, 397–410.

Weissert H. & Lini A. 1991: Ice age interludes during the time of

Cretaceous  greenhouse  climate?.  In:  Müller  D.W.,  McKenzie

J.A.  &  Weissert  H.  (Eds.):  Controversies  in  modern  geology.

Academic Press Limited, New York, 173–191.

Weissert  H.  &  Bréhéret  J.G.  1991:  A  carbonate  carbon-isotope

record from Aptian-Albian sediments of the Vocontian trough

(SE France). Bull. Soc. Géol. France 162, 1133–1140.

Wezel F.C. 1985: Anoxic facies of global geotectonic episodes. G.

Geol., Ser., 3a. 47, 281–286 (in Italian).

Yôlmaz  ù.Ö.  1999:  Taxonomic  and  paleogeographic  approaches  to

the dasyclad algae in the Upper Jurassic (Kimmeridgian)–Up-

per  Cretaceous  (Cenomanian)  peritidal  carbonates  of  the  Fele

(Yassôbel)  area  (Western  Taurides,  Turkey).  Turkish  J.  Earth

Sci. 8, 81–101.

Yôlmaz  ù.Ö.  2002:  Applications  of  cyclostratigraphy  and  sequence

stratigraphy  in  determination  of  the  hierarchy  in  peritidal  and

pelagic successions (NW, SW and WNW of Turkey) by using

sedimentology  and  sedimentary  geochemistry  (stable  iso-

topes).  Ph.D.  Thesis,  Department  of  Geological  Engineering,

Middle East Technical University, Ankara, 1–248.

Yôlmaz ù.Ö.  &  Altôner D. 2000: Cyclicity and eustatic controls on

the  carbonate  peritidal  deposits  (Upper  Jurassic  (Kimmerid-

gian)–Upper  Cretaceous  (Cenomanian))  of  the  Fele  area

(Western  Taurides,  Turkey).  Sediment  2000,  15

th

  Meeting  of

Sedimentologists, Abstract Book. Leoben, Austria, 152.

Yôlmaz ù.Ö. & Altôner D. 2001: Use of sedimentary structures in the

recognition  of  sequence  boundaries  in  the  Upper  Jurassic

(Kimmeridgian)–Upper  Cretaceous  (Cenomanian)  peritidal

carbonates of the Fele (Yassôbel) area (Western Taurides, Tur-

key). Int. Geol. Rev. 43, 8, 736–753.

Yôlmaz  Y.,  Tüysüz  O.,  Yigitbas  E.,  Genc  S.C.  &  Sengör  A.M.C.

1997: Geology and tectonic evolution of the Pontides. A.A.P.G.

Memoir 68, 183-226.

Yôlmaz  ù.Ö.,  Altôner  D.  &  Özkan-Altôner  S.  2000:  Record  of  Mi-

lankovitch  cyclicity  within  the  Barremian-Aptian  pelagic  suc-

cessions of NW Turkey: Preliminary results. 6

th

  International

Cretaceous Symposium, Abstract Book.Vienna, Austria, 153.