background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       433




The Tauride Belt in southern Turkey is an Alpine unit com-

prising a pile of nappes, or tectono-stratigraphic units formed

during the closure of Neotethyan oceanic branches in the East-

ern Mediterranean region (ªengör & Yôlmaz 1981; Göncüoûlu

1997, Fig. 1). The nappes include more or less continuous Pa-

leozoic-Mesozoic sequences of varying tectonic settings such

as platforms, slopes and basins, related to the Proto-, Paleo-

and Neo-Tethyan oceans (see Stampfli 2000 for discussion on

the definition of the Tethyan oceans).

A comprehensive tectonic classification of these nappes was

proposed by Özgül (1976) regarding their paleogeographical

origins. Özgül (1984) suggested the presence of a central “au-

tochthonous” belt (Geyik Daûô Unit), overthrust by northerly

(Bozkôr, Bolkar, and Aladaû Units) and southerly (Alanya and

Antalya  Units)  derived  tectono-stratigraphic  units  (Fig. 2a).

From these, the most prominent and uninterrupted Paleozoic

successions  are  mainly  observed  in  the  Geyik  Daûô  Unit

(GDU) in the Eastern Taurides.

The overall stratigraphy of the Paleozoic successions within

the GDU in the Eastern Taurides has been the topic of numer-

ous  studies  (e.g.  Özgül  et  al.  1972;  Özgül  &  Gedik  1973;

Metin  et  al.  1986;  Dean  &  Monod  1990;  Özgül  &  Kozlu

2002).  A  recent  review  was  given  by  Göncüoûlu  &  Kozlu

(2000).  These  studies,  however,  mostly  lack  sufficient  bios-

tratigraphic data. This shortcoming prevented reliable correla-

tion of Paleozoic events in this critical area for the geodynam-

ic evolution of northwestern Gondwana.

In this work, we report field and conodont data on poorly

known Paleozoic sequences of the GDU in the Eastern Tau-

rides in the Saimbeyli-Tufanbeyli area (Fig. 2) utilizing previ-

ously  unpublished  conodont  data  of  the  second  author.  We

will focus on the Cambrian to Early Carboniferous rock-units

we  sampled  in  detail  for  conodont  fauna,  but  also  describe

briefly  other  formations,  which  were  dated  by  other  fossil

groups (e.g. trilobites, graptolites, corals and brachiopods) in

previous studies. The description of the stratigraphy of these

units is based on numerous published and unpublished studies

and our own field observations. The responsibility of the sec-

ond and third authors is limited mainly to the paleontological

determinations.  Correlations  with  the  northern  Central  Tau-

rides, mainly with the Kütahya-Bolkardaû Belt (KBB, Fig. 1)

of  Göncüoûlu  et  al.  (1997)  are  used  for  regional  paleogeo-

graphic interpretations. Our aim is to establish a more reliable

stratigraphic  correlation  of  the  Paleozoic  successions  along















Middle East Technical University, Department of Geological Engineering, TR-06531 Ankara, Turkey;


Kafkas Sitesi, 411. Sokak, No. 65, Cayyolu, TR-06530 Ankara, Turkey


Rézsü u. 83, H-1029 Budapest, Hungary


Turkish Petroleum Corporation, Exploration Department, TR-06520 Ankara, Turkey

(Manuscript received June 5, 2003; accepted in revised form December 16, 2003)

Abstract: The stratigraphy of the Geyik Daûô Unit of the Eastern Taurides has been revised on the basis of new field

observations from this critical tectono-stratigraphic unit. The Emirgazi Formation, of Precambrian age, is shown to

occur throughout the whole Tauride Belt. The Çal Tepe Formation probably reaches the Upper Cambrian. The Cam-

brian-Ordovician boundary is close to the base of the Seydiºehir Formation; the latter includes mixed carbonate-siliciclastic

tempestites. Its upper part may be of late Middle Ordovician age. The stratigraphic gap between the Seydiºehir and Sort

Tepe Formations is the result of a thermal event, as recorded in many other places in the peri-Gondwanan terranes of

Europe. The graptolite-bearing black shales of the Puscu Tepe Shale Formation of early Silurian age, overlying the

glacier-related sediments of the Halit Yaylasô Formation is a typical unit in most of the peri-Gondwanan terranes in S

Europe and N Africa. The “Orthoceras Limestones” of the overlying Yukarô  Yayla Formation are of latest Llandovery

to earliest Wenlock and post–middle Ludlow age. The Lower Devonian basal quartzites of the Ayô Tepesi Formation are

interpreted as overlying an unconformity, which may coincide with the stepwise detachment of some small microcontinents

from Gondwana accompanying the opening of Paleotethys. The conformably overlying Safak Tepe Formation yielded

Eifelian–Givetian conodonts and is overlain by the Gümüºali Formation of Frasnian–Famennian age. The Devonian-

Carboniferous boundary is located within the black shales of the Ziyarettepe Formation. The deposition of these black

shales seems to be related to an anoxic event. Although the available geological data in the Taurides are still too fragmen-

tary to provide a comprehensive picture, the new findings may facilitate the correlation of the Eastern Tauride strati-

graphic units with corresponding strata in the Central and Western Taurides and improve the understanding of Early to

middle Paleozoic events in NE peri-Gondwana.

Key words: Paleozoic, Eastern Taurides, Turkey, Gondwana, paleogeography, stratigraphy, conodonts.

background image


in Proof

434                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

Fig. 1. Tectonic map of Turkey (modified after Göncüoûlu 1997) and the location of the study area.  1 —ùzmir–Ankara–Erzincan Suture

Belt; 2 — Tauride-Anatolide Terrane: a — undifferentiated, b — Lycian Nappes, c — Kütahya-Bolkardaû Belt, d — Metamorphic massifs,

e — Bozkôr Nappes; 3 — Southeast Anatolian Ophiolite Belt and the Kemer Ophiolites (Antalya nappes); 4 — Southeast Anatolian Autoch-

thon. NAFZ: North Anatolian Fault Zone, EAFZ: East Anatolian Fault Zone, EFZ: Eskiºehir Fault Zone, TFZ: Tuz Gölü Fault Zone.

the Tauride Belt and hence contribute to a better understand-

ing of the Early Paleozoic paleogeography of the NW peri-


Paleozoic stratigraphy of the Geyik Da


The pre-Early Paleozoic rock units

In previous studies the very thick succession underlying the

Feke Quartzite Formation was considered to be a single for-

mation and named, following Özgül et al. (1972), the Emir-

gazi  Formation  (see  Kozlu  &  Göncüoûlu  1997).  Dean  &

Monod (1990) considered this unit to be a synonym of the Za-

buk Formation in SE Anatolia. The Zabuk Formation in its

type locality (Kellog 1960) rests unconformably on ?Precam-

brian andesites and comprises continental to shallow marine

clastics.  This  succession  is  completely  different  in  their

stratigraphy from that in the Eastern Taurides, so we therefore

retain the Emirgazi Formation.

The type locality of the Emirgazi Formation was mapped

by Özgül et al. (1972). Our recent fieldwork has shown that

the succession around the Emirgazi village is probably over-

turned  and  the  variegated  shales  with  interbedded  nodular

limestones, previously attributed to the Emirgazi Formation,

represent the lower part of the Seydiºehir Formation. Howev-

er, along numerous sections in the Kozan, Feke, Tufanbeyli

and  Saimbeyli  areas  there  is  a  very  thick  package  of  low-

grade metamorphic siliciclastic rocks with bands and lenses

of  black  shales,  lydites  (Oruclu  Member)  and  stromatolitic,

ankeritic  and  cherty  limestones  and  dolomites  (ùcmetepe

Member). Except for a few badly preserved and undetermined

trace fossils within the ùcmetepe Member no organic remains

have yet been reported.

The illite crystallinity (IC) value of the white micas of the

Emirgazi Formation is <0.25 indicating epimetamorphic con-

ditions prior to the deposition of the overlying Cambrian rocks

(Bozkaya et al. 2002).

In the Western Taurides, a very similar unit has been recog-

nized recently and described as the “Sandôklô Basement Com-

plex” (Gürsu & Göncüoûlu 2001). This is composed of silici-

clastic  rocks  with  rare  black  chert  and  dolomite  lenses  and

includes conglomerates, dark coloured brecciated limestones,

cherty and laminated limestones interbedded with sandstones.

This low-grade metamorphic unit is intruded by porphyroids,

which in turn are unconformably overlain by variegated con-

glomeratic  sandstones  and  shales  with  basic  to  intermediate

lava flows. Upwards, they grade into green, violet and yellow

quartz siltstones, which have yielded Early Cambrian trace fos-

sils (Uchmann et al. 2000). Although some discontinuous con-

glomerate pockets with diabase, quartzite and quartz-porphyry

pebbles occur between the uppermost ùcmetepe lithologies and

the overlying Feke siliciclastics, the distinct angular unconfor-

mity we identified (Gürsu & Göncüoûlu 2001) in the Sandôklô

area has not yet been proven in the Eastern Taurides. However,

based on regional correlation, we ascribe the low-grade meta-

morphic rocks of the Emirgazi Formation in the Eastern Tau-

rides to the Precambrian basement of the Taurides.

Feke Quartzite

This unit was named the Kocyazô Member of the Emirgazi

Formation by Özgül & Kozlu (2002). The Feke Quartzite ?un-

conformably overlies the Emirgazi Formation. The type locali-


background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       435

Fig. 2. a — Distribution of the tectono-stratigraphic units in the Eastern Taurides (after Özgül 1976): 1 — Bolkardaûô Unit, 2 — Aladaû

Unit, 3 — Bozkôr Unit, 4 — Geyik Daûô Unit, 5 — Antalya Unit, 6 — Alanya Unit, 7 — Misis Unit. b — Simplified geological map of the

study area (modified from Metin et al. 1986).

ty  is  to  the  north  of  the  town  of  Feke,  where  the  measured

thickness of the unit reaches up to 600 meters. Despite lateral

thickness  variations,  the  Feke  Quartzite  Formation  can  be

traced all along the Eastern Tauride Belt.

The formation correlates with the Hüdai Quartzite, and Za-

buk Formation, both synonyms of the Feke Quartzite in the

Western  Taurides  (Dean  &  Özgül  1994)  and  SE  Anatolia

(Kellog 1960), respectively.

Çal Tepe Formation

In the Eastern Taurides an almost 110 m-thick carbonate

sequence conformably overlying the Feke Quartzite Forma-

tion was described by Demirtaºlô (1978) as the Deûirmentaº

Formation,  the  equivalent  of  the  Çal  Tepe  Formation.  The

latter was described by Dean & Monod (1970) at its type lo-

cality at Çal Tepe near Seydiºehir and from the Sandôklô ar-

eas (Dean & Özgül 1994) in the Central Taurides. Following

Dean & Monod (1990), we use the term Çal Tepe Formation

to describe this unit in the entire Tauride Belt. In the Saim-

beyli area, on the road from Armutalan village to Naltaº in

the  Babadere  Valley  (Fig. 3),  sample  CON-4  from  the  red

nodular limestones of the uppermost part of Çal Tepe Forma-

tion yielded poorly preserved conodonts (Fig. 4) with a CAI

(Conodont  Alteration  Index)  of  7–8.  These  may  belong  to

Proconodontus. We tentatively ascribe the uppermost part of

the  Çal  Tepe  Formation  to  the  Upper  Cambrian  (Miller


The grey limestones in the lowermost part of the formation

at its type locality in Seydiºehir area have yielded small shelly

fossils  which  mark  the  Lower-Middle  Cambrian  transition

(Sarmiento  et  al.  1997).  The  nodular  limestones  have  been

dated by trilobites and conodonts from different localities in

the  Western  and  Central  Taurides  (Dean  &  Monod  1970;

Özgül & Gedik 1973; Gedik 1977, 1989; Dean & Özgül 1994;

Göncüoûlu & Kozur 1999a). The fossil data indicate an early

background image


in Proof

436                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

Middle–early Late Cambrian depositional age. It is important

to note that the trilobites in this formation display strong affin-

ities with those of southern France and Spain (Dean & Monod


Seydiºehir Formation

An almost 1300 m-thick sequence, consisting mainly of si-

liciclastic  rocks  was  named  the  Armutludere  Formation  by

Demirtaºlô  (1978).  This  name  was  superseded  by  Dean  &

Monod (1990), as it is identical with the Seydiºehir Forma-

Fig. 3. Generalized columnar section of the Cambrian and Ordovi-

cian  units  in  Eastern  Taurides  (modified  from  Metin  et  al.  1986).

CON-7— Conodont sample horizons.

tion, first described by Blumenthal (1947) in the Central Tau-

rides.  Its  lower  contact  with  the  Çal  Tepe  Formation  in  the

Eastern Taurides is conformable.

From bottom to the top (Fig. 3) the unit consists of Baba-

dere Limestone Member (Metin et al. 1986), a middle and un-

named  member,  represented  by  an  about  1100 m-thick  se-

quence  of  slates  and  quartzarenites,  and  Sobova  Limestone

Member, which was initially described by Monod (1977) in

the Beyºehir area in the western Central Taurides. The thick-

ness of this member in the Kozan area is about 25 m. The dark

grey bioclastic limestone lenses within grey siltstones/shales

in the lower part of the member are very rich in brachiopods,

trilobite fragments and corals. The middle part consists of a

grey, almost 4 m-thick, medium to thick-bedded, sandy lime-

stone band with abundant Cystoides sp. The bedding-planes

of the limestones are characterized by hardgrounds. The upper

part  of  the  member  includes  thin  bands  and  lenses  of  dark

grey sandy limestones interlayered with siltstones and termi-

nates with grey silty shales.

The lithofacies of the Seydiºehir Formation as a whole rep-

resents open-shelf depositional environments. The Babadere

lithofacies may correspond to an upper offshore depositional

environment with carbonate-tempestites (Einsele 1992). The

main body of the formation includes a large number of coars-

ening-upwards sequences. Distinctive depositional features of

the  carbonates  and  associated  siliciclastics  in  the  Sobova

Limestone  Member  are  suggestive  of  a  mixed  carbonate-si-

liciclastic tempestite-type deposition in a shelf environment.

Sample CON-5 comes from a road-cut on the Armutalan-

Naltaº road in Babadere Valley about 15 m above the top of

the Çal Tepe Formation, from the first nodular limestone band

in  the  Seydiºehir  Formation  (Fig. 3).  This  sample  yielded

poorly  preserved  (CAI = 7–8)  Protopanderodus?  sp.  and

Scolopodus sp. (Fig. 4), suggesting a Tremadocian age. The

next  sample  from  this  section  (CON-7)  is  from  a  carbonate

band, about 45 m above the previous sample (Fig. 3). It repre-

sents  the  last  limestone  band  of  the  lower  member  of  the

Seydiºehir Formation in this location, from where mostly tur-

biditic shales were observed. This sample contains poorly pre-

served (CAI = 7–8) oistodiform elements, indicating an Early

(to Middle) Ordovician age.

Dean (1972, in Özgül et al. 1972) reported trilobites from

the same layers in Toybuk Yayla to the north of Tufanbeyli

and  suggested  a  Tremadocian  age  for  the  lower  part  of  the

Seydiºehir Formation. In the upper parts of the formation to

the  south  of  Saimbeyli,  Dean  &  Monod  (1990)  found

Taihungshania cf. migueli, which closely resembles an early

Arenig species from southern France.

In previous studies the Sobova Member of the Seydiºehir

Formation was neglected and the Middle Ordovician was pre-

sumed  to  be  a  period  of  non-deposition  (e.g.  Özgül  et  al.

1972; Dean & Monod 1990). The bands and lenses of lime-

stones in the Sobova Member in the Kozan area have yielded

a diverse conodont fauna: Ansella jemtlandica (Löfgren), Bal-

toniodus navis (Lindström), Baltoniodus cf. navis, Baltonio-

dus norrlandicus (Löfgren), and was attributed to the Baltonio-

dus  norrlandicus  Biozone  (Volkhov–Kunda  stage  boundary)

based on the occurrence of the index species in the investigated

levels (Sarmiento et al. 2003).

background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       437

Our findings, together with the trilobite data, indicate that

the  Cambrian-Ordovician  boundary  is  within  the  lowermost

Seydiºehir Formation, between samples CON-4 and CON-5.

Convincing evidence of a disconformity has not been found

during our field observations in this part of the sequence. This

contrasts with Dean & Özgül’s (1994) suggestion that Ordovi-

cian strata were deposited after a depositional break. Howev-

er,  only  a  very  few  and  poorly  preserved  (CAI = 7–8)  con-

odonts  were  found  in  the  uppermost  Çal  Tepe  and  lower

Seydiºehir Formations. In the Western Taurides (ªenel et al.

2000) and western Central Taurides (Alanya region, Göncü-

oûlu & Kozur 1999a) Late Cambrian conodonts were reported

in equivalents of the lower Seydiºehir Formation.

In  the  Hadim  area  of  the  Central  Taurides,  a  red  nodular

limestone  band,  100 m  above  the  Çal  Tepe  Formation  has

yielded  Late  Cambrian-Early  Ordovician  conodonts.  Gedik

(1977)  determined  Oneotodus  cf.  gallatini  Müller  and  Fur-

nishina  furnishi  Müller  at  the  same  location  from  a  similar

nodular  limestone  band  from  the  lowermost  50 m  of  the

Seydiºehir  Formation,  indicating  a  Late  Cambrian  age.  The

same author also mentions the presence of Hertzina bisulcata

Müller  and  “O.”  tenuis  Müller  in  the  lower  part  of  the  se-

quence, but does not indicate the exact stratigraphic positions.

Gedik (1977, 1988) has described from bands of red nodu-

lar limestones in the lower part of the Seydiºehir Formation

early Arenig conodonts from a sliver of the Antalya Nappe, a

few kilometers north of the Alanya Tectonic Window to the

north of Kaº Yaylasô. The presence of Oepicodus evae (Lind-

ström)  and  Trapezognathus  triangularis  (Lindström)  in  this

locality indicates the upper part of the lower and the middle

Arenig. From 5 km north of the former locality, Gedik (1977)

further  reported  Cordylodus  angulatus  of  early  to  middle

Tremadocian age. On the basis of these data, Dean & Monod

(1990)  concluded  that  the  depositional  age  of  the  Seydiºehir

Formation was Tremadocian to Arenig and may reach up to late

middle Arenig. The new finding of Darriwilian limestones in

the Ovacôk area, Southern Taurides (Kozlu et al. 2002) and in

the  Kozan  area  (Sarmiento  et  al.  2003)  now  indicate  that  its

deposition may reach up to the upper Middle Ordovician.

Sort Tepe Formation

Dean & Monod (1990) recently described a previously un-

recognized unit that overlies the Seydiºehir Formation in the

Deûirmentaº area with an inferred unconformity in the vicini-

ty of Tufanbeyli. On the basis of lithological correlation with

the Sort Tepe Formation in the Zap Valley of Southeast Ana-

tolia, the authors also used this name in the Eastern Taurides.

A  very  well  developed  succession  of  the  unit  was  also  ob-

served by the first author in the Halevik Dere area, where it

rests  with  an  angular  unconformity  on  the  brown  to  green

cleaved siltstones of the Seydiºehir Formation. Trilobite find-

ings from this unit (Dean & Monod 1990) in the Deûirmentaº

area (Fig. 2) indicate an early Ashgill age.

Halit Yaylas

ô Formation

The  conglomerates,  conglomeratic  sandstones  and  sand-

stones  unconformably  overlying  the  Sort  Tepe  Formation

were assigned by Demirtaºlô (1978) to the Halit Yaylasô For-

mation and assumed to represent the basal conglomerates of

transgressive Silurian deposition (e.g. Metin et al. 1986; Dean

& Monod 1990). Özgül et al. (1972) noted that this unit has

also  been  observed  in  the  northwestern  and  southwestern

parts of the Eastern Taurides. The total thickness of the forma-

tion  in  the  type  locality  is  about  140  meters  (Metin  et  al.

1986). In the Halevik Dere area the thickness of the formation

does not exceed 80 m. In a recent study, Monod et al. (2003)

have shown that the unit represents glacier-related deposition.

The acritarchs and brachiopods in the upper part of this unit

are  of  Ashgill  and  more  precisely  Hirnantian  (Tanuchitina

elongata Zone) age in the Ovacôk area (Monod et al. 2003). In

the Eastern Taurides, the age of the unit can only be bracketed

between early Ashgill (underlying Sort Tepe Formation) and

early Llandovery (overlying Puscu Tepe Shale Formation).

Puscu Tepe Shale Formation

This formation conformably overlies the Halit Yaylasô For-

mation (Fig. 5). It is about 80 m thick. The black shales of this

formation yielded graptolites including M. convolutes, which

is one of the zonal index species of the middle Aeronian (mid-

dle Llandovery, Özgül et al.  1972). The recent sampling of the

black shales in the lower part of the unit by Monod et al. (2003)

provided  graptolites  indicating  the  Rhuddanian  (acuminatus

Zone) to Telychian Stages.

Time-equivalents of the Puscu Tepe Shale Formation have

so far been described only from a few localities (Tahtalô Unit

in the Western Taurides and the Ovacôk area in the Central

Taurides,  Demirtaºlô  1984).  Demirtaºlô  (1984)  distinguished

the Hirmanlô Formation within his Southern and Intermediate

zones in the Ovacôk area, which are parts of the GDU. The

Hirmanlô Formation is composed mainly of very thin-bedded,

pyrite-bearing  siliceous  black  shales  alternating  with  very

finely-laminated black shales yielding early Silurian grapto-

lites. These very finely-laminated shales are assumed to have

been deposited in a deep restricted basin (Demirtaºlô 1984). In

the Antalya Unit in Kemer area in the Western Taurides, Dean

et al. (1999) found conodonts of Pterospathodus celloni Bio-

zone within the nautiloid-limestones in the lower part of the

Sapandere Formation (Marcoux 1979). A rich conodont fauna

of  the  Pterospathodus  eopennatus  Biozone  of  the  middle

Telychian (Loydell et al. 2003) was found by Göncüoûlu &

Kozur (2000a) in the overlying greenish-grey limestones.


ô Yayla Formation

The Yukarô Yayla Formation (Demirtaºlô 1978) has a transi-

tional boundary with the underlying Puscu Tepe Shale Forma-

tion (Fig. 5). The limestones in the lower part are rich in nauti-

loids  and  were  named  as  the  “Orthoceras  Limestone”  in

previous  studies  (e.g.  Özgül  1976).  The  lowermost  layer  of

the lowermost “Orthoceras Limestone” band on the road be-

tween  Armutalan  and  Naltaº  in  Deliahmet  Dere  (sample

CON-9) yielded a deep-water fauna (paleopsychrospheric os-

tracod fauna) with the following conodonts (Fig. 4): Pandero-

dus cf. langkawiensis Igo et Koike, numerous Pterospathodus

amorphognathoides Walliser, P. pennatus procerus Walliser.

background image


in Proof

438                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

Fig. 4. Representative conodonts from the Saimbeyli-Tufanbeyli area, Eastern Taurides. The position of the samples is indicated in Figs. 3–

6. The samples are reposited in the Geology Department of the General Directory of Mineral Research and Exploration (MTA), Ankara. 1 —

?Proconodontus muelleri Miller, sample CON-4, uppermost Çal Tepe Formation, Upper Cambrian, rep.-no. 27–11/II-65.  2 — Protopan-

derodus? sp., sample CON-5, lowermost Seydiºehir Formation, Tremadocian,  rep.-no.  27–11/III-8.  3  — Scolopodus sp., sample CON-5,

(see Fig. 2), Tremadocian, rep.-no. 27–11/III-9. 4–5 — Panderodus cf. langkawiensis Igo et Koike, sample CON-9, basal part of the “Ortho-

ceras” limestone of lowermost Yukarô Yayla Formation, P. amorphognathoides Biozone (uppermost Llandovery or lowermost Wenlock);

4 —  rep.-no. 27–11/III-23; 5 —  rep.-no. 27–11/III-24. 6 — Juvenile Pterospathodus amorphognathoides Walliser, Pa element, or P. pen-

natus procerus Walliser, Pa element, sample CON-9 (see Figs. 3 and 5), P. amorphognathoides Zone (uppermost Llandovery or lowermost

Wenlock), rep.-no. 27–11/III-19. 7–9, 11, 13–14 — Pterospathodus amorphognathoides Walliser, sample CON-9, basal part of the “Ortho-

ceras” limestone of lowermost Yukarô Yayla Formation, (see Figs. 3 and 5), P. amorphognathoides Biozone (uppermost Llandovery or low-

ermost Wenlock); 7 — M element, rep.-no. 27–11/III-10; 8 — Pa element, rep.-no. 27–11/III-19; 9 — Pb


 element, rep.-no. 27–11/III-13; 11 —



 element, rep.-no. 27–11/III-16; 13  — Pa element, rep.-no. 27–11/III-18; 14 — Pb


 element, rep.-no. 27–11/III-12.  10, 12 and  15 —

Ozarkodina sp., sample CON-11, uppermost part of the “Orthoceras” limestone of lower Yukarô Yayla Formation; 10 — Sb element, Lud-

low, rep.-no. 27–11/III-33; 12 — Sc element, Ludlow, rep.-no. 27–11/III-35 (broken into two parts); 15 — Sa element, Ludlow, rep.-no. 27–

11/III-34. 16  —  Panderodus  sp.,  sample  CON-11  (see  Fig. 6),  Ludlow,  rep.-no.  27–11/III-39.  17–18  —  Ozarkodina eladioi  Valenzuela-

Rios, Pa element, sample CON-11 (see Fig. 5), Ludlow; 17 — lateral view, rep.-no. 27–11/III-37; 18 — upper view, rep.-no. 27–11/III-38.

19 — Undetermined conodont, sample CON-37 (see Fig. 5), upper Givetian, rep.-no. 27–11/III-47. 20 — Polygnathus cf. parawebbi Chat-

terton, Pa element, upper view, sample CON-37, uppermost part of the Safak Tepe Formation, upper Givetian, rep.-no. 27–11/III-45. 21 —

Polygnathus cf. webbi Stauffer, sample CON-37, (see Fig. 6), upper Givetian, rep.-no. 27–11/III-48. All scale bars = 100 µm.

background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       439

These conodonts indicate the P. amorphognathoides Biozone

of latest Llandovery to earliest Wenlock age (Subcomission

on Silurian Stratigraphy 1995).

Sample CON-10 from the thinner bedded middle part of the

nodular limestone contains some poorly preserved ostracods,

whereas the uppermost layers (sample CON-11) are very rich

in  deep-water  ostracods  with  Tricorninidae  and  conodonts

(Fig. 4) such as Ozarkodina eladioi Valenzuela-Rios, Ozarko-

dina  sp.,  Panderodus  unicostatus,  suggesting,  together  with

the ostracods, a late Silurian age (Subcomission on Silurian

Stratigraphy 1995). The limestone bands of the upper member

yielded  only  poorly  preserved  ostracods  and  indeterminable

fragments of conodonts (sample CON-14). All Silurian con-

odonts have CAI = 5.

In  the  Konya  area  of  the  Central  Taurides,  dark  coloured

siltstones  and  shales  alternating  with  tuffaceous  layers  and

distal  turbiditic  black  cherts  (ribbon  cherts)  within  the  low-

Fig. 5.  Generalized  columnar  section  of  the  Silurian  units  in  the

Eastern Taurides (modified from Metin et al. 1986). CON-11— Con-

odont sample horizons.

grade metamorphic Turbidite Unit (Göncüoûlu et al. 2000a)

yielded Muellerispherida of Wenlock age (Kozur 1999).


ô Tepesi Formation

The medium- to thick-bedded, laminated and cross-bedded,

white  to  pink,  well-sorted  shallow-marine  quartz-arenites

transgressively  overlying  the  Yukarô  Yayla  Formation  were

described first by Özgül et al. (1972). The sandy limestones in

the upper part of the formation are unconformably overlain by

the Safak Tepe Formation (Fig. 6). Except for a few poorly

preserved  brachiopods  (Strephodonta?  sp.,  Acrosprifer  sp.),

which could indicate an Early Devonian age, no fossils has

been found in this unit.

The  Lower  Devonian  rocks  in  the  Silifke-Anamur  area,

Demirtaºlô  (1984)  described  a  succession  of  quartzite  and

limestone with shaly alternations conformably overlying the

upper Silurian–Lower Devonian. An Early Devonian age was

suggested  for  this  formation  by  Demirtaºlô  (1984).  In  the

northern  Central  Taurides  of  the  Konya  area,  siliciclastic

rocks  of  late  Ludlow–early  Lochkovian  age  underlie  and

grade into massive limestones. The lowermost layers are rep-

resented  by  nodular  limestones  with  late  Lochkovian  con-

odonts,  followed  by  “Orthoceras  Limestones”  that  include

upper  Lochkovian–Pragian  conodonts  (Göncüoûlu  et  al.

2000a). In the western Central Taurides, Göncüoûlu & Kozur

(2000b)  have  shown  that  conglomeratic  sandstones  and  late

lower  to  mid  middle  Lochkovian  (Lower  Devonian)  lime-

stones  disconformably  overlie  the  upper  Silurian  (Gedik

1977). A rich conodont fauna in the lowermost limestones in

this locality indicates mid to late early Lochkovian age. As a

result, an early to middle Lochkovian age was assigned to the

Ayô Tepesi Formation, on the basis of the correlation with the

similar units in the Central Taurides.

Safak Tepe Formation

The Safak Tepe Formation unconformably overlies the Ayô

Tepesi  Formation.  The  main  body  of  this  formation  is  com-

posed of dark grey to black, thick bedded, partly dolomitic bio-

genic limestones with abundant corals including Amphipora ra-

mosa Phillips, Thamnophyllum trigemme, Calcaeola sandalina

and Coenites  sp. (Özgül et al. 1972; Metin et al. 1986). The

thickness of the formation varies from 1500 m to about 750 m

in the type locality (Fig. 6). There is no agreement on the age of

the  formation  (Özgül  et  al.  1972:  Givetian;  Demirtaºlô  1978:

Emsian–Givetian; Metin et al. 1986: Eifelian).

The uppermost layers of the formation on the eastern flank

of Domuz Daû (NW of Tufanbeyli, sample CON-37) are rich

in  shallow  marine  conodonts  (Fig. 7),  such  as  Icriodus  cf.

brevis  Stauffer,  Polygnathus  cf.  webbi  Stauffer  and  P.  cf.

parawebbi  Chatterton.  I.  brevis  occurs  from  the  middle

Givetian to Frasnian. The occurrence of Calceola sandalina

Lamarck in the Safak Tepe Formation indicates upper? Eife-

lian. Sample CON-37 from the top of the formation indicates

a middle to late Givetian age. Thus, the Safak Tepe Formation

comprises the Eifelian and Givetian.

The Amphipora-limestones of the Safak Tepe Formation are

considered to be one of the key-horizons throughout the Tau-

background image


in Proof

440                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

rides. They are found in the Silifke-Anamur area (Demirtaºlô

1984), the Konya area (Göncüoûlu & Kozur 1998; Göncüoûlu

et al. 2000a) and in the Central Taurides (Özgül 1984). Howev-

er, there is no control on the exact age of this unit and any long-

distance correlation in the Taurides, based only on the occur-

rence of Amphipora may be misleading.

Gümüºali Formation

This formation, about 500 m-thick, consists of alternations

of  dolomites,  limestones,  shales,  sandstones,  siltstones,  cal-

careous  sandstones  and  quartzites  (Fig. 6).  It  conformably

overlies the Safak Tepe Limestone. Özgül et al. (1972) report-

Fig. 6.  Generalized  columnar  section  of  the  Devonian  units  in

Eastern Taurides (modified from Metin et al. 1986). CON-20 —  Con-

odont sample horizons.

ed brachiopods from the uppermost limestone levels just be-

neath the “Spinatrypa Beds”, suggesting a Frasnian age.

Çapkônoûlu (1991) described conodonts from a 6 cm-thick

ostracod-bearing  (Cryptophyllus-Beds)  grainstone  bed  about

449 m above the base of the Gümüºali Formation in Cürükler

village NE of Feke in the Saimbeyli-Tufanbeyli Autochthon,

indicating  the  middle  Palmatolepis  triangularis  Biozone  of

the lower Fammenian.

Sample CON-20, from the lower to middle part of the for-

mation  (Fig. 6)  from  black  limestone  layers  contains  only  a

broken specimen (Fig. 7) of Icriodus brevis, indicating a shal-

low-water  environment  and  a  middle  Givetian  to  Frasnian

age. Sample CON-21 from the medium-bedded limestone in

the upper part of the medium to thick-bedded biostromal lime-

stones yielded scolecodonts (indicators of shallow water) and

shallow-water conodonts (Fig. 7), such as Ancyrodella pristi-

na Khalimbadzha et Chernysheva, numerous Icriodus brevis

Stauffer, and Polygnathus stylus Stauffer. The fauna indicates

an early Frasnian age (Ziegler & Sandberg 1990). All Devo-

nian conodonts have a CAI of 2–3.

The  uppermost  layers  of  the  iron-rich  oolitic  sandstones

contain (Özgül et al. 1972) Leptagonia analoga (Phillips) in-

dicating a latest Devonian age.

Ziyarettepe Formation

The  Ziyarettepe  Formation  conformably  overlies  the

Gümüºali Formation except at a single locality to the north of

Sarôz.  In  the  type  section  in  Naltaº    Gedigi  (Plodowski  &

Salancô 1990) the formation is about 400 m thick (Fig. 8). The

lower part of the sequence is considered to be one of the refer-

ence sections for the Devonian-Carboniferous boundary and

hence  was  studied  in  detail  by  Demirtaºlô  (1978)  and

Plodowski  &  Salancô  (1990).  The  former  author  suggested

that the lower part of the formation with Whidbornella sp. is

of  Etroeungtian  (= Strunian)  age.  The  latter  authors  defined

the 100 m-thick lower part of the sequence between the basal

limestone layers and the black shales as the Naltaº Member

and studied the brachiopods, trilobites and sporomorphs in de-

tail.  They  suggest  a  typical  “Strunian-fauna”  and,  therefore,

came  to  the  same  stratigraphic  conclusion  as  Demirtaºlô


Sample CON-23 is from the lowermost layers of the sandy

limestones (Fig. 8) following the Leptagonia-Beds and repre-

sents the lowermost part of the Naltaº Member. The sample

yielded the following conodonts (Fig. 7): Bispathodus aculea-

tus (Branson et Mehl) and Pseudopolygnathus vogesi Rhodes,

Austin et Druce, suggesting a latest Devonian to earliest Car-

boniferous (Siphonodella crenulata Biozone, Sandberg et al.

1978) age. Sample CON-23 belongs to the uppermost Devo-

nian  taking  into  consideration  that  Bispathodus  aculeatus

(common in sample CON-23) is more common in the upper-

most Devonian than in the lowermost Carboniferous and that

both Demirtaºlô (1978) and Plodowski & Salancô (1990) found

latest  Devonian  brachiopods,  trilobites  and  sporomorphs  in

these beds. In addition to conodonts this sample is rich in fish

remains (mainly hybodontid teeth). Sample CON-18, from the

Naltaº type section, was taken from the upper marly limestone

layers  between  the  basal  sandy  limestone  level,  represented

background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       441

Fig. 7. Representative conodonts from the Saimbeyli-Tufanbeyli area, Eastern Taurides. The position of the samples is indicated in Figs. 5–8.

The samples are reposited in the Geology Department of the General Directory of Mineral Research and Exploration (MTA), Ankara. 1, 4 —

Icriodus cf. brevis Stauffer, Pa element, upper view, sample CON-37, uppermost part of the Safak Tepe Formation, upper Givetian; 1 —

rep.-no. 27–11/III-46; 4 — rep.-no. 27–11/III-44. 2 — Oulodus? sp., Pb element, sample CON-37 (see Fig. 6), upper Givetian, rep.-no. 27–

11/III-50. 3 — Ancyrodella pristina Khalimbadza et Chernyseva, Pa element, upper view, sample CON-21, upper reefal limestone member

of lower Gümüºali Formation, lower Frasnian, rep.-no. 27–11/III-56. 5–6 — Polygnathus cf. parawebbi Chatterton; Pa element, upper view,

sample CON-37 (see Fig. 6), upper Givetian; 5 — rep.-no. 27–11/III-43; 6 — rep.-no. 27–11/III-42. 7–8 — Icriodus brevis Stauffer, sample

CON-20, lower reefal limestone member of lower Gümüºali Formation (see Fig. 8), lower Frasnian; 7 — broken Pa element, upper view,

rep.-no. 27–11/III-41; 8 — Pa element, upper view, rep.-no. 27–11/III-54. 9–11 — Polygnathus xylus Stauffer, sample CON-21, upper reefal

limestone of lower Gümüºali Formation, lower Frasnian; 9 — Pa element, free blade broken during preparation for SEM, upper view, rep.-

no. 27–11/III-57; 10 — Pa element, lower view, rep.-no. 27–11/III-55; 11 — upper view, rep.-no. 27–11/III-59. 12 — Pseudopolygnathus

vogesi Rhodes, Austin et Druce, Pa element, upper view, sample CON-23, lowermost Naltaº Member of basal Ziyarettepe Formation, upper-

most  Famennian,  rep.-no.  27–11/III-2.  13–14  —  Bispathodus  aculeatus  aculeatus  (Branson  et  Mehl),  Pa  element,  sample  CON-23  (see

Fig. 8), uppermost Famennian; 13 — lateral view, rep.-no. 27–11/III-1; 14 — oblique upper view, rep.-no. 27–11/III-4. 15 — Polygnathus

cf. communis Branson et Mehl, sample CON-18, uppermost part of Naltaº Member, lower Ziyarettepe Formation, uppermost Famennian,

rep.-no. 27–11/III-40. All scale bars = 100 µm.

background image


in Proof

442                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

by sample CON-23, and the overlying black shales (Fig. 8),

just  above  sample  KF-4  of  Özgül  et  al.  (1972),  which  con-

tained Sinuatella sinuata Dekoninck, Whidbornella caperata

Sowerby, Rhipodomella michelini Leveille and Athyris (com-

posita)  cf.  ambiqua  Sowerby.  Sample  CON-18  contains

Polygnathus communis Branson et Mehl (Fig. 7) indicating a

latest Devonian to Early Carboniferous age (Sandberg et al.

1978).  This  age  is  in  good  agreement  with  Plodowski  &

Salancô (1990), who suggested that the Devonian-Carbonifer-

ous boundary is within the black shales.

Fig. 8.  Generalized  columnar  section  of  the  Carboniferous  and

Permian  units  in  Eastern  Taurides  (modified  from  Metin  et  al.

1986). B.SH — Black Shale member, CON-18 — Conodont sam-

ple locations.

The equivalent of the Ziyarettepe Formation was described

by Demirtaºlô (1978) from the Silifke area in the Central Tau-

rides (Korucak Formation). The lower part of this unit con-

tains a very similar fauna and is also ascribed a Strunian age

by Plodowski & Salancô (1990). The youngest age obtained

yet from the upper part of the Ziyarettepe Formation in the

Geyik  Daûô  Unit  in  Saimbeyli-Tufanbeyli  area  is  Visean

(Özgül et al. 1972; Özgül & Kozlu 2002). However, deposi-

tion of shallow-marine carbonates and clastics in the Aladaû

Unit  of  the  Taurides  continued  into  the  early  Moscovian

(Özgül 1997) and very probably until the Late Carboniferous

(Gzelian) and Early Permian (Sakmarian) as indicated by the

recent findings of Okuyucu (2002) in the Yahyalô area.

Permian units

The  Ziyarettepe  Formation  is  unconformably  overlain  by

the Upper Permian Yôgôlô Tepe Formation, which is more than

410 m thick (Fig. 8). Metin et al. (1986) reported that the Up-

per Permian limestones locally overlie Lower Carboniferous

units, which could suggest an important erosional period prior

to its deposition. The limestones are rich in foraminifers indi-

cating  an  Late  Permian  (Murghabian)  age  (Özgül  &  Kozlu


Remarks on the geological evolution along the

Tauride Belt

It is commonly agreed that the Taurides represent the north-

ern margin of Gondwana (e.g. Dean et al. 2000; Cocks 2001).

However, there is a wide range of suggestions (e.g. Stampfli

2001)  about  the  detailed  paleogeographical  position  of  it  in

regard to the peri-Gondwanan terranes (e.g. Avalonia, E Euro-

pean terranes or NE Africa/Arabia). To decipher the succes-

sion of events along the Tauride Belt in the western, central

and  eastern  parts  a  correlation  chart  of  the  Precambrian  to

Lower Carboniferous lithologies is given in Fig. 9.

In the GDU in the Eastern Taurides, the pre-Middle Cam-

brian (?Late Precambrian) basement is represented mainly by

fault-controlled shallow marine sediments with acid and basic

volcanic rocks. Farther west, in the western Central Taurides

(Afyon  area),  within-plate-type  rhyolites  and  granitoides  in-

truded  by  basic  volcanic  rocks  dominate  over  sedimentary

rocks (Gürsu & Göncüoûlu 2001). This basement complex is

interpreted as representing the formation of post-Pan-African

extensional basins along the northern margin of peri-Gondwa-

na. The Lower Cambrian rocks in the Afyon area disconform-

ably cover the basement rocks and start with red continental

clastics  associated  with  back-arc-type  basaltic-andesitic  vol-

canism  and  grade  into  siliciclastic  rocks  with  Lower  Cam-

brian trace fossils (Gürsu & Göncüoûlu 2001). This succes-

sion is interpreted as representing rift-related deposition in the

western Central Taurides. In the Eastern Taurides, this basal

succession  is  not  observed,  but  marine  siliciclastic  rocks  of

the  Feke  Quartzite  directly  overlie  the  Emirgazi  Formation.

This would imply that the rifting and the marine transgression

on the Precambrian basement commenced in the Afyon area

and then transgressed the Eastern Taurides. Considering the

background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       443

paleogeographical  position  of  Gondwana  during  the  Early

Cambrian  (e.g.  Unrug  1997)  this  regional  transgression  is

from the northwest, suggesting a rapid subsidence in the area

to the northwest of the Taurides and hence the opening of a

relatively  deep  basin.  This  event  is  clearly  indicated  in  the

subsidence  curve  in  Fig. 10,  where  maximum  subsidence

rates are attained during the Cambrian–Early Ordovician peri-

ods. Göncüoûlu (1997) suggested that this “Early Paleozoic”

basin was opened by back-arc spreading, generated by south-

ward subduction of the Iapetus oceanic crust, along the north

Gondwanan  margin  and  separated  some  Gondwana-derived

terranes (e.g. ùstanbul Terrane of Göncüoûlu & Kozur 1998)

from  the  main  continent.  In  a  recent  work,  Raumer  et  al.

(2002) proposed a similar scenario and put forward that the

Rheic Ocean, separating Avalonia from Gondwana had a lat-

eral continuation in the eastern peri-Gondwanan terranes, to

which the Taurides belong.

The Lower Ordovician in the Western, Central and Eastern

Tauride units comprising the Tremadocian and Arenig Series

(Seydiºehir Formation) is characterized by monotonous silici-

clastic  deposition  represented  by  tempestites.  Towards  the

end of the early Llanvirn, shallowing-upward sequences de-

veloped.  The  Middle  Ordovician  (Darriwilian)  carbonate

rocks are known in the Geyik Daûô Unit in the Southern Tau-

rides and in the study area. This unit may indicate that the ba-

sin to the north of the Taurides was filled and probably raised

above the sea level (Fig. 10). It is important to note that the

Darriwilian conodont fauna in the southern Central Taurides

includes taxa known from the Baltoscandian region (Sarmien-

to et al. 2003). As a result, it is suggested that the Baltic Ter-

rane was in close proximity to the Gondwana-related terranes

to exchange benthic shelly faunas during the Middle Ordovi-

cian.  ?Late  Caradoc  and  Ashgill  sandstones,  siltstones  and

shales (turbidites) with peri-Gondwana cold-water fossil asso-

ciations occur in the Geyik Daûô and Antalya Units. They rest

transgressively on Lower Ordovician strata, indicating an ero-

sional period during the early Late Ordovician (Fig. 9). This

regional unconformity was accompanied by a thermal event

Fig. 9. Correlation chart of the lithological units in the Western, Central and Eastern Taurides (revised after Göncüoûlu & Kozlu 2000).

background image


in Proof

444                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

(Göncüoûlu  &  Kozur  1999b),  which  is  accentuated  by  the

sudden change of the conodont CAI-values in the Cambrian

(CAI=7–8) to Silurian (CAI=5) rock-units and the differenc-

es in the illite crystallinity index values, b


 parameters, organ-

ic  matter  maturation  and  polytypes  of  K-micas  of  the

Seydiºehir and the unconformably overlying Sort Tepe For-

mations (Bozkaya et al. 2002). This feature may indicate an

important tectonic event along the peri-Gondwana margin as

recorded in many other places in Europe (see Raumer et al.

2002)  and  ascribed  to  the  opening  of  Paleotethys  sensu

Stampfli (2000).

In the GDU, the uppermost part of the Ordovician is repre-

sented  by  a  glacio-fluvial/glacio-marine  succession  with

sandstones and dropstones (diamictites) and is conformably

overlain by lower Silurian (Rhuddonian) shales and (Aeron-

ian-Telychian)  to  upper  Silurian  “Orthoceras  Limestones”

alternating with black shales, containing a warm-water con-

odont fauna. This has important paleogeographical implica-

tions, as it shows that during the Late Ordovician, the Tau-

rides  were  at  a  similar  paleo-latitude  to  the  other  peri-

Gondwanan terranes such as NW Spain, N Africa and Arabia,

which  were  also  covered  by  the  South  Polar  ice-sheet.  The

following  early  Silurian  transgression  and  deposition  of  or-

ganic-rich shales and nautiloid limestones in the Taurides is

also typical for the whole North African region (e.g. Lüning et

al.  2000).  During  the  mid  to  late  Silurian,  the  GDU  in  the

Eastern Taurides was probably in an upper-slope tectonic set-

ting, where terrigenous and volcanogenic sediments alternate

with  calcareous  ones.  In  contrast  to  the  GDU,  the  Wenlock

and Ludlow in the KBB are represented by turbiditic shales,

ribbon-cherts,  radiolarites,  felsic  tuffs  and  include  MORB

(Mid-Oceanic Ridge Basalt)-type (Kurt 1994) basic volcanic

rocks. Thus, we can assume that the KBB was in a more inter-

Fig. 10. Subsidence history (with inferred water depths) for the Pa-

leozoic units of the Eastern Taurides. The shaded area indicates the

water depth. MSL — Mean Sea Level, C — Cambrian, O — Or-

dovician, S — Silurian, D — Devonian, Car — Carboniferous, P —


nal  position  (with  regard  to  the  Paleotethys  sensu  Stampfli

2001) than the GDU.

Devonian deposition occurred during the development of a

large  carbonate  platform  on  the  northern  Gondwanan  and

peri-Gondwanan terranes (e.g. Gedik 1988). The local uncon-

formities and differences in the stratigraphy of the Devonian

rock-units in the Taurides (Fig. 9), however, can hardly be ex-

plained  by  lateral  facies  changes  and  suggest  that  this  plat-

form may have been the site of smaller carbonate platforms,

separated by intervening extensional basins. The Lower De-

vonian  in  the  Geyik  Daûô, Kütahya-Bolkardaû,  Antalya  and

probably  Alanya  Units  are  almost  identical  and  represent

shelf-type carbonate deposition (Fig. 9). The Lower Devonian

basal quartzites in the Eastern Taurides are interpreted to mark

an unconformity. In the Anamur area, the basal quartzites are

underlain by conglomerates. As the uppermost levels of the

Yukarô Yayla Formation could not be precisely dated, it is as

yet uncertain whether this Early Devonian event is accompa-

nied  by  a  non-depositional/erosional  period,  which  may  in-

clude the uppermost Silurian (Fig. 8). If this is confirmed by

detailed biostratigraphic work, the Early Devonian unconfor-

mity in the Taurides may indicate a tectonic event, which co-

incided with the stepwise detachment of some small micro-

continents  from  Gondwana,  that  triggered  the  opening  of

Paleotethys (e.g. Raumer et al. 2002). The occurrence of Mid-

dle  Devonian  basaltic  volcanism  in  the  Sarôz  area,  Eastern

Taurides,  and  the  fact  that  the  Middle  Devonian  carbonates

commence  with  an  unconformity  on  the  Lower  Devonian

units may also be considered as indications of this event. On

the other hand, it is important to note that the middle to lower

Upper  Devonian  rocks  in  the  KBB  are  very  similar  to  the

Middle-Upper Devonian shallow-water carbonates in the rest

of  the  Tauride  units.  Thus,  it  cannot  be  clearly  resolved

whether  the  KBB  was  already  detached  from  the  Taurides

during the Early to Middle Devonian interval.

During  the  Early  Carboniferous  the  depositional  features

and  succession  of  events  in  the  GDU  of  Taurides  and  the

KBB are completely different. In the former, the Devonian-

Carboniferous transition is marked by continuous deposition

(Fig. 9) of shallow-marine carbonates, sandstones and shales,

followed by neritic limestones of Visean age. In the Catalotu-

ran Nappe of the Aladaû Unit, which is considered to be locat-

ed  paleogeographically  between  the  Geyik  Daûô  and  KBB

Units  (Özgül  1976),  the  Tournaisian  and  lower  Visean  are

characterized  by  turbiditic  limestones,  alternating  with  radi-

olarian cherts and tuffs, which reflect the basin-slope toe envi-

ronment (Tekeli et al. 1984). In the KBB, on the other hand,

the  Visean  is  represented  by  an  olistostrome  with  bimodal

volcanic rocks (Kurt 1994). It includes olistoliths of the older

formations  and  paraconformably  overlain  by  Sepukhovian-

Bashkirian  neritic  limestones.  The  formation  of  this  Visean

turbidite-olistostrome  unit  is  ascribed  to  the  opening  of  a

back-arc basin on top of the Devonian carbonate platform in

the KBB (Göncüoûlu et al. 2000b). This would imply that the

KBB  had  already  approached  the  SW  European  Variscan

front and had been in the upper plate setting in front of a south-

ward-subducting Paleotethyan oceanic plate. The closure of the

Paleotethys basin between the KBB and the GDU of the Tau-

rides  was  very  probably  realized  by  oblique  collision  some-

background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       445

where between the Late Carboniferous and Late Permian. The

recent finding of Visean flyschoid deep-water sediments (Ko-

zur et al. 1998) and upper Moscovian-Kasimovian ocean island

basalts (Göncüoûlu et al. 2000a) in the Tavas Nappe of the Ly-

cian Nappes may be the remnants of this ocean.


Our new data is based on recent fieldwork and study of con-

odonts.  Important  new  stratigraphical  results  have  been  ob-

tained,  which  enable  fine-tuning  of  the  stratigraphy  in  the

Eastern Tauride Autochthon:

1. The Emirgazi Formation has been re-evaluated. We em-

phasize the presence of basic and felsic igneous lithologies,

which intrude or are interbedded with the siliciclastic rocks,

black shales, lydites and stromatolitic limestones of the for-

mation.  The  Emirgazi  Formation  correlates  very  well  with

corresponding units of the Precambrian Basement Complex of

the Western Taurides (e.g. Sandôklô area).

2. The Early Cambrian rifting and the marine transgression

in the Taurides was very probably from northwest to south-

east, indicating the opening of a basin to the northwest.

3. In the Eastern Taurides, conodonts in the uppermost Çal

Tepe Formation indicate that the deposition probably contin-

ued into the Late Cambrian, and that the Cambrian-Ordovi-

cian boundary is close to the base of the Seydiºehir Forma-

tion. In the Central Taurides the same formation is of Middle

Cambrian age, whereas the Upper Cambrian is represented by

the  lower  part  of  the  Seydiºehir  Formation  (Dean  &  Özgül

1994; Sarmiento et al. 1997). Therefore, it is confirmed that

the boundary between the Çal Tepe and Seydiºehir Formation

is  a  diachronous  facies  boundary  as  indicated  by  Dean  &

Özgül (1994).

4. The pink and green nodular limestone bands alternating

with shales/siltstones (Babadere Limestone) in the lower in-

terval of the Seydiºehir Formation comprise a consistent unit.

These are interpreted as proximal carbonate tempestites and

the alternation of the limestones and siliciclastics is typical for

mixed carbonate-siliciclastic tempestites (Einsele 1992). This

unit can be traced all along the Taurides for more than 400 km

and deserves to be defined as a distinct lithostratigraphic unit.

5. The upper age limit of the Seydiºehir Formation was giv-

en  in  the  previous  studies  as  late  middle  Arenig  (Dean  &

Monod 1990). Conodonts from the sandy limestone/dolomite

beds with algae (Cystoides) in the Sobova Member of this for-

mation in the Kozan area (Sarmiento et al. 2003) indicate that

the  deposition  continued  up  to  the  Darriwilian  (Volkhov–

Kunda stage boundary).

6. The angular unconformity associated with a thermal dis-

continuity  between  the  Seydiºehir  and  Sort  Tepe  Formations

may indicate an important event during the Middle Ordovician.

7. One of the main findings of the last few years was the

discovery  of  glaciation-related  deposits  in  the  Halit  Yaylasô

Formation of the Eastern Taurides by Monod et al. (2003) as

suggested by earlier studies (e.g. Göncüoûlu 1997). The pa-

leogeographical  implications  of  these  new  data  are  that  the

Taurides were at a similar paleo-latitude to Sardinia and Iberia

at about the end-Ordovician. Regarding the stratigraphy, it is

important to note that the Halit Yaylasô Formation is not of

early Silurian age and does not represent the basal conglomer-

ates of the early Silurian transgression, as formerly suggested.

8. The Puscu Tepe Shale Formation with its well-developed

black shales correlates with the Sapandere Formation of the

upper Antalya Nappe at Kemer (Western Taurides). In the lat-

ter area, this event was ascribed to an apparently very rapid

warming  and  sea-level  rise  after  the  end-Ordovician  glacia-

tion. Deposition of black shales during the early Silurian, was

followed by a sea-level drop in the late Telychian in southern

Turkey (Göncüoûlu & Kozur 2000a). The sea-level fluctua-

tions may have lasted from the deposition of the thick pelagic

“Orthoceras” limestones of the lower Yukarô Yayla Forma-

tion. According to our conodont data, this occurred close to

the base of Wenlock in the P. amorphognathoides Zone. The

same  succession  of  events  can  be  observed  in  the  Central/

Western Taurides.

9. Previous views that the Yukarô Yayla Formation is either

of late Silurian to Early Devonian age without an unconformi-

ty at the base of the Devonian (Özgül et al. 1972; Demirtaºlô

1978; Metin et al. 1986) or entirely Llandovery in age with a

long  gap  before  the  Early  Devonian  transgression  (Dean  &

Monod 1990) could not be confirmed. Sample CON-11 from

the lower Yukarô Yayla Formation is not older than middle

Ludlow. In the 200 m-thick shales, siltstones with few lime-

stones of the middle and upper Yukarô Yayla Formation, large

parts of the lower upper Silurian may be present.

10.  Our  conodont  data  confirm  the  view  of  Plodowski  &

Salancô (1990) that the Devonian-Carboniferous boundary lies

within the black shales (Ziyarettepe Formation), as in many

other places of the world.

11. A possible geodynamic scenario based on the available

data  is  as  follows.  During  the  Infracambrian-earliest  Cam-

brian periods, the consolidated Pan-African NW Gondwanan

pericratonic margin was rifted by back-arc extension or tran-

stension.  The  marine  transgression  in  the  late  Early-early

Middle Cambrian was followed by deposition of slope-type

siliciclactic rocks and hence the presence of a deep (oceanic?)

basin to the north of the Taurides is assumed. Paleobiogeo-

graphical data indicate that the Taurides were at a similar pa-

leo-latitude to Baltica. The Middle Ordovician hiatus and the

corresponding sudden jump in the conodont CAI values have

been  ascribed  to  a  tectonic  event,  which  had  been  recorded

along the peri-Gondwana margin in many other places in Eu-

rope (Raumer et al. 2002) and ascribed to the opening of Pale-

otethys sensu Stampfli (2000). The latest Ordovician saw the

arrival of glaciers from Gondwana and indicate that Baltica

had already drifted away from the Taurides and that the latter

was in a similar paleogeographic position to Iberian and Ar-

morican Terranes. The early Silurian included rapid climatic

changes in the Central and Southern units. There is no record

of these events in the Konya area, Northern Taurides, where

oceanic deposition continued until the end of the Silurian. The

open shelf to slope deposition of this ocean persisted in the

central and southern parts of the Taurides, until the end of the

Silurian. The Early Devonian unconformity in the Geyik Daûô

and Antalya Units is another important difference. The pre-

Middle  Devonian  unconformity/volcanism  and  shallow-ma-

rine limestone deposition in the GDU is not observed in the

background image


in Proof

446                                                      M.C. GÖNCÜOƒLU, Y. GÖNCÜOƒLU, KOZUR and KOZLU

KBB and is indicative of block-faulting within the platform.

The  Early  Carboniferous  bimodal  volcanism  and  proximal

flysch formation in the KBB is ascribed to the opening of a

back-arc basin, related to the closure of a Carboniferous oce-

anic basin to the north of the Taurides.

Acknowledgments: We sincerely thank D.K. Loydell (Ports-

mouth),  P.  Bultynick  (Brussels)  and  P.A.  Èejchan  (Prague)

for  their  valuable  suggestions.  An  earlier  and  unpublished

version  of  this  paper  benefited  from  the  review  of  G.M.

Stampfli (Lausanne), A.ù. Okay (ùstanbul), A.H.F. Robertson

(Edinburgh),  and  J.I.  Valenzuela-Rios  (Valencia).  The  third

author  thanks  P.  Männik  (Tallinn)  and  J.I.  Valenzuela-Rios

(Valencia) and for discussions on the age of some faunas, and

TÜBùTAK  for  the  NATO-CP  Grant  for  his  stay  in  Turkey.

The authors acknowledge the contribution of the Turkish Pe-

troleum Corporation for the SEM photographs.


Blumenthal  M.M.  1947:  Geologie  der  Taurusketten  im  Hinterland

von  Seydiºehir  und  Beyºehir.  Miner.  Res.  Exploration  Inst.

Turkey (MTA) Monographs Series 2, 1–242.

Bozkaya O., Yalcôn H. & Göncüoûlu M.C. 2002: Mineralogic and

organic  responses  to  stratigraphic  irregularities:  an  example

from the Lower Palaeozoic very low-grade metamorphic units

in  the  Eastern  Taurus  Autochthon,  Turkey.  Schweiz.  Mineral.

Petrogr. Mitt. 82, 355–373.

Çapkônoûlu S. 1991: A new Peleysgnathus species from the Lower

Famennian of the Taurides, Turkey. Boll. Soc. Paleont. Ital. 30,


Cocks  L.R.M.  2001:  Ordovician  and  Silurian  global  geography. J.

Geol. Soc. London 158, 197–210.

Dean W.T. & Monod O. 1970: The Lower Palaeozoic stratigraphy

and faunas of the Taurus Mountains near Beysehir, Turkey: I.

Stratigraphy. Bull. Brit. Mus. Geol. 19, 411–426.

Dean  W.T.  &  Monod  O.  1990:  Revised  stratigraphy  and  relation-

ship  of  Lower  Palaeozoic  rocks,  Eastern  Taurus  Mountains,

south central Turkey. Geol. Mag. 125, 333–347.

Dean  W.T.  &  Özgül  N.  1994:  Cambrian  rocks  and  faunas,  Hüdai

area, Taurus Mountains, southwestern Turkey. Bull. Inst. Roy.,

Sci. Natur. Belg., Sci. Terre 64, 5–20.

Dean W.T., Uyeno T.T. & Rickards R.B. 1999: Ordovician and Sil-

urian  stratigraphy  and  trilobites,  Taurus  Mountains  near  Ke-

mer, southwestern Turkey. Geol. Mag. 136, 373–393.

Dean  W.T.,  Monod  O.,  Rickards  R.B.,  Demir  O.  &  Bultynck  P.

2000:  Lower  Palaeozoic  stratigraphy  and  palaeontology,  Ka-

radere-Zirze  area,  Pontus  Mountains,  northern  Turkey.  Geol.

Mag. 137, 555–582.

Demirtaºlô  E.  1978:  Carboniferous  of  the  area  between  Pônarbasô

and Sarôz. Guidebook for Field Excursions on the Carbonifer-

ous  Stratigraphy  in  Turkey.  Miner.  Res.  Explor.  Inst.  Turkey,

Spec. Publ. 25–29.

Demirtaºlô E. 1984: Stratigraphy and tectonics of the area between

Silifke and Anamur, Central Taurus Mountain. In: Tekeli O. &

Göncüoûlu M.C. (Eds.): Geology of Taurus Belt. Proceedings

of International Symposium on the Geology of the Taurus Belt.

Miner. Res. Explor. Inst. Turkey, Spec. Publ. 101–118.

Einsele  G.  1992:  Sedimentary  basins;  evolution,  facies  and  sedi-

ment Budget. Springer Verlag, Berlin, 1–628.

Gedik  ù.  1977:  Conodont  biostratigraphy  in  the  Middle  Taurus.

Geol. Soc. Turkey Bull. 20, 35–48.

Gedik  ù.  1988:  A  palaeogeographic  approach  to  the  Devonian  of

Turkey.  In:  Mcmillan  N.J.,  Embry  A.F.  &  Glass  D.J.  (Eds.):

Devonian of the World. Canadian Society of Petroleum Geolo-

gists Memoir 14, 557–567.

Gedik ù. 1989: Hadimopanellid biostratigraphy in the Cambrian of

the Western Taurides: a new biostratigraphic tool in the subdi-

vision of Cambrian system. Geol. Soc. Turkey Bull. 20, 35-48

(in Turkish).

Göncüoûlu  M.C.  1997:  Distribution  of  Lower  Palaeozoic  Units  in

the  Alpine  Terranes  of  Turkey:  palaeogeographic  constraints.

In: Göncüoûlu M.C. & Derman A.S. (Eds.): Lower Palaeozoic

evolution  in  Northwest  Gondwana.  Turkish  Assoc.  Petroleum

Geologists Spec. Publ. 3, 13–24.

Göncüoûlu  M.C.  &  Kozlu  H.  2000:  Early  Palaeozoic  evolution  of

the  NW  Gondwanaland:  data  from  southern  Turkey  and  sur-

rounding regions. Gondwana Res. 3, 315–323.

Göncüoûlu  M.C.  &  Kozur  H.  1998:  Remarks  on  the  pre-Variscan

development in Turkey. In: Linnemann U., Heuse T., Fatka O.,

Kraft P., Brocke R. & Erdtmann B.T. (Eds.): Pre-Variscan ter-

rane analyses of “Gondwanan Europe”. Schr. Staatlichen Mus.

Mineral. Geol. Dresden 9, 137–138.

Göncüoûlu Y. & Kozur H. 1999a: Upper Cambrian and Lower Or-

dovician conodonts from the Antalya Nappe in the Alanya Tec-

tonic Window, southern Turkey. Neu. Jb. Geol. Palaeont. Mh.

1999/10, 593–604.

Göncüoûlu Y. & Kozur H. 1999b: Palaeozoic stratigraphy and event

succession in Eastern Toros, Turkey. IGCP Project 421 Pesha-

war Meeting, Abstracts, 11–13.

Göncüoûlu Y. & Kozur H. 2000a: Early Silurian sea-level changes

in southern Turkey: Lower Telychian conodont data from the

Kemer  Area,  Western  Taurides.  Records  Western  Australian

Museum Supplements 58, 293–303.

Göncüoûlu Y. & Kozur H. 2000b: Early Devonian transgression in

the  Eastern  Antalya  Nappes:  conodont  data  from  the

Tahtalôdaû Nappe, north of Alanya, southern Turkey. Records

Western Australian Museum Supplements 58, 279–292.

Göncüoûlu M.C., Dirik K. & Kozlu H. 1997: General characteristics

of  pre-Alpine  and  Alpine  Terranes  in  Turkey:  explanatory

notes to the terrane map of Turkey. Ann. Géol. Pays Hellén. 37,


Göncüoûlu M.C., Yalônôz M.K. & Floyd P.A. 2000a: Petrology of

the Carboniferous volcanic rocks in the Lycian Nappes, SW

Turkey: implications for the Late Palaeozoic evolution of the

Tauride-Anatolide  Platform.  International  Earth  Sciences

Colloquium  on  Aegean  Region  (IESCA)  2000  ùzmir,  Ab-

stracts, 213.

Göncüoûlu  M.C.,  Kozur  H.,  Turhan  N.  &  Göncüoûlu  Y.  2000b:

Stratigraphy of the Silurian-Lower Carboniferous rock units in

Konya area (Kütahya-Bolkardaû belt, Central Turkey). 1



gresso Iberico de Paleontologia Abstracts, 227–228.

Gürsu  S.  &  Göncüoûlu  M.C.  2001:  Characteristic  features  of  the

Late  Precambrian  felsic  magmatism  in  Western  Anatolia:  im-

plications for the Pan-African evolution in NW Peri-Gondwa-

na. Gondwana Res. 4, 169–170.

Kellog  H.E.  1960:  The  geology  of  the  Derik-Mardin  area,  South-

eastern Turkey. Reports Exploration Division American Over-

seas Petroleum Ltd., Ankara, 1–127 (unpublished).

Kozlu  H.  &  Göncüoûlu  M.C.  1997:  Stratigraphy  of  the  Infracam-

brian  rock-units  in  the  Eastern  Taurides  and  their  correlation

with similar units in Southern Turkey. In: Göncüoûlu M.C. &

Derman A.S. (Eds.): Lower Palaeozoic evolution in Northwest

Gondwana. Turkish Assoc. Petroleum Geologists Spec. Publ. 3,


Kozlu  H.,  Göncüoûlu  M.C.,  Sarmiento  G.N.  &  Gül  M.A.  2002:

Mid-Ordovician (Late Darriwilian) conodonts from the South-

ern Central Taurides, Turkey: geological implications. Turkish

J. Earth Sci. 11, 113–126.

background image


in Proof

PALEOZOIC STRATIGRAPHY OF THE EASTERN TAURIDES (TURKEY)                                       447

Kozur H. 1999: A review of systematic position and stratigraphic val-

ue of Mullerispheridae. Boll. Soc. Paleont. Ital. 38, 197–206.

Kozur H.,  ªenel M. & Tekin K. 1998: First evidence of Hercynian

Lower Carboniferous flyschoid deep-water sediments in the Ly-

cian Nappes, southwestern Turkey. Geol. Croatica 51, 15–22

Kurt  H.  1994:  Petrography  and  geochemistry  of  the  Kadônhanô

(Konya) Area, Central Turkey. PhD thesis, Glasgow Universi-

ty, UK (unpublished).

Loydell D.K., Männik P. & Nestor V. 2003: Integrated biostratigra-

phy of the lower Silurian of the Aizpute-41 core, Latvia. Geol.

Mag. 140, 205–229.

Lüning  S.,  Craig  J.,  Loydell  D.K.,  Storch  P.  &  Fitches  B.  2000:

Lower  Silurian  “hot  shales”  in  North  Africa  and  Arabia:  re-

gional distribution and depositional model. Earth Sci. Rev. 49,


Marcoux J. 1979: General features of the Antalya nappes and their

significance  in  the  palaeogeography  of  southern  margin  of

Tethys. Geol. Soc. Turkey Bull. 22, 1–6.

Metin S., Ayhan A. & Papak  ù. 1986: Geology of the western part

of the Eastern Taurides (SSE Turkey). Miner. Res. Explor. Inst.

Turkey Bull. 107, 1–12.

Monod O. 1977: Recherces Geologiques Dans le Taurus Occidental

au  sud  de  Beyºehir  (Turquie).  These  d’etat,  l’Univ.  de  Paris

sud., Center d’Orsay, 1–442.

Monod O., Kozlu H., Ghienne J-F., Dean W.T., Günay Y., Le Héris-

sé A., Paris F. & Robardet M. 2003: Late Ordovician glaciation

in southern Turkey. Terra Nova 15, 249–257.

Okuyucu  C.  2002:  Micropaleontological  study  of  the  Carbonifer-

ous-Permian  passage  of  Anatolian  Platform  in  Taurus  Moun-

tains. PhD theses Hacettepe Univ., 1–207.

Özgül N. 1976: Some geological aspects of the Taurus orogenic belt

(Turkey). Geol. Soc. Turkey Bull. 19, 65–78 (in Turkish).

Özgül  N.  1984:  Stratigraphy  and  tectonic  evolution  of  the  Central

Taurides. In: Tekeli O. & Göncüoûlu M.C. (Eds.): Geology of

Taurus  Belt.  Proceedings  of  International  Symposium  on  the

Geology of the Taurus Belt. Miner. Res. Explor. Inst. Turkey,

Spec. Publ. 77–90.

Özgül  N.  1997:  Stratigraphy  of  the  tectono-stratigraphic  units

around Hadôm-Bozkôr-Taºkent region, northern part of the cen-

tral  Taurides,  Turkey.  Miner.  Res.  Explor.  Inst.  Turkey  Bull.

119, 113–174.

Özgül N. & Gedik   ù. 1973: New data on the stratigraphy and the

conodont faunas of Çaltepe Limestone and Seydiºehir Forma-

tion  Lower  Palaeozoic  of  Central  Taurus  Range.  Geol.  Soc.

Turkey Bull. 16, 39–52.

Özgül N. & Kozlu H. 2002: Data on the stratigraphy and tectonics

of the area between Kozan-Feke-Mansurlu. Turkish Assoc. Pe-

troleum Geologists Bull. 14, 1–36.

Özgül N., Metin S. & Dean W.T. 1972: Lower Palaeozoic stratigra-

phy and faunas of the Eastern Taurus Mountain in the Tufan-

beyli region, southern Turkey. Miner. Res. Explor. Inst. Turkey

Bull. 79, 9–16.

Plodowski G. & Salancô A. 1990: Devon-Karbon Grenze in Anato-

lien. Courier Forschungsinst. Senckenberg 127, 238–249.

Raumer J.V., von Stampfli G.M., Borel G. & Bussy F. 2002: Orga-

nization  of  pre-Variscan  basement  areas  at  the  north-Gond-

wanan margin. Int. J. Earth Sci. 91, 35–52.

Sandberg C.A., Ziegler W., Leuteritz K. & Brill S.M. 1978: Phylog-

eny, speciation, and zonation of Siphonodella (Conodonta, Up-

per Devonian and Lower Carboniferous). Newslett. Stratigr. 7,


Sarmiento G.N., Göncüoûlu M.C., Fernandez-Remolar D. & Garcia-

Lopez S. 1997: Small shelly fossils from the Cal Tepe Forma-

tion (late Lower Cambrian-early Middle Cambrian) in its type

locality,  western  Taurides  (Turkey).  In:  Grandal  D’anglades

A., Guitérrez-Marco J.C. & Santos Fidalgo L. (Eds.): Paleozo-

ico  Inferior  del  Noroeste  de  Gondwana.  Sociedade  Española

Paleontologia La Coruna 113–115.

Sarmiento  G.N.,  Göncüoûlu  M.C.  &  Göncüoûlu  Y.  2003:  Early

Darriwilian  conodonts  from  the  Sobova  Formation  in  the

eastern and western Taurides, Southern Turkey. In: Ortega G

&  Acenolaza  G.F.  (Eds.):  Serie  Correlacion  Geologica,  18,


ªenel M., Göncüoûlu Y. & Kozur H. 2000: Conodont dated Cam-

brian rocks from the Tahtalôdag Nappe (Antalya Nappes) of the

Kemer  area,  western  Taurides  (Turkey).  Zbor.  Rad.  Proceed-

ings Zagreb 371–377.

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

plate tectonic approach. Tectonophysics 75, 181–241.

Stampfli G.M. 2000: Tethyan oceans. In: Bozkurt E., Winchester J.A.

&  Piper  J.D.  (Eds.):  Tectonics  and  magmatism  in  Turkey  and

surrounding area. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 173, 1–23.

Subcomission on Silurian Stratigraphy, 1995: Correlation chart for

the Silurian System. Silurian Times 3, 7–8.

Tekeli O., Aksay A., Ürgün B. & Iºôk A. 1984: Geology of the Ala-

daû mountains. In: Tekeli O. & Göncüoûlu M.C. (Eds.): Geolo-

gy of Taurus Belt, Proceedings of International Symposium on

the Geology of the Taurus Belt. Miner. Res. Explor. Inst. Tur-

key, Spec. Publ. 143–158.

Uchmann  B.,  Erdoûan  B.  &  Güngör  T.  2000:  Trace  fossil  assem-

blages  and  age  of  the  porphyroid-bearing  metasandstones  in

the  Sandôklô  region.  International  Earth  Sciences  Colloquium

on Aegean Region (IESCA) 2000,  ùzmir, Abstracts 78.

Unrug  R.  1997:  Rodinia  to  Gondwana:  the  geodynamic  map  of

Gondwana supercontinent assembly. GSA Today 7, 1, 1–6.

Ziegler  W.  &  Sandberg  C.A.  1990:  The  late  Devonian  standard

conodont  zonation.  Courier  Forschungsinst.  Senckenberg

121, 1–115.