background image

GEOLOGICA  CARPATHICA,  FEBRUARY  2006,  57,  1,  3—13

www.geologicacarpathica.sk

Sedimentary records of the extensional tectonic regime with

temporal cessation: Gümü hane Mesozoic Basin (NE Turkey)

CEMIL  YILMAZ

1

  and  RAIF  KANDEMùR

2

1

Karadeniz  Technical  University,  Geology  Department,  61080  Trabzon,  Turkey;    cyilmaz@ktu.edu.tr

2

Karadeniz Technical University, Geology Department, Gümü hane,  Turkey;  raif@ktu.edu.tr

(Manuscript received November 10, 2004; accepted in revised form June 16, 2005)

Abstract:  The  Gümü hane  Mesozoic  Basin  is  characterized  by  Lower—Middle  Jurassic  volcanic-siliciclastic  sediments
( enköy Formation), Upper Jurassic—Cenomanian platform carbonates (Berdiga Formation) and Upper Cretaceous turbid-
ites (Kermutdere Formation). Four extensional periods (Lias—Dogger, Turonian—Coniacian, Late Campanian (?) and Early
(?) Maastrichtian) separated by two quiet tectonic periods (early Malm—Cenomanian and Santonian—Campanian) have been
defined in this sequence. The previous studies suggested that Mesozoic basins only formed by extensional movements in the
middle  Cretaceous.  Three  extensional  periods  seperated  by  two  quiet  periods  from  the  Cenomanian  to  the  end  of  the
Maastrichtian in Gümü hane and NE Turkey were firstly proved by sedimentological findings in this study. The definition
of these periods depends on features such as (1) neptunian dykes in different levels, (2) shallow marine limestone,
(3)  thinning-and-fining-upward  sequences,  (4)  mixed  faunal  assemblages,  (5)  micro-turbiditic  structures,  (6)  syn-sedi-
mentary  fault,  (7)  grabens,  half-grabens,  (8)  pelagic  limestone,  (9)  calciturbidites,  (10)  laterally  and  vertically  rapid
changes of the thickness and facies, (11) platform-to-basin transition and (12) monogenic breccias.

Key words: Jurassic—Cretaceous, NE Turkey, Gümü hane Basin, extensional tectonic regime, sedimentary record.

Introduction

The  study  area  is  located  at  the  southern  zone  of  the  East-
ern  Pontides,  NE  Turkey  (Ketin  1966;  Gedikoûlu  et  al.
1979;  Yôlmaz  et  al.  1997),  around  the  city  of  Gümü hane
(Fig. 1).  The  Gümü hane  region  has  been  studied  by  previ-
ous  authors  with  respect  to  stratigraphy,  paleontology,
tectonics  and  geotectonics  (Tokel  1972;  Eren  1983;  Görür
et  al.  1983;  Bekta   1986;  Bergougnan  1987;  Taslô  1991;
Bekta   et  al.  1995;  Robinson  et  al.  1995;  Taslô  &  Özsayar
1997;  Yôlmaz  1997, 2002;  Yôlmaz  et  al.  1997;  Yôlmaz  &
Korkmaz  1999;  Eren  &  Taslô  2002;  Kandemir  2004).

There  are  different  views  on  the  geological  evolution

of  the  Eastern  Pontides.  According  to 

engör  et  al.

(1984),  the  Eastern  Pontides  forms  the  eastern  continua-
tion  of  the  Rhodope-Pontide  fragment.  It  is  generally  ac-
cepted  that  the  Rhodope-Pontide  fragment  lies  entirely
to  the  north  of  the  neo-Tethyan  oceanic  sutures  and
therefore  it  represents  the  northern  margin  of  the  neo-
Tethys  Ocean.  engör  &  Yôlmaz  (1981)  suggested  that
the  neo-Tethys  Ocean  was  consumed  from  the  Early  Ju-
rassic  to  mid-Eocene  by  a  northward-dipping  subduc-
tion.  In  this  view,  the  Black  Sea  represents  the  remnant
of  a  back-arc  basin  which  opened  to  the  north  of  the
Eastern  Pontides  during  the  Late  Cretaceous.  Okay  &
Tüysüz  (1999)  and  Okay  et  al.  (2001)  suggested  that  dur-
ing  the  Late  Cretaceous  period,  northern  and  western
Turkey  was  comprised  of  two  continents,  the  Pontides  in
the  north  and  the  Anatolide-Taurides  in  the  south,  sepa-
rated  by  the  neo-Tethyan  Ocean.  During  the  conver-
gence,  the  Pontides  formed  the  upper  plate,  the
Anatolide-Taurides  acted  as  the  lower  plate.  However,

Dewey  et  al.  (1973)  and  Bekta   et  al.  (1984)  suggested
that  the  Eastern  Pontides  were  attached  to  a  segment  of
the  neo-Tethys  which  was  subducted  towards  the  south.
In  this  model,  the  Black  Sea  represents  a  remnant  of  the
paleo-Tethys  Ocean.

According  to  Gedik  et  al.  (1996)  the  Early  Jurassic  ba-

sin  in  the  Gümü hane  area  (NE  Turkey)  was  controlled
by  transtensional  tectonics.  Bekta   &  Çapkônoûlu  (1997)
and  Yôlmaz  (1997)  argued  that  Mesozoic  basin  in  NE
Turkey  was  characterized  by  two  rifting  phases,  Early  Ju-
rassic  and  mid-Cretaceous  in  age.  The  first  rifting  is  relat-
ed  to  break  up  of  the  Hercynian  granitic  basement,
whereas  the  latter  is  related  to  the  break  up  or  drowning
of  the  carbonate  platform  indicated  by  transition  from
the  platform  carbonate  environment  to  the  pelagic  facies.
The  quiet  tectonic  period  developed  between  these  two
distinct  rifting  phases  in  the  southern  zone  of  the  Eastern
Pontides  is  characterized  by  the  deposition  of  thick  and
widespread  carbonates  known  as  Eastern  Pontide  Car-
bonate  Platform  (Bekta   et  al.  1995)  was  broken  up  by
extensional  tectonic  movements  during  the  mid-Creta-
ceous.  This  conclusion  has  been  confirmed  by  Yôlmaz
(1997),  Bekta   et  al.  (1995, 1999),  Rojay  &  Altôner
(1998)  and  Eren  &  Taslô  (2002).  According  to  Rojay  &
Altôner  (1998),  the  Jurassic—middle  Cretaceous  carbon-
ates  in  the  Pontides  were  deposited  in  an  Atlantic-type
continental  margin  facing  the  neo-Tethys  to  the  south.

Kandemir  (2004)  emphasized  that  the  Early-Middle  Ju-

rassic 

enköy  Formation  is  represented  by  typical  rift

sediments.  Eren  &  Taslô  (2002)  suggested  that  the  con-
tact  between  the  shallow  water  limestones  (Berdiga  For-
mation)  and  overlying  red  pelagic  limestones  are

background image

4

YILMAZ and KANDEMùR

separated  by  a  hardground  surface  in  the  east  of
Gümü hane.  The  same  authors  argued  that  this  event  is  re-
lated  to  the  break-up  and  subsidence  of  the  Eastern  Pon-
tide  Carbonate  Platform,  during  the  formation  of  the  Black
Sea  back-arc  basin.  According  to  Bekta   et  al.  (2001),  mul-
tidirection  neptunian  dykes  (NE—SW,  NW—SE  and  E—W)
are  consistent  with  the  general  trend  of  the  paleofaults.

The  previous  studies  (Robinson  et  al.  1995;  Gedik  et  al.

1996;  Bekta   et  al.  1995, 1999;  Taslô  &  Özsayar  1997;
Yôlmaz  1997;  Bekta   et  al.  2001;  Eren  &  Taslô  2002)  sug-
gested  two  extensional  periods  in  the  Jurassic—Cretaceous
span  at  Gümü hane  and  NE  Turkey.  However,  obtained
data  during  this  study  prove  that  the  Cretaceous  sequence
in  Gümü hane  were  not  formed  by  only  one  extensional
movement  indicated  by  previous  studies  but  by  more  than
one.  The  evidence  shows  sedimentary  records  of  three  dif-
ferent  extensional  periods.  These  new  findings  are  an
important  contribution  to  knowledge  of  the  tectonic  de-
velopment  of  Gümü hane  and  NE  Turkey.

This  paper  primarily  deals  with  the  sedimentary

records  showing  the  cessation  of  extensional  tectonic
movements  in  the  Mesozoic  sedimentary  basin  in  the
Gümü hane  region.

Stratigraphy of the study area

In  the  study  area,  five  different  lithostratigraphic  units

have  been  identified  (Fig. 1  and  Fig. 2):  1  –  Paleozoic
Gümü hane  Granite  and  Pulur  Metamorphites  forming

Fig. 1. Geological map of the study area (after Yôlmaz 1997).

the  basement,  2  –  Early  to  Middle  Jurassic  rift-related
sediments  and  volcano-clastics  (first  rifting  phase;  Yôlmaz
1997),  3  –  Late  Jurassic  to  mid-Cretaceous  platform  car-
bonates  (Eastern  Pontide  Carbonate  Platform;  Bekta   et  al.
1995),  4  –  Middle  to  Late  Cretaceous  rift-related  sedi-
ments  (second  rifting  phase;  Yôlmaz  1997),  5  –  Eocene
volcano-sedimentary  rocks.

There  is  a  heterogeneous  pre-Jurassic  basement  in  the

southern  part  of  the  Eastern  Pontides.  It  contains  Paleozoic
massifs,  made-up  of  granites  and  metamorphic  rocks
(Fig. 2).  The  Jurassic  in  the  Eastern  Pontides  is  characteristi-
cally  represented  by  a  predominantly  volcano-sedimentary
formation  ( enköy  Formation),  which  rests  unconformably
over  a  heterogeneous  basement.  The  enköy  Formation  is
2—2243 m  thick  and  shows  vertical  and  lateral  facies  changes
(Fig. 3a—e;  Yôlmaz  &  Kandemir  2003).  The  enköy  Forma-
tion  starts  with  coal-bearing  medium-  to  thick-bedded  con-
glomerate  and  sandstone  alternations.  The  formation  is
characterized  by  Calcari  Ammonitico  Rosso  facies  with  as-
sociations  of  ammonites,  brachiopods,  bivalves,  gastropods,
belemnites,  crinoids,  foraminifers  and  nodular  textures  and
turbiditic  volcanogenic  sandstones-siltstones,  tuffite,  tuff,
pillow  lava  basalt,  andesitic  lavas,  shale,  and  turbiditic
sandstones.  These  sediments  pass  upward  into  thick-bed-
ded,  shallow  marine  Callovian—Cenomanian  aged  oolitic
platform  carbonates  (Berdiga  Formation;  Pelin  1977).  The

enköy  Formation  is  conformably  covered  by  platform  car-

bonates  of  the  Berdiga  Formation  in  the  Eastern  Pontides.

This  platform  carbonates  consist  of  medium-  to  massive-

bedded,  grey  to  yellowish  limestones  (Fig. 3f—i).  The  lower

background image

5

SEDIMENTARY RECORDS OF THE EXTENSIONAL TECTONIC REGIME (NE TURKEY)

and  middle  parts  of  this  formation  are  rich  in  oolites  and
bivalve  fragments,  which  are  partly  dolomitized.  The  up-
per  part  is  characterized  by  the  wackestones/packstones
containing  abundant  small  benthic  foraminifers,  ostracods
and  algae  with  chert  nodules.  The  total  thickness  of  the
formation  varies  between  300  and  500  meters.  These  se-
quences  are  covered  by  the  Upper  Cretaceous  Kermutdere
Formation  (Tokel  1972).  Kermutdere  Formation  has  a  tran-
sitional  contact  with  underlying  platform  carbonates.  It
consists  mainly  of  turbiditic  sequences.  The  basal  part  of

the  Kermutdere  Formation  consists  of  pelagic  monogenic
breccias/conglomerates,  calciturbidites  and  red  lime-
stones,  which  contain  a  pelagic  microfauna  such  as  Glo-
botruncanidae.  This  basal  part  grades  upward  into  an
alternation  of  thin-bedded  turbiditic  sandstones-marls-and
pelagic  biomicrites.  The  thickness  of  the  formation  ranges
from  45  to  1200  meters.  Kermutdere  Formation  is  uncon-
formably  covered  by  the  Eocene  Alibaba  Formation  (Tokel
1972).  The  formation  consists  of  thick  and  widespread  vol-
caniclastics  and  local  nummulitic  sandy  limestones.  For

Fig. 2. Columnar section of the study area.

background image

6

YILMAZ and KANDEMùR

Fig. 3. Structures developed during the Lias-Dogger extensional tectonic period and structures developed during the Malm-Cenomanian quiet
tectonic period. (a) 1 – Paleozoic Gümü hane Granite, 2 – Lias-Dogger  enköy Formation, lower part consists of limestone

 

of Calcari Am-

monitico Rosso (CAR) facies, (b) neptunian dyke in the Gümü hane Granite, (c) volcanic-siliciclastics in the  enköy Formation, (d) mi-
croscopic  view  of  the  volcanic-siliciclastics,  (e)  microscopic  view  of  the  limestone  (CAR),  (f)  limestones  of  the  Berdiga  Formation,
(g) sandy oolitic grainstone, (h) dolomitized limestone, (i) small benthic foraminiferal grainstone. Scale bar is 500 

µm.

background image

7

SEDIMENTARY RECORDS OF THE EXTENSIONAL TECTONIC REGIME (NE TURKEY)

ages  of  the  Berdiga  and  Kermutdere  Formations  we  follow
the  biostratigraphic  data  of  Taslô  (1991),  Taslô  &  Özsayar
(1997)  and  Eren  &  Taslô  (2002).

Quiet and extensional consecutive tectonic periods

in the study area

Lithological  and  sedimentological  characteristics  of

the  Mesozoic  sequences  in  the  Gümü hane  area  indicate
four  extensional  and  two  quiet  tectonic  periods  (Fig. 2).

First  period  –  Extensional  Tectonic  Regime  (Early—
Middle  Jurassic)

This  period  started  with  rifting  of  the  Hercynian  base-

ment  in  the  Early  Jurassic  and  ended  in  the  Late—Middle
Jurassic  with  the  deposition  of  platform  carbonates.  The
Early—Middle  Jurassic  extensional  tectonic  period  is  char-
acterized  by  deposition  of  the  enköy  Formation,  which
consists  of  volcano  and  silici-clastic  turbidites  (Fig. 3b,d)
and  fossiliferous  limestones  which  developed  in  the  Cal-
cari  Ammonitico  Rosso  facies  (Fig. 3a,e).  Many  cracks  de-
veloped  on  the  basement  rocks  are  filled  by  neptunian
dykes  of  Liassic  sediments  (Fig. 3b).  Volcanic  and  silici-
clastic  turbiditic  sequences  are  characterized  by  fining-
and-thinning  upward  sequences.  The 

enköy  Formation

gradually  passes  upward  into  the  sandy  oolitic  grainstones
of  the  Berdiga  Formation.

Second  Period  –  Quiet  Tectonic  Regime  (Late  Jurassic—
Cenomanian)

This  period  corresponds  to  the  deposition  of  the  plat-

form-type  shallow  marine  limestones  of  the  Berdiga  For-
mation,  which  make  up  a  small  part  of  the  Eastern
Pontide  Carbonate  Platform  (Bekta   et  al.  1995).  The  Ber-
diga  Formation  consists  of  medium-  to  massive-bedded,
grey  to  yellowish  limestones  (Fig. 3f).  The  lower  and  mid-
dle  parts  of  this  formation  are  rich  in  oolites  (Fig. 3g)  and
bivalve  fragments,  which  are  partly  dolomitized  (Fig. 3h).
The  upper  part  of  the  formation  is  characterized  by  the
presence  of  packstones/grainstones  containing  abundant
small  benthic  foraminifers  (Fig. 3i),  ostracods  and  algae
with  chert  nodules.  The  total  thickness  of  the  formation
varies  between  300  and  500  meters.

Third  Period  –  Extensional  Tectonic  Regime  (Turonian—
Coniacian,  
Figs. 4—6)

This  period  is  characterized  by  break-up  of  the  carbonate

platform  and  accumulation  of  monogenic  breccias/con-
glomerates  and  calciturbidites  (lower  part  of  the  Kermutdere
Formation)  during  the  Early  Turonian.  The  carbonate  plat-
form  broke  up  to  form  grabens  and  half-grabens  (Fig. 4).  At
the  base  of  these  grabens  monogenic  breccias/monogenic
conglomerates  were  deposited  (Fig. 5A,  Fig. 6a,b).  These  are
poorly  and  thickly  bedded,  unsorted  monogenic  limestone
breccias  involved  different  stratigraphic  levels  of  the  plat-

form  carbonate.  However,  some  of  the  clasts  are  derived
from  volcanics  of  the  enköy  Formation  (Fig. 6b).  These
monogenic  breccias  are  grain-supported  with  a  small
amount  of  matrix  including  benthic  and  pelagic  foramin-
ifers  (Fig. 5A,C).  The  matrix  consists  of  red  or  grey  mi-
crite  and  fine-grained  clasts  with  a  composition  similar
to  the  larger  components.  The  fossil  assemblage  shows  a
mixture  of  benthic  and  pelagic  fauna  derived  from  near-
by  submarine  highs.  The  calciturbidites  consist  of  nor-
mally-graded  wackestones  and  packstones  containing
debris  of  small  benthic  foraminifers,  echinoderms,  bryo-
zoans,  pelagic  foraminifers  and  sand-sized  lithoclasts  de-
rived  from  the  Berdiga  Formation  with  pelagic  matrix
(Fig. 5B,D,E).  The  subrounded-angular  clasts  were  de-
rived  from  the  platform  edge  and  transported  down  the
slope  into  the  more  pelagic  slope  facies  by  the  turbiditic
currents.  The  limestone  breccia  and  calciturbidite  se-
quences  are  vertically  arranged  in  thinning-and-fining
upward  megacycles  (Fig. 5B).  The  upper  level  of  the  Ber-
diga  Formation  includes  many  neptunian  dykes,  which
are  filled  by  overlying  sediments  (Fig. 6e,f).  The  mono-
genic  breccias/monogenic  conglomerates  and  calcitur-
bidites  which  developed  during  the  third  extensional
tectonic  period  are  overlain  by  thin-bedded,  red  pelagic
limestones.

Fourth  Period  –  Quiet  Tectonic  Regime  (Santonian—
Campanian)

This  period  is  characterized  by  pelagic  foraminiferal  pack-

stones/wackestones,  which  are  predominantly  represented  by
red  to  dark  grey,  dense,  fine-grained  limestones  with  pelag-
ic  foraminifers  and  less  abundant  radiolarians  (Fig. 7a,c).
The  base  of  this  unit  also  contains  calcarenite  with  suban-
gular  grains  in  an  argillaceous  lime  mud  matrix.  The  con-
tact  between  the  platform  carbonates  and  red  pelagic
limestone  corresponds  to  a  hardground  surface  (Eren  &
Taslô  2002)  which  is  characterized  by  vertical  burrows,  rud-
istid  bivalves  (Requienia  sp.),  neptunian  dykes  filled  by
red  pelagic  limestones,  and  syn-sedimentary  normal  faults
(Fig. 6c,d,e,f).  The  pelagic  foraminiferal  wackestones/pack-
stones  were  deposited  on  a  slope  to  open-marine  environ-
ment,  as  suggested  by  the  fauna  and  sedimentary  textures.

Fifth  and  Sixth  Periods  –  Extensional  Tectonic  Regime
(Campanian—Maastrichtian,  
Fig. 7)

These  periods  developed  in  the  upper  level  of  the  Ker-

mutdere  Formation,  which  consists  of  siliciclastic  turbid-
ites.  The  unit  has  a  great  lateral  extent  with  a  remarkably
uniform  lithology  and  thickness  in  the  study  area.  It  is  com-
posed  mainly  of  turbiditic  sandstone-argillaceous  lime-
stone-marl  alternation.  The  clasts  of  turbiditic  sandstone
were  derived  from  the  Gümü hane  Granite  (quartz,  feldspar),

enköy  Formation  and  Pontide  volcanic  arc  (Fig. 7b,d,e),

and  include  abundant  pelagic  microfossils  (globotrun-
canids).  Extensional  features  are  seen  between  the  top  of  the
red  pelagic  limestone  and  the  base  of  the  siliciclastic  tur-
bidites.  In  this  level,  the  top  strata  of  the  red  pelagic  lime-

background image

8

YILMAZ and KANDEMùR

stone  include  multi-micro-  and  macroscopic  sized  neptunian
dykes  which  are  filled  by  siliciclastic  turbidites  (Fig. 7b,d,e).

Structures  of  the  sixth  extensional  tectonic  period  are

developed  in  the  middle-upper  level  of  the  siliciclastic
turbidites.  This  level  includes  neptunian  dykes  filled  by
coarse-grained  siliciclastic  turbidites  from  the  overlying
sediments  (Fig. 7f,g).  This  event  shows  that  the  exten-
sional  tectonic  regime  became  intensified  during  the
deposition  of  the  siliciclastic  turbidites.

Discussion and conclusions

Thick  and  widespread  sediments  were  deposited  in  the

earliest  Jurassic  to  Late  Maastrichtian  interval  controlled
by  the  extensional  tectonic  regime  with  temporal  cessa-
tion  in  the  Gümü hane  Mesozoic  sedimentary  basin
(Fig. 2).  The  records  of  the  first  extensional  period  which
controlled  Early—Middle  Jurassic  sedimentary  basin  are:
break-up  of  the  Hercynian  basement  and  development  of

Fig. 4.  Structures  developed  during  the  Turonian—Coniacian  extensional  tectonic  period.

background image

9

SEDIMENTARY RECORDS OF THE EXTENSIONAL TECTONIC REGIME (NE TURKEY)

Fig. 5.  Structure  developed  during  the  Turonian—Coniacian  extensional  tectonic  period.  A  –  Monogenic  breccias  at  the  base  of  the
graben. B – Calciturbidites. C – Microscopic view matrix of the monogenic breccias (G – Globotruncana sp.). D, E – Microscopic
view of the calciturbidites (G – Globotruncana sp.).  Scale bar is 500 

µm.

the  horst  and  grabens,  neptunian  dykes  filled  by  Liassic
sediments,  rapid  sudden  lateral  and  vertical  changes  of
the  facies  and  thickness,  fining-and-thinning  upward  se-
quence.  The  passage  between  the  enköy  Formation  and
the  Berdiga  Formation  is  characterized  by  a  decrease  of
the  siliciclastic  component  and  increase  in  the  carbonate
component.  This  fact  also  suggests  slowing  down  of  the
extension.  The  sedimentary  characteristics  of  the  thick
and  widespread  Berdiga  Formation,  deposited  in  a  shal-

low  marine  environment,  records  the  quiet  tectonic  peri-
od.  The  Late  Jurassic—Cenomanian  quiet  tectonic  period
is  replaced  by  strong  extension  during  the  Early  Turonian.
The  Turonian—Coniacian  re-deposited  sediments  show
rapid  changes  in  lithology  as  well  as  in  thickness.  Mono-
genic  limestone  breccias  and  calciturbidites  character-
ized  by  an  abrupt  facies  transition  from  shallow  platform
to  deep  basin  are  common.  Poorly-organized  monogenic
breccias  may  indicate  debris  flows  resulting  from  cata-

background image

10

YILMAZ and KANDEMùR

strophic  flows  generated  by  failure  along  steep  fault
scarps  (Mullins  &  Van  Buren  1979;  Cossey  &  Ehrlich
1979;  Snavely  1981;  Eberli  1988;  Rudolph  et  al.  1989;
Santantonio  1993;  Szulczewski  et  al.  1996).  Mid-Upper
Cretaceous  rocks  of  the  Gümü hane  region  recorded  geo-
logical  processes  that  occurred  during  the  break-up  of
the  Eastern  Pontide  Carbonate  Platform,  which  existed
throughout  the  Late  Jurassic  to  Cenomanian.  They  indi-
cate  transition  from  a  platform  to  a  basin  related  to  a
rifting  phase.  A  thinning-and-fining  upward  megacycle
indicates  vertical  aggradation  and  extensional  tectonic
period  of  the  re-deposited  sequence  in  the  rift  basin
(Boillot  1983;  Eberli  1987, 1988;  Enos  &  Stephens
1993;  Santantonio  1993;  Yôlmaz  1997;  Yôlmaz  &  Kork-

maz  1999;  Graziano  2000).  The  benthic  foraminiferal
packstones/grainstones  of  the  Berdiga  Formation,  lime-
stone  breccias,  calciturbidites  and  pelagic  foraminiferal
wackestones/packstones 

correspond 

to 

platform-slope

paleoenvironments,  while  siliciclastic  turbidites  of  the
Kermutdere  Formation  represent  basin  paleoenviron-
ment.

 

Tectonic  processes  have  controlled  the  platform-ta-

lus  to  basin  transition,  especially  by  the  means  of  a
structural  discontinuity  located  at  the  platform-talus
boundary.  This  faulted  margin  is  very  similar  to  rift  edg-
es  or  passive  continental  margins  (Boillot  1983;  Masse
&  Luperto-Sinni  1987;  Eberli  1988;  Altôner  et  al.  1991;
Miller  &  Heller  1994;  Rosales  et  al.  1994;  Bekta   et  al.
1995;  Yôlmaz  1997;  Bekta   et  al.  2001;  Koçyiûit  &  Al-

Fig. 6.  Structures  developed  during  the  Turonian-Coniacian  extensional  tectonic  period.  (a, b)  Monogenic  breccias/conglomerates  at
the  base  of  the  Turonian—Coniacian  re-deposited  sequence,  vertical  burrows  (c)  and    rudistid  bivalve  (d)  on  the  hardground  surface,
(e) hardground surface and red pelagic limestone, (f) neptunian dyke filled by red pelagic limestone.

background image

11

SEDIMENTARY RECORDS OF THE EXTENSIONAL TECTONIC REGIME (NE TURKEY)

Fig. 7.  Structures  developed  during  the  Santonian—Campanian  quiet  tectonic  period,  Campanian  extensional  tectonic  period  and  Maas-
trichtian (?)extensional tectonic period. (a) Contact between red pelagic limestone and siliciclastic turbidites, (b) micro-and macro-nep-
tunian  dykes  which  were  filled  by  siliciclastic  turbidites,  (c)  microscopic  view  of  the  red  pelagic  limestone,  (d, e)  micro-neptunian
dykes which are filled by siliciclastic turbidites in the pelagic foraminiferal wackestone,  (f—g) neptunian dyke in the siliciclastic turbid-
ites which were filled by overlying coarse-grained sediments.  Scale bar is 500 

µm.

tôner  2002).  On  the  other  hand,  Okay  &  ahintürk  (1997)
interpreted  this  phase  as  related  to  the  northward  em-
placement  of  an  ophiolitic  melange,  mapped  in  the
southern  parts  of  the  Eastern  Pontides.

Neptunian  dykes  are  observed  at  four  different  levels

in  the  Mesozoic  sequence.  These  levels  are  the  basement
of  the 

enköy  Formation  on  the  Hercynian  basement

(Fig. 3b),  the  basement  of  the  red  pelagic  limestones  on
the  Berdiga  Formation  (Fig. 6e,f),  the  top  of  the  red  pe-
lagic  limestones  (Fig. 7b,d,e)  and  middle  level  of  silici-
clastic  turbidites  (Fig. 7f,g).  They  are  filled  by  overlying
sediments.  This  fact  supports  the  interpretation  of  four
extensional  tectonic  regimes.

Neptunian  dykes  give  valuable  information  on  struc-

tural  dynamics.  Neptunian  dykes  from  the  Fundy  Rift
Basin,  Early  Jurassic  platform  carbonates  in  Italy,  Malm—
Early  Cretaceous  platform  carbonates  in  southern  Spain,
Triassic  in  Greece,  Liassic  in  Yugoslavia  and  Oman,  mid-
Cretaceous  sedimentary  rocks  in  Turkey  were  studied
(Füchtbauer  &  Richter  1983;  Martire  1990;  Schlische  &
Ackerman  1995;  Bekta   &  Çapkônoûlu  1997).  Winterer  &
Sarti  (1994)  explained  that  neptunian  dykes  can  develop
in  opening  cracks  that  occur  in  the  breaking,  collapsing

platform  as  a  result  of  normal  fault  systems  developing
under  the  extensional  tectonic  regime.

The  ophiolite  and  melange  slabs  were  emplaced  onto  the

southern  margin  of  the  Eastern  Pontides  during  the  Cenom-
anian—Turonian  in  the  regions  Maden  (Bayburt)  and  Kelkit,
approximalety  70—80 km  further  southeast,  indicating  that
this  period  corresponded  to  a  major  compression  (Okay  &

ahintürk  1997;  and  the  references  cited).  However  our

findings  clearly  point  to  an  extension  in  the  Gümü hane  re-
gion  during  the  same  period.  This  fact  clearly  testifies  that
some  domains  of  an  orogenic  belt  can  undergo  extension
while  the  other  parts  concurrently  undergo  compression,  as
suggested  by  McKenzie  (1978),  Kimura  &  Tamaki  (1986),
Bekta   (1986),  Uyeda  (1991),  Robinson  et  al.  (1995),  Bek-
ta   et  al.  (2001)  and  Golonka  (2004).

To  sum  up  all  these  features  point  to  an  extensional

tectonic  regime  with  temporal  cessations.

Acknowledgment:  We  thank  Prof.  Dr.  A.  Okay  and  Prof.
Dr.  M.  Gaetani  for  revision  of  the  English  and  construc-
tive  critical  reviews.  We  also  thank  Assoc.  Prof.  Dr.  C.

en  and  Prof.  Dr.  .  Çapkônoûlu  who  improved  the  En-

glish  of  the  text.

background image

12

YILMAZ and KANDEMùR

References

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—80.

Bekta  O. 1986: Paleostress trajectories and polyphase rifting in arc-

backarc of eastern Pontides. MTA Bulletin 103, 104, 1—15.

Bekta   O.,  Pelin  S.  &  Korkmaz  S.  1984:  Mantle  uprising  in  the

eastern  Pontides  back-arc  basin  and  the  concept  of  a  polyge-
netic ophiolite. I. Ketin Symposium 175—188 (in Turkish with
English  abstract).

Bekta  O., Yôlmaz C., Taslô K., Akdaû K. & Özgür S. 1995: Creta-

ceous  rifting  of  the  eastern  Pontide  carbonate  platform,  NE
Turkey,  the  formation  of  carbonate  breccias  and  turbidites  as
evidence  of  a  drowned  platform.  G. Geol.  57,  1,  2,  233—244.

Bekta  O. & Çapkônoûlu  . 1997: Neptunian dykes and block tec-

tonics in the eastern Pontides magmatic arc (NE Turkey): Im-
plication for the kinematics of the Mesozoic basins. Geosound
30, 5, 451—461 (in Turkish with English abstract).

Bekta  O.,  en C., Atôcô Y. & Köprüba ô N. 1999: Migration of the

Upper  Cretaceus  subduction  related  volcanism  towards  the
back-Arc  basin  of  the  Eastern  Pontide  magmatic  arc  (NE
Turkey).  Geol.  J.  34,  95—106.

Bekta  O., Çapkônoûlu  . & Akdaû K. 2001: Succesive extensional

tectonic  regimes  during  the  Mesozoic  as  evidences  by  neptu-
nian  dikes  in  the  Pontide  Magmatic  Arc,  Northeast  Turkey.
Int.  Geol.  Rev.  43,  840—849.

Bergougnan  H.  1987:  Etude  geologiques  dans  l’est  Anatolien.

These Universite de Pierre et Marie Curie, Paris, 1—660.

Boillot G. 1983: Géologie des marges continentales. Masson 1—138.
Cossey S.P.J. & Ehrlich R. 1979: A conglomeratic, carbonate flow

deposits,  northern  Tunisia:  a  link  in  the  genesis  of  pebbly-
mudstones.  J.  Sed.  Petrology  49,  11—22.

Dewey J.F., Pitman III, Ryan W.B.F & Bonnin J. 1973: Plate tec-

tonics  and  the  evolution  of  the  Alpine  system.  Geol.  Soc.
Amer.  Bull
.  84,  3137—3180.

Eberli  G.P.  1987:  Carbonate  turbidite  sequences  deposited  in  the

rift-basin of the Jurassic Tethys ocean (eastern Alps, Switzer-
land).  Sedimentology  34,  353—368.

Eberli  G.P.  1988:  The  evolution  of  the  southern  continental  margin

of  the  Jurassic  Tethys  Ocean  as  recorded  in  Allgäu  Formation
of  the  Austroalpine  Nappes  of  Graubünden  (Switzerland).
Eclogae  Geol.  Helv.  83,  175—214.

Enos P. & Stephens B.P. 1993: Mid-Cretaceous basin margin car-

bonates,  east  central  Mexico.  Sedimentology  40,  539—556.

Eren  M.  1983:  Geology  and  microfacies  properties  of  between

Gümü hane  and  Kale.  Karadeniz  Technical  Univ.,  Fen  Bil.
Ens.,  Master  Thesis  
(unpublished),  Trabzon,  1—197  (in  Turk-
ish with English abstract).

Eren  M.  &  Taslô  K.  2002:  Kilop  Cretaceous  hardground  (Kale-

Gümü hane,  NE  Turkey):  description  and  origin.  J.  Asian
Earth  Sci.
  20,  433—448.

Füchtbauer  H.  &  Richter  D.K.  1983:  Relation  between  submarine

fissure,  internal  breccias  and  mass  flows  during  Triassic  and
earlier rifting periods. Geol. Rdsch. 72, 1, 53—66.

Gedik ù., Kôrmacô Z., Çapkônoûlu  ., Özer E. & ve Eren M. 1996:

The  geological  development  of  Eastern  Pontides.  KTÜ
Jeoloji  Müh.  Böl.  30.  Y

ô

l  Sempozyumu  Bildiriler  Kitab

ô

,  II,

654—677 (in Turkish with English abstract).

Gedikoûlu  A.,  Pelin  S.  &  Özsayar  T.  1979:  Tectonic  evolution  of

the eastern Pontides in Mesozoic. Geocome-I, Abstracts, 68.

Görür  N.,  Tüysüz  O.,  Akyol  A.,  Sakônç  M.,  Yiûitba   E.  &  Akkök

R.  1983:  Cretaceous  red  pelagic  carbonates  of  northern  Tur-
key:  their  place  in  the  opening  history  of  the  Black  Sea.

Eclogae Geol. Helv.  36,  3,  819—838.

Graziano  R.  2000:  The  Aptian-Albian  of  the  Apulia  Carbonate

Platform  (Gargano  Promontory,  Southern  Italy):  evidence  of
palaeoceonographic  and  tectonic  controls  on  the  stratigraphic
architecture of the platform margin.  Cretaceous Research  21,
107—126.

Kandemir  R.  2004:  Sedimentary  characteristics  and  accumulation

condition  of  Early—Middle  Jurassic  aged  enköy  Formation
nearby  Gümü hane.  Karadeniz  Tech.  Univ.  PhD  Thesis,  Tra-
bzon  (unpublished),  1—274.

Ketin  ù.  1966:  Tectonic  units  of  Anatolia.  Bull.  Mineral.  Res.  Ex-

plor. Inst. Turkey 66, 22—34.

Kimura  G.  &  Tamaki  K.  1986:  Collision,  rotation  and  back  arc

spreading,  the  case  of  Okhotsk  and  Japan  Sea.  Tectonics  5,
349—401.

Koçyigit  A.  &  Altôner  D.  2002:  Tectonostratigraphic  evolution  of

the  north  Anatolian  paleorift  (NAPR):  Hettangian-Aptian
passive  continental  margin  of  the  northern  Neo-Tethys,  Tur-
key. Turkish J. Earth Sci. 11, 169—191.

Golonka  J.  2004:  Plate  tectonic  evolution  of  the  southern  margin

of Eurasia in the Mesozoic. Tectonophysics 381, 235—273.

Martire  L.  1990:  New  data  on  the  depositional  and  diagenetic  en-

vironment  of  the  ‘lumachella  a  Posidonia  alpina’  (middle  Ju-
rassic, Trenta Plateau, NE Italy). Mem. Soc. Geol. Ital. 45, 4,
119—124.

Masse  J-P.  &  Luperto-Sinni  E.  1987:  A  platform  to  basin  transi-

tion  model:  the  lower  Cretaceous  of  the  Gargano  Massif
(S-Italy). Mem. Soc. Geol. Ital. 40, 99—108.

McKenzie  D.P.  1978:  Some  remarks  on  the  development  of  sedi-

mentary basin. Earth Planet Sci. Lett. 40, 25—32.

Miller R.P. & Heller P.L. 1994: Depositional framework and con-

trols on mixed carbonate siliciclastic gravity flows: Pensylva-
nian-Permian  shelf  to  basin  transects  South  Western  Great
Basin, USA. Sedimentology 41, 1—20.

Mullins  H.T.  &  Van  Buren  H.M.  1979:  Modern  modified  carbon-

ate grain flow deposits. J. Sed. Petrology 48, 747—752.

Okay  A.I.  &  ahintürk  Ö.  1997:  Geology  of  the  Eastern  Pontides.  In:

Robinson  A.G.  (Ed.):  Regional  and  petroleum  geology  of  the
Black Sea and surrounding region. AAPG Memoir 68, 291—311.

Okay A. & Tüysüz O. 1999: Teyhyan sutures of northern Turkey.

In:  Durand  B.,  Jolivet  L.,  Horvath  F.  &  Seranne  M.  (Eds.):
The  Mediterranean  Basins:  Tertiary  extension  within  the  Al-
pine  orogen.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.  156,  475—515.

Okay A., Tansel ù. & Tüysüz O. 2001: Obduction, subduction and

collision  as  reflected  in  the  Upper  Cretaceous—Lower  Eocene
sedimentary  record  of  western  Turkey.  Geol.  Mag.  138,
117—142.

Pelin  S.  1977:  Geology  of  the  southeastern  Alucra  (Giresun)  re-

gion  regarding  the  possibilite  of  oil.  Publication  of  Karadeniz
Technical Univ
. 13, 1—103 (in Turkish).

Robinson A.G., Banks C.J., Rutherford M.M. & Hirst J.P.P. 1995:

Stratigraphic  and  structural  development  of  the  Eastern  Pon-
tides,  Turkey.  J.  Geol.  Soc.  London  152,  861—872.

Rojay  B.  &  Altôner  D.  1998:  Middle  Jurassic—Lower  Cretaceous

biostratigraphy  in  the  Central  Pontides  (Turkey):  remarks  on
paleogeography  and  tectonic  evolution.  Riv.  Ital.  Paleont.
Stratigr.
  104,  2—1,  167—180.

Rosales  I.,  Fernandez-Mendiola  P.A.  &  Garcia-Mondejar  J.  1994:

Carbonate  depositional  sequence  development  on  active  fault
block:  the  Albian  in  the  Castro  Urdiles  area,  Northern  Spain.
Sedimentology  40,  1039—1067.

Rudolph K.W., Schlager W. & Biddle K.T. 1989: Seismic models

of  a  carbonate  foreslope-to-basin  transition,  P.  Vallandro,
Dolomite Alps, N-Italy.  Geology  17,  453—456.

Santantonio  M.  1993:  Facies  association  and  evolution  of  pelagic

carbonate  platform-basin  system:  examples  from  the  Italian

background image

13

SEDIMENTARY RECORDS OF THE EXTENSIONAL TECTONIC REGIME (NE TURKEY)

Jurassic.  Sedimentology  40,  1039—1067.

Schlische  W.R.  &  Ackerman  R.V.  1995:  Kinematic  significance  of

sediment-filled  fissures  in  the  North  Mountain  Basalt,  Fundy
Rift Basin, Nova Scotia, Canada. J. Struct. Geol. 17, 987—996.

Snavely  P.D. III.  1981:  Early  diagenetic  controls  on  allochtho-

nous  carbonate  debris  flows-examples  from  Egyptian  lower
Eocene  platform-slope. AAPG Bull.  65,  995.

Szulczewski  M.,  Belka  Z.  &  Skompski  S.  1996:  The  drowning  of

a  carbonate  platform:  an  example  from  the  Devonian—Car-
boniferous  of  the  southwestern  Holy  Cross  Mountains,  Po-
land.  Sed.  Geol.  106,  1—2,  21—49.

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

a  plate  tectonic  approach.  Tectonophysics  75,  181—241.

engör  A.M.C.,  Yôlmaz  Y.  &  Sungurlu  O.  1984:  Tectonics  of  the

Mediterranean Cimmerides: nature and evolution of the west-
ern  termination  of  Palaeo-Tethys.  In:  Dixon  J.E.  &  Robert-
son  A.H.F.  (Eds.):  Geological  evolution  of  the  Eastern
Mediterranean.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.  17,  77—112.

Taslô  K.  1991:  Stratigraphy,  paleogeography  and  micropalaeonto-

gy of Upper Jurassic—Lower Cretaceous carbonate sequence in
the  Gümü hane  and  Bayburt  areas  (NE  Turkey).  Unpublished
Ph Thesis,
 Karadeniz Technical Univ. 1—223 (in Turkish).

Taslô K. & Özsayar T. 1997: Stratigraphy and paleoenvironmental

setting  of  the  Albian-Campanian  deposits  within  the
Gümü hane  province  (Eastern  Pontides,  NE  Turkey).  TPJD

Bull. 9, 1, 13—29 (in Turkish with English abstract).

Tokel  S.  1972:  Stratigraphical  and  volcanic  history  of  the

Gümü hane  region  (NE  Turkey).  PhD  Thesis,  Univ.  College
1—153,  London.

Uyeda  S.  1991:  The  Japanese  island  arc  and  the  subduction  pro-

cess.  Episodes  14,  3,190—198.

Winterer  E.L.  &  Sarti  M.  1994:  Neptunian  dykes  and  associated

features  in  southern  Spain:  mechanics  of  formation  and  tec-
tonic  implications.  Sedimentology  41,  1109—1132.

Yôlmaz  C.  1997:  Sedimentological  records  Cretaceous  platform-

basin  transition  Gümü hane  region  (NE  Turkey).  Geologie
Mediterraneenne
  24,  1—2,  125—135.

Yôlmaz  C.  2002:  Tectono-sedimentary  records  of  the  Mesozoic

basin  in  the  Gümü hane  and  Bayburt  areas.  Geol.  Bull.  Tur-
key
 45, 1, 141—165 (in Turkish with English abstract).

Yôlmaz  C.  &  Korkmaz  S.  1999:  Basin  development  in  the  eastern

Pontides,  Jurassic  to  Cretaceous,  NE  Turkey.  Zbl.  Geol.
Palaeont.  Teil  I
,  H  10—12,  1485—1494.

Yôlmaz  C.  &  Kandemir  R.  2003:  enköy  Formation:  A  new  for-

mation name. 3. Stratigrafi Çal

ô

tay

ô

 Bildiri Özleri, 14, Ankara

(in Turkish with English abstract).

Yôlmaz  Y.,  Tüysüz  O.,  Yiûitba   E.,  Genç  .C.  &  engör  A.M.C.

1997:  Geology  and  tectonic  evolution  of  the  Pontides.  In:  Rob-
inson A.G. (Ed.): Regional and petroleum geology of the Black
Sea  and  surrounding  region.  AAPG  Memoir  68,  183—226.