background image

www.geologicacarpathica.com

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, JUNE 2014, 65, 3, 241—253                                                              doi: 10.2478/geoca-2014-0014

Introduction

Paleosols from fluvio-lacustrine settings in Central Anatolia
are  still  unknown.  What  we  know  about  them  is  limited  to
some  contributions  from  Atabey  et  al.  (1998),  Küçükuysal
(2011),  Küçükuysal  et  al.  (2012).  However,  much  more  at-
tention  was  devoted  to  the  Mediterranean  paleosols  around
Adana and Mersin in the south of Turkey. Paleosols and re-
lated calcretes are widespread throughout Turkey, for exam-
ple, in Southern Anatolia in Adana (Kapur et al. 1987, 1990,
1993, 2000; Atalay 1996), in Mersin (Eren 2007; Eren et al.
2008;  Kadir  &  Eren  2008;  Eren  &  Hat

l

po˘glu-Ba˘gc

l

  2010;

Eren 2011) and in Central Anatolia in K

l

r ehir (Atabey et al.

1998; Gürel & Kadir 2006, 2008) in Cappadocia and in An-
kara (Küçükuysal 2011 and Küçükuysal et al. 2012). The age
of the calcretes in Southern Anatolia was determined by ESR
and TL (Özer et al. 1989; Atalay 1996) and in Central Anato-
lia by ESR (Küçükuysal et al. 2011).

Paleosols have been thought to be very complex structures,

but  they  are  actually  just  soils  formed  on  a  landscape  of  the
past (Kraus 1999). According to the paleopedological point of
view  of  Retallack  (2001),  soil  has  a  definition  of  a  material
forming the surface of a planet or similar body and altered in
place from its parent material by physical, chemical or bio-
logical  processes.  Due  to  their  structures  and  properties,  as
Morozova (1995) summarized, paleosols provide complex in-
formation about (i) soil processes shaping the soil profile itself
during pedogenesis in the warm interglacials and interstadials,

Mineralogical, geochemical and micromorphological

evaluation of the Plio-Quaternary paleosols and calcretes

from Karahamzal

l

, Ankara (Central Turkey)

CEREN KÜÇÜKUYSAL

1

 and SELIM KAPUR

2

1

General Directorate of MTA, Geological Research Departement, Building G, Room: 204, 06800 Çankaya, Ankara, Turkey;

kucukuysal09@yahoo.com.tr

2

Çukurova University, Department of Soil Science, 01330 Balcal

l

, Adana, Turkey;  kapurs@cu.edu.tr

(Manuscript received September 13, 2013; accepted in revised form March 11, 2014)

Abstract: We present the mineralogical, micromorphological, and geochemical characteristics of the paleosols and
their carbonates from Karahamzal

l

, Ankara (Central Turkey). The paleosols include calcretes of powdery to nodular

forms  and  alternate  with  channel  deposits.  The  presence  of  pedofeatures,  such  as  clay  cutans,  floating  grains,
circumgranular cracks, MnO linings, secondary carbonate rims, traces of past bioturbation and remnants of root frag-
ments are all the evidence of pedogenesis. Bw is the most common soil horizon showing subangular-angular blocky to
granular or prismatic microstructures. Calcretes, on the other hand, are evaluated as semi-mature massive, nodular,
tubular or powdery forms. The probable faunal and floral passages may also imply the traces of life from when these
alluvial deposits were soil. The presence of early diagenetic palygorskite and dolomite together with high salinization,
high calcification and low chemical index of alteration values are evidence of the formation of calcretes under arid and
dry conditions. 

δ

13

C compositions of the carbonates ranging from —7.11 ‰ to —7.74 ‰ VPDB are comformable with the

world pedogenic carbonates favouring the C4 vegetation; likely 

δ

18

O compositions of the carbonates are between —3.97 ‰

and —4.91 ‰ which are compatible with the paleosols formed under the influence of meteroic water in the vadose zone.

Key words: Calcrete, paleosol, Central Anatolia, Plio-Quaternary, stable isotope, Aridity.

(ii) natural processes which characterize the transition to cold
semicycles  (glacial  stages)  and  (iii)  diagenetic  processes.
Therefore, paleosols and paleosol carbonates are widely used
as sources of evidence for paleoclimatology studies. Paleosol
carbonates – the calcretes or caliches – are very important
materials  for  interpreting  especially  the  semi-arid  to  arid  cli-
matic conditions of the past (James 1972; Goudie 1973, 1983;
Tucker 1991). This study uses the definition of calcretes de-
fined by Wright & Tucker (1991) that calcrete is a near sur-
face,  terrestrial  accumulation  of  predominantly  calcium
carbonate, which occurs in a variety of forms from powdery to
nodular  to  highly  indurated,  resulting  from  the  cementation
and  displacive/replacive  introduction  of  calcium  carbonate
into soil profiles, bedrock and sediments in areas where va-
dose  and  shallow  phreatic  groundwaters  become  saturated
with  respect  to  calcium  carbonate.  The  mineralogical  and
chemical  composition  of  pedogenic  phyllosilicates,  which
form in a soil through alteration of detrital clays or by primary
precipitation, are strongly controlled by the chemical activity
of the soil solution, which in turn is influenced by the amount
and seasonality of rainfall (Buol et al. 1997; Tabor 2002). This
relationship clearly manifests the sensitivity of clay minerals
to  the  climatic  conditions  at  the  time  of  formation.  The
geochemical characteristics of the paleosols and their carbon-
ates are clearly important proxies revealing the climatic his-
tory of the soil. The recent studies on paleosol geochemistry
(Nesbitt  &  Young  1982;  Maynard  1992;  Retallack  1997,
2001;  Sheldon  &  Tabor  2009)  stated  that  different  proxies

background image

242

KÜÇÜKUYSAL and KAPUR

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

based on geochemical analyses can be used to infer the pe-
dogenic processes revealing the effect of chemical weather-
ing in paleosols.

The  study  area  is  in  the  south  of  Ankara  around  Karaha-

mzal

l

 village. The paleosol section with calcretes of low- to

medium  maturity  begins  to  be  visible  around  Lake  Mogan
towards Kulu, Konya. All the way along the Konya road, red
coloured paleosols with calcretes could be recorded. There-
fore, the areal distribution of this paleosol continues towards
the  southern  part  of  Ankara.  Towards  southern  Turkey,  pa-
leosols  become  more  reddish  with  calcretes  of  medium-  to
high  maturity  level.  These  paleosols  from  the  southern  part
are  well-studied,  and  this  points  to  a  strong  need  for  such
studies of Central Anatolian paleosols.

The purpose of this study is (i) to explain the field charac-

teristics of Plio-Quaternary paleosols and calcretes in Kara-
hamzal

l

,  Central  Anatolia,  (ii)  to  reveal  their  mineralogical

compositions  with  their  micromorphological  properties  de-
fining  the  Pedogenic  and  diagenetic  features  and  (iii)  to
present oxygen and carbon isotope analysis of the carbonates
to emphasize their potential to reconstruct the climatic con-
ditions  during  the  Plio-Pleistocene  in  the  region.  In  this  re-
spect,  we  employed  mineralogical,  micromorphological,
geochemical  and  stable  isotopic  proxies  all  together  to  de-
fine the characteristics of the paleosols and also to evaluate
the Plio-Quaternary paleoclimates in Central Anatolia.

Materials and methods

The  Karahamzal

l

  site  in  Ankara  was  selected  as  the  most

appropriate setting to study paleosol development for obtain-
ing  high  resolution  and  reliable  proxy  data.  The  paleosols
were  investigated  on  the  basis  of  colour  changes  and  mot-
tling revealing the horizon developments. The calcrete mor-
phologies  and  the  contact  relationships  between  calcretes
and the paleosols were also recorded during the field studies.
22  samples  from  paleosols  and  their  carbonates  (calcretes)
were collected from the newly exposed fresh surfaces of our-
crops/road  cuts  and  also  by  means  of  drilling  operations.
The  drilling  operation  for  Karahamzal

l

  section  was  accom-

plished from the ground to a depth of 27 m. The soil colours
were determined by the Munsell Colour Scale in the field un-
der  moist  conditions.  The  thin  sections  of  the  Karahamzal

l

samples  were  prepared  according  to  Retallack  (2001)  and
Fitzpatrick (1993) at the Thin Section Preparation Laboratory
in  the  Department  of  Geology  at  the  University  of  Western
Ontario,  Canada.  15  appropriate  samples  were  selected  and
analysed  for  their  palinological  compositions  by  Dr.  Zühtü
Bat

l

. The mineralogical analysis was conducted by the X-Ray

Diffraction  equipment  at  the  Department  of  Earth  Sciences
in the University of Western Ontario and Scanning Electron
Microscope at the Central Laboratory, Middle East Technical
University.  Randomly-oriented  powdered  samples  and  the
clay-fraction  samples  were  mounted  on  glass  slides  and
scanned  using  a  Rigaku  diffractometer  (45 mA,  160 kV),
equipped  with  Co-K

α radiation. Randomly-oriented samples

were scanned from 2° to 42° 2

Θ, using a step size of 0.02° 2Θ,

and  a  scan  rate  of  10°  2

Θ/min;  and  air-dried  and  ethylene

glycol solvated samples were scanned from 2° to 32° 2

Θ, us-

ing  a  step  size  of  0.01°  2

Θ,  and  a  scan  rate  of  1°  2Θ/min.

Combined  procedures  of  Thorez  (1976),  Jackson  (1979),
Brindley & Brown (1980), Tucker (1988) and Moore & Rey-
nolds  (1989),  were  followed  during  the  preparation  of  the
randomly-oriented  powder  and  the  saturated  slides  (for  the
clay minerals) for x-ray diffraction. Ca, K and Mg-saturated
and glycerol solvated slides were prepared for each soil clay-
size  sample  and  x-rayed  at  room  temperature,  whereas  the
K-saturated samples  were also x-rayed after heating to 300 °C
and 500 °C. Isotope analysis (

δ

13

C and 

δ

18

O analyses of the

carbonates) was performed at the Laboratory for Stable Iso-
tope Science in the Department of Earth Sciences at the Uni-
versity of Western Ontario. A multiprep device coupled to a
VG Optima dual inlet stable isotope ratio mass spectrometer
was  used  for  this  procedure.  For  the  determinations  of  the
geochemical compositions of the paleosols and their carbon-
ates, the ICP-AES technique was employed by ACME Labo-
ratories,  Canada.  The  soil  properties  under  the  microscope
were all defined in the Soil Laboratories of the Soil Science
Department  of  the  Çukurova  University.  Selected  Au-Pd
high  vacuum  coated  samples  were  studied  under  the  scan-
ning  electron  microscope  in  the  Central  Laboratory  of  the
Middle East Technical University by a QUANTA 400F Field
Emission  Scanning  Electron  Microscope  at  1.2 nm  resolu-
tion. The Energy Dispersive X-ray Spectrometer (EDX) was
also employed to obtain the chemical analysis of the specific
locations on the undisturbed samples.

Geological setting, paleosol/calcrete description

and the depositional environment

The study area is located in the southwest of Ankara, near

the Karahamzal

l

 village (39°16’30.56” N and 32°57’30.70” E)

(Fig. 1A). The geology of the area was obtained by the field
studies  conducted  by  Akçay  et  al.  (2008).  The  stratigraphic
section drawn in this study combines both this study and the
field  descriptions  of  this  paper.  The  geological  map  of  the
study  area  is  given  in  Fig. 1B.  The  oldest  unit  is  the
Dizilita lar  Formation  of  the  Paleocene—Early  Eocene,
which  is  composed  of  turbiditic  conglomerate,  sandstone,
claystone  and  resifal  limestone  blocks.  The  Çayraz  Forma-
tion  of  the  Middle  Eocene  unconformably  overlies  the
Dizilita lar Formation. It was deposited as conglomerate and
sandstone in shallow marine and deep marine environments
of  turbiditic  conglomerate-limestones.  Conformable  above,
the  I

·

ncik  Formation  was  deposited  as  an  alternation  of

evaporitic,  continental  conglomerate,  sandstone,  mudstone
at  the  bottom  and  gypsum-anhydrite  and  mudstone  at  the
middle, cross-laminated conglomerate and sandstones at the
top. The evaporitic unit of this formation is called the Sekili
evaporate member. The age of the formation is Late Eocene—
Oligocene. The Central Anatolian Group, which has a wide-
spread occurrence in the region, was unconformably overlain
by the Late Eocene—Oligocene units. This formation consists
of  conglomerate,  sandstone,  mudstone,  gypsum,  anhydrite
and limestone – ignimbrite intercalations. It is a continental
unit  of  Middle  Miocene-Pliocene  age.  The  coeval  I

·

nsuyu

background image

243

PLIOCENE-QUATERNARY PALEOSOLS AND CALCRETES FROM KARAHAMZALI (CENTRAL TURKEY)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

Formation was a product of a lacustrine environment where
carbonate  deposition  was  high.  The  Kozakl

l

  Limestone

Member  was  deposited  as  lacustrine  limestone  of  the  Late
Miocene age. The Gölba

l

 Formation of Pliocene age uncon-

formably overlies the Miocene units and is formed from allu-
vial fan and fluvial deposits. The youngest units in the study
area are the Quaternary alluvium deposits (Fig. 1B).

The road cut located in the Karahamzal

l

 village is the sam-

pling site of this study (Fig. 2A). The studied section which is
39 m deep is in the continental rock units of the Gölba

l

 For-

mation  which  is  composed  of  grey,  red  and  brown  coloured,

unconsolidated,  poly-origin  conglomerate,  sandstone  and
mudstone. The soil features (e.g. soil horizons, soil structures
and  traces  of  biological  activity)  of  the  reddish  brown
mudrocks are the attributes designating the paleosols with cal-
cretes. Küçükuysal (2011) stated that the presence of pedofea-
tures,  such  as  clay  cutans,  floating  grains,  circumgranular
cracks, MnO linings, secondary carbonate rims, traces of past
bioturbation  and  remnants  of  root  fragments  clarify  that  the
studied reddish alluvial deposits are paleosols and the carbon-
ate  concretions  are  their  calcretes.  The  paleosol  layers  have
sharp  upper  contacts  with  the  overlying  channel  deposits
(Fig. 2B).  The  calcretes  are  massive,  nodular,  tubular  and
powdery in form and show downward transitional gradations
(Fig. 2A). In total a 39 m succession is recorded in the study
area (Fig. 3). Red-brownish coloured fine grained mudstones
with carbonate accumulations alternate with channel deposits.

The  columnar  section  defines  the  stratigraphic  relation  of

the lithologies with their field observations, soil morphologies
and  Munsell  Colours  (Fig. 3).  The  lowermost  unit  is  the

Fig. 1.  A  –  Map  of  Turkey  showing  the  location  of  Ankara  and
Karahamzal

l

;  B  –  Geological  map  of  the  study  area  representing

the positions and the ages of the lithological units and the location
of the Karahamzal

l

 section (Dönmez et al. 2008).

Fig. 2. A – Field view of the studied section in which red coloured
alluvial  deposits  together  with  calcrete  formations  alternating  the
channel conglomerates; B – Field view of the paleosols with sharp
upper contacts with the channel deposits (the hammer is 33 cm long).

background image

244

KÜÇÜKUYSAL and KAPUR

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

Fig. 3.  Columnar  section  of  Karahamzal

l

section  with  field  descriptions  and  soil
properties.

background image

245

PLIOCENE-QUATERNARY PALEOSOLS AND CALCRETES FROM KARAHAMZALI (CENTRAL TURKEY)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

Mio-Pliocene Evciler Basalt (Dönmez et al. 2008), where un-
conformably  above  this  unit,  brownish  red  coloured  mud-
stones/paleosols  alternate  with  channel  deposits  up  to  4 m
depth.  However,  the  paleosols  are  divided  into  3  separate
groups in terms of their macrostructures through the section.
The first group from bottom to 13 m depth has almost only
subangular blocky ped structure with a relatively low amount
of faunal and floral passages. The recorded Munsell colours
of the units within this range are 5YR 7/2 and 5YR 6/3. Cal-
cretes have sharp upper contact and transitional lower contact
with  the  old  soils.  Their  poorly  developed  profiles  include
calcretes  varying  from  powdery  to  nodular  (Fig. 3).  From
13 m to 4 m depth, the second group of paleosols was deter-
mined with both subangular blocky and prismatic ped struc-
tures. They become more reddish relative to the lower levels
and  still  show  alternation  with  channel  deposits  (Fig. 3).
This group of paleosols has more faunal and floral passages
with  respect  to  the  lower  paleosols  but  illustrates  the  same
contact  features.  The  Munsell  colours  observed  within  this
range  for  paleosols  and  their  carbonates  are  7.5YR  8/2,
2.5YR 3/4, 5YR 7/2, 7.5YR 7/3 and 5YR 6/3. At the top of
the  section,  paleosols  become  more  reddish  in  colour  with
subangular  blocky,  prismatic  and  also  granular  structural
units.  Faunal  and  floral  passages  are  the  largest  within  this
range. The Munsell colours recorded area 5YR 5/3, 7.5YR 5/3,
2.5YR 4/4, 5YR 6/3, 7.5YR 6/3 (Fig. 3). The youngest unit
is  the  recent  soil  deposit  observed  with  red  colour  and  high
carbonate accumulation. The age of the calcretes in this suc-
cession was interpreted as Plio-Quaternary based on the strati-
graphic  position  of  the  paleosols  and  the  comparative  age  of
the underlying volcanic unit together with the stratigraphically
coeval  paleosols  in  Bala,  where  the  calcretes  were  dated  as
Middle Pleistocene (Küçükuysal et al. 2011) (Fig. 3).

Results

Mineralogy

Almost  all  of  the  paleosol  samples  contained  quartz  and

feldspar as the detrital non-clay component. However, calcite
and  dolomite  are  oppositely  present.  Non-clay  minerals
(quartz, feldspar, calcite and dolomite) were identified within
a size fraction of less than 63 µm. Quartz was determined by
the presence of 2 prominent peaks at 4.27 Å and 3.34 Å. Feld-
spars, however, were determined by the most intense peak at
3.2 Å. Calcite was determined with a sharp and intense peak at
3.03 Å  and  dolomite  with  2.89 Å.  According  to  the  peak  in-
tensities of the minerals on the XRD diagrams of the Karaha-
mzal

l

  section,  the  relative  amounts  of  the  non-clay  minerals

and the total amount of clay minerals within the bulk compo-
sition were calculated according to the method of Gündo˘gdu
(1982) (Table 1). According to this method, the intensity fac-
tors  of  0.35,  0.74,  1.62,  1  and  14.63  were  used  for  quartz
(3.34 Å),  calcite  (3.04 Å),  feldspar  (3.18—3.20 Å),  dolomite
(2.89 Å) and total clay minerals (4.53 Å), respectively. Quartz
is  present  throughout  the  section,  but  it  shows  a  decreasing
trend towards the upper part of the section and reaches almost
a constant value close to the upper levels. Its abundance varies

Sample Quartz  Calcite  Feldspar  Dolomite 

Clay Total 

U13 

4.1 0.0  0.0 52.3 

43.6 

100.00 

U12 

11.9 0.0  0.0  0.0 

88.1 

100.00 

U11 

8.5 0.0  0.0  0.0 

91.5 

100.00 

U10 

2.6 1.7  0.0 66.3 

29.4 

100.00 

U8 

6.4 2.2  0.0  4.1 

87.3 

100.00 

U7 

3.0 0.0  0.0 46.9 

50.1 

100.00 

U6C 

3.9 0.0  0.0 49.1 

47.0 

100.00 

U6S 

6.6 0.0  5.8  0.0 

87.6 

100.00 

U5 

6.1 0.0  5.2 29.8 

59.0 

100.00 

U4 

6.2 0.0  11.2 19.5 

63.0 

100.00 

U3 

9.5 0.0  5.5  0.0 

85.0 

100.00 

U2 

5.2 0.0  0.0 33.2 

61.5 

100.00 

U1 

7.1 0.0  3.6  0.0 

89.2 

100.00 

A1 

6.3 0.0  0.0 43.1 

50.6 

100.00 

A2 

11.2 0.0  4.2  0.0 

84.6 

100.00 

A3 

6.6 0.0  0.0 49.3 

44.0 

100.00 

A4 

7.4 0.0  0.0 17.6 

75.0 

100.00 

A5 

8.8 3.4  0.0  0.0 

87.7 

100.00 

A6 

8.7 3.7  0.0 37.0 

50.6 

100.00 

A7 

8.1 0.0  9.9  0.0 

82.0 

100.00 

A14 

9.8 0.0  3.4  0.0 

86.8 

100.00 

A15 

6.4 0.0  0.0 23.7 

69.9 

100.00 

K-1 

4.4 3.5  11.2  8.3 

72.6 

100.00 

K-2 

4.3 6.4  9.0  4.6 

75.6 

100.00 

K-4 

4.8 0.0  3.7 57.7 

33.7 

100.00 

K-5 

3.3 0.0  6.7 29.3 

60.7 

100.00 

K-6 

5.0 3.5  8.4  0.0 

83.1 

100.00 

K-9 

3.3 0.0  6.5 21.6 

68.5 

100.00 

K-12 

5.0 25.5  10.7 

0.0 58.8 

100.00 

K-13 

4.9 3.0  8.1  3.9 

80.1 

100.00 

K-15 

4.5 3.7  7.7  4.6 

79.5 

100.00 

K-16 

2.8 0.0  10.7  0.0 

86.4 

100.00 

K-19 

5.6 0.0  0.0  0.0 

94.4 

100.00 

K-21 

4.6 0.0  7.9  5.4 

82.1 

100.00 

K-24 

5.5 0.0  7.5  0.0 

87.0 

100.00 

K-27 

5.5 3.4  0.0  5.7 

85.3 

100.00 

K-30 

3.9 12.8 

8.1 

6.9 68.2 

100.00 

K-33 

4.2 11.3 

7.9 

4.2 72.4 

100.00 

K-35 

5.0 3.3  7.7  0.0 

84.1 

100.00 

K-37 

4.3 2.9  6.9  0.0 

85.9 

100.00 

K-39 

4.1 3.2  7.1  0.0 

85.6 

100.00 

K-40 

4.5 4.0  0.0  0.0 

91.5 

100.00 

K-41 

0.0 3.1  43.9  0.0 

53.0 

100.00 

Table 1: Semi-quantitative analysis of bulk composition of samples
from the Karahamzal

l

 section.

from 2.6 to 11.6 %. Dolomite appears in the lower parts of the
section at a very low quantity and then is absent at some lev-
els. However, it shows an increasing trend towards the upper
part of the section where calcite is absent. The abundance of
dolomite varies from a maximum of 66.3 % to a minimum of
3.4 %. Dolomite is found with calcite only at the bottom of the
section. This trend was checked and confirmed by XRD and
also by the staining test under the microscope. Feldspars, like
calcite, are much more abundant at the bottom of the section
and  occur  at  lower  values  close  to  the  upper  levels.  Their
abundance ranges from 3.4 % to 11.2 % through the section.
Total clay mineral amounts gathered from XRD diagrams are
generally higher than 40 %. The minimum value for clay min-
eral abundance is 33.7 % and the maximum is 94.4 %.

The  clay-fraction  of  the  studied  samples  of  Karahamzal

l

section  reveals  the  presence  of  smectite,  chlorite,  kaolinite,
illite and palygorskite in a decreasing order in the Karahamzal

l

background image

246

KÜÇÜKUYSAL and KAPUR

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

section.  Smectite,  the  dominant  clay  mineral  found  in  the
section is present in all samples including K-41 (the basaltic
body). It was identified by the 12 Å—14 Å peaks which shift
to  17 Å  by  ethylene  glycol  solvation.  Mg-saturation  and
glycerol  solvation  techniques  yield  detailed  information  on
the  type  of  the  swelling  clay  minerals,  where  the  smectite
peak  at  14.2 Å  remains  stable  at  14.2 Å—14.3 Å  reflections
(Küçükuysal 2011). This behaviour is typical of the beidel-
lite type smectite minerals (Thorez 1976). This was also con-
firmed  by  Ca-saturation  at  relative  humidity  of  54 %  and
Ca-saturation with glycol solvation treatments. The smectite
of this section has a 14.2 Å reflection at Ca-saturation at rel-
ative humidity of 54 % which shifts to 17 Å peak by Ca-sat-
uration  and  glycol  solvation.  Smectite  collapsed  to  10.1 Å
reflection 

by 

K-saturation 

and 

heating 

treatments

(Küçükuysal  2011).  Kaolinite  and  chlorite  are  the  two  clay
minerals present in all samples except the basaltic rock (K-41)
underlying  the  paleosols.  Kaolinite  and  chlorite  have  some
reflections  overlapping  each  other.  However,  as  Thorez
(1976)  stated,  chlorites  have  strong  d(001)  at  14 Å  and
d(003)  at  4.7 Å  peaks,  which  do  not  occur  in  kaolinites.
Also, heating to 550 °C for an hour causes dehydroxylation
of the hydroxide sheet which is seen as an increase in the in-
tensity  of  the  d(001)  reflection  of  chlorites  (Moore  &  Rey-
nolds 1989). Heating to 550 °C in K-saturated samples or in
unsaturated  samples  causes  the  collapse  of  kaolinite  where
chlorite would still have the 14 Å and 7.3 Å reflections.

Illite is the easiest to differentiate from others. Its basal re-

flections are stable with all treatments and heatings. Therefore,
10 Å d(001) remains constant throughout the saturations. It is
almost absent in the lower section samples but appeared with
its 10 Å reflection in the upper section samples at low quan-
tity. The other mineral present in the clay fraction of the sam-
ples  is  palygorskite.  It  is  easily  recognized  with  its  10.4 Å
—10.5 Å  reflection.  This  peak  collapses  to  10.1 Å  by  heating
to 550 °C. To overcome the peak-wise confusion on the pres-
ence of palygorskite with illite, SEM studies were also carried
out to reveal its fibrous morphology and particular interwoven
crystal orientation (Fig. 4). The presence of palygorskite is in-
dispensably  valuable  in  paleoclimatic  studies  where  it  is  ac-
cepted as proxy data for the reconstruction of the paleoclimate
of the region in this study.

The  peak  intensities  of  the  clay  minerals  in  the  Karaha-

mzal

l

 section were used to quantify the amounts of smectite,

chlorite,  kaolinite,  illite  and  palygorskite.  The  method  of
Biscaye  (1965)  was  followed  during  the  calculation  of  the
relative amounts of the clay minerals (Table 2). According to
this  method,  1,  1,  2,  0.5  and  1  are  used  as  intensity  factors
for  kaolinite  (7 Å),  chlorite  (14 Å),  illite  (10 Å),  smectite
(17 Å)  and  palygorskite  (10.4 Å),  respectively.  Smectite
shows enrichments and depletions. Its highest content is al-
most 100 % at the bottom of the section but it shows deple-
tion up the section reaching almost an abundance of 8.7 %.
Kaolinite and illite, the detrital phases, plot almost the same
trends on the diagrams. Kaolinite abundance ranges between
3.2 % and 25.6 %; similarly illite has 4.3 % to 38.9 % abun-
dance through the section. Chlorite, the other detrital mineral
found in the section, shows an opposite trend with respect to
kaolinite and illite. Its lowest value is 11.1 %, whereas it is

 Smectite  Chlorite  Palygorskite  Kaol. 

Illite SUM 

U-13 

68.9 16.2 

0.0 

9.5 5.4 

100.0 

U-12 

– –

 

 

 

 

 

U-11 

– –

 

 

 

 

 

U-10 

22.4 17.9 

37.3  13.4 9.0 

100.0 

U-8 

19.5 16.1 

16.1  20.7 

27.6 

100.0 

U-7 

29.5 17.6 

13.2  20.3 

19.4 

100.0 

U-6S 

44.5 21.1 

0.0  16.7 

17.6 

100.0 

U-6C 

43.6 23.6 

0.0  18.2 

14.5 

100.0 

U-5 

45.4 26.4 

6.2  11.5 

10.6 

100.0 

U-4 

53.1 25.5 

0.0  11.2 

10.2 

100.0 

U-3 

8.7 14.2 

47.2  15.7 

14.2 

100.0 

U-2 

27.8 27.8 

0.0  19.4 

25.0 

100.0 

U-1 

15.6 17.7 

15.6  30.2 

20.8 

100.0 

A-1 

41.7 25.0 

5.8  14.2 

13.3 

100.0 

A-4 

31.3 20.5 

22.3  17.0 8.9 

100.0 

A-5 

14.8 15.1 

19.4  20.6 

30.1 

100.0 

A-6 

28.4 18.2 

11.9  17.5 

23.9 

100.0 

A-7 

23.3 20.9 

8.7  22.7 

24.4 

100.0 

A-14 

32.9 21.7 

4.7  21.7 

19.0 

100.0 

A-15 

43.9 21.9 

8.8  16.7 8.8 

100.0 

K-1 

20.3 51.1 

10.5 

9.0 9.0 

100.0 

K-2 

34.1 33.0 

8.8  11.0 

13.2 

100.0 

K-5 

40.9 34.1 

6.8 

9.1 9.1 

100.0 

K-6 

21.2 15.4 

13.5  26.9 

23.1 

100.0 

K-9 

42.5 30.0 

7.5  10.0 

10.0 

100.0 

K-12 

23.1 20.5 

0.0  25.6 

30.8 

100.0 

K-13 

22.2 11.1 

5.6  22.2 

38.9 

100.0 

K-15 

47.1 17.6 

11.8  11.8 

11.8 

100.0 

K-16 

0.0 84.6 

0.0  15.4 0.0 

100.0 

K-19 

30.0 20.0 

13.3  10.0 

26.7 

100.0 

K-21 

36.7 23.3 

10.0  10.0 

20.0 

100.0 

K-24 

33.3 27.5 

11.8  11.8 

15.7 

100.0 

K-27 

40.7 25.9 

7.4  11.1 

14.8 

100.0 

K-30 

44.9 29.0 

0.0  14.5 

11.6 

100.0 

K-33 

37.5 18.8 

0.0  18.8 

25.0 

100.0 

K-35 

69.0 13.8 

6.9 

3.4 6.9 

100.0 

K-37 

57.4 19.7 

6.6 

3.3 

13.1 

100.0 

K-39 

64.9 17.5 

7.0 

3.5 7.0 

100.0 

K-40 

67.7 16.1 

6.5 

3.2 6.5 

100.0 

K-41 

100.0 0.0 

0.0  0.0 

0.0 

100.0 

Table 2:  Semi-quantitative  analysis  of  clay  fraction  of  samples
from the Karahamzal

l

 section.

Fig. 4. SEM image on the bridge-like morphology of palygorskite
fibres in paleosols of the Karahamzal

l

 section.

background image

247

PLIOCENE-QUATERNARY PALEOSOLS AND CALCRETES FROM KARAHAMZALI (CENTRAL TURKEY)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

84.6 % at maximum in the section. Palygorskite plots exactly
an opposite trend line to smectite and chlorite. The best line
for palygorskite abundance through the section shows an in-
creasing  trend  towards  the  top  of  the  section.  It  starts  with
4.7 %  abundance  and  reaches  a  maximum  of  47.2 %.  The
dolomite  stochiometry  study  was  done  by  Küçükuysal
(2011) and the dolomites were evaluated as low to moderate
for Ca-rich types and secondary dolomites.

Micromorphology

The  cementing  material  of  the  paleosols  is  fine  grained

carbonate mineral, the size of which possibly suggests rela-
tively rapid precipitation. The grains are formed from mineral
and  rock  fragments.  They  have  subangular  to  subrounded
edges  implying  that  the  source  of  those  clasts  is  not  so  far
away from their provenance. The carbonate nodules are also
common  in  the  calcretes  of  the  Karahamzal

l

  section.  The

mineral  and  rock  fragments,  voids  and  dissolution  channels
are  surrounded  by  carbonate  minerals  which  are  a  typical
feature  of  calcretes  (Fig. 5A).  Manganese  dioxide  coatings
also rim some grains and also occur as dense compound in-
fillings (Fig. 5B) and loose discontinuous clusters within the
voids (Fig. 5C). Cracks and faunal passages in the calcretes
are  filled  by  coarse  grained  carbonate  minerals.  Carbonate
nodules, as distinctive features of paleosols and their carbon-
ates,  and  some  voids  are  surrounded  by  carbonate  minerals
having distinct sharp and angular edges as dog-tooth cement.
The presence of root fragments was also observed within the
paleosols (Fig. 5D).

Calcretes developed within the reddish-brown coloured pa-

leosols in the Karahamzal

l

 section have a distinct similar co-

lour to the paleosols as a primary feature which can easily be
interpreted as being part of the soil profile. The arrangement
of the peds within the lower horizons of the Karahamzal

l

 suc-

cession integrates from a subangular blocky to prismatic struc-
ture. The peds are bound by angular and subrounded surfaces.
Through the upper levels of the succession, the shapes of the
peds change to subangular blocky and to granular, where pri-
mary  peds  are  more  or  less  similar  in  size,  and  secondary
smaller  ones  indicate  more  advanced  physical  soil  formation
than the lower layers. In general, the microstructure of the pa-
leosols  within  the  Karahamzal

l

  succession  are  subangular

blocky to granular and prismatic (Fig. 5E). The peds of the pa-
leosols  (measure  of  the  degree  to  which  adjacent  faces  are
moulds  of  each  other)  are  also  well  accommodated  in  the
lower levels of the succession, but vary from partial to unac-
commodated towards the upper parts of the succession.

One  of  the  important  pedofeatures  in  paleosols  of  the

Karahamzal

l

  section  are  the  clay  coatings,  clay  skins  or  the

so called clay cutans (Fig. 5F).  The coatings are found as il-
luviated  clay  features  in  the  paleosol  matrix.  Polysynthetic
quartz  grains,  feldspar  surfaces  with  weathering  features,
rock fragments of volcanic origin, cherts, clastic sedimentary
rocks, basaltic and metamorphic rocks are observed as float-
ing grains in thin sections. Other pedofeatures observed are
the coatings and infills of MnO

2

 along with carbonate miner-

als.  Additionally,  the  secondary  carbonate  linings  are  also
accepted as important features of paleosols and their carbon-

ates. The Karahamzal

l

 succession is a good example for pa-

leosols and calcretes, both having secondary carbonate rims
around  floating  grains,  voids  and  carbonate  nodules.  This
fabric feature indicates the presence of pedogenic formation
in the calcretes of the Karahamzal

l

 succession. The geomet-

ric relationship of the U-shaped voids within the calcretes of
the Karahamzal

l

 succession directly implies the evidence of

the presence of past bioturbation. This is a prime phenome-
non for classifying the calcretes of the study as beta calcretes
according to Tucker (1991).

Geochemistry

The  mineralogical  and  chemical  compositions  of  the  pa-

leosols  are  strongly  controlled  by  the  geochemistry  of  the
soil  solution.  Therefore,  the  geochemical  characteristics  of
the  paleosols  and  their  carbonates  can  be  employed  as  im-
portant proxies revealing the climatic history of the soil. The
studies  on  paleosol  geochemistry  (Retallack  1997,  2001;
Sheldon & Tabor 2009) stated that different proxies based on
geochemical analyses can be used to infer the pedogenic pro-
cesses revealing the effect of chemical weathering in paleo-
sols  (Table 3  in  Küçükuysal  et  al.  2012).  The  whole  rock
geochemical  analysis  of  the  samples  from  the  Karahamzal

l

section  is  already  listed  in  Table 7.2  in  Küçükuysal  2011
(p. 151). In this context, salinization should reflect the pref-
erential removal of sodium relative to potassium in the sur-
face  horizons,  where  The  Na

2

O/K

2

O  ratio  of  salinization

ranges from 0.1 to 0.41 for the Karahamzal

l

 samples (Fig. 6).

The increase towards the upper horizons is evidence of eva-
poration indicating a consequent water movement in the pa-
leosols.  Salinization  for  the  arid-climatic  conditions  should
be  greater  than  1,  however,  in  this  case,  it  reaches  a  maxi-
mum  of  almost  0.6  without  passing  a  reference  standard
(Fig. 6). Calcification reflected in the (CaO + MgO/Al

2

0

3

) ra-

tio has a minimum value of 0.6 and maximum of 15.9. It is
high  in  calcretes  and  low  in  paleosol  levels  throughout  the
section with increasing calcification values towards the sur-
face (Fig. 6).

The  other  paramater  is  the  clayeyness  suggesting  a  clay

accumulation rate varying from 0.14 to 0.22 which can be re-
garded  as  almost  constant  throughout  the  profile  with  a de-
pletion  trend  towards  the  top  of  the  section  in  calcrete
horizons  (Fig. 6).  The  plot  of  relative  base  loss  vs.  depth  re-
flects the removal of mobile cations from the surface horizons
and their accumulation at depth. Relative base loss values for
the Karahamzal

l

 section range from 0.06 to 1.28 documenting

the medium to high weathering of the paleosols and the leach-
ing  of  carbonates  throughout  the  section  (Fig. 6).  Leaching
values are consistent with the earlier studies in that it is high in
paleosol levels and very low in calcrete levels. The values of
leaching for the Karahamzal

l

 Section range from 0.43 to 2.92

(Fig. 6). Normally leaching values are expected to be greater
than  2  in  well-drained  soils  with  Na  and  K  concentrations
well correlated with the leaching trends. This is the case for
the  Karahamzal

l

  section  since  it  is  seasonally  well-drained;

the leaching values in paleosols are high. In arid conditions,
the  leaching  values  decrease  leading  to  the  precipitation  of
calcium and magnesium carbonates.

background image

248

KÜÇÜKUYSAL and KAPUR

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

To  measure  the  degree  of  chemical  weathering,  a  value

can  be  obtained  by  calculating  the  chemical  index  of  alter-
ation  (CIA)  of  the  section  in  terms  given  by  Nesbitt  &
Young  (1982)  using  molecular  proportions  of  some  ele-

Fig. 5. Photomicrographs: A – of two almost parallel void spaces surrounding a rock fragment and filled with sparry carbonate including
MnO

2

 clusters; B – dense and continuous infilling of MnO

2

 within a void space and around a feldspar fragment within a calcrete sample of

the Karahamzal

l

 succession; C – clusters of broken/beaded MnO

2

 coatings within a void space in a calcrete sample from the Karahamzal

l

succession with probable organic infill; – plant parts and faecal excrements within the U-11 paleosol sample of Karahamzal

l

 succession;

– Subangular blocky microstructure and well accommodated ped structure of the paleosols within the Karahamzal

l

 succession; – pedo-

feature of clay coatings.

ments. The higher the value, the more intense is the weather-
ing. The CIA values of paleosols range from 73.42 to 82.97
for  the  Karahamzal

l

  section  (Fig. 6).  This  suggests  that  the

paleosols  were  affected  intensively  by  weathering.  Another

background image

249

PLIOCENE-QUATERNARY PALEOSOLS AND CALCRETES FROM KARAHAMZALI (CENTRAL TURKEY)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

measure for the chemical index of alteration is CIA-K which
omits  the  K  addition.  This  value  ranges  from  80.70  to  92.6
for soils which are very similar to CIA values (Fig. 6). Con-
sidering  50  as  CIA  and  CIA-K  standard  for  paleosols,  the
studied paleosol samples are greater than 50, implying a high
degree of chemical weathering for paleosols. The Mg index
is also used to assess the weathering affect on paleosols and
is  calculated  as  35  to  63.4  for  paleosols,  which  are  almost
consistent with the CIA and CIA-K values (Fig. 6).

Weathering  trends  can  be  displayed  on  an  Al

2

O

3

CaO+Na

2

O—K

2

O  (A-CN-K)  triangular  plot  of  Nesbitt  &

Young  (1984,  1989).  Rollinson  (1993)  summarized  the
trends  on  an  A-CN-K  triangular  diagram  as  follows:  Initial
stages of weathering form a trend parallel to the CN-A side
of  the  diagram,  whereas  advanced  weathering  shows  a
marked  loss  in  K

2

O  as  compositions  move  towards  the

Al

2

O

3

 apex. The trend follows mixing lines representing the

removal of alkalis and Ca in solution during the breakdown
of  first  plagioclase  and  then  potassium  feldspar  and  ferro-
magnesian silicates. Deviations from such trends can be used
to infer chemical changes resulting from diagenesis or meta-
somatism  (Nesbitt  &  Young  1984,  1989).  The  paleosols  of
the Karahamzal

l

 section plot a trend line on the A-CN-K tri-

angular  diagram  (Fig. 7).  The  paleosols  show  a  weathering
trend  line  slightly  parallel  to  the  CN-A  side  of  the  diagram
with a small deviation towards the loss of K. This implies the
very early stages of diagenesis.

Stable isotope geochemistry

Stable isotope results are measured relative to a standard,

VSMOW or VPDB. They are expressed with delta notation
(

δ) in parts per thousand (‰ or per mil). The isotopic com-

position  of  carbonates  in  the  Karahamzal

l

  section  exhibit  a

narrow range in 

δ

13

C composition from —7.11 ‰ to —7.74 ‰

and  a  relatively  narrower  range  in 

δ

18

O  composition  from

—3.97 ‰ to —4.91 ‰ (Table 3). Upward lower values in 

δ

13

C

were observed at the U10, U6C, A1, A6 and A15 levels, but
δ

13

C was enriched in the U7 and A3 levels of calcretes of the

Karahamzal

l

 section. An almost parallel trend to 

δ

13

C is ob-

served  in 

δ

18

O  composition  through  the  section  in  that  it

Fig. 6.

 Molecular 

weathering 

ratios 

calculated 

and 

chemical 

index 

of 

alteration 

values 

of 

the 

Karahamzal

l

 paleosols 

and 

carbonates.

Fig. 7. Karahamzal

l

 samples on the A-CN-K triangular plot of Nes-

bitt & Young (1984, 1989).

background image

250

KÜÇÜKUYSAL and KAPUR

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

shows upward depletions and enrichments at the same levels
with 

δ

13

C  except  U6.  Therefore,  it  can  be  mentioned  that  a

good  covariance  is  observed  between 

δ

13

C  and 

δ

18

O  values

of carbonates in the Karahamzal

l

 section. The ranges of sta-

ble isotope values are typical of a meteoric vadose environ-
ment  (James  &  Choquette  1990).  The  measured  carbon
isotope compositions of calcretes are close to the isotope val-
ues  typical  for  the  soil  carbonate  formed  from  organic  CO

2

produced predominantly by C4 vegetation cover and support
a  pedogenic  or  shallow  groundwater  origin  (Bajnoczi  et  al.
2006). The 

δ

18

O values are also in the range of normal conti-

nental soil carbonate (Cerling 1984) and do not indicate pre-
cipitation  from  evolved  groundwater.  The 

δ

18

O  enrichment

at  the  top  of  the  section  is  well-correlated  with  the  water
evaporation process. The increase in 

δ

13

C and 

δ

18

O values of

carbonates  implies  an  increase  in  the  temperature.  Such  an
arid and warmer climate favour the increase in C4-vegetation
flora together with greater input of atmospheric CO

2  

into the

profile  and  results  in  higher 

δ

13

C

carbonate

  and 

δ

18

O

carbonate

(Cerling 1984; Alam et al. 1997; Andrews et al. 1998).

 

δ

13

δ

18

δ

18

Sample VPDB 

VSMOW 

VPDB 

U-5 

–7.4 26.4 –4.4 

A-4 

–7.7 26.2 –4.6 

U-7 

–7.3 26.2 –4.6 

U-6c 

–7.6 26.3 –4.4 

A-6 

–7.6 26.3 –4.5 

U-2 

–7.6 26.4 –4.4 

A-15 

–7.8 25.7 –5.0 

A-1 

–7.7 26.5 –4.2 

A-3 

–7.1 26.8 –3.9 

U-10 

–7.7 25.9 –4.9 

U-13 

–7.5 26.0 –4.7 

Table 3: 

δ

13

C and 

δ

18

O isotope compositions of the samples from

the Karahamzal

l

 section.

Evaluation of the proxies

Palygorskite has a general increasing pattern up to the sec-

tion  indicating  increasing  aridity  (Fig. 8).  At  the  same  time,
smectite  shows  a  general  decreasing  pattern  towards  the  top
(Fig.

 

8).  Dolomite,  similar  to  palygorskite  has  a  general  in-

creasing trend towards the top of the section, becoming abun-
dant  in  the  calcrete  levels  (Fig.

 

8).  As  smectite  decreases  in

amount,  palygorskite  becomes  enriched,  possibly  suggesting
the smectite weathering as one of the sources of Mg for the pa-
lygorskite formation (Fig.

 

8). It is also somewhat true for do-

lomite  (for  the  formation  of  dolomite,  Mg  is  also  needed)
abundance that where the amount of smectite decreases, dolo-
mite becomes abundant. Therefore, this trend also implies that
smectite may also be one of the Mg sources for dolomite for-
mation. In addition, scanning electron images of the palygors-
kites in the Karahamzal

l

 section show that palygorskites cover

the  dolomites  and  form  bridge-like  structures  (Fig.

 

4).  This

also confirms the formation of palygorskite from the soil solu-
tion enriched in Mg. Dolomites are generally found within the
pore spaces with rhombohedral forms and covered with pa-
lygorskites implying that they were formed before palygors-
kite  formations.  It  is  possible  to  accept  that  the  secondary
minerals, palygorskite and dolomite were formed during the
process of paleosol development by modification due to the
compaction-derived  diagenesis.  Under  normal  pedogenic
circumcitances, presence of such mineral may be utilized for
the paleoclimatic reconstructions. Their relative abundances
through the section may well indicate the climatic conditions
during the soil development (Fig.

 

8).

Molecular  weathering  ratios  of  the  paleosols  and  calcretes

of the Karahamzal

l

 section display different trends. These val-

ues fluctuate between paleosol and calcrete levels. Calcifica-
tion  and  salinization  are  very  similar  in  both  and  increase
towards  the  upper  sections.  This  implies  increasing  aridity
with increasing temperature (Fig.

 

8). The chemical indexes of

Fig. 8. Interpretation of all proxy data from the Karahamzal

l

 section

(grey areas show possible arid and dry periods).

background image

251

PLIOCENE-QUATERNARY PALEOSOLS AND CALCRETES FROM KARAHAMZALI (CENTRAL TURKEY)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

the alteration values of CIA-K are parallel to the alteration val-
ues of MgI. These values are high within the paleosol levels
(Fig.

 

8). The highest values are greater than 50 which suggest

the occurrence of a medium degree of weathering within the
paleosols. The alteration values only show a decreasing trend
at the top where recent soil is occupied (Fig.

 

8).

As Nesbitt & Young (1982) stated, chemical weathering is

mainly  controlled  by  moisture  and  temperature.  The  stable
patterns  of  the  element  records  of  the  Karahamzal

l

  section

indicate  that  a  wet  climate  occurs  in  enhanced  chemical
weathering conditions during the pluvial periods, while a dry
climate favours the formation of calcretes during interpluvials.

There is a positive correlation between 

δ

18

O and 

δ

13

C val-

ues of the paleosol carbonates which indicates closed environ-
mental conditions (Fig. 8). These are also consistent with the
constant  provenance  values  of  trace  elements  (Küçükuysal
2011)  suggesting  that  there  was  no  additional  influx  to  the
system during the deposition of the units in the Karahamzal

l

section. This leads to the development of sedimentary units
with similar characteristics.

Different  generations  of  carbonates  with  almost  stable

geochemical  composition  conditions  were  detected.  The
δ

13

C values ranging around —7 ‰ indicate high input of 

δ

13

C

from  lower  soil  respiration  rates  in  dry  seasons  which  typi-
cally  correlates  with  the  vegetation  cover  dominated  by  C4
plants  and  are  accompanied  by  higher 

δ

18

C  values  due  to

evaporation (Driese & Mora 1993).

It is clear in Figure 8 that if all proxies are compared, it is

possible  to  conclude  that  the  dry  and  wet  periods  alternate
through  the  paleosol  sequence,  in  which  dry  periods  favour
an increase in palygorskite and dolomite with higher isotope
signatures, while wet periods favour an increase in smectite
and  decrease  in  molecular  weathering  ratios  (Fig. 8).  It  is
clear that the studied section shows an alternation from wet
to dry conditions led by pluvials and interpluvials favouring
the  formation  of  red-brownish  coloured  paleosols  and  their
carbonates. All this evidence points to the view that the for-
mation of carbonates may have occurred under early diage-
netic  conditions  during  the  shallow  burial  of  the  paleosols
under arid and dry climatic conditions.

Brief summary of the Eastern Mediterranean

Quaternary climatic archives

Turkish  continental  records  of  Quaternary  climates  are

well listed in Nicoll & Küçükuysal (2012). Lake Van (Wick et
al. 2003; Litt el al. 2009), Eski Ac

l

göl (Woldring & Bottema

2003; Roberts et al. 2011) and Konya Basin (Fontugne et al.
1999; Roberts et al. 1999) have climatic archives through the
Quaternary  while  Lake  Abant  (Bottema  et  al.  1993—1994;
Roberts  et  al.  2011),  Gölhisar  (Eastwood  et  al.  1999)  and
Sofular  Cave  (Göktürk  et  al.  2011)  only  passed  the  Ho-
locene.  The  Eastern  Mediterranean  continental  climate  ar-
chives like Lake Mirabad (Stevens et al. 2006; Roberts et al.
2011), Qunf Cave (Fleitmann et al. 2007), Lake Lisan (Bartov
et al. 2003; Kolodny et al. 2005), Jeita Cave (Verheyden et
al. 2002; Göktürk et al. 2011), Soreq Cave (Bar-Matthews et
al. 2003; Göktürk et al. 2011) and Lake Zeribar (Stevens et

al.  2001;  Wasylikowa  et  al.  2006)  also  passed  through  the
Quaternary.

Like  the  isotopic  covariance  in  the  central  and  southern

Turkey with eastern Mediterranean Carbonates, this property
was  also  identified  in  the  carbonates  of  southern  Europe
(Sorbas  Basin,  Karlich  Rhine  Valley,  Elsterian  Loess,  Hol-
steinian  Paleosol,  Carbonates  from  Crete)  (Candy  et  al.
2012). The studied calcretes have the stable isotopic composi-
tions implying the formation controlled by the same environ-
mental  factors.  As  Candy  et  al.  2012  suggested  for  the
Mediterranean carbonates, aridity appears to be the major con-
trol on both 

δ

18

O and 

δ

13

C values in the studied soil carbon-

ates  with  evaporation  and  CO

degassing.  This  is  confirmed

with the low leaching values during the dry seasons favouring
the formation of carbonate rich soil and/or calcretes.

Conclusion

The pedofeatures determined in the alluvial deposits of the

studied section contribute to understanding the development
of the paleosols and the relevant formation of the calcretes in
the  Karahamzal

l

  section.  This  study  reveals  that  there  is  a

consistency  between  the  isotope  values,  the  mineralogical
compositions,  the  geochemical  and  micromorphological
characteristics of the paleosols and calcretes throughout the
Karahamzal

l

 section.

The  microstructural  units  of  the  paleosols  and  calcretes

point  the  formation  in  the  vadose  zone  of  the  depositional
environment,  where  the  semi-mature  dolomite  bearing  cal-
cretes  with  biological  activity  are  also  present.  Considering
the  age  of  the  paleosols  as  Late  Pliocene—Pleistocene,  it  is
possible to conclude that the calcretes in Karahamzal

l

 section

formed almost at the same time as the calcretes in Bala, Cen-
tral  Anatolia  (Küçükuysal  et  al.  2012).  Therefore,  the  cli-
mates  of  the  Late  Pliocene—Pleistocene  in  the  Karahamzal

l

section  favour  the  formation  of  the  paleosols  and  their  cal-
cretes  during  the  fluctuations  from  arid  and  dry  to  humid
and wet conditions with mainly C4 vegetation.

Acknowledgments:  This  study  is  a  part  of  a  PhD  Thesis
completed by the author, which was financially supported by
TÜBI

·

TAK  under  the  Project  of  106Y172.  The  author  is

grateful to Prof. Dr. Fred J. Longstsaffe from the University
of Western Ontario, Canada, for his help during mineralogi-
cal  and  stable  isotope  analysis  of  the  samples  And  last  but
not  the  least  Prof.  Dr.  Asuman  Türkmeno˘glu  has  devoted
much effort on all occasions as the adviser of the thesis. The
reviewers  of  this  manuscript  are  kindly  acknowledged  for
their constructive comments.

References

Akçay  A.E.,  Dönmez  M.,  Kara  H.,  Yergök  A.F.  &  Esentürk  K.

2008: Geological Maps of Turkey in 1 : 100,000 scale, K

l

r ehir

J-30  Sheet.  [1 : 100,000  ölçekli  Türkiye  Jeoloji  Haritalar

l

K

l

r ehir J-30 Paftas

l.

MTA Publ., Ankara, No. 91.

Alam M.S., Keppens E. & Paepe R. 1997: The use of oxygen and

background image

252

KÜÇÜKUYSAL and KAPUR

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

carbon  isotope  composition  of  pedogenic  carbonates  from
Pleistocene  palaeosols  in  NW  Bangladesh,  as  palaeoclimatic
indicators. Quarter. Sci. Rev. 16, 161—168.

Andrews  J.A.,  Singhvi  A.K.,  Kailath  A.J.,  Kuhn  R.,  Dennis  P.F.,

Tandon  S.K.  &  Dhir  S.P.  1998:  Do  stable  isotope  data  from
calcrete  record  Late  Pleistocene  monsoonal  climate  variation
in the Thar Desert of India? Quat. Res. 50, 240—251.

Atabey  E.,  Atabey  N.  &  Kara  H.  1998:  Sedimentology  of  caliche

(calcrete) occurrences of the K

l

r ehir region. Bull. Miner. Res.

Explor. 120, 69—80.

Atalay I. 1996: Palaeosols as indicators of the climatic changes dur-

ing Quaternary period in S Anatolia. J. Arid Environments 32,
23—35.

Bajnóczi B., Horváth Z., Demény A. & Mindszenty A. 2006: Stable

isotope geochemistry of calcrete nodules and septarian concre-
tions  in  a  Quaternary  ‘red  clay’  paleovertisol  from  Hungary.
Isotopes in Environmental and Health Studies 42, 335—350.

Bar-Matthews M., Ayalon A., Gilmour M., Matthews A. & Hawkes-

worth C.J. 2003: Sea-land isotopic relationships from planktonic
foraminifera and speleothems in the Eastern Mediterranean re-
gion and their implication for palaeorainfall during interglacial
intervals. Geochim. Cosmochim. Acta 67, 3181—3199.

Bartov Y., Goldstein S.L., Stein M. & Enzel Y. 2003: Catastrophic

arid  episodes  in  the  Eastern  Mediterranean  linked  with  the
North Atlantic Heinrich events. Geology 31, 439—442.

Biscaye  P.E.  1965:  Mineralogy  and  sedimentation  of  recent  deep

sea  clay  in  the  Atlantic  Ocean  and  adjacent  seas  and  oceans.
Geol. Soc. Amer. Bull. 76, 803—832.

Bottema S., Woldring H. & Aytu ˘g B. 1993—1994: Late Quaternary

vegetation  history  of  northern  Turkey. Palaeohistoria  35,  36,
13—72.

Brindley  G.W.  1980:  Quantitative  X-ray  analyses  of  clays.  In:

Brindley G.W. & Brown  G.  (Eds.): Crystal structures of clay
minerals  and  their  X-ray  identification.  Miner.  Soc.,  Mono-
graph
 5, 411—438.

Buol S.W., Hole F.D., McCracken R.J. & Southard R.J. 1997: Soil

genesis  and  classification.  Iowa  State  University  Press,  Mes-
Ames
, IA, 1—527.

Candy I., Adamson K., Gallant C.E., Whitfield E. & Rope R. 2012:

Oxygen and carbon isotopic composition of Quaternary meteo-
ric carbonates from western and southern Europe: their role in
palaeoenvironmental  reconstruction.  Palaeogeogr.  Palaeocli-
matol. Palaeoecol. 
326—328, 1—11.

Cerling  T.E.  1984:  The  stable  isotope  composition  of  modern  soil

carbonate and its relationship to climate. Earth Planet. Sci. Lett.
71, 229—240.

Driese  S.G.  &  Mora  C.I.  1993:  Physico-chemical  environment  of

pedogenic carbonate formation in Devonian vertic palaeosols,
central Appalachians, USA. Sedimentology 40, 199—216.

Eastwood  W.J.,  Roberts  N.,  Lamb  H.F.  &  Tibby  J.C.  1999:  Ho-

locene environmental change in southwest Turkey: A palaeo-
ecological  record  of  lake  and  catchment-related  changes.
Quarter. Sci. Rev. 18, 671—696.

Eren M. 2011: Stable isotope geochemistry of Quaternary calcretes

in the Mersin area, southern Turkey – A comparison and im-
plications for their origin. Chemie der Erde 71, 31—37.

Eren  M.,  Kadir  S.,  Hatipo˘glu  Z.  &  Gül  M.  2008:  Quaternary  cal-

crete development in the Mersin area, southern Turkey. Turkish
J. Earth Sci
. 17, 763—784.

Fitzpatrick E.A. 1993: Soil microscopy and micromorphology. John

Wiley and Sons Ltd., 1—304.

Fleitmann D., Burns S.J., Mangini A., Mudelsee M., Kramers J. &

Villa  I.  2007:  Holocene  ITCZ  and  Indian  monsoon  dynamics
recorded  in  stalagmites  from  Oman  and  Yemen  (Socotra).
Quarter. Sci. Rev. 26, 170—188.

Fontugne M., Kuzucuo˘glu C., Karabiyiko˘glu M., Hatté C. & Pastre

J.F.  1999:  From  Pleniglacial  to  Holocene:  a 

14

C  chronostrati-

graphy of environmental changes in the Konya Plain, Turkey.
Quarter. Sci. Rev. 18, 573—591.

Goudie  A.S.  1973:  Duricrusts  in  tropical  landscapes.  Clarendon

Press, Oxford, 1—174.

Goudie  A.S.  1983:  Calcrete.  In:  Goudie  A.S.  &  Pye  K.  (Eds.):

Chemical  sediments  and  geomorphology.  Academic  Press,
London, 93—131.

Göktürk O.M., Fleitmann D., Badertsscher S., Cheng H., Edwards

R.L., Leuenberger M., Fankhauser A., Tüysüz O. & Kramers J.
2011: Climate on the southern Black Sea coast during the Ho-
locene:  implications  from  the  Sofular  Cave  record.  Quarter.
Sci. Rev. 
30, 2433—2445.

Gündo˘gdu M.N. 1982: Geological, mineralogical and geochemical

investigation  of  the  Bigadiç  Neogene  volcano-sedimentary
sedimentary basin. PhD Thesis, Hacettepe University, Ankara,
Turkey, 1—368 (unpublished).

Gürel A. & Kadir S. 2006: Geology, mineralogy and origin of clay

minerals  of  the  Pliocene  Fluvial-Lacustrine  deposits  in  the
Cappadocian  Volcanic  Province,  Central  Anatolia,  Turkey.
Clays and Clay Miner. 54, 555—570.

Jackson  M.L.  1979:  Soil  chemical  anaylsis-advanced  course.  2nd

edition. Published by the author, Madison, Wisconsin, U.S.A.,
1—895.

James N.P. 1972: Holocene and Pleistocene calcareous crust (caliche)

profiles: Criteria for subaerial exposure. J. Sed. Petrology 42,
817—836.

James  N.P.  &  Choquette  P.W.  1990:  Limestones  –  the  sea  floor

diagenetic  environment.  In:  Mcireath  A.  &  Morrow  D.W.
(Eds.): Diagenesis. Geosci. Canada Report Ser. 4, 13—34.

Kapur  S.,  Çavu gil  V.S.  &  Fitzpatrick  E.A.  1987:  Soil-calcrete

(caliche) relationship on a Quaternary surface of the Çukurova
Region,  Adana  (Turkey).  In:  Federoff  N.,  Bresson  L.M.  &
Courty M.A. (Eds.): Soil micromorphology. Assoc. Francaise
pour L’Etude du sol
, Paris, 597—603.

Kapur S., Yaman S., Gökçen S.L. & Yeti  C. 1993: Soil stratigraphy

and Quaternary caliche in the Misis area of the Adana Basin,
southern Turkey. Catena 20, 431—445.

Kapur  S.,  Çavu çugil  V.,  enol  M.,  Gürel  N.  &  Fitzpatrick  E.A.

1990: Geomorphology and pedogenetic evolution of Quaternary
calcretes  in  the  northern  Adana  Basin  of  southern  Turkey.
Z. Geomorphology, N.F. 34, 1, 49—59.

Kapur S., Saydam C., Akça E., Çavu gil V.S., Karaman C., Atalay I.

& Özsoy T. 2000: Carbonate pools in soil of the Mediterranean:
a case study from Anatolia. In: Lal R., K

l

mble J.M., Eswaran H.

&  Stewart  B.A.  (Eds.):  Global  climate  change  and  pedogenic
carbonates. Lewis Publishers, Boca Raton, Florida, 187—212.

Kolodny Y., Stein M. & Machlus M. 2005: Sea-rain-lake relation in

the Last Glacial East Mediterranean revealed by 

δ

18

O—

δ

13

C Lake

Lisan aragonites. Geochim. Cosmochim. Acta 69, 4045—4060.

Kraus M.J. 1999: Paleosols in clastic sedimentary rocks: their geo-

logic significance. Earth Sci. Rev. 47, 41—70.

Küçükuysal C. 2011: Palaeoclimatological approach to Plio-Quater-

nary paleosol-calcrete sequences in Bala and Gölba

l

 (Ankara) by

using mineralogical and geochemical proxies. METU PhD The-
sis
, Middle East Technical University, Ankara, Turkey, 1—246.

Küçükuysal C., Türkmeno˘glu A.G. & Kapur S. 2013: Multi-proxy

evidence of Mid-Pleistocene dry climates observed in calcretes
in Central Turkey. Turkish J. Earth Sci., 469—483.

        Doi: 10.3906/yer—1201—5
Küçükuysal C., Engin B., Türkmeno˘glu A.G. & Ayda  C. 2011: ESR

dating of calcrete nodules from Bala, Ankara (Turkey): Prelimi-
nary results. Applied Radiation and Isotopes 69, 492—499.

Litt  T.,  Krastel  S.,  Sturm  M.,  Kipfer  R.,  Örçen  S.,  Heumann  G.,

Franz S.O., Ülgen U.B. & Niessen F. 2009: “PALAEOVAN”
International Continental Scientific Drilling Program, (ICDP):

background image

253

PLIOCENE-QUATERNARY PALEOSOLS AND CALCRETES FROM KARAHAMZALI (CENTRAL TURKEY)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 3, 241—253

Results of a recent site survey and perspectives. Quat. Sci. Rev.
28, 1555—1567.

Maynard J.B. 1992: Chemistry of modern soils as a guide to inter-

preting precambrian paleosols. J. Geol. 100, 279—289.

Moore D.M. & Reynolds J.R. 1989: X-ray diffraction and the iden-

tification  and  analysis  of  clay  minerals.  Oxford  University
Press
, Oxford, 1—332.

Morozova T.D. 1995: Identification of paleosol types and their appli-

cability  for  paleoclimatic  reconstruction.  GeoJournal  36,  2—3,
199—205.

Nesbitt H.W. & Young G.M. 1982: Early Proterozoic climates and

plate motions inferred from major element chemistry of lutites.
Nature 299, 715—717.

Nesbitt H.W. & Young G.M. 1984: Prediction of some weathering

trends  of  plutonic  and  volcanic  rocks  based  thermodynamic
and  kinetic  considerations.  Geochim.  Cosmochim.  Acta  48,
1523—1534.

Nesbitt  H.W.  &  Young  G.M.  1989:  Formation  and  diagenesis  of

weathering profiles. J. Geol. 97, 129—147.

Nicoll K. & Küçükuysal C. 2013: Emerging multi-proxy records of

Late  Quaternary  Palaeoclimate  dynamics  in  Turkey  and  the
surrounding region. Turkish J. Earth Sci. 22, 126—142.

Özer A.M., Wieser A., Göksu H.Y., Müller P., Regulla D.F. & Erol

O.  1989:  ESR  and  TL  age  determination  of  caliche  nodules.
Int. J. Radiation Applications and Instrument; Part A – Applied
Radiation and Isotopes
 40, 1159—1989.

Retallack G.J. 1997: A colour guide to paleosols. Wiley, Chichester,

1—175.

Retallack G.J. 2001: Soils of the past. Blackwell, Oxford, 1—600.
Roberts  C.N.,  Eastwood  W.J.,  Kuzucuo˘glu  C.,  Fiorentino  G.  &

Caracuta V. 2011: Climatic, vegetation and cultural change in
the  eastern  Mediterranean  during  the  mid-Holocene  environ-
mental transition. The Holocene 21, 147—162.

Roberts  N.,  Black  S.,  Boyer  P.,  Eastwood  W.J.,  Griffiths  H.I.,

Lamb  H.F.,  Leng  M.J.,  Parish  R.,  Reed  J.M.,  Twigg  D.  &
Yigitbasuiglu  H.  1999:  Chronology  and  stratigraphy  of  late
Quaternary sediments in the Konya basin, Turkey: results from
the KOPAL project. Quat. Sci. Rev. 18, 611—630.

Sheldon N.D. & Tabor N.J. 2009: Quantitative paleoenvironmental

and  paleoclimatic  reconstruction  using  paleosols.  Earth  Sci.
Rev.
 95, 1—52.

Stevens L.R., Wright Jr. H.E. & Ito E. 2001: Proposed changes in

seasonality of climate during the Late-glacial and Holocene at
Lake Zeribar, Iran. The Holocene 11, 747—756.

Stevens L.R., Ito E., Schwalb A. & Wright Jr. H.E. 2006: Timing of

atmospheric  precipitation  in  the  Zagros  Mountains  inferred
from  a  multi-proxy  record  from  Lake  Mirabad,  Iran.  Quat.
Res
. 66, 494—500.

Tabor N.J. 2002: Paleoclimate isotopic proxies derived from Paleo-

zoic, Mesozoic, Cenozoic Paleosols and modern soils. Univer-
sity of California, PhD Thesis
, Davis, California, 1—213.

Thorez  J.  1976:  Practical  identification  of  clay  minerals.  Lelotte,

Dison, Belgium, 1—89.

Tucker M.E.  1991:  Sedimentary  petrology:  An  introduction  to  the

origin  of  sedimentary  rocks.  Blackwell  Science,  Oxford,
viii+260.

Tucker M. 1988: Techniques in sedimentology. Blackwell Scientific

Publications, Oxford, 1—394.

Verheyden  S.,  Nader  F.,  Cheng  H.,  Edwards  L.  &  Swennen  R.

2008: Palaeoclimate reconstruction in the Levant region from
the geochemistry of a Holocene stalagmite from the Jeita cave,
Lebanon. Quat. Res. 70, 368—381.

Wasylikowa K., Witkowski A., Walanus A., Hutorowicz A., Alexan-

drowicz  S.W.  &  Langer  J.L.  2006:  Palaeolimnology  of  Lake
Zeribar,  Iran,  and  its  climatic  implications.  Quat.  Res.  66,
477—493.

Wick L., Lemcke G. & Sturm M. 2003: Evidence of late glacial and

Holocene climatic change and human impact in eastern Anato-
lia: high-resolution pollen, charcoal, isotopic and geochemical
records  from  the  laminated  sediments  of  Lake  Van,  Turkey.
The Holocene 13, 665—675.

Woronick  R.W.  &  Land  L.S.  1985:  Late  burial  diagenesis,  Lower

Cretaceous Pearsall and Lower Glenn Rose Formations, South
Texas. Soc. Econ. Paleont. Mineral., Spec. Publ. 36, 265—275.

Wright  V.P.  &  Tucker  M.E.  1991:  Calcretes.  Blackwell  Scientific

Publications, Oxford, 1—351.