T.C.
ANKARA ÜNİVERSİTESİ
BİLİMSEL ARAŞTIRMA PROJESİ
KESİN RAPORU
Proje Başlığı
Adana Havzası
KB’sında Miyosen Birimlerinin Ortamsal Analizi ve Petrol Jeolojisi Açısından
İncelenmesi
Proje Yürütücüsünün İsmi
Dr. Aynur
BÜYÜKUTKU
Proje Numarası
20010705043
Başlama Tarihi
12.03.2001
Bitiş Tarihi
12.3.2003
Rapor Tarihi
12.6.2003
Ankara
Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri
Ankara - "2003"
Adana Havzası KB’sında Miyosen
Birimlerinin Ortamsal Analizi ve Petrol Jeolojisi Açısından İncelenmesi
ÖZET:
Bu proje kapsamında Adana Havzası kuzeybatısında yer alan Miyosen birimlerinin petrol potansiyeli arazi gözlemlerinden yararlanılarak belirlenmiştir. Araiden derlenen numuneler laboratuvar analizlerine tabi tutulmuştur.
Kuzgun formasyonu kumtaşları ve Karaisalı formasyonuı kireçtaşlarının sedimantolojik ve sedimanter petrografik özellikleri optik mikroskop yardımıyla belirlenmiştir. Karaisalı kireçtaşlarının mikrofasiyes analizi yapılmıştır. Bu çalışmanın amaçlarından birisi Kuzgun Formasyonu kumtaşı ve Karaisalı Formasyonu kireçtaşlarının diyajenetik tarihçesinin ve rezervuar özelliklerinin belirlenmesi olmuştur. Bu amaçla numuneler üzerinde X-Ray ve elektron mikroskop analizleri yapılmıştır. Bu çalışmada X-Ray analizleri diyajenetik yorumlamada göreceli mineral bolluklarını belirlemede yardımcı olmuştur. Ayrıca numuneler üzerinde porozite permeabilite ve kapiler basınç analizleri yapılarak hazne kaya özellikleri belirlenmiştir. Sonuç olarak Kuzgun Formasyonu kumtaşları ve Karaisalı formasyonu kireçtaşlarının hazne kaya özelliğinde oldukları belirlenmiştir.
Yapılan organik jeokimya analiz sonuçlarına göre Güvenç formasyonu şeyllerinin petrol değil gaz türetebileceği fakat hidrokarbon türetebilecek olgunluğa henüz erişmediği belirlenmiştir.
Ayrıca iz fosiller
yardımı ile Kuzgun Formasyonu kumtaşlarının ortam analizi yapılmıştır.
Environment Analyses of the
Miocene aged Units of the northwest Adana Basin and
Petroleum Geology Investigation
Abstract:
In the project, petroleum potential of Miocene aged sediments which located at northeast Adana Basin were determined by using otcrop data. Oucrop samples were studied in the loboratuvary.Sedimentologic and sedimentary petrografic properties of Kuzgun Formation sandstones and Karaisalı Formation limestones were determined by using optical microscopy. Microfacies analyses were made on sample of Karaisalı limestones. The other object of this project is to define diagenetic history and reservoir quality of the Kuzgun sandstones and Karaisalı limestones. X-Ray diffractometry and scanning electron microscopy data were also used to interpret the diagenetic history. X-Ray diffraction analyses data (not shown) were used relative abundances of minerals as aid to diagenetic interpretation.
In addition reservoir rock properties were determined by using porosity, permeability and capilarity pressure analyses. As a result it was determined that the Kuzgun and Karaisalı Formations were having reservoir rock properties.
In accordance with the organic geochemical analyses result: determinations were done about shale of Güvenç Formation might be a little hydrocarbon in general.
In addition environment analyses of Kuzgun Formation sandstones were done by using thrace fossils.
GİRİŞ:
Adana
Havzası Miyosen
birimlerinin petrol potansiyeli ile ilgili bu proje çalışması 3 ayrı bölüm
olarak sunulmuştur.
Bölüm:1
Petrol Hazne Kaya Fasiyesleri
A) Adana Havzası’nda yer alan Miyosen yaşlı Kuzgun Formasyonu kumtaşlarının
Diyajenezi ve Hazne kaya (rezervuar) özellikleri
B) Karaisalı Formasyonu kireçtaşlarının hazne kaya (rezervuar) özellikleri
Bölüm:2
Petrol Ana Kaya Fasiyesleri
Güvenç formasyonunun ana kaya değerlendirmeleri
Bölüm:3
Kuzgun
formasyonunun iz fosiller yardımıyla ortamsal analizinin yapılması
Bu bölümlere geçmeden önce Adana Havzası’nın petrol jeolojisi açısından önemi,
genel jeolojisi ve stratigrafisi hakkında genel bir bilgi vermekte yarar görüyorum.
Adana Havzası Türkiye’nin petrol üretilen birkaç önemli bölgesinden birisidir. Doğu Akdeniz’de yer alan Tersiyer yaşlı havza kuzey ve kuzeybatıdan Toroslar, doğu ve güneydoğudan Misis Yükselimi ile sınırlanır. Havza güneyde ise Akdeniz altından Kıbrıs’a kadar devam eder (Şekil. 1.).
Adana Havzası petrol potansiyeli açısından yerli ve yabancı birçok petrol şirketinin ilgisini çekmiştir. İkisi Mobil, 3’ü Alaaddin Middle East’e ait 5 sondaj kuyusu halen çalışmaktadır. Özellikle 1960 yılında Mobil petrol şirketi tarafından keşfedilen “Bulgurdağ Petrol Sahası” havzanın önemini artırmıştır.
Abdüsselamoğlu, 1959, 1962; Ternek (1953, 1957); Schmidt (1961); Ergene, 1972; İlker (1975); Bizon et al., 1977; Demirtaşlı (1984); Yalçın (1982); Abdüsselamoğlu (1962); Özer ve diğerleri (1974); Görür (1977, 1979, 1980, 1986, 1992, 1994); Gürbüz vd. (1985); Lagap, 1985; Gürbüz, 1985, Gürbüz et al., 1985; Gürbüz and Kelling, 1993; Ünlügenç, 1986; Kerey vd. (1985); Yetiş vd. (1986); Taner (1983, 1985), Toker vd., 1998; ve Nazik, A. ve Toker, 1986; Nazik, A. ve Gürbüz, 1992; Uchman, A. and Demircan, (1999); Uchman, A. and Demircan, H. (1999) gibi araştırmacılar tarafından havzada jeoloji, paleontoloji, stratigrafi, sedimantoloji ve tektonik konusunda ayrıntılı çalışmalar yapılmasına karşın, petrol jeolojisi konusunda yapılan çalışmalar oldukça sınırlıdır. Bu nedenle böyle bir çalşmanın yapılması uygun görülmüştür.
BÖLGENİN
GENEL JEOLOJİSİ VE STRATİGRAFİSİ
Adana havzası’nın stratigrafi dizilimi şekil.2 de verilmiştir. Proje kapsamında Miyosen birimlerinden Karaisalı formasyonu, Kuzgun formasyonu ve Güveç formasyonu ayrıntılı olarak ele alınmıştır. Havzada yanal ve düşey fasiyes değişmeleri yaygındır. (Özer vd., 1974). Kısa mesafelerde ortaya çıkan fasiyes değişimleri kaya-stratigrafi birimlerinin ayırtlanmasını güçleştirmiştir. Fasiyes değişimleri ve zaman – transgresif çökelme nedeniyle her yerde kesin bir korelasyon ve benzeri bir ayırma olanaklı olmamıştır dolayısıyla Adana Havzası’nda klasik anlamda bir istiflenme söz konusu değildir.
1-Zaman - transgresif çökelme,
2-Havza tabanının düzensizliği,
3-Havza kenarlarının duraysızlığı ve
4-Fasiyes değişimleri, havza kesimine bağlı olarak değişiklikler sunan bir stratigrafik istifin gelişmesine neden olmuştur. Bu nedenle tanıtılacak litolojik istiflerin tüm havza için değil, belirtilen havza kesimleri için temsilci oldukları göz önünde tutulmalıdır.
Miyosen öncesi bir temel üzerinde hızlı bir transgresyonla başlayan çökelme, başlıca paleotopoğrafya, kara alanının yüksekliği ve taşınan malzeme miktarına bağlı olarak çok değişik litoloji topluluklarının çökelmesine neden olmuştur. Aynı zaman aralığında havzanın değişik kesimlerinde farklı çökelme koşulları etkili olmuştur. Birbirleriyle yanal ve düşey yönde geçişli birimler çökelmiştir.Havzada tabandan tavana doğru aşağıdaki birimler sıralanmıştır: (*Proje kapsamında ayrıntılı bir şekilde çalışılan Kuzgun, Karaisalı ve Güvenç formasyonlarının stratigrafisi ileriki bölümlerde tekrar ele alınacaktır.)
v Gildirli Formasyonu,
v Kaplankaya Formasyonu,
v Karaisalı Kireçtaşı,
v Cingöz Formasyonu,
v Güvenç Formasyonu,
v Kuzgun Formasyonu,
2.1. Gildirli Formasyonu:
Adana Havzası kuzey kenarı boyunca mostra veren ve bu kesimde açılmış kuyularda Miyosen yaşlı istifin tabanını oluşturan kırmızı renkli kaba konglomera ve yine kırmızı renkli kiltaşı ardalanmasından oluşan Gildirli Formasyonu’nun üst düzeylerinde kırmızı renk kaybolur, gri renkli şeyl ve kalın katmanlı konglomera ardalanır. Tipik yer ve kesiti Karaisalı İlçesi kuzeydoğusundaki Gildirli Köyü’dür.
Kalınlığı 2-350 metreler arası değişir (İlker, 1975).
2.2. Kaplankaya
Formasyonu:
Birim Yetiş ve Demirkol (1986) tarafından adlanmıştır. Birim boz renkli çakıltaşı, kumtaşı ve kumlu kireçtaşı litolojisinden oluşmaktadır. Tabanda çakıltaşları ile başlayan birim üste doğru karbonat oranı artarak sarımsı, gri renkli ekinid, gastropodlu marn ve killi-kumlu kireçtaşlarına geçer. Kireçtaşları gri renkli, belirgin katmanlı, bol fosilli yer yer erime boşlukludur. Birim Karaisalı ve Gildirli formasyonları ile yanal ve düşey geçişlidir.
2.3.Karaisalı
Kireçtaşı:
Karaisalı kireçtaşı Adana Havzası batı-kuzeybatısında geniş alanlar kaplar. Havzanın kuzey kenarı boyunca ise ince bir şerit halinde uzanır. Bu birim genellikle kalın tabakalı, algli, biyoklastik, mercanlı veya küçük foraminiferli, beyaz, krem, açık gri renkli kireçtaşından oluşur. Burdigaliyen-Serravaliyen yaşlıdır (Schmidt, 1961; İlker, 1975; Görür, 1977, Sirel ve Gündüz, 1982)).
Gildirli Formasyonu ile yanal ve düşey yönde dereceli geçişlidir. Bazı yükselimler üzerinde Gildirli olmaksızın Miyosen öncesi temeli açısal uyumsuzlukla örter. Güvenç Formasyonu ile yanal geçişli veya konkardan olabildiği gibi, bu birim tarafından uyumsuzlukla örtüldüğü yerler de vardır (Özer, vd.,1974).
2.4.Cingöz Formasyonu:
Adana kuzey doğusuna özgü olan birim sarı, açık kahverengi, gri kiltaşı, şeyl, kumtaşı ve konglomera ardalanmasından oluşur.Cingöz formasyonu 100-1600 metreler arasında değişen kalınlıktadır.Tipik yeri Cingöz Köyü dolaylarıdır ve kalınlığın en çok görüldüğü havza kesimidir, havzanın güney batısında yanal geçiş nedeniyle formasyon kamalanarak kaybolmuştur. Cingöz Formasyonu bir türbidit istifin tüm özelliklerini taşır (Yalçın, 1982).
2.5. Güvenç Formasyonu:
Adana Baseni’nde miltaşı, kumtaşı ara katmanlı, bol mikrofauna ile kısmen piritli, %80-90 oranında mavimsi gri şeyl yapılı birime Schmidt (1961) “Güvenç Şeyli” adını vermiştir. Formasyon adını Adana Karaisali yolu üzerindeki Güvenç Köyü’nden almıştır.
Schmidt birim
için 1961’de
İnceleme alanı sınırları içerisinde Güvenç Formasyonu’nun büyük çoğunluğu koyu gri, yeşilimsi gri, renkli pelajik foramlı şeyl oluşturmaktadır (Yetiş ve Demirkol, 1984). İçerisinde %10 veya daha kıt karbonlu şeyl düzeylerini kapsar. Kumtaşı ve silttaşında başlıca kuvars, feldispat ve litoklastlar hakim bileşenlerdir. Sedimanter yapı olarak paralel - konvelüt laminalanma ve seyrek olarak içerisindeki kumtaşı bantlarında kaval yapıları bulunmaktadır.
Güvenç Formasyonu Burdigaliyen-Serravaliyen yaşlı olarak verilmektedir.
2.6. Kuzgun Formasyonu:
Birim Adana Karaisalı kara yolu üzerindeki Kuzgun Köyü’nden adını almıştır (Schmidt, 1961). Buradaki mostralarda Kuzgun Formasyonu’nda gözlenen başlıca litolojiler; açık yeşil, sarımsı, beyaz renkli, çok kalın katmanlı, boylanmasız ve derecelenmesiz, gevşek tutturulmuş konglomera ile bununla ardalanan ince katmanlı, bordo, kolay ufalanır kumtaşı ve silttaşıdır.
Kuzgun Formasyonu’nun kalınlığı 100-900 metreler arasında değişmektedir. Kuzgun Formasyonu çok değişik birimleri örtmekte ve yine çok farklı birimler tarafından örtülmektedir. Havzanın kuzeyinde Güvenç ve Cingöz Formasyonları üzerinde belirgin bir uyumsuzlukla oturan birim, havza derininde Güvenç Formasyonu üzerine uyumlu olarak gelmektedir. Havzanın batısında Kuzgun yerel olarak Miyosen öncesi temel veya Karaisalı kireçtaşı üzerinde uyumsuzlukla çökelmiştir. Birimin yaşı Ternek, 1953; Schmidt,1961; İlker, 1975; Özer vd.,1974; Yalçın, 1982 tarafından Tortoniyen Serravaliyen olarak alınmıştır.
Bölüm:1
Petrol Hazne Kaya Fasiyesleri
Bölüm 1A
ADANA HAVZASI’DA YERALAN MİYOSEN YAŞLI KUZGUN
FORMASYONU KUMTAŞLARININ DİYAJENEZİ VE HAZNE KAYA (REZERVUAR) ÖZELLİKLERİ
I. Amaç ve
Kapsam:
Bu bölümde Orta -Üst Miyosen yaşlı Kuzgun formasyonunun hazne kaya özelliklerine (porozite ve permeabilitesine) sedimantoloji ve diyajenezin etkisi anlatılmıştır. Yapılan arazi çalışmalarıyla elde edilen yüzey örneklerinin Kuzgun Formasyonu kumtaşlarının sığ denizel kesimine ait olduğu anlaşılmıştır.
II.
Materyal ve Yöntem:
Araziden derlenen Kuzgun Formasyonu’na ait kumtaşlarından 100 adet ince kesit yaptırılarak optik mikroskopta kumtaşlarının petrografik özelikleri belirlenmiştir. Seçilen 20 adet numune üzerinde kayacın mineral bileşimini ve kil içeriğini saptamak amacıyla X-Ray analizleri yaptırılmıştır. Yine seçilen numunelerden kayaç bileşenlerinin morfolojisini ve dokusal özelliklerini belirlemeye yönelik olarak Taramalı elektron mikroskop (SEM) analizleri yaptırılmıştır.
Yapılan bu analizlerle kayaç gözeneklerinde oluşan kil mineralleri ile saptanarak kayacın porozite (gözekliliğine) ve permeabilitesine (geçirgenlik) etkileri araştırılmıştır.
III.
Analiz ve Bulgular
1.
GİRİŞ
Serravaliyen-Tortoniyen yaşlı Kuzgun Formasyonu kumtaşları Karaisalı ilçesinin güneyinde yüzeyler (Şekil.1).
Yetiş 1987’de Kuzgun
Formasyonu’nu karasal ve sığ denizel olarak yorumlamıştır. Bu çalışmada Kuzgun
Formasyonu’nun silisiklastik fasiyes dağılımı ve rezervuar kalitesi anlaşılmaya
çalışılmıştır. Formasyon doku ve mineralojik bileşim olarak 3 litolojiye ayrılmıştır.
Bu çalışma Kuzgun Formasyonu kumtaşlarının petrolojisi, depolanma ve
diyajenetik tarihçesi ile rezervuar özelliklerini belirlemeye yöneliktir.
2.
STRATİGRAFİ
Adana Havzası için genelleştirilmiş stratigrafi kesiti şekil.2’de verilmiştir. Serravaliyen-Tortoniyen esnasında sığlaşan Adana Havzası’nda Kuzgun Formasyonu’nun sığ denizel ve karasal klastikleri Güvenç Formasyonu şeylleri üzerine uyumlu olarak gelir. Formasyon genel olarak ince-orta taneli kumtaşları ile belirli miktarda kırmızı renkli killi silttaşı-kumtaşları ve şeyllerden oluşur. Kumtaşları orta-çok iyi boylanmalı olup taneler yarı köşeli-yarı yuvarlaklaşmışlardır. Formasyon çapraz tabakalı kumtaşları ve ripple laminalanmalar içerir (Yetiş, 1987). Kumtaşları yaygın olarak biyotürbasyonludurlar.
3. KUZGUN
FORMASYONU KUMTAŞLARININ BİLEŞİM VE DOKUSU
Kumtaşları McBride (1963)’e göre arkoz, arkozik vake ve kuvars arenit bileşimindedirler. Kumtaşları %30-40 kuvars, %15-20 feldspar, %2-5 litik kayaç parçası, %1-3 mika ve %10-15 matriks içerir. Potasyum feldspat Ortoklas ve daha az oranda Mikroklindir. Alterasyon ve erime boşlukları içeren Plajiyoklaslar Ca ‘ca zengin olup yaygın olarak Anortit az oranda Albit türündedir. Yaygın olarak monokristalin az oranda polikristalin kuvarslar hakimdir. 20 adet numune üzerinde X-ray analizi yapılmıştır. Bu analizler mineral türleri ve onların göreceli bollukları hakkında fikir verirler.
Kırmızı killi silttaşı/kumtaşı: İnce-orta kalınlıkta bir birimdir. Bu birimin altında ve üstünde tabakalanmasız, düz ve dalgalı laminalı çamurtaşı yaygındır. Kırmızı rengin büyük bir olasılıkla Fe’den kaynaklandığı düşünülse de elektron mikroskop çalışmalarında hematit (Demir oksitlenme) izlenmemiştir. Birim mikalı/illitik kırıntılı kil, dolomikritik çimento, kalsit ve kuvars çimentoca zengin arkoz ve arkozik vakedir.
Açık kahverengi arkozik kumtaşı: Açık kahverenkli zayıf konsolide olmuş arkozik kumtaşları Kuzgun Formasyonu’nun en önemli rezervuar kayalarını oluşturur. Birim tabakasız, çok ince ve dalgalı laminalanmalıdır. Birim alt ve üst dokanaklarında kırmızı renkli silttaşı/kumtaşına dereceli geçişlidir.
Bu kumtaşları siltli, çok ince-ince taneli, iyi çok iyi boylanmalı arkozik vake ve arkozdur. Taneleri yarı köşeli-yarı yuvarlaklaşmıştır. Tane erimeleri izlenmiştir. Birim diyajenetik olarak masif dolomit çimento, tane çevreleyici ve gözenek dolgulayıcı otijenik kalsiyum-feldspat (Anortit) nadir olarak kaolinit ve diyajenetik kuvars çimento içerir.
Kuvars arenitik kumtaşı: Gri renkli, biyotürbasyonlu olup kaolinit, dolomit ve kuvars içeren kumtaşları çok az düz laminalanma içermekle beraber genellikle dalgalı laminalanmalıdır. Bu kumtaşları keskin geçişli alt kontakla dereceli geçişli üst kontağa sahiptir. Tane boyu tabanda çok ince kum boyu olmakla birlikte genel olarak kilden orta kum boyuna doğru bir dağılım göstermektedir. Kumtaşları orta-iyi boylanmalı olup, yarı köşeli ve yarı yuvarlaklaşmıştır. Kırıntılı kil ve mika miktarı kayaçiçinde %5’den azdır. Koyu gri, çok ince tabakalı detritik kil ve silt boyu mika yaygındır.
4. DİYAJENEZ
4.1. Otijenik mineraller
4.1.1. Karbonatlar: Dolomit minerali tane kaplayıcı, gözenek dolgulayıcı ve masif çimento şeklinde taneler arası gözeneklerde hacimsel olarak önemsiz miktarda olup maksimum %1-2 civarındadır (Şekil. 3A).
Maksimum %9’a kadar çıkabilen gözenek dolgulayıcı kalsit çimento birkaç kuvars arenitik kumtaşı örneğinde izlenmiştir. Kalsit minerali masif görünümlü dolomit çimento ile yaygın olarak birarada bulunur (Şekil.3A). Kalsit minerali genellikle anhedral (şekilsiz) olup, ince ve orta tanelidir (Şekil.3B). Kalsit mineralinin yaklaşık olarak %3’ü replasmas (yeni mineral oluşumu) kaynaklıdır. Poikilotopik kalsit çimento oluşumu yaygındır.
Kalsit çimento açık kahverengi kumtaşı ve kuvars arenitik kumtaşında yaygındır. Taneler arası gözenekleri dolduran kalsit ikincil erime poroziteleri (gözenekleri) oluştururlar.
4.1.2. Albitleşmiş Feldspat: Feldspat mineralleri ince kesitlerde albitleşme sebebiyle ister ikizlenme göstersin, isterse de göstermesin bulutludur. Mineral üzerinde gelişen çevresindeki minerallerden farklı sönme gösteren küçük kabarcıklar bulutlu bir görüntü vermiştir.
Genel olarak feldspat bir yama görüntünsüne sahiptir. Tanelerin bazısı plajiyoklaz taşıyan albitleşmiş kayaç parçaları olabilir. İnce kesitlerde bazı albitleşmiş Feldspat mineralleri düzensiz, karışık ikiz lamellerine sahip olup bu lameller bütün bir kristali katetmezler. Gold 1987’deki Gulf Körfezi’ndeki çalışmasında plajiyoklaz mineralleri içinde erimeler izlemiş bunların sonradan Albit mineralleri tarafından dolgulandığını görmüştür. Kuzgun Formasyonu’nda izlenen albitler Gold’un çalışmasındaki albitlere benzediği düşünülebilir. Dolayısıyla albitleşmiş veya albitleşmemiş Plajiyoklasın tane içi poroziteler içerdiği ince kesitlerde izlenmiştir. Fakat elektron mikroskop çalışmalarında bu boşlukların Feldspat büyümeleri tarafından dolgulandığı açık bir şekilde izlenmiştir (Şekil3D).
4.1.3. Feldspat Büyümesi: İkincil Feldspatlar eriyebilen Feldspatlar üzerinde olduğu gibi kırıntılı taneler üzerinde de büyümeler tarzında oluşur. Henüz yeni başlayan büyümeler elektron mikroskop altında daha iyi görünürler (Şekil.3D). İnce kesitler üzerinde birçok mikropertit tanesi filtrelenmiş olup, potasyum feldspatlar plajiyoklazlardan daha çok erime gösterirler.
4.1.4. Kuvars: Diyajenetik oluşumda Kuvars büyümeleri gözenek dolgulayıcı Smektit-illiti takip etmiştir. (Şekil.4A). Kuzgun kumtaşlarındaki otijenik Kuvars oluşumu oldukça düşüktür (Şekil.4B). Bunun sebeblerini 1) Kuvars miktarının azlığı 2) Erken Kalsit oluşumunun kuvars oluşumunu engellemesi 3) Kuvars oluşturabilecek Si’in kaynağının sınırlı olması şeklinde sıralayabiliriz. Çeşitli bilimsel araştırmalarda Simektit-illit dönüşümlerinin Kuvars büyümeleri için gereken Si’in önemli bir kaynağını oluşturduğu vurgulanmıştır (Land and Dutton, 1978; Boles and Franks, 1979; Milliken et al, 1981). İllite dönüşümleri esnasında Si açığa çıkaran Simektitler şeyller içinde az oranda olabilir. Dolayısıyla bu kaynağın inceleme alanında oldukça az olduğu düşünülmektedir. Sonuç olarak Kuzgun Formasyonu kumtaşlarındaki Kuvars büyümelerindeki Si’in sadece Feldspat erimelerindeki Si’ten kaynaklandığı düşünülmektedir. Kuvars çimento eksikliği Kuzgun kumtaşlarındaki poroziteyi olumlu yönde etkileyerek rezervuar kalitesini iyileştireceği düşünülmelidir .
4.1.5. Kaolinit: Otijenik kaolinit Kuzgun kumtaşlarında nadir olarak oluşur. Kaolinit oluşumu Feldspat oluşumu ile yakından ilişkilidir. Kuzgun Formasyonundaki Kaolinit oluşumu
da muhtemelen sadece Feldspat erimelerinde kaynaklanır. Kaolinitin birincil ve ikincil gözenek alanlarını doldurduğu izlenmiştir (Şekil. 3A).
4.1.6. Karışık tabakalı Smektit-İllit: Çalışma alanında otijenik karışık tabakalı Simektit-ilitler küçük kıvrımlanmış yaprakçıklar (crenulate), köprüleyici (şekil.4C) ve tane kaplayıcı (4A) şeklinde yaygın olarak izlenmişlerdir. Karışık tabakalı Simektit-illit levhalarının boyu gözenek merkezine doğru artar ve yerel olarak yeterli bir büyüklüğe ulaştığında gözenekleri tıkarlar. Fakat Kuzgun Formasyonu kumtaşlarında genel olarak düzenli ve boyutları 4 mm’den küçük olduklarından dolayı birincil gözenek alanlarını tıkamadıkları düşünülmelidir. Yine bu da rezervuar açısından olumlu bir gelişme sayılabilir.
4.1.7. İllit: İllitin Kuzgun Formasyonu kumtaşlarında yaygın olarak yer aldığı izlenmiştir (Şekil. 4D). İllit silttaşı-şeyl aradalanmalı sığ denizel istiflerde ilksel oluşumludur. İllitler oluşumları için gerekli K’u mika-Feldspat gibi K elementi taşıyan mineralleri içeren şeylerden sağlarlar.
İkincil porozite oluşumu: Kuzgun Formasyonu kumtaşlarında ikincil porozite karbonat ve Feldspat tanelerinin erimesi ile oluşmuştur. Boşluk dolgularında ve ikincil olarak (replasmanla) oluşmuş kalsitler yaygın olarak erimişlerdir. Çalışmalar sırasında daha çok Feldspat erimeleri izlenmiştir. Silikat mineralleri kerojenin bozunması ile açığa çıkan karboksilik asit ile eriyebilir (Surdam vd., 1984) yada karbondioksit ile tepkime verebilirler (Al-Shaieb and Shelton). Tane çatısının erimesi ile oluşan ikincil porozitenin tanınmasında bir problem yoktur. Fakat karbonat çimentonun erimesi ile gelişen ikincil porozite birincil taneler arası poroziteden kolaylıkla ayırt edilemez. İncelenen bazı örnekler kalsit ile aşırı çimentolanmışken kimisi de çimentolanmamıştır. Asidik sular kalsit çimentoyu geliştirerek ikincil gözenek alanları oluşturmuşlardır. Bazı kumtaşı örneklerinde ise kalsit tarafından çimentolanmalarına rağmen herhangi bir ikincil porozite işareti izlenmemiştir. Çoğu örnekte birincil taneler arası porozite ile feldspat ve kalsitin erimesi ile oluşmuş ikincil taneler arası porozite ile ikincil tane içi/moldik porozite karışık olarak izlenmiştir. En iyi rezervuar karakteri gösteren kumtaşlarında karbonatın tane kenarlarında ikincil olarak oluşması ve sonra erimesi şeklinde tane içi, moldik ve kanal porozitesi önemli bir ikincil porozite oluşturmuştur. Bu şartlar rezervuarı iyileştirmesi açısından önem arzeder. Kuzgun Formasyonu’nun yaklaşık olarak %4 ikincil porozite içerdiği ince kesitlerden belirlenmiştir.
IV.Sonuçlar
Kuzgun Formasyonu kumtaşlarında kalsit ve feldspat minerallerinin erimesi hazne kaya gözenekliliğini artırırken. Feldspat büyümeleri, kaolinit, karışık tabakalı smektit-illit ve illit mineralleri hazne kayanın geözekliliğini ve permeabilitesini azaltmıştır.
Bölüm 1B
KARAİSALI KİREÇTAŞI’NIN HAZNE KAYA
(REZERVUAR) ÖZELLİKLERİ
I.Amaç ve Kapsam:
Adana havzasında petrol jeolojisi konusunda yapılan çalışmalar oldukça sınırlıdır. Bu nedenle bu bölümde Karaisalı kireçtaşlarının hazne kaya özellikleri belirlenerek petrol potansiyeli ortaya konulmaya çalışılmıştır.
II.
Materyal ve Yöntem:
Karaisalı kireçtaşlarında araziden derlenen numuneler üzerinde 70 adet ince kesit, SEM (elektron mikroskop) (10 adet numune üzerinde), 20 adet numune üzerinde XRY ( X-Ray), porozite, permeabilite ve kapiler basınç analizleri yapılmıştır. İnce kesitler üzerinde petrografik çalışmalar yapılarak kireçtaşı mikrofasiyes zonları ayırt edilmiştir. Ayrıca havzanın diyajenetik tarihçesi çıkartılarak diyajenezin porozite (gözeneklilik) ve permeabilite (geçirimlilik) üzerine etkileri araştırılmıştır.
III. Analiz ve
Bulgular:
1. STRATİGRAFİ
Karaisalı kireçtaşlarının stratigrafik istifteki konumu şekil.2 de verilmiştir. Adana Basenin’de beyaz-krem renkli, algli, mercanlı, sıkı dokulu tabakalanmasız biyoklastik kireçtaşlarını Schmidt (1961) Karaisalı kireçtaşları olarak yorumlamıştır.
İnceleme alanı
sınırları içinde Paleozoyik ve Mesozoyik birimlerin oluşturduğu
paleotopoğrafyaya bağımlı olarak, bunun üzerinde güneybatıdan-kuzeydoğuya doğru
şerit şeklinde bir geometriye sahiptir. Karaisalı resifal kireçtaşları
genellikle beyaz, açık gri, orta, kalın katmanlı, keskin köşeli kırıklı, algli,
mercanlı, gastropodlu, ve ekinidli, yer yer killi, erime boşluklu biyoklastik
kireçtaşıdır. İlker (1975) birimin kalınlığının
2. KARAİSALI FORMASYONU’NUN PETROGRAFİSİ
Karaisalı kireçtaşları mikrit, sparit ve farklı boylarda foraminifera, echinodermal levhalar, algler, bryozoalar, ostrakodlar ve mollusks kabukları gibi iskelet taneleri içerirler.
2.1. İskelet Taneler
Kireçtaşlarında iskelet taneler olarak Planktik foraminiferalar yaygındır (Şekil 3a). Alanda Gobigerinidler, planktik formlar yaygın olmakla birlikte alg parçaları da yer almıştır.
Çeşitli boylarda bentik foraminiferalar Karaisalı Formasyonun’da en yaygın iskelet tanelerdir. Özellikle iç şelf ortamında depolanmışlardır. Borelis cf. Melo Fich Moll., Borelis cf., Curdica Reichel, Amphistegina sp., Miliolidler algler yaygın olduğu halde Operculina sp sp., Globigerinidae daha az yaygın formlardır (Sirel ve Gündüz, 1982) (Şekil.3b). Bentik foraminifera bölmeleri ince kesitler üzerinde mikrit ve sparit ile doldurulmuştur. Birçok tane yoğun bir mikritik örtü ile çevrelenmiştir. Çoğu bentik foraminiferalar diyajenez tarafından alterasyona uğradıklarından dolayı tanınmaları güçtür. Hem derin deniz ortamına ait fosilleri hem de sığ su organizmalarını içerdiğinden dolayı bu taneleri içeren alanlar resif içi çöküntüsü olarak yorumlanmıştır (Görür, 1994).
Diğer biyoklastlar kabuk parçaları, echinoderma levhaları, ostrakodlar, mercan ve alg parçalarından oluşur (Şekil.3c). Tamamen mikrosparit bir matriks içinde yer almışlardır. Matriks genellikle kötü boylanmış ve neomorfik orijinlidir.
2.2.
Mikrit
Karaisalı Formasyonu kireçtaşlarının çoğu kireç çamuru ve vaketaşı-istiftaşı olmak üzere çamur desteklidir (Şekil.3a, b). Kireçtaşlarında mikrit mikrokristalin olup, mikrosparite dönüşmüştür.
2.3. Algler
ve Mercanlar
Mercan, Alg ve bryozoalar, echinoderma, mollusks ile birlikte resif çatısı ve yamaç molozu (talus slope) depozitleri olarak yorumlanmışlardır (Görür, 1994).
3.DEPOLANMA
FASİYESLERİ
Karaisalı Formasyonu kireçtaşları Dunham (1962)’ye göre sınıflandırılmıştır. Sınıflamalar çamur, tane ya da bağlamtaşı doku tiplerine göre yapılmıştır.
3.1. Çamur-destekli
mikrofasiyes zonları
3.1.1. Globigerinidli killi vaketaşı
İyi tabakalı, orta-çok ince taneli, alg, mercan, mollusks, ostracod ve küçük bentik foraminifera ile birlikte yaygın olarak globigerinid fosili içeren killi mikritik kireçtaşlarıdır. Bütün fosiller bazı yerlerinde mikrosparite dönüşümler gösteren bir matriks içinde yer almışlardır. Bu mikrofasiyes zonunda mikrit yaygın bileşendir (Şekil.3a). Bu mikrofasiyes geçiş zonu olarak yorumlanmıştır (Görür, 1994).
3.1.2. Mercanlı-Algli vaketaşı-istiftaşı
Bu mikrofasiyes yaygın olarak vaketaşı olarak görülür ve bol miktarda mercan, kırmızı alg, bryozoa, echinoderma, mollusk ve foraminifera içerir. Bu mikrofasiyes yamaç molozu (talus slope depozitleri) depositleri olarak yorumlanmıştır (Görür, 1994). Bu mikrofasiyes üst yamaçta mercanlı istiftaşı-bağlamtaşı ile geçişlidir.
3.2.
Tane-destekli mikrofasiyes zonları
3.2.1.
Foraminiferalı Algli İstiftaşı
İyi tabakalanmış, orta-ince taneli kötü boylanmış biyoklastik kireçtaşı fasiyesidir. Bu mikrofasiyes zonu kırmızı alg, büyük ve küçük boyda foraminifera içerirler. Daha az oranda echinodermata, mollusk, bryozoa ve mercan içerirler. Bentik foraminiferalar kırılmıştır. Matriks genellikle kötü boylanmış, muhtemelen neomorfik orijinlidir. Matriks spari kalsit ve mikrospparit karışımını içerir. Mikrofasiyes resif çatısı ve resif dışı-derin su ortamı olarak yorumlanmıştır (Görür, 1994).
3.2.2. Bağlamtaşı
Mercanlı-Algli
bağlamtaşı
Bağlamtaşları başlıca mercanlar, algler ve bryozoalardan oluşur. Matriks genellikle mikrit olup, bazı yerlerde ise diyajenetik olarak altere olmuş mikrosparittir. Bu mikrofasiyes resif çatısı olarak yorumlanmıştır (Görür, 1994).
4. KARAİSALI
FORMASYONU KİREÇTAŞLARININ DİYAJENEZİ
Karaisalı Formasyonu kireçtaşlarında sırasıyla mikritleşme, erime, neomorfizma, çimentolanma, çatlaklanma ve sitilolitleşme şeklinde diyajenetik bir süreç izlenmiştir.
Mikritleşme: Mikritleşmiş iskelet parçaları Algli-Foraminiferalı istiftaşlarında yaygındır. Mikritleşme erken diyajenetik bir süreç olup, iskelet taneleri depolanmadan kısa bir süre sonra mikritleşmiştir.
Erime: Erime olayı diyajenezin erken safhalarında kalıp ve boşluk gözeneklerinde yer alan duraysız tanelerin erimesi şeklinde izlenmiştir (Şekil.4a) Tane içi porozite özellikle istiftaşı mikrofasiyesinde kalsitik kabuk parçalarının erimesi şeklinde izlenmiştir. Karaisalı kireçtaşlarında çimentolanma erimeden daha etkili bir süreçtir.
Neomorfizma: Mikritik matriks mikritin mikrosparite dönüşümü ile rekristalize olmuştur (Şekil.4b). Şekil gastropod içerisinde jeopetal sedimanı gösterir. Depolanma esnasında gasrapod tane içi porozite şeklinde birincil poroziteye sahiptir. Fosil kısmen mikrit ve sediman ile boşluk tamamen kalsit çimento tarafından doldurulmuştur. Gastropodların kabuk duvarlarındaki içeltiler çimento dolgusu olmaktan çok neomorfizma esnasında kalsite dönüşümü gösterir.
Çimentolanma: Diyajenetik mineraller 1) Karışık tabakalı smektit-illit 2) Amfibol 3) Piroksen 4) Kalsit tir. Karışık tabakalı Smektit-İllit kıvrımlanmış morfoloji gösterir. Romboedrik kalsit çimento taneler arası ve tane içi gözenekler ile çatlakları doldurur şeklinde izlenmiştir (Şekil.4c). Çimento mineralleri geç diyajenetik evrede gelişmiş olmalıdır. Çimentolanma Karaisalı kireçtaşlarının özellikle istiftaşı mikrofasiyesinde birincil ve ikincil poroziteyi azaltmıştır. Çimentolanmanın diyajenezden daha etkili bir proses olduğu düşünülmektedir.
Stilolitleşme: Basınç çözeltileri erimeyen kil ve minerallerin (Şekil.4d) erimesine neden olmuştur. Stilolitler at kuyruğu veya düzensiz saçaklar şeklinde yer almıştır (Logan and Semeniuk, 1976). Organik materyal ve diğer erimeyen partiküller (erken kalsit çimento ve kil partiküller) yaygın olarak stilolit yüzeylerinde oluşurlar.
Çatlaklanma: Gömülme diyajenezi kimi çatlakları oluşturur. Artan sıcaklık ve basınç şartlarında (Şekil 4e, cf. Moore, 1989). Derin gömülme esnasında artan sıcaklık ve basınç koşullarında gözenek suları kalsite doygun olduğu zaman gözenek alanları kalsit çimento tarafından tıkanır. Karaisalı kireçtaşlarında çatlaklanma oldukça yaygındır. Fakat çatlaklar geç diyajenetik kalsit çimento ile doldurulmuştur. Alan için diyajenetik model birincil ve ikincil porozitenin kalsit çimento tarafından tıkandığını gösterir.
IV. Sonuçlar
İncelenen kireçtaşlarında porozite dağılımı kireçtaşlarının sadece orijinal depolanma dokusuna bağlı olmayıp, kalsit çimento, çatlaklanma gibi parametrelere de bağlıdır. Özellikle ince kesitlerde erken diyajenetik evrede oluştuğu düşünülen meteorik suların yıkamaları ile erime ile oluşan moldik (kalıp) ve değişen boyutlarda düzensiz şekilli vuggy (boşluk) poroziteleri izlenmiştir (Şekil.4c).
Gömülme etkisiyle sıkışma ve kalsit çimento oluşumu porozitenin azalmasına yönelik iki prosestir. Sıkışma etkisi ve kalsit çimentolanma killi kireçtaşlarında yaygın olarak izlenmiştir. Karaisalı kireçtaşlarında kalsit çimentolanma kaba kristalli olup tane içi (Şekil.4b), çatlak, kalıp ve boşlukları doldurmaktadır.
Karaisalı Formasyonu kireçtaşlarında porozite %22-23 arasında iken permeabilite 0.01 mD’den daha azdır. %15’den büyük poroziteler tane destekli Foraminiferalı-Algli istiftaşı mikrofasiyesinde izlenmiştir. Moldik, tane içi, boşluk porozitesi şeklinde oluşan 2.cil poroziteler tane destekli Foraminiferalı-Algli istiftaşı mikrofasiyesinde erken diyajenez esnasında iskelet tanelerinin erimesi ile oluşmuştur.
Vaketaşı içeren fasiyeslerde de yüksek poroziteler izlenmiştir. Karaisalı kireçtaşları için genellikle permeabilite 0.01’den küçük olmasına rağmen tane destekli Algli-Foraminiferalı istiftaşı mikrofasiyesinde yüksek permeabiliteler (15-18mD) izlenmiştir. Muhtemelen bu birimlerde aragonitik tanelerin erimesi önemli oranda permeabiliteyi artırmıştır. Sonuç olarak Adana havzası’nda Karaisalı kireçtaşlarında tane destekli birimlerin başlıca rezervuar kayalarını oluşturduğu söylenebilir. Karaisalı kireçtaşları için elde edilen porozite ve permeabilite değerleri tablo şeklinde aşağıda verilmiştir.
|
Örnek
numarası |
Porozite
(%) |
Permeabilite
(mD) |
|
L4 |
22.03 |
15 |
|
L8 |
23.08 |
18 |
|
L7 |
23.01 |
0.01 |
|
L5 |
22.49 |
0.02 |
|
L6 |
21.82 |
0.02 |
|
L10 |
22.86 |
0.01 |
|
L1 |
22.62 |
0.03 |
|
L13 |
22.27 |
0.01 |
|
L14 |
22.00 |
0.01 |
|
L11 |
23.05 |
0.02 |
Yapılan Kapiler basınç analizlerinde gözenek çapları 0.2 ile 4µ arasında elde edilmiştir. Buna göre (Chingar et all., 1972) sınıflamasına göre Karaisalı kireçtaşlarının orta derece rezervuar karakteri gösterdiği söylenebilir.
Bölüm 2
Petrol Ana Kaya Fasiyesleri:
I.Amaç ve
Kapsam:
Bu bölümde kaynak kaya olarak düşünülen Güvenç Formasyonu şeylleri üzerinde organik jeokimya analizleri yapılmış olup bu analizler ve elde edilen sonuçlar aşağıda verilmiştir.
II.
Materyal ve Yöntem:
Kaynak kaya ticari miktarlarda petrol türetme potansiyeline sahip kayalar olarak tanımlanmaktadır. Bilindiği gibi, kaynak kayalar içindeki organik maddelerin ısı etkisiyle kimyasal yapılarının değişimi sonucunda petrol ve gaz meydana gelmektedir. Bu nedenle, potansiyel kaynak kayaların belirlenmesi için kayalar içindeki katı organik madde ile ilgili aşağıdaki üç parametre saptanmaktadır.
1 – Organik madde miktarı
2 – Organik madde tipi
3 – Organik maddenin olgunlaşma düzeyi bu parametreleri belirleyebilmek için araziden derlenen kaya numuneleri üzerinde Toplam organik karbon ve Rock Eval analizleri yaptırılmıştır.
Toplam
Organik Karbon Analizi (TOC):
İncelenecek örneklerde öncelik TOC analizine verilmelidir. TOC diğer analizlere göre ucuz ve pratik olmanın yanı sıra organik madde zenginliğini yansıttığı için diğer analizlerin TOC’un düşük değerlerde olduğu durumlarda yapılmasına gerek kalmaz. Organik karbon içeriğine göre şeylli kayaların zenginlik derecesi şu şekilde sınıflandırılmaktadır:
Organik Karbon Miktarı (% TOC) Zenginlik
0.1 – 0.5 Zayıf (kaynak kaya olmaz)
0.5 –1.0 Orta
1.0 – 2.0 İyi
2.0 – 10.0 Zengin
TOC analizlerinin ardından yeterli organik madde varsa, bu seviyelerde piroliz ve kerojen analizleri yapılır. Bu analizlere devam etmek için, karbonatlarda %0.3, şeyllerde %0.5 TOC olması beklenir.
Bu analiz Leco karbon analiz cihazında yapılır. Mikroskop altında seçilen kırıntı veya elle seçilen karot örnekleri öğütülerek toz haline getirilir. Daha sonra HCl asit ile muamele edilerek içinden Ca ve Mg karbonatlar uzaklaştırılır. Örnekler Leco krozelerine konularak oksijen gazı ile cihazın fırın kısmında 700 – 1600° C sıcaklıkları arasında 70 saniye kalır. Yanma neticesinde oluşan CO2 gazı, sıra ile; H2O, S ve holojen tutuculardan ve karbon miktarı bilinen bir standartla kalibre edilmiş dedektörden geçirilir. 1g örnekteki karbon yüzdesi dijital volumetreden direk okunur.
Rock Eval Analizleri (Piroliz)
Kaynak kayalardaki organik maddenin tür ve evriminin belirlenmesi için modern labaratuvar analizleri uygulanır. Piroliz analizi Oil Show Analyser (OSA) cihazında yapılır. Kerojen, her hangi bir organik çözücüde çözülemediğinden, ısısal olarak parçalanır. Isısal parçalanma olayına piroliz denir. Cihazın çalışma prensibine göre, analiz iki kısımda gerçekleşmektedir. İlk kısım piroliz kısmı olup, 100 mg öğütülmüş örnek oksijensiz bir ortamda helyum gazı atmosferinde belirli bir sıcaklık programı uygulanarak 550° C’ye kadar ısıtılır. 90° C de S1 piki ile kaya içindeki serbest hidrokarbonlar, 300 - 550° C arasında ise S2 piki ile kerojenin parçalanmasından ortaya çıkan hidrokarbonlar oluşur. Bu oluşan hidtokarbonlar ‘Alev İyonlaştırma Dedektörü’ ile ölçülür. S2 pikinin maksimum olduğu noktadaki sıcaklık Tmax olup, kerojenin olgunluk düzeyinin saptanmasında kullanılır. İkinci kısımda ise hava yardımıyla 600° C’de yanma sağlanarak oluşan CO2 gazı ‘Isı İletken Dedektör’ de ölçülerek TOC’u verir.
Corg (%): Organik madde miktarı (TOC)
S1 (mg / g): Derhal serbest kalan hidrokarbonlar
S2 (mg / g): Deney esnasında çıkan hidrokarbonlar
S3 (mg / g): Deney esnasında çıkan CO2 miktarı
(IH) = (İH) = S2 / Corg (%)
(IO) = (İO) = S3 / Corg (%)
(PI) = Üretim indeksi = S1 / S1 + S2
(PY) = Potansiyel verim= S1 + S2
Kaynak kaya tipinin belirlenmesinde kerojen tipinin belirlenmesi gereklidir. Üç tip kerojende petrol ve gaz özellikleri farklıdır. Kerojen tipinin belirlenmesi Rock Eval analizlerinden elde edilen HI ve OI indeksleri ile yapılır. HI değerleri kayanın içindeki kerojenin hidrojence, OI ise oksijence zenginliğini temsil etmektedir. Genel olarak 200 değerinden büyük HI değerleri petrol türümüne uygun organik maddeyi işaret eder. Piroliz analizlerinde HI değerlendirmeleri kuyularda HI değişim grafikleri ile yapılır.
Üretim index değeri (PI) kayanın içinde hazır halde bulunan sıvı hidrokarbon oranını göstermektedir. PI değeri kayanın olgunlaşması ile birlikte artar. Bu hidrokarbonlar kayanın kendi içinde oluşabileceği gibi dışarıdan gelerek kayayı kirletmiş olabilir. Kuyularda PI değerlendirmesi PI değişim grafikleri ile yapılır.
Piroliz analizlerinden elde edilen diğer bir parametre olan potansiyel verim (Potantial Yield, PY) ‘dir. S1 + S2 piklerinin ppm cinsinden ifadesi olan bu parametre esas olarak kayanın petrol türüm potansiyelini gösterir. Potansiyel verim ile kaynak kaya potansiyeli arasındaki ilişki aşağıda gösterilmektedir.
Welte ve Tissot (1978)’a göre jenetik potansiyel:
(S1 + S2) <
(S1 + S2) <
(S1 + S2) = 2 –
Potansiyel verim değerlendirmesi kuyularda PY değişim grafikleri ile yapılır. Bu analizlerden elde edilen Tmax değerleri olgunlaşma değerlendirmelerinde yaygın olarak kullanılmaktadır. Tmax değerlerinin temsil ettiği olgunlaşma değerleri aşağıdaki gibidir.
Tmax olgunlaşma kriterleri:
Tmax
Olgunlaşma
< 435 Olgunlaşmamış
435 – 445 Olgun – Orta olgun
445 – 460 Orta – İleri olgun
>460 Aşırı olgun
Bu yöntemin değerlendirmesinde kuyularda Tmax değişim grafikleri ve / veya haritaları çizilir. Bu yöntemin avantajları; az miktarda örnek ile kısa zamanda sonuç vermesi ve vitrinitin bulunmadığı karbonatlı birimlerin olgunluk seviyesi hakkında fikir verebilmesidir. Ancak aşırı olgun zonlarda kerojenin içindeki tüm hidrokarbonlar atıldığı için güvenilirliğini kaybeder.
Piroliz analizlerinde kullanılan diğer bir grafik HI - Tmax grafiğidir. Bu grafik ile kerojen tipi ve olgunlaşma derecesi ile ilgili bilgiler elde edilir. Piroliz analizlerinde petrol türetme potansiyeline göre üç tip kerojen ayırtlanmaktadır:
Tip I : Algal organik maddeyi temsil eder.
Tip II : Spor, polen, kütikil ve diğer otsu organik maddeleri temsil eder ya da Tip I ve Tip III kerojenin karışımından oluşabilir. Petrol türetme potansiyeli vardır ancak Tip I’den daha düşüktür.
Tip III : Petrol türetme potansiyeli sınırlı olan karasal organik maddeleri ya da aşırı bakteri etkisi ile bozunarak hidrojenini kaybetmiş organik madde kalıntılarını temsil eder.
III. Analiz ve Bulgular:
1.
GÜVENÇ FORMASYONU’NUN STRATİGRAFİSİ
Güvenç formasyonunun stratigrafik istifteki konumu şekil.2 de verilmiştir.Kalınlığı 20 – 2500 metreler arasında değişen formasyon genellikle koyu gri, yeşilimsi gri, renkli pelajik foramlı şeylleri, miltaşı, kumtaşı ara katmanlı kısmen piritli yapısı ile tanınmaktadır. Sedimanter yapı olarak ise birim paralel ve konvelüt laminalanma ve seyrek olarak içerisindeki kumtaşı bantlarında kaval yapıları göstermektedir. İçerdiği foramların ışığında çökel istifi genelde derin deniz ürünü olup, zaman zaman sığlaşan bir ortamı temsil etmektedir. Yüzey örneklerinde gözlenen koyu gri renkli, mavimsi, yeşil renkli bol foramlı şeyl düzeylerinin rezervuar özelliği ihtimalli olan kumtaşları ve /veya kireçtaşları için ana kaya olabileceği düşünülmektedir. Bu formasyonun havza derinliklerine doğru şeyl miktarı artmakta dolayısıyla havzada petrol ve / veya gaz üretiminin bu koyu renkli şeyl içeriğinden yapılabileceği olasılığı bir soru işareti oluşturmaktadır.
Adana
Havzası’ndaki birimlerden Güvenç Formasyonu’nun havza güneyindeki denizel
şeyllerinin, belirli düzeyler boyunca yeterli organik madde kapsamları ve söz
konusu organik maddenin korunabilmiş bulunması olasılıdır. Söz konusu birimde
piritli düzeylere sık rastlanması zaman zaman oksitleyici olmayan koşulların
etkili olduğunu göstermiştir. Güvenç Formasyonu’nun çökelme ortamında ana kaya
oluşumuna elverişli koşullar kısmen etkili olmuştur. Derin Deniz Sondajları
Projesi (DDSP) çerçevesinde sürdürülen araştırmalar kıta yokuşunun şelf alanı
ile birleştiği derinliklerde oksijence fakir bir düzeyin bulunduğunu ve bu
kesimde çökelen kayalardaki organizmaların oksitlenmeden korunabildiklerini
göstermiştir (Hunt, 1974; Menzel, 1974; Dov, 1978; Welte, vd., 1979 ). Ancak
Güvenç Formasyonu havzanın her yerinde
incelenememiş durumdadır. Havzanın orta kesimindeki kuyular en çok
2. ANA KAYA DEĞERLENDİRMELERİ
Ana kaya özelliğine sahip olan kayaçlar genel olarak mikritik kireçtaşları, şeyl ve marnlardır. Hidrokarbon oluşumunun sıcaklık ve zamanın ortak etkisi ile denetlenmesi, organik maddenin petrol veya gaz oluşturabilmesi için belirli bir olgunluk derecesine ulaşmasını gerektirmektedir. Ana kayacın petrol potansiyeli organik maddenin olgunluk derecesine ve organik maddenin tipine, tortullardaki petrolün miktar ve niteliği ise sıcaklık, çökelme ortamı, organik madde miktarı ve niteliği, basınç, gömülme hızı ve tane boyu gibi etkenlere bağlıdır.
Sedimanter havzalarda depolanıp tortullaşan ve ana kaya özelliği gösteren birimlerin jeolojik devirler boyunca petrol ve / veya doğal gaz üretip üretmedikleri yukarıda anlattığımız ve her gün daha da gelişen organik jeokimyasal analiz yöntemleri ışığı altında aydınlanabilmektedir (Büyükutku, 1998).
Ana kaya değerlendirmesi için kullanılacak olan; Güvenç Formasyonu şeyllerinden derlenen yüzey numuneleri üzerinde gerçekleştirilen, organik jeokimya analiz sonuçları Tablo. 1.’de verilmiştir.
Tablo.1. Güvenç Formasyonu Şeylleri TOC ve Rock – Eval Analiz Sonuçları
|
ÖRNEK |
TOC |
S1 |
S2 |
S3 |
Tmax |
HI |
OI |
PI |
|||||||||
|
Nergislik G1 |
0,3 |
0,06 |
0,37 |
0,58 |
436 |
123 |
193 |
0,14 |
|||||||||
|
Kepeztepe G1 |
0,15 |
0,02 |
0,07 |
0,23 |
435 |
46 |
153 |
0,25 |
|||||||||
|
Karahöyük G1 |
0,27 |
0,03 |
0,13 |
0,3 |
436 |
48 |
111 |
0,19 |
|||||||||
|
Karahisarlı G2 |
0,06 |
0,02 |
0,01 |
0,18 |
438 |
16 |
300 |
1 |
|||||||||
|
Nergislik G3 |
0,34 |
0,02 |
0,23 |
0,17 |
431 |
67 |
50 |
0,08 |
|||||||||
|
Karahöyük G3 |
0,19 |
0,02 |
0,08 |
0,43 |
434 |
42 |
226 |
0,2 |
|||||||||
|
Meslek YO G4 |
0,21 |
0,03 |
0,16 |
0,22 |
433 |
76 |
104 |
0,17 |
|||||||||
|
Karahöyük G4 |
0,23 |
0,03 |
0,1 |
0,28 |
435 |
43 |
121 |
0,25 |
|||||||||
|
Nergislik G4 |
0,45 |
0,03 |
0,35 |
0,17 |
430 |
77 |
37 |
0,08 |
|||||||||
|
Meslek YO G7 |
0,21 |
0,02 |
0,09 |
0,34 |
436 |
42 |
161 |
0,2 |
|||||||||
Bu örneklerden elde edilen Hidrojen İndeksi (HI) ve Tmax değerleri organik madde türünün belirlenmesi için HI - Tmax (Şekil. 6.) ve HI – OI (Şekil. 7.) grafiklerinde yerine konarak her örneğin kerojen tipinin belirlenmesini sağlamıştır.
Tablo. 1. ‘deki verilere bakıldığında TOC değerlerinin ortalaması 0,241 olarak hesaplanmaktadır; bu da bize Güvenç Formasyonu’nun organik karbon miktarının zayıf olduğunu gösterir.
Gerek tablo. 1.’de, gerekse şekil. 3. ve şekil. 4.’de HI, OI ve Tmax grafiklerindeki veriler değerlendirildiğinde Güvenç Formasyonu’nun, hidrojen indeksinin çok düşük olduğu; ancak oksijen indeks değerlerinin daha yüksek olduğu Tip III kerojen içerdiği ve yalnızca gaz türümüne elverişli olduğu görülmüştür.
Tablo. 2. Güvenç Formasyonu örneklerinin Jenetik Potansiyel, Üretim İndeks değerleri
|
ÖRNEK |
Jenetik Pot. S1 + S2 |
Üretim İndeksi S1 /
S1 + S2 |
|
|
Nergislik G1 |
430 |
140 |
|
|
Karahöyük G1 |
90 |
222 |
|
|
Karahöyük G1 |
160 |
188 |
|
|
Karahisarlı G2 |
30 |
667 |
|
|
Nergislik G3 |
250 |
80 |
|
|
Karahöyük G3 |
100 |
200 |
|
|
Meslek YO G4 |
190 |
158 |
|
|
Karahöyük G4 |
130 |
231 |
|
|
Nergislik G4 |
380 |
79 |
|
|
Meslek YO G7 |
110 |
181 |
|
Jenetik Potansiyel Tissot ve Welte (1978)’a göre ‘(S1 + S2) < 2kg /ton (2000 mg/g) ise petrol ana kayası olamaz nadiren doğal gaz kaynak kayasıdır’ kuralına göre örneklerimizi değerlendirdiğimizde hiçbir örnek bu jenetik potansiyel değerine ulaşamadığından ‘petrol açısından kaynak kaya potansiyeli yoktur; ancak HI, OI ve Tmax değerleri ışığında doğal gaz ana kayası olabilir’ diyebiliriz.
Üretim indeks (PI) değeri kayanın içinde hazır halde bulunan sıvı hidrokarbon oranını göstermekte olduğunu yukarıda da ifade etmiştik; PI kayanın olgunlaşması ile artar. Tablo. 2.’de Güvenç Formasyonu’na ait örneklerin üretim indeks değerleri verilmiştir. Bu değerler ışığında numunelerimizin bünyesinde bulunan sıvı hidrokarbon oranının çok düşük olduğu, bu nedenle petrol ve / veya doğal gaz türümüne yetecek olgunluğa ulaşmadığı savı da netlik kazanmaktadır.
Şekil.3. Tmax (°C) ve Hidrojen İndeksi ile olgunlaşma derecesinin belirlenmesi
Şekil. 4. Kerojen Tipleri ve Hidrojen – Oksijen İndeksleri
IV:
Sonuçlar:
Güvenç Formasyonu şeyllerinden derlenen yüzey numuneleri üzerinde yapılan organik jeokimya analizleri sonucunda organik madde miktarının % 0,06 ile % 0,45 arasında değiştiği görülmüştür. Piroliz analizi sonucunda elde edilen hidrojen indeksi (HI) ve oksijen indeksi (OI) değerleri kullanılarak çizilen diyagram Güvenç Formasyonu’nun hidrojence fakir; oksijence zengin bir organik madde türü içerdiğini göstermiştir. Bu organik madde türü karasal kökenli olup kerojen türü III olarak tanımlanmaktadır. Yine piroliz analizleri yardımıyla formasyona ait şeyl numuneleri üzerinde organik maddenin olgunluğu belirlenmeye çalışılmıştır. Bu analiz sonucunda elde edilen hidrojen indeksi (HI) ve sıcaklık (Tmax) değerleri ile çizilen diyagramda Tip III kerojene işaret etmektedir. Sonuç olarak; Güvenç Formasyonu ‘nun petrol açısından bir ana kaya potansiyeline sahip olmadığı; fakat organik madde türü açısından belirli bir doğal gaz potansiyeline sahip olduğu söylenebilir. Bu birim doğal gaz için petrole oranla daha fazla potansiyele sahip olmasına karşın olasılı kaynak kaya katajenik gaz oluşturacak olgunlağa henüz ulaşamadığından, Adana Havzası’nda Miyosen yaşlı birimlerden oluşmuş katajenik bir gaz oluşumu beklenmemelidir. Bazı kuyularda sığ derinliklerde rastlanmış olan gaz emareleri biyolojik gaz olmalıdır. Bulgurdağ Petrol sahasında üretim yapılan petrolün Miyosen öncesi temelde yer alan şeylli birimlerden geldiği düşünülmektedir (Yalçın, 1987).
V. KAYNAKLAR
Abdüsselemoğlu, M. Ş., 1959. Yukarı Seyhan bölgesinde Doğu Torosların jeolojik etüdü.
Mineral Exploration Research (MTA) Institute, report no:2668, 45p. (unpublished).
Abdüsselemoğlu, M. Ş., 1962. Kayseri-Adana arasındaki Doğu Toroslar bölgesinin jeolojisi hakkında rapor. Mineral Exploration Research (MTA) Institute, report no: 3262, 33p.
Al-Shaieb, Z. and Shelton, J., 1981. Migration of hydrocarbons and secondary porosity in sandstones:Am.Assoc. Petroleum Geologists Bull., v.65, p.2433-2436.
Basan, P., B., 1978. Introduction. in: Trace Fossil Concepts (Eds, P., B., Basan). S.E.P.M. Short Course No:5, Oklahoma Tulsa, U.S.A.
Büyükutku, A., 1998, Trakya Havzası Kuzeybatısı Orta-Üst Eosen Birimlerinin (Keşan Grubu) Petrol Jeolojisi Açısından İncelenmesi, Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Yayınları, Ankara.
Bizon, G., Bizon, J. J., Feinberg, H., Öztümer, E., 1977. Antalya-Mut-Adana havzası Tersiyer biyostratigrafisi ve mikropaleontoloji yenilikleri. Türkish Second Petroleum Cong., 217-228.
Boles, J. R. And Franks, S. G., 1979. Clay diagenesis in Wilcox sandstones of southwest Texas: implication of smectite diagenesis on sandstone cementation.. Jour. Sed. Petrology, v.49, p.55-70.
Chilingar, G.V. ,Mannon, R.W. and Rieke, H. H., 1972. Oil and Gas Production from
Carbonate Rocks, p.35-51 .
Crimes, T., P., 1970. Trace fossils, Geol. J., Spec., issue no:3. Sellhouse press, Liverpool, 547pp.
Demirtaşlı, E. 1984, Stratigraphy and tectonics of the area between Silifke and Anamur,
Central Taurus Mountains: Geology of the Taurus Belt, Tekeli, O. and Göncüoğlu, C. M.,
Eds., 101-108.
Dow, W. G., 1978, Petroleum Source Beds on Continental Slopes and Rises. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 62, 9, 1584 – 1606s
Dunham, R. J.,1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In Ham, W. E. (ed), classification of carbonate rocks mem. Am. Ass. Petrol. Geol, 108, 121.
Ergene, T. M.,
1972. Quantitative environmental analysis and related reservoir properties of
Karaisalı limestone in Bulgurdağ oil field, Turkey. Revue de
Frey, R., W.,
1978. Behauioral and ecological implications of trace fossils. In Trace
Fossils Concepts (Eds, P., B., Basan). S.E.P.M. Short Course No:5, Oklahoma
Tulsa, U.S.A.
Görür, N., 1980. Karaisalı kireçtaşının (Miyosen)
sedimantolojisi, Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 22, 227-232.
Gold, P. B., 1987. Textures and geochemistry of authigenic albit from Miocene sandstones, Louisiana Gulf Coast: Jour. Sed. Petrology, v.57, p.353-362.
Görür, N., 1977. Depositional history of Miocene sediments of NW flank of the Adana Basin. Sixth colloquim on Geology of the Agean Region, İzmir.
Görür, N., 1979. Karaisalı kireçtaşının (Miyosen) sedimantolojisi, Türkish Geology Bull., 22/2, 227-234.
Görür, N., 1986. Adana havzasının petrol potansiyelinin değerlendirilmesinde yeni bir görüş. Türkish 6th Petroleum Cong., 72-79.
Görür, N.,
Görür, N., 1994. Tectonic control in the development of a Lower-Middle Miocene reef at a complex triple junction: Depositional history of the Karaisalı Formation of the Adana basin, Turkey, Geologie mediterraneeenne, Tome XXI, n 1-2, 1994, pp.49-67.
Gürbüz, K., 1985. Karaömerli-Akkuyu-Balcalı bölgesi (N Adana) tersiyer istifinin sedimanter jeoloj,k incelemesi. Çukurova University Geology Department Science Institute master Thesis, 77p.
Gürbüz, K., Gökçen, S.L., 1985. Provenance and sedimentology of the late Tersiary foreland deposit of the Northern Adana Basin, Turkey. International syposium on foreland basin, Firibourg, Switzerland, 66p.
Gürbüz, K. and Kelling, G. 1993. Provenance of Miocene submarine fans in the northern Adana Basin. A test of discriminant fuction analysis. Geological Journal, 28, 277-295.
Häntzschel, W. 1975. Trace fossils and
problematica.- In: Teıchert C. (ed.). Treatise on Invertebrate Paleontology,
part W, Miscellanea, Supplement I: W1-W269. Boulder, Colo., and Lawrence,Ka.
(Geological Society of America and Universty of Kansas Press).
İlker, S., 1975. Adana basen kuzeybatısının jeolojisi ve petrol olanakları. Türkish Petroleum Corporation. Report no: 973, 63p.
Kerey, I. E., Yetiş., C., Demirkol, C., Meandering plain deposits and marginal sea processes in the Upper Miocene Kuzgun Formation of the Adana basin in Turkey. 6th European regional meeting of sedimentology, Abstracts, Spain, 217-218.
Lagap, H., 1985. Kıralan-Karakılıç-Karaisalı (NW Adana) alanının litostratigrafik-kronostratigrafik incelemesi. Çukurova University Geology Department Science Institute master Thesis, 77p.
Land, L. S. and Dutton, S., 1978. Cementation of a Pennsylvanian deltaic sandstone. İsotopic data J. Sedim. Petrol. 48, 1167-1176.
Logan, B. W. and Seminiuk, V., 1976. Dynamic metamorphism:
process and products in Devonian
carbonate rocks. Canning basin, western Australia. Geo. Soc. Australia Spec.
Publ., 6, 13p. Sydney.
McBride, E. F.,
Menzel, D. W., 1974, Primary Productivity, Dissolved and Partuculate Organik Matter and The Sites of Oxidation of Organic Matter. The Sea (E. Goldberg, ed.), Wiley Interscience, New York.
Milliken, K. L., L. S. Land, and R. G., Loucks, 1981. History of burial diagenesis determined from isotopic geochemistry, Frio Formation, Brazoria Country, Texas: AAPG Bulletin, v.65, p.1397-1413.
Moore, C. H., 1989. Carbonate genesis and
porosity, Elsevier, Amsterdam.
Nazik, A.,
1983. Güvenç Formasyonu stratigrafi kesitinin (KB Adana) planktonik
foraminiferalarla biyostratigrafik incelemesi. Ankara University Geology
Department Science Institute master Thesis, 35p.
Nazik, A. ve Gürbüz, K., 1992.
Karaisalı-Çatalhan-Eğner yöresi (KB Adana) Alt-Orta Miyosen yaşlı denizaltı
yelpazelerinin planktonik foraminifer biyostratigrafisi. TJK. Bült. C.35, no.1, s.67-80.
Nazik, A. Ve Toker,
V., 1986. Karaisalı Yöresi Orta Miyosen istifinin foraminifer
biyostratigrafisi. MTA Dergisi no. 103-104, s.139-150.
Öğrünç, G., 1996. Yenice (Tarsus kuzeyi) Neojen istifinin mikropaleontolojik incelenmesi ve ortamsal özellikleri. Ç.Ü.F.B.E. Yüksek Lisans Tezi, 115 s.
Özer, B., Duvar, B., Courrier, P., Letouzey, J., 1974. Antalya-Mut-Adana neojen havzaları jeolojisi. Türkish 2nd Petroleum Cong., 57-84.
Pampal, S., 1983. Doğu Toroslarda, Kadirli-Kozan-Feke (Adana) ile Çokak (Kahramanmaraş) arasındaki bölgenin stratigrafisi ve tektonik özellikleri. Selçuk Üniversity PhD Thesis, 133p.
Schmidt, G. C., 1961. Stratigraphic nomenclature for the Adana region petroleum district VII. Petroleum Administration Bull., 6, 47-63.
Seilacher, A., 1964. Biogenic sedimentary structures. In Approaches to paleontology, J. Imbrie and N. D. Newell (eds), 296-316. New York: Wiley.
Seilacher, A. 1975. Pattern analysis of Paleodictyon and related trace fossils .- In: Crimes, T. P. and Harper, J. C. (eds.) Evolution of animal behavior: 62-87; New York (Oxford Universty Press).
Sirel, E. and Gündüz, H., 1982.
Description of new Borelis species from the Hatay (south of Turkey) and Elazığ
region. Bulletin of the Mineral Research and Exploration Institute of Turkey,
92, 70-74.
Surdam, R. C., Boese, S. W., and Crossey, L. J., 1984. The chemistry of secondary porosity, in McDonald, D. A., and Surdam, R. C., eds., Clastic Diagenesis: Tulsa, Okla., Am. Assoc. Petroleum Geologists, Mem. 37, p.127-149.
Taner, Ü., 1983. Körlü (Tarsus-Adana) çevresi neojen formasyonları ve molluska faunası. Ankara University Geology Department Science Institute master Thesis, 235p.
Ternek, Z., 1953. Mersin-Tarsus kuzey bölgesinin jeolojisi. Mineral Research Exploration Journal, 44-45, 18-62.
Ternek, Z., 1957. Adana havzasının Alt Miyosen (Burdigaliyen) formasyonları, bunların diğer formasyonlarla olan münasebetleri ve petrol imkanları. Mineral Research Exploration Journal, 49, 48-66.
Tissot, B. R. ve Welte, D. H., 1978, Petroleum Formation and Occurence, Springer Verlag, 538s.
Toker, V., Demircan, H., Yıldız, A., and Sevim, S., 1998. Biostratigraphy and paleocography of deep marine sediments of the Lower-Middle Miocene Cingöz Formation (Adana-Turkey). Middle Technical university (METU) 3th International Turkish Geology Simyposium, p.225.
Ünlügenç, U., 1986. Kızıldağ yayla (Adana) dolayının jeoloji incelemesi. Çukurova University Geology Department Science Institute master Thesis, 77p.
Uchman, A. and Demircan, H., 1999. Thrace fossils of Miocene deep-sea fringe deposits from the Cingöz Formation, southern Turkey. Annales Societatis Geologorum Poloniae, vol.69, p.125-135.
Uchman, A.
and Demircan, H.,
Welte, D. H.,
Cornford, C., Rullkötter, J., 1979, Hydrocarbon Source Rocks in Deep Sea
Sediments. 11th Off shore
Techology Conference, 457 – 464s.
Yalçın, N., 1982.
Adana Havzası petrol ve doğal gazın kökeni, Türkiye 7. petrol kongresi, p.
427-441.
Yetiş, C., Demirkol,
C., Kerey, E., 1986. Adana Havzası Kuzgun Formasyonu’nun fasiyes ve ortamsal
nitelikleri, Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni., c.29, 81-96.
Yetiş, C. ve Demirkol, C., Kasım 1986, Adana Baseni Batı Kesiminin Detay Jeoloji Etüdü, Çukurova Üniversitesi Yayını, 88 – 96s.
Yetiş, C., 1987. Adana Baseni Burdigaliyen-Tortoniyen istifinin sedimantolojik gelişimi, Türkiye 7. Petrol Kongresi, 322-333.
VI. Ekler:
A) Mali Bilanço ve Açıklamalar
|
43 - Dr. Aynur BÜYÜKUTKU - Jeoloji Mühendisliği Bölümü -
Mühendislik Fakültesi |
||||||||||||||||||||||||
|
|
||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
Açıklama: 13.4.2001 (400 Tüketim mal ve hizmet alımları) 145.000.000 TL
1.05.2001 (400 Tüketim mal ve hizmet alımları) 54.900.000 TL
27.7.2001 (200 Yolluklar) 98.000.000 TL (300 Arazi araç kirası) 120.000.000TL
27.7.2001 (200 Yolluklar) 130.000.000TL (300 Arazi araç kirası) 145.000.000TL
27.7.2001 (200 Yolluklar) 130.000.000TL (300 Arazi araç kirası) 145.000.000TL
27.7.2001 (200 Yolluklar) 98.000.000TL (300 Arazi araç kirası) 145.000.000 TL
27.8.2001 (400 Tüketim mal ve hizmet alımları) 145.000.000TL
07.11.2001 (400 Tüketim mal ve hizmet alımları) 145.000.000TL
06.12.2001 (300 Analiz ücreti X-Ray analizleri) 510.000.000 TL
19.6.2002 (300 Fotoğraf tabettirme) 200.000.000TL
11.7.2002 (300 Elektron mikroskop analizleri) 991.200.000TL
19.12.2002 (300 Piroliz, TOC geçirgenlik analizi) 985.910.000TL
10.4.2003 (300 Kapiler basınç testi ) 962.300.000TL
B) Yayınlar
1)
Büyükutku, G. A., “The reservoir potential of Miocene carbonate rocks
(Karaisalı limestones) in the Adana Basin, South Anatolia, Turkey, Journal of
Petroleum Geology (İncelemede) (SCI)
2)
Büyükutku, G. A., “Diagenesis of Kuzgun Sandstones (Middle-Upper Miocene),
Adana Basin, Turkey: Implication for Reservoir Heterogeneity, Geological
Society of India, (Baskıda) (SCI)
3)
Büyükutku, G. A., “Diagenesis of Kuzgun Sandstones (Middle-Upper Miocene),
Adana Basin, Turkey: Implication for Reservoir Heterogeneity”, 14th
International Petroleum and Natural Gas Congress and Exhibition of Turkey,
Proceedings, p. 130-141, (2003).
Şekil.2.
İnceleme alanında yer alan birimlerin stratigrafik özellikleri (Gürbüz ve
Kelling, 1993).
Şekil.1.
İnceleme alanının yer belirleme haritası (Gürbüz ve Kelling, 1993 ‘den
değiştirilerek alınmıştır.)