Zonguldak Havzası
Zonguldak Havzası, Türkiye'nin kuzeybatısında bulunan bir havzadır. Türkiye'de maden kömürü yataklarına sahip tek havzadır. 1800'lerin sonlarından beri kömür çıkarılmaktadır. Havza, adını Türkiye'nin Zonguldak kentinden alır ve yaklaşık 41° kuzey doğrultusunda uzanır. Uzun ekseni kabaca güneybatıdan kuzeydoğuya doğru yönlendirilmiş, kabaca eliptik şekillidir ve Karadeniz'e komşudur. Zonguldak Havzası'nda batıdan doğuya Armutçuk, Zonguldak ve Amasra olmak üzere üç ana bölge tanınmıştır.[1]
Birikme tarihi[değiştir | kaynağı değiştir]
Zonguldak Havzası iki önemli çökelme döneminden geçmiştir. İlk dönem Paleozoyik'te, ikincisi ise Kretase'de başladı. Havzada izole çökelme alanları Geç Permiyen'den Triyas'a ve ayrıca Geç Jura'ya kadar meydana gelmiştir.
Paleozoyik[değiştir | kaynağı değiştir]
Zonguldak Havzası'nda ilk çökelme Ordovisiyen'de yaşanmıştır.[2] Birikimi alt Ordovisiyen yaşlı Soḡuksu Formasyonu ile başlar. Soḡuksu Formasyonu'nun kalınlığı 700–1100 metredir. Tabanında yeşil şeyl ve kumtaşından oluşur ve yukarıya doğru kabalaşarak arkozik konglomeralara dönüşür. Alt Ordovisiyen yaşlı Aydos Formasyonu Soḡuksu üzerinde uyumlu olarak yer alır. Kuvarsitik kumtaşından oluşan bir çakıltaşıdır ve 50-200 metre kalınlığındadır. Fındıklı Formasyonu Zonguldak havzasında üst Ordovisiyen, Silüriyen ve en alt Devoniyen döneminde çökelmiştir. 300-450 metre kalınlığındadır. Fasiyesi zamanla sığlaşan karışık silisiklastik-karbonat şelf ortamının göstergesidir.
Ferizli Formasyonu'nun kırmızı renkli, çapraz tabakalı kumtaşları, Fendikli Formasyonu'nun marnlı çökelleri üzerinde yer alır. Oolitik kumtaşları demir ve demir cevheri içerir.[2] Formasyon, Fındıklı Formasyonu gibi, daha sığ çökelme ortamlarına ve daha yüksek enerjili çökelme ortamlarına doğru bir geçiş göstermektedir. Ferizli Formasyonu'nun genç çökelleri giderek kalsiyum karbonatça zenginleşerek yerini Yılanlı Formasyonu'na bırakır.[2]
Yılanlı Formasyonu Viseyen yaşında olup Zonguldak Havzası'ndaki kömürle ilgili serilerin başlangıcıdır.[3][4] Yılanlı, kalkerli siyah ve gri şeyllerden oluşan dolomitik kireçtaşı birimidir. Sığ deniz pasif kenar ortamında biriktirildi. Alacaağzı Formasyonu tarafından uyumlu olarak örtülmektedir ve 1000 m'den fazla çökelti biriktirmiştir.[2] Alacaağzı Formasyonu ekonomik kömür yataklarını içermektedir. Birimin alt kesimlerinde ağırlıklı olarak çapraz tabakalı siyah şeyl ve siltlerden oluşur ve formasyonun tepesine doğru giderek kum, şeyl içeren kömür ve konglomeralardan oluşur.[3][4] Alacaağzı Formasyonu'ndaki fasiyes analizi göl, akarsu ve yelpaze çökellerini içeren kıyı ortamlarını düşündürmektedir.[3]
Alacaağzı Formasyonu'nun üzerinde uyumlu olarak Kozlu Formasyonu yer almaktadır. Kozlu'da toplam 30-32 m uzunluğunda 19 kömür damarı bulunmaktadır.[4] Kozlu, konglomera, kum, silt, çamur ve kömür yataklarından oluşmaktadır. Karadon Formasyonu Kozlu üzerinde uyumlu olarak yer almaktadır. Karadon litolojik olarak Kozlu Formasyonu'na benzemekle birlikte daha az kömür damarı içermektedir. Açısal bir uyumsuzluk Karadon formasyonunun tepesine kadar uzanır ve süresi 46,5 My ile 194 My arasında değişir.[2][5]
Yerelleştirilmiş biriktirme[değiştir | kaynağı değiştir]
Zonguldak Havzası'nın batı kısmında Çakraz Formasyonu'nun çökelmesiyle çökelme yeniden başlamıştır. Çakraz Üst Permiyen'den Alt Jura'ya kadar uzanır. Çakraz üzerinde uyumsuz olarak İnaltı Formasyonu yer almaktadır. İnaltı Üst Jura sırasında çökelmiştir ve bir uyumsuzluk nedeniyle kesilmiştir.[5] İnaltı'nın karbonatları sığ bir pasif kenar ortamını temsil etmektedir.[6]
Kretase[değiştir | kaynağı değiştir]
Geç Kretase sırasında, Zonguldak Havzası kabaca 25° kuzey yönündeydi[6] ve Karadeniz'in arka yayının oluşması nedeniyle çöküntü yaşıyordu. Sonuç olarak Zonguldak'ta erken Kretase'den Eosen'e kadar bir çökelme yaşanmıştır. Farklı yazarlar Zonguldak havzasının farklı stratigrafik sütunlarını sunmaktadır ve bu analiz tercihen daha güncel araştırmaları raporlayacaktır. Bu çökelme döneminde biriken litolojiler kireçtaşlarını, çamurtaşlarını, silttaşlarını ve dolomitleri içerir.[5][6] Albian, 105-100 Ma, Zonguldak Formasyonu ağırlıklı olarak dolomitleşme alanlı kireçtaşından oluşur.[5][7] Bu formasyonun üzerinde uyumlu olarak 105-112 milyon yıl öncesine ait Albiyen Kilimli Formasyonu bulunmaktadır. Kilimli kumtaşı ve karbonlu kumtaşından oluşur.
Kilimli, Cemaller Formasyonu'nun kumlu kireçtaşları tarafından uyumsuzlukla örtülmektedir.[7] Uyumsuzluk en az 6.5 My sürmekte ve Zonguldak Havzası'nda Turoniyen-Kampaniyen'den sürekli bir çökelme yaşanmaktadır. Cemaller'in üzerinde Başköy Formasyonu'nun silttaşı ve kireçtaşı yer alır. Cemaller üzerinde yer alan Dinlence Formasyonu andezit ve andezitik tüfitlerden oluşur. Dinlence'nin de andezit ve andezitik tüfitleri içermesi nedeniyle Yemişliçay Formasyonu olması muhtemeldir.[5][6] Dinlence'nin üzerinde Alapı Formasyonu'na ait marn ve kireçtaşları bulunmaktadır.[7]
Tektonik tarihi[değiştir | kaynağı değiştir]
Paleozoyik[değiştir | kaynağı değiştir]
Orta Paleozoyik sırasında Zonguldak Havzası Lavrasya plakasının güneye bakan pasif kenarının bir parçasıydı.[3][8] Karbonifer sırasında çökelti suyu ara yüzeyinin sıcaklığı 25 °C'ye yakındı ve Zonguldak havzasına ısı akışı yaklaşık 1,3 ısı akışı birimi (HFU) idi.[5] En düşük kömür içeren formasyon olan Alacaağzı Formasyonunun geri şeritleme analizi, Karbonifer döneminde Zonguldak bölgesinde sırasıyla maksimum 100 °C ve 2,4 km maksimum sıcaklığa ve 2,4 km derinliğe ulaşır. Benzer şekilde Kozlu Formasyonu'nun tabanı Armutçuk, Zonguldak ve Amasra bölgelerinde sırasıyla maksimum 85, 85 ve 100 °C sıcaklıklara ulaşmaktadır.[9]
Zonguldak Havzası geç Paleozoyik boyunca tektonik olarak aktifti ve bu, Hersiniyen orojenezi nedeniyle yapısal ve gömülme tarihini güçlü bir şekilde etkilemiştir. Hersiniyen orojenezi, Laurasia ve Gondwana arasındaki kıta-kıta çarpışmasının sonucuydu. Bu çarpışma birçok D-KD/B-GB çarpıcı faylar, kıvrımlar yarattı ve Paleozoik çökeltileri eğdirdi.[3][4] Vestfalyen'in sonuna doğru havzanın bu yükselişi çökelmeyi durdurdu ve Karadon Formasyonu'nun tepesinde açısal uyumsuzluk yarattı.[2][4][5] Hersiniyen Orojenezi sırasında Zonguldak Havzası'nda ısı akışı sabit kalırken, yükselme sedimanların yaşadığı sıcaklıkları azalttı.[5] Örneğin, Permiyen sonunda Alacaağzı'nın tepesi yaklaşık 70 °C sıcaklıktaydı ve Zonguldak bölgesindeki çökelti yüzeyinin 1,6 km altındaydı.
Mezozoyik[değiştir | kaynağı değiştir]
Kretase döneminde Zonguldak Havzası'nda genel çöküntü, riftleşme ve faylanma yaşanmıştır.[4] Bu durum bölgede başka bir çökelme dönemine yol açtı ve kömür damarlarında faylanmalara neden oldu. Bu faylanma, meteorik suyun kömür damarlarına girmesi için bir yol sağladı.
Aptiyen sırasında, Türkiye'nin Batı Pontid tektonik bölgesini Sakarya Kıtası'ndan ayıran okyanus olan Intrapontid Okyanusu batmaya maruz kalmıştır.[6] Bu, Karadeniz'in yay arkası havzasının oluşmasına yol açtı. Bu dalma-batmanın başlangıcı Kilimi ve Cemaller formasyonları arasındaki uyumsuzluğun sorumlusudur ve bölgede Alpid orojenezinin başlangıcını işaret etmektedir.[6] Yemişliçay'ın andezitik volkanoklastik çökelleri bu dönemde bölgedeki okyanus kabuğunun dalmasını desteklemektedir. Zonguldak Havzası, Alpid orojenezinin başlamasından sonra Karadeniz havzasındaki riftleşme nedeniyle çökelmeyi sürdürebilmiştir. Karadeniz'deki riftleşme Kretase döneminde Zonguldak Havzası'na ısı akışını da artırdı. Isı akışları 1,5-1,75 HFU kadar yüksekti ve çökelti suyu arayüzünün sıcaklığı yaklaşık 25 °C idi.[5][9]
Senozoyik[değiştir | kaynağı değiştir]
Pontid İçi Okyanusu, Batı Pontid arazisi ile Doğu Pontid arazisi arasındaki çarpışma nedeniyle dalmayı durdurdu. Aplid orojenezi çökelmeyi durdurdu ve 42 milyon yıl önce başlayan Eosen döneminde Zonguldak havzasını yükseltti.[4][5] Kömür içeren formasyonlar Alpid orojenezinin başlangıcında en yüksek sıcaklıkları yaşadı. Örneğin Kozlu Fm'in tabanında Armutçuk, Zonguldak ve Amasra bölgelerinde sırasıyla 125, 175 ve 140 °C sıcaklıklar yaşandı.[9]
Anadolu'daki Alpid tektonik bölgeleri kuzeyden güneye Pontidler, Anatolidler, Taridler ve Kenar Kıvrımlarıdır. Bu iller kabaca doğu-batı yönünde bir doğrultuya sahiptir. Zonguldak Havzası şu anda Alp orojenezi tarafından yükseltilmektedir.[9] Havzanın kuzeyine doğru giderek daha yaşlı çökeltiler yüzeye çıkar.
Kaynak kayalar[değiştir | kaynağı değiştir]
Kömür[değiştir | kaynağı değiştir]
Alacaağzı, Kozlu ve Karadon formasyonlarının kömürleri bitümlü niteliktedir.[10] Alacaağzı, Kozlu ve Karadon formasyonları sırasıyla %70, %81 ve %81'den fazla toplam organik karbon (TOC) içermektedir.[7]
Yapı[değiştir | kaynağı değiştir]
Zonguldak havzasındaki kömürler tip III kerojenlerin ortalama evrimini izlemektedir.[10] Zonguldak havzasının kömürleri %0,45-1,70 oranında vitrinit yansıması (Ro) göstermektedir.[9] Hoşgörmez ve ark. (2002), Kozlu formasyonuna ait kömürlerin %1,0-1,2 oranında Ro sergilediğini, bunun da onlara yüksek uçucu A bitümlü kömür sınıfı verdiğini belirlemiştir.[11] Ayrıca derinlik arttıkça kömürleşme arttı ve kömürler derinlikle birlikte daha aromatik hale geldi.[12] Kömürlerin kaloriifikasyonu da derinlikle birlikte arttı.
Metan[değiştir | kaynağı değiştir]
Metan üretiminin iki geniş ölçekli yolu, termojenik ve biyojenik üretim, kömürlerdeki metan üretiminin çoğunluğunu oluşturmaktadır.[11] Kömürlerde termojenik metan üretimi 80 °C civarında başlar ve vitrinit yansımasının %0,7-1,6'sı civarında zirveye ulaşır. Metanın biyojen üretimi kimyasal olarak ayırt edilebilen iki yolla gerçekleşir.[11] Bu yollar karbondioksitin azaltılması, asetat fermantasyonu ve metanol/metil kullanımıdır.[11] Kömürleştirme işlemi sırasında gözlemlenen sıcaklıklar sterilizasyon için yeterince yüksek olduğundan, tipik olarak biyojenik üretim bir kömür yatağının olgunlaşmasının erken safhalarında gerçekleşir. Bir kömür yatağı yükselip kırılırsa tarihinin ilerleyen dönemlerinde metan üretebilir. Yatakların yükselmesi, onları mikropların kolonizasyonu için yeterince soğutur ve çatlaklar ve faylar, yüzey suyunun sızmasıyla aşılama yolları sağlar.[11]
Zonguldak havzasındaki kömürler karmaşık bir depolanma ve tektonik geçmişe maruz kalmış ve bu durum havzanın metan üretimini etkilemiştir. Alacaağzı formasyonu 25 milyon yıl önce boyunca gömülü kalana kadar 80 °C izotermini geçememiştir.[7] Kozlu formasyonu ilk 260 Ma'da iki farklı durumla karşı karşıya kalmıştır. Kozlu'nun tabanı çoğunlukla 80 °C izoterminin altında, üst kısmı ise bunun üzerinde yer aldı. Kretasedeki çökelmeyle birlikte Kozlu formasyonu 80 °C izotermin altına gömülmüştür. Alacaağzı ve Kozlu 5 milyon yıl civarında 80 °C'yi aştı. Bu noktada kayalar kırılmıştı ve meteorik su, sistemi metanojenik mikroplarla aşılayabiliyordu.
Zonguldak havzasındaki kuyulardan elde edilen izotop verileri metanın esas olarak termojenik nitelikte olduğunu göstermektedir. Kömür yataklarında başlangıçta bir miktar mikrobiyal metan üretimi olmuş olabilir veya havzanın yükselmesinden ve meteorik suyun yataklara girmesinden sonra meydana gelmiş olabilir. Yeniden aşılama, kömür yataklarındaki yarıkların yakınında izotopik olarak daha hafif gazın meydana geldiğine dair kanıtlarla desteklenmektedir.[4]
Şeyller[değiştir | kaynağı değiştir]
Yilani'nin organik açıdan zengin şeylleri %7,9'a kadar TOC içerir ve kömür içeren formasyonların şeylleri ve silt taşları %2-26 TOC içerebilir.[7] Organik madde tip II kerojen olarak bulunur. Yılani gaz penceresine girerken izotop verileri, havzadaki gazın çoğunun Kozlu kömür yataklarından ve ilgili organik zengin şeyllerden elde edildiğini gösteriyor.[7]
Kaynak kayanın özeti[değiştir | kaynağı değiştir]
Zonguldak Havzası'nda hakim kaynak kaya kömürdür. En verimli kaynak kaya, en fazla miktarda kömür ve en fazla miktarda metan içeren Kozlu Formasyonu'dur. Bu durum, Zonguldak havzasında termojenik metan üretiminin yüksek olabileceğini düşündüren Ro değerleri ile doğrulanmaktadır. Şeyl tarafından üretilen metan, havzada bulunan toplam metan miktarına küçük bir katkı sağlıyor olabilir ancak çoğunluğu kömürden elde ediliyor. Kömürden türetilen metan, bir miktar biyojenik üretimle birlikte çoğunlukla termojenik kökenli gibi görünmektedir.[4][7]
Rezervuar[değiştir | kaynağı değiştir]
Kömür[değiştir | kaynağı değiştir]
Zonguldak Havzası'nın ana rezervuar litolojisini kömür oluşturmaktadır. Kömür katı bir hidrokarbon olduğundan göç edemez. Kömür aynı zamanda metan açısından da havzada önemli bir rezervuar litolojisidir. Kömür yataklarındaki metan öncelikle emilmiş halde bulunurken, çok küçük bir kısmı serbest gaz olarak bulunur.[1] Gaz, kömürün mikro gözenekli yapısında sıvıya yakın yoğunluktadır.[11] Hoşgörmez ve ark. (2002), Zongulak havzasındaki kömürlerin 12 cm3 g−1'e kadar metan içerdiğini tahmin etmektedir. Ayrıca Karadon Formasyonu'ndaki metanın %90'ı kömür tarafından adsorbe edilmiş, %10'u ise serbest gaz halinde bulunmaktadır.[1] Amasra bölgesindeki Karadon Formasyonu'ndaki kömür yatağı metanının toplam hacminin 862,5-2600 milyon metreküp olduğu tahmin ediliyor.
Diğer birimler[değiştir | kaynağı değiştir]
Yilani Formasyonu'nun dolomitleri potansiyel rezervuar birimleri olarak nitelendirilmektedir.[7] Alacaağzı, Kozlu ve Karadon formasyonlarındaki kumtaşı birimleri de potansiyel rezervuarlardır.[7] Rezervuar niteliği iyi olan bir diğer formasyon ise Yemişliçay veya Dinlence Formasyonu'dur.[5][7] Yemişliçay'ın tabanı, volkanoklastik çökellerle ardalanan kırmızı pelajik kireçtaşı ile karakterize edilir.[6]
Mühür[değiştir | kaynağı değiştir]
Kömürün mikro gözenekli yapısından dolayı Zonguldak Havzası'nda kömür önemli bir mühürdür. Kömürlü formasyonların dışında mühür görevi görebilecek tek formasyon Kilimli Formasyonu'dur.[7]
Kömür madenleri[değiştir | kaynağı değiştir]
Kömür madenleri arasında Armutçuk Kömür Madeni ve Karadon Kömür Madeni bulunmaktadır.
Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]
- ^ a b c Sinayuç, C., and Gümrah, F. (2009) Modeling of ECBM recovery from Amasra coalbed in Zonguldak Basin, Turkey, International Journal of Coal Geology, 77, 162-174
- ^ a b c d e f Yalçin, M.N. and Yilmaz, I. (2010). Devonian in Turkey – A review. Geologica Carpathica, 61 (3), 235-253
- ^ a b c d e Görür, N., Monod, O., Okay, A.I., Sengör, A.M.C., Tüysüz. O., Yiğitbaş, E., Sakinç M., and Akkök, R. (1997) Paleogeographic and tectonic position of the Carboniferous rocks of the western Pontides (Turkey) in the frame of the Variscan belt. Bull. Soc. Géol. France, 168 (2), 195-205
- ^ a b c d e f g h i Hoşgörmez, H. (2007). Origin and secondary alteration of coal bed and adjacent rock gasses in the Zonguldak Basin, western Black Sea, Turkey. Geochemical Journal, 41, 201-211
- ^ a b c d e f g h i j k Yalçin, M.N., Schenk, H.J., and Schaefer, R.G. (1994). Modelling of gas generation in coals of the Zonguldak basin (northwestern Turkey). International Journal of Coal Geology, 25, 195-212
- ^ a b c d e f g Channel, J.E.T., Tüysüz, O., Bektas, O., and Sengör, A.M.C. (1996). Jurassic-Cretaceous paleomagnetism and paleography of the Pontides (Turkey). Turkey, 15 (1), 201-212
- ^ a b c d e f g h i j k l Hoşgörmez, H., Yalçin, M.N., Cramer, B., Gerling, P., Faber, E., Schaefer, R.G., and Mann, U. (2002). Isotopic and molecular composition of coal-bed gas in the Amasra region (Zonguldak basin—western Black Sea). Organic Geochemistry,33, 1429-1439
- ^ Goncuoglu, M.C. and Kozlu, H. (2000). Early Paleozoic evolution of the NW Gondwanaland: Data from southern Turkey and surrounding regions. Gondwana Research, 3, 315-324
- ^ a b c d e Yalçin M.N., İnan, S., Gülbin, G., Mann, U., and Schaefer, R.G (2002). Carboniferous coals of the Zonguldak basin (northwest Turkey): Implications for coalbed methane potential. American Association of Petroleum Geologists bulletin, 86 (7), 1305-1328
- ^ a b Yürüm, Y., Bozkurt, D., and Yalçin, M.N. (2001). Change of the structure of coals from the Kozlu K20 G borehole of Zonguldak Basin with Burial Depth: 1. chemical structure. Energy Sources, 23, 511-520
- ^ a b c d e f Strąpoć, D., Mastalerz, M., Dawson, K., Macalady, J., Callaghan, A.V., Wawrik, B., Turich, C. and Ashby, M. (2011). Biogeochemistry of microbial coal-bed methane. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 39, 617-656
- ^ Karayigit, A.I., Gayer, R.A., and Demirel, I.H. (1998). Coal rank and petrography of Upper Carboniferous coal seams (Amasra, Turkey). International Journal of Coal Geology, 38, 277-294