Yerbilimleri, 31 (1), 1–22 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Dergisi Journal of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

General correlation of the Late Palaeozoic sequences in the Balkans and the Caucasus Balkanlarda ve Kafkaslardaki Üst Paleozoyik istiflerinin genel karşılaştırması

Slavcho YANEV1, Shota ADAMIA2 1Geological Institute of the Bulgarian Academy of Sciences, “Acad. G. Bonchev” Str. Bl. 24, 1113 Sofia, BULGARIA 2State University of Tbilisi, Department of Geology and Palaeontology, Chavchavadze av. 1, 380028, Tbilisi, GEORGIA.

Geliş (received) : 09 Haziran (June) 2009 Kabul (accepted) : 07 Kasım (November) 2009

ABSTRACT This paper presents a brief correlation of the Late Palaeozoic (mainly Late Carboniferous-Permian) sequences and volcanism in the Balkans and Caucasus. It is possible to correlate lithological and facial carracteristics of the Up- per Palaeozoic sections in both of the regions, mainly for the continental, subaereal and shallow marine molasses from the Balkan Peninsula and Northern parts of the Caucasus, being the Fore-Range, Bechasin or Laba-Malka (the Northern slope of the Great Caucasus), Main Range, Southern slope of the Great Caucasus, Southern and Northern Transcaucasus. The comparable Upper Carboniferous and Permian sequences of the Caucasus and Balkans may be related to the Variscan orogeny and its neighbouring lowlands. The formation of the orogen was a result of the continent-continent collision between some peri-Gondwanan terranes and the southern periphery of the East-European platform. In the Caucasus, the continental and arc-related and oceanic ridges are also iden- tified. The distribution and relationships of the continental, transitional and shallow-marine facies in the eastern Balkans and Western Caucasian zones indicate the presence of a marine basin within the present-day Black sea during the Late Palaeozoic. The reconstruction of the Late Palaeozoic palaeogeography and palaeogeodynamics is important, as it represents the final period of the Palaeozoic compressional and/or transpressional events be- fore the dominance of the new extensional regime that started in the latest Permian or Triassic time. The Cauca- sus and Balkans, belonging to the same Alpine-Himalayan belt, are situated at the junction of the Eurasian and Africa-Arabian plates between the European and Asiatic segments of the belt. In the present configuration, the continent-continent collisional zone of the Eastern Mediterranean represents an accretionary collage of fragments (terranes) of Euroasiatic, Tethyan and Gondwanian origin.

Keywords: Balkan Peninsula, Caucasus, Late Palaeozoic, palaeogeodynamics, palaeogeography, Tethys, Varis- can orogeny.

ÖZ Son yıllarda yapılan çalışmalar, Balkanlardaki ve Kafkaslaların kuzeyindeki; özellikle Küçük Kafkaslar, Bachasin veya Laba-Malka (Büyük Kafkasların K yamacı), Büyük Kafkaslar, Büyük Kafkasların G yaması, G ve K Transkafkasya alan- larındaki Üst Paleozoyik istiflerinin litolojik ve fasiyes açısından korelasyonunun mümkün olduğunu göstermektedir. Karşılaştırılabilir nitelikteki bu Üst Karbonifer ve Permiyen birimleri Varisken Orojenik zonu ve buna komşu alanlarda gelişmiştir. Bu orojenez bazı peri-Gondwana kökenli mikrolevhalarla Paleo-Avrupanın G kenarı (D Avrupa Platfor-

S. Yanev E-mail: [email protected] 2 Yerbilimleri

mu) arasındaki kıta- kıta çarpışması ile ortaya çıkan yığışmanın ürünüdür. Kafkaslarda kıta ve okyanus adası şelfle- ri, bunların kıta yokuşu ve yamaç birimleri, yay ardı basenleri, volkanik yayları ve okyanus ortası sırt oluşumları ayırt- lanabilmektedir. D Balkanlar ve B Kafkaslardaki kıtasal ve sığ denisel fasiyeslerin dağılımı ve ilişkileri Geç Paleozo- yikte, bugünkü Karadenizin obduğu alanda, denizel bir basenin varlığına işaret etmektedir. Öte yandan Geç Pale- ozoyik paleocoğrafyasının yeniden kurgulanması jeodinamik açıdan da önem kazanmaktadir. Zira bu dönem Pale- ozoyik sıkışmalı veya transpresyonal evresinin sonunu ve Permiyen sonu-Triyas’ta hakim olan yani bir gerilmeli re- jimin başını temsil etmektedir. Balkanlar ve Kafkaslar, Alp-Himalaya kuşağı üzerinde, Avrupa va Asya segmenteri arasında, Avrasya va Afroarabistan litosferik levhalarının sınırında yer alırlar. Doğu Akdeniz kıta-kıta çarpışma kuşa- ğının bu günkü konfigürasyonunda bu birimler Euroasiyatik, Tetis ve Gondwana kökenli mikrolevhaların yığışma- sı ile ortaya çıkan bir karışığı temsil ederler. Bu çalışmada, Balkanlarda ve Kafkaslardaki Geç Paleozoyik (esas ola- rak Geç Karbonifer-Permiyen) sedimentasyon ve volkaniszma olaylarının kısa bir özeti sunulmakta ve jeodinamik an- lamda yorumlanmaktadır.

Anahtar Kelimeler: Balkan Yarımadası, Geç Paleozoyik, Kafkaslar, paleojeodinamik, paleocoğrafya, Tetis, Varis- ken Orojenezi.

INTRODUCTION LITHOTECTONIC ZONES OF THE CAUCASUS AND BALKANS The Eastern Balkans and the Caucasus, situa- ted on both sides of the Black Sea and repre- The Upper Palaeozoic of the Caucasus senting parts of the Alpine-Himalayan mountain belts, may be used successfully for geological Carboniferous-Permian deposits are known correlation between the European and Asiatic from all the main tectonic zones of the Cauca- segments of the belt. Investigations of the last sus (Figure 1). There are: 1. The Laba-Malca (or 25 years by the International Geological Corre- Bechasin) Zone (LMZ), of the Northern slope of lation program (IGCP), namely, Project 5 “Pre- the Great Caucasus (GC); 2. The Fore-Range Zone (FRZ) of the Northern slope of the GC; 3. Variscan and Variscan events in the Alpine- The Main Range Zone (MRZ) of the GC; 4. The Mediterranean mountain belts”, Pr. 198 “Evo- Southern Slope Zone (SSZ) of the GC; 5. The lution of the Northern margin of the Tethys”, Pr. Dzirula salient (DSZ) of the Northern Transcau- 276 “Palaeozoic geodynamic domains and the- casus (NTZ); 6. The Loki and Murguz salients of ir alpidic evolution in the Tethys”, Pr. 499 “DE- the Southern Transcaucasus (STZ); 7. The Les- VEC” – “Devonian land sea interaction: evoluti- ser Caucasian (LCZ) ophiolitic suture zone; and on of ecosystems and climates” and other pro- 8. The Nakhichevan block (NBZ). The following jects, gave, in this connection, valuable results. formations are present: 1. Ophiolites (LCZ); 2. Back arc basin sediments (SSZ); 3. Island arc In different publications the Carboniferous and volcanics (NTZ and STZ); 4. Continental shelf Permian in the Caucasus had been supposed sediments (LMZ); 5. Terrestrial and shallow ma- to exist but the system was firstly established rine molasses (FRZ, LMZ, MRZ). with paleontological evidence by Gamcrelidze The Bechasin or Laba-Malka Zone et al. (1963) and in other subsequent papers. The Carboniferous and the Permian in Bulgaria The nappe structure of the Bechasin Zone’s was discused at the end of the 1870’s by Toula Pre-Alpine basement has been determined. In the southern part of the LM Zone, continental (1877, 1881), but the Permien was not proven molasse of Late Carboniferous-Permian age and was nominated as “Permian-Carboniferous” occurs locally, resting unconformably on the ol- by Bonchev (1955). Tenchov and Yanev (1963) der rocks, (Figure 2, column C1). interpreted the data of Minčev et al. (1962), for a part of the Carbonoferous rocks, as Permi- The Fore-Range Zone an sediments. Later Yanev and Tenchov (1976, According to modern concepts, the Fore- 1978) found other Permian deposits with flora. Range Zone is a system of nappes (Omelchen- Yanev and Adamia 3

Figure 1. Main tectonic units of the Eastern Balkans and the Caucasus. Legend: 1. Moesian (MP) and Scythian platforms (SP); 2. Pre-Balkan (PB) and Laba Malka (LM) or Be- chasin (B) zones; 3. Balkan zone (B); 4. Srednogorie (SG) and Achara-Trialet (AT) zones; 5. Rhodope (R) and Transcavcasian (NT and ST) massifs; 6. Kraishte (K); 7. Dardan massif (D); 8. Fore-Range Zone (FR); 9. Main Range Zone (MR); 10. Southern Slope Zone (SS); 11. Nakhichevan Block (NB); 12. Lesser Cau- casian ophiolite suture (LC); 13. State boundary. Numbers on the map (1-6 in the Caucasus and 1-18 in the Balkans) indicate the location of selected stratigraphic sections.

Şekil 1. Doğu Balkanlar ve Kafkasların ana tektonik birlikleri Açıklamalar: 1. Moesya platformu (MP) ve Sikitiyen platformu (SP); 2. Ön-Balkan (PB) ve Laba Malka (LM) or Beşasin (B) zonları; 3. Balkan zonu (B); 4. Srednogoya (SG) ve Acara-Triyalet (AT) zonları; 5. Rodop (R) and Transkafkasya (NT and ST) massifleri; 6. Kraişte (K); 7. Dardan massifi (D); 8. Ön-Kuşak Zonu (FR); 9. Ana Kuşak Zonu (MR); 10. Güney Yamaç Zonu (SS); 11. Nahcevan Bloğu (NB); 12. Küçük Kafkas Ofiyolit Süturu (LC); 13. Ülke sınırları. (Haritadaki sayılar (Kafkaslarda 1-5 ve Balkanlarda 1-18) seçilmiş olan kesit- lerin yerlerini göstermektedir. ko & Belov, 1983) composed of sed­imentary, Triassic, represented by marine facies, belong volcanic and plutonic Lower-Middle Palaeozo- to a quasiplatform cover. The Upper Carboni- ic rocks. The period of major nappe formation ferous consists of conglomerates (with pebbles is the Early-Middle Carboniferous (end of Tour- of crystalline rocks, granites, quartz-porphyries naisian - beginning of Visean). The nappe struc- and quartz), sandstones and agrillites, where- ture is covered by unconformable Upper Pala- as the Middle Carboniferous (which is finer gra- eozoic deposits (neoautochthon). In the Fore- ined) comprises coal seams and rhyolitic volca- Range Zone, the Upper Palaeozoic neoautoch- nics. The Permian of the Fore-Range Zone inc- thonous complex is in a discordant position ludes a thick series of continental red molasses over the underlying Middle Palaeozoic (Figure 2, interbedded with high-K calc-alkaline dacitic col. C2), and is unconformably overlain by the and andesitic volcanics. Marine calcareous and Lower Jurassic sediments. In the eastern part terrigeneous facies related to the Upper Permi- of this zone, the Lower Triassic molasse series an crop out in the western part of the zone, the is gradational from the Upper Palaeozoic. In the latter resting conformably on red beds or dis- western part of the same zone, the Permian and cordantly with older rocks. 4 Yerbilimleri

Figure 2. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequences of the Northern Caucasus, Laba – Malka-Bechasin zone C1 and Forerange Zone C2 (Kızılkol Nappe). Şekil 2. Kuzey Kafkasların seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütün kesitleri, Laba –Malka-Beşasin zonu (C2) ve Ön-Kuşak Zonu Kızılkol napı (C2).

The Main Range Zone tic complexes (Figure 3, col. C3). In the coal- The stratigraphic knowledge of the pre-Jurassic bearing Middle Carboniferous molasses, rhyoli- deposits in the Main Range Zone has not chan- tic volcanics occur. The Late Palaeozoic volca- ged significantly since the studies of Adamia et nism in the Greater Caucasus, associated with al. (1980). In this area, the Middle and Upper accumulations of terrestrial and shallow-water Carboniferous and the Permian are represen- molasse, took place in Middle Carboniferous- ted by marine and continental molasses, trans- Permian times. The Middle Carboniferous vol- gressively overlying metamorphic and magma- canics are attributed to a continuous andesite- Yanev and Adamia 5

Figure 2 (devamı). Legend for Fig. 2-8. Symbols: 1 – breccia; 2 – conglomerates; 3a – sandstones; 3b – grey- wacks; 4 – siltstones; 5 – shales; 6 – terrigene turbidites; 7 – limestones; 8 – dolostones; 9 – anhydrites; 10 – halites; 11 – cherts; 12 – coal; 13 – volcanics; 14 – volcanoclastics; 15 – carbonate concretions; 16 – anhydrite concretions; 17 – unconformity; 18 – stratigraphic gaps; 19 – erosion surface; 20–32 – sedi- mentary structures: 20 – massive; 21 – lamination; 22 – large skale cross stratification; 23 – small scale lamination cross stratification; 24 – cross-wavy stratification; 25 – flaser bedding; 26 – lenticular bedding; 27 – chanels; 28 – vegetal paleosol; 29 – mud cracks; 30 – bioturbations; 31 – ripple marks; 32 – drop marks; 33-43 – fossil content: 33 – plant fronds; 34 – plants microflora; 35 - plants branchs; 36 – ben- thonic foraminifers; 37 – algae; 38 – bryozoans; 39 – crinoids; 40 – echinoderms; 41 – conodonts; 42 – brachiopods; 43 – goniatites; 44-47 – paleoenvironments: 44 – continental (a- alluvial; ap – alluvial plain; br – braided river; c – coarse grained; f – fine grained; p – proluvial; pf – proluvial fine grained; pl – proluvial lake); 45 – reefs; 46 - shelf; 47 – basin; 48 – anchimetamorphism; 49 – borehole. Şekil 2 (contd.) Şekil 2 den 8’ e kadar semboller: 1 – breş; 2 – konglomera; 3a – kumtaşı; 3b – grovak; 4 – silttaşı; 5 – şeyl; 6 – terijen türbidit; 7 –kireçtaşı; 8 – dolotaşı; 9 – anhidrit; 10 – halit; 11 – çört; 12 – kömür; 13 – volkanit; 14 – volkanoklastit; 15 – karbonat yumruları; 16 – anhidrit yumruları ; 17 – uyumsuzluk; 18 – stra- tigrafik boşluk; 19 – erozyon yüzeyi; 20–32 – sedimanter yapılar: 20 – massif; 21 – laminasyon; 22 – bü- yük ölçekli çapraz tabakalanma; 23 – küçük ölçekli çapraz tabakalanma; 24 – dalgalı çapraz tabakalanma; 25 – flaser tabakalanma; 26 – merceksi tabakalanma; 27 – kanal; 28 – bitkisel paleosol; 29 – çamur çatla- ğı; 30 – biyoturbasyon; 31 – dalga kırışığı; 32 – damla izi; 33-43 – fosil: 33 – bitki gövdesi; 34 – bitki mikrof- lorası; 35 - dal; 36 – bentik foraminifer; 37 – alg; 38 – briyozoa; 39 – krinoid; 40 – ekinoderm; 41 – kono- dont; 42 – brachiopods; 43 – goniatites; 44-47 – paleoenvironments: 44 – continental (a- aluvial; ap – allu- vial düzlük; br – örgülü nehir; c – kaba taneli; f – ince taneli; p – proluvial; pf – proluvial ince taneli; pl – pro- luvial göl); 45 – resif; 46 - şelf; 47 – basen; 48 – ankimetamorfizma; 49 – sondaj. 6 Yerbilimleri

Figure 3. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequence of the Great Caucasus: Main Range (C3) and Southern Slope (C4) zone. Şekil 3. Büyük Kafkasların seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütün kesitleri Ana Kuşak Zonu (C3) ve Güney Ya- maç Zonu (C4). dacite-rhyolite series. The Lower Permian vol- The Southern Slope Zone canics are represented by aggregates of ba- In the Southern Slope Zone, the Palaeozoic and sic, intermediate and acid composition, where- Triassic crop out only in the central part and are as the Upper Permian rocks are characterized represented mainly by sandy argillaceous turbi- by somewhat higher alkalinity, and by trach- ditic deposits with cherts and lenses of organo- ytic, trachy-andesitic and trachy-dacitic com- genic limestones (Dizi series, Figure 3, col. C4). positions. The Permian volcanics are assigned, on the whole, to a continuous basalt-andesite- The Dizi Group is a continuous section of dacite-rhyolite magmatic series with appreciab- Devonian-Triassic clastics consisting of phylli- le predominance of an acid component. tes, clay shales and sandstones with interbeds Yanev and Adamia 7 of gritstone and, less frequently, conglomera- The Transcaucasian Zone tes and cherts (with radiolarians), lenses of cri- The Palaeozoic stratigraphy of the Transcauca- noidal and reef limestones, olistostromes and a sian massif has been interpreted on the basis thin volcanic member of intermediate compo- of the three salients in its basement: the Dziru- sition. Facies analysis of the sediments indica- la (Northern Trancaucasus), the Khrami and the tes their accumulation near the continental rise, Murguz (southern Transcaucasus). Upper Pala- and land situated to the south (the Transcauca- eozoic rocks are known on the Khrami uplift of sus) appears to be their source area. The rates the Artvin-Bolnisi block, where volcanic sequ- of sediment accumulation (30-40 mm/1000 ye- ences bear Bashkirian flora (Figure 4, col. C5). ars) are close to those in the present-day mar- In the lower part of the section, reef limesto- ginal seas. nes with brachiopoda, corals, foraminifera and

Figure 4. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequence of the Transcaucassus (C5) and Lesser Caucasus (C6). Şekil 4. Transkafkas (C5) ve Küçük Kafkasların (C6) seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütün kesitleri. 8 Yerbilimleri

sponges of Late Visean - Namurian age crop van, the territory to the south of the ophiolitic out. Presumably Carboniferous rhyolitic volca- zone of Izmir-Ankara-Erzincan-Sevan-Resht nics are present also on the Dzirula massif (Ge- (Göncüoğlu et al., 1997). The Lower Carboni- orgian block). The Upper Palaeozoic volcanics ferous deposits of the Nakhichevan block rest and particularity those of the Khrami and Dzi- conformably on Devonian ones. These are also rula salients consist of homogeneous rhyolites. marine terrigenous and carbonate sediments. The character of their differentiation indicates The limestones are frequently bituminous, or that these rocks belong to the calc-alkali series. organogenic-detrital, sometimes oolitic, rich Volcanogenic deposits in the Murguz ridge are with remains of foraminifera, corals and brac- represented by terrestrial andesitic volcanics hiopods of the Visean. Higher up, the eroded yielding a Middle – Upper Carboniferous flora, Devonian deposits are overlain by Permian and on the Khrami salient, by terrestrial and near- younger beds (Figure 4, col. C6). shore marine (rhyolitic) volcanics with an Upper The Upper Palaeozoic is represented here Visean – Middle Carboniferous fauna and flora, only by Permian deposits of submarine cha- and by quartz-porphyry (rhyolitic) lavas on the racter. These are bituminous algal and algal- Dzirula salient. foraminiferal limestones, marls and clay sha- The Lesser Caucasian ophiolite Zone les. Based on palaeontological data, the lower- This zone separates the Palaeozoic-Early Me- most part can be attributed to the Lower Permi- sozoic domain of subduction-related magma- an, whereas the up­per part corresponds to the tism, metamorphism and deformation, belon- Upper Permian. The Permian deposits are over- ging to the North Tethyan province, from the lain without visible unconformity by Lower Tri- shallow marine domain consisting predomi- assic clay shales and marls. nantly of carbonate sediments of the South Tethyan (Gondwanan) passive margin. The Les- THE UPPER PALAEOZOIC OF THE BALKANS ser Caucasian (Sevan-Akeran) suture is bu- The Carboniferous and/or Permian deposits ilt up of strongly tectonised dismembered Up- are known from different Alpine morphotecto- per Palaeozoic-Mesozoic ophiolites (nappes nic zones of the eastern part of the Balkan Pe- and melanges) of root zone (Karijakin & Aris- tov, 1990). According to Zakariadze et al. (1988, ninsula: the Moesian Plate (Figure 5, columns 2000, 2007), mantle tectonites forming the mat- 1-4), the Balkan Mountain System – Balkan ran- rix of the ophiolitic melanges are transitional ge s.s. (Figures 6 - 7): the Fore Balkan Zone (Fi- between abissal peridotites and peridotites of gure 6, columns 5-8), the Balkan Zone (Figure 7 active margin. Magmatic rocks are represented columns 9-12), and the South Bulgaria Zone (Fi- by subductional tholeiitic, boninitic and within- gure 8, columns 13-16); the last zone including plate type volcanics. The Sm/Nd ages of the the Strandzha Mountain to the SE) and the Kra- tholeiitic gabbro-norites are Triassic (226±0,3 ishte Zone (Figure 8, columns 13 and 16). None - 224±6 m.a.). The Palaeontological age of the of the Upper Palaeozoic deposits occur in the volcanics ranges from Late Palaeozoic and Tri- Thracian and Serbo-Macedonian massifs. In the assic to Late Cretaceous (Adamia et al., 1987, other zones the Upper Carboniferous (Pennsil- Knipper, 1990). vanian) and Permian rocks are everywhere con- tinental, with the exception of some areas near The Lesser Caucasus Nakhichevan Block the Black Sea, where during limited time inter- The Iranian subplatform concept (part of the Pa- vals some restricted areas have been filled by laeozoic Gondwanaland northern border) was transitional, deltaic or evaporitic facies. Marine proposed by Belov (1968). The part of the Cau- carbonate sediments of the Middle-Upper Vi- casus bordering Iran is characterized by Palae- sean and terrigeneous and coal-bearing depo- ozoic sequences of passive continental margin sits of the Uppermost Visean and Pennsilvanian type belonging in the past to Gondwana. This deposits were established in deep boreholes in concerns the south of Armenia and Nakhiche- the Moesian Plate. Marine Lower Permian (Gi- Yanev and Adamia 9

Figure 5. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequences of Northern Bulgaria: 1. Vidin , 2. Pleven, 3. Mirovo, 4. South Dobrudzha. Şekil 5. Kuzey Bulgaristanın seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütun kesitleri: 1. Vidin, 2. Pleven, 3. Mirovo, 4. Güney Dobruca. 10 Yerbilimleri

Figure 6. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequences of the Northern Stara Planina (Fore Balkan), Bulgaria: 5. Belogradchik, 6. Smolyanotsi, 7. Zgorigrad-Vratsa, 8. Teteven. Şekil 6. Kuzey Stara Planina’nın (Ön Balkan, Bulgaristan) seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütun kesitleri: 5. Belgradcık, 6. Smolyanotsi, 7. Zgorigrad-Vratsa, 8. Teteven. Yanev and Adamia 11

Figure 7. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequences of the Stara Planina (Balkan s.s.), Bulgaria: 9. Prevala, 10. Zverino, 11. Svoge-Kurilo, 12. Sliven. Şekil 7. Stara Planina’nın (Ana Balkan, Bulgaristan) seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütun kesitleri: 9. Prevala, 10. Zverino, 11. Svoge-Kurilo, 12. Sliven. 12 Yerbilimleri

Figure 8. Stratigraphic columnar sections of the Upper Paleozoic sequences of South Bulgaria (Kraishte and Sred- nogorie): 13. Boboshevo-Vikovo, 14. Noevtzi-Trăn, 15. Lozenska Mt., 15. Sveti Ilia Hills. Şekil 8. Güney Balkan’ın (Krayişte ve Srednagora) seçilmiş Üst Paleozoyik stratigrafik sütun kesitleri:13. Boboshevo- Vikovo, 14. Noevtzi-Trăn, 15. Lozenska Dagları., 15. Sveti Ilia Tepeleri. Yanev and Adamia 13

suralian) sediments crop out only in the Strand- 11 and Figure 8, col. 14 and 15) overlie the pa- zha Mountain. Volcanic activity took place du- laeontologicaly dated Upper Devonian-Lower ring the Pennsylvanian-Gisuralian (Late Carbo- Carboniferous turbidites with layers of cherts, niferous - Early Permian). It is predominantly of olistostromes and limestones. The Upper or subaereal type. Middle Permian (Guadalupian-Gisuralian?) de- The distribution of the Upper Palaeozoic sedi- posits overlie also organogenic limestones with ments and volcanics and their facies variety (as layers of cherts, palaeontologically dated as well as the main features of the Alpine evoluti- Lower Devonian. These rock assemblages form on) was predetermined by the pre-Late Palaeo- the basement of the Upper Palaeozoic sequen- zoic development of the Balkan region. ces and source area for the Upper Palaeozo- ic clastics. The presence of the three Gondwanan (s.l.) Pa- laeozoic terranes in the basement of the eas- The various regional data show a movement in tern Balkan Peninsula was documented by se- echelon of the Moesian and Balkan (and Thra- dimentologic, palaeoclimatic, palaeobiogeog- cian?) terranes from the Southern humid zone raphic and palaeomagnetic data. From north to to the Northern arid zone during the Permi- south these are Moesian, Balkan and Thracian an. In NW Bulgaria (part of the Moesian terra- terranes, derived from different parts of Gond- ne), the erosional surface over different rocks of wana and Perigondwana. the Upper and/or Middle Devonian is overlain by Upper Carboniferous (Pennsilvanian) poly- According to the opinion of the Bulgarian aut- detrital and algal-foraminiferal limestones for- hor, some of the palaeogeodynamic environ- med in shallow-water conditions (Janev, 1972; ments mentioned in the Upper Palaeozoic of Yanev, 1985). The same sediments and condi- the Caucasus are also recognized in Bulgaria. tions persisted there, locally, also during the The units similar to the Bulgarian ones are lo- Middle-Late Visean, and migrated to the ter- cated in the northern zones of the Caucasus ritory of NE Bulgaria. During the Latest Vise- (Laba-Malka, Great Caucasian and Transca- an, tectonic movements occurred and dry land ucasian) however, some of them occur in the was formed, which, after a depositional break Pre-Upper Palaeozoic basement of the diffe- affected the whole of Northern Bulgaria, supp- rent Bulgarian terranes. lied terrigeneous and clay-terrigeneous materi- The Ophiolites of the Thracian Suture als in neritic conditions. The marine basin with- The ophiolitic rocks of oceanic origin (MORB drew to the East at the end of the Visean, and ophiolites) on the boundary between the Moe- clastic rocks were deposited upon a delta for- sian and Balkan terranes, and between the Bal- med in south Dobrudgea. It was partially swam- kan and Thracian terranes (along the Thracian ped and gradually retreated to the east while, in suture) are Vendian in age (Haydoutov, 1987; south Dobrudgea, paralic sediments within the Von Quadt et al., 1998). The island arc volca- Namurian - Westphalian interval were replaced nics at the Northwestern periphery of the Bal- by limnic clastics (Figure 5, columns 1-4) and kan terrane (along the same suture) are Camb- coal-bearing sediments, which occurred as rian in age (520+5Ma after Von Quadt et al., river-bed (lower course), terrace, lacustrine, pa- 1998). The magmatism from the Balkan and lustrine and other facies (Yanev, 1982a, 2000; Central Srednogorie sectors of the Balkan ter- Yanev at al., 2001; Nikolov et al., 1988, 1990). rane is Variscan in age (Carrigan et al., 2005; Collisional Sedimentation and Volcanism Peytcheva et al., 2004; Peytcheva et von Qui- adt, 2004). The collisions between the Moesian, Balkan and Thracian terranes took place during the The Sediments in and Around the Variscan Late Carboniferous and Permian (Yanev, 1991, Orogen 1997; Haydoutov and Yanev, 1997). The Late The Namurian-Stephanian and Permian sedi- Palaeozoic collisional coarse molasse sedi- ments in the Balkan terrane (Figure 7, column mentation took place at variable relief in pre- 14 Yerbilimleri

dominantly continental conditions (Figure 5 and main of the Balkan domain, the Permian system 6, columns 5-12). The collision between the can be divided into two well-differentiated se- Thracian and Balkan terranes is documented dimentary groups (cycles) separated by a mar- not only by the features of the sediments and ked unconformity. volcanics, but also by the collisional magma- The first group — Upper Stephanian - Lower tism (the so called “south Bulgarian granitoid Permian (“Pensssilvanyan-Gisuralan”) con- formations”), the absolute age of which, accor- sists of lacustrine, fluvial and proluvial fan de- ding to Rb/Sr and others’ determination, ran- posits, accompanied by acid to medium acidic ges from 342±27 - 337±14 Ma to 320-300 Ma calc-alkaline (dacite-andesite) volcanics (Figu- (Zagorchev and Moorbath, 1986; Peytcheva et re 7, col. 15-16). They were accumulated in in- al., 2004). The collision between the Balkan and termountain and deep grabens or semigrabens. Moesian terranes is also marked by collisional The boundary faults generally have WNW-ESE magmatism of the “Stara Planina granodiorite trends and often coincide with long-lived tecto- formation”, 360-310 Ma and 280-240 Ma, (U/ nic structures, which became re-active as late Pb determination by Amov et al., 1981). The bu- as the Alpine orogeny. ilding of the Variscan orogen is related to the collision and accretion of various terranes. The second group (Upper Permian = Guadelupian-Lopingian) is represented by del- Clastic material was supplied to fault-bounded taic and continental clastics and belongs only Late Carboniferous (Pennsylvanian) and Early to the SE of the Moesian domain (Provadia Permian (Gisuralian-Guadelupian) basins from depression) – by halite and sulphate evapori- the accretionary prism of the Variscan Orogen tes (zones to the west and to the north of Var- and Thracian terrane (the “Thracian massif”). na). These deposits form a widespread blanket The clastic material was accumulated in gra- which covers both basins of the first group and bens and semi-grabens located within the oro- the surrounding highs. The duration of tecto- gen (Yanev, 1970) as well as within the extensi- nic control is documented by strong changes ve sedimentary basins situated to the north and in the thickness, ranging from a few meters to east of Variscan chain and around the Thraci- more than 1200 m. The halite-bearing sedimen- an massif. Three main domains of continental tation was linked with sabkha conditions, and sedimentation developed in the eastern part of the sulphate-bearing sediments with lagoo- the Balkan Peninsula (present-day territory of nal environments. Both evaporitic basins have Bulgaria and Serbia) during the whole Late Pa- clear terminations to the north, west and south laeozoic age. The chain of the Variscan Oro- and have been connected to salt-bearing mari- gen extending from the NW to SE across Bul- ne water to the east – to the zone of the modern garia was formed, and to the north and south Black Sea basin. of the chain the lowland sediments were depo- sited. During the Namurian-Westphalian and Shallow-marine Succession Late Stephanian-Earliest Permian (“Autunian”), In Strandzha Mountain the shallow-marine Gi- within intermountain valleys as well as along suralian succession overlies Palaeozoic grani- their border, firstly limnic clastic, shaly and tes (Malyakov and Bakalova, 1978). The base coal-bearing sediments were deposited also is composed of black sandy shales with indivi- as river-bed (upper course), terrace, lacustrine, dual siltstone intercalations, which are followed palustrine and other facies (Janev, 1969, 1988; upwards by gray dolomites, black shales and Yanev, 1989). They were followed by proluvi- 60-70 m white, crystalline limestones hosting al cones and playa-lake sediments, deposited an abundant microalgal flora. The marine Per- during the late “Early Rotliegendes” and “Late mian sediments have a position near the Black Rotliegendes” (Yanev, 1981, 1982b). During the Sea basin. The same is also valid when com- Late Permian the systems of two large conti- paring the geographic situation and palaeoge- nental basins (to the north and south of the Va- ographic affinities of the shallow-marine Upper riscan chain) developed. Within the whole do- Permian (Guadelupian-Lopingian?) limestones Yanev and Adamia 15

with foraminifers found as redeposited pebbles per Palaeozoic turbidites of the Dizi Series wit- in the Mesozoic olistostrome in Eastern Rhodo- hin the Southern Slope of the Great Caucasus pes (Trifonova and Boyanov, 1986). The revea- (back-arc basinal formation of the Southern led foraminifers are a species widespread in the Slope Zone). Upper Permian of the Caucasus and in some All the sedimentological and volcanological pe- other areas (Taurus Montains in Turkey, Gree- cularities of the rocks and successions in the ce, Pamirs, Indochina, etc.). Bechasin and Fore-Range zones are similar to Different varieties of volcanic, volcanoclastic the molasse sedimentation in the Balkans. For and subvolcanic rocks have been described in the latter, transition from the Upper Palaeozo- many localities of the Balkan Peninsula (Yanev, ic to Triassic was not observed, whereas in the 1981 and others, Carrigan et al., 2005). The- eastern part of the FRZ Upper Palaeozoic sedi- re are regions with thick volcanogenic succes- ments grade into Lower Triassic molasse series. sions or very big extrusive bodies in the Bal- Also, only calc-alkaline volcanics are characte- kan (s.l.) (Sliven, Sveti Ilia Hills, West- and Cent- ristic for the Balkan Stephanian-Lower Permian ral Stara Planina Mountain) and Moesian Pla- molasses (Cortesogno et al., 2004a), while con- te (Tyulenovo, Vassil Levski, Ravna Gora and tinental red molasses interbedded with “high-K other boreholes). In Bulgaria the Late Varis- calc-alkaline” dacitic and andesitic volcanics can volcanism began in the Westphalian and are reported for the FRZ. Within the zone, Up- ceased in the Gisuralian (“Lower Rotliegen- per Permian calcareous and terrigenous faci- des”). The Lower Permian (“Gisuralian”) volca- es crop out in its western part. However, simi- nics are represented by calc-alkaline rocks of lar facies have not been found within Bulgaria. median and acid composition. The Triassic vol- There are, however, re-deposited pebbles from canic rocks in the area of Vratsa and coastal Upper Permian limestones in some younger Dobrogea are characterized by somewhat hig- (Mesozoic) formations in South Bulgaria. Ano- her alkalinity, and volcanics of trachytic, trachy- rogenic volcanism in the Triassic sequences andesitic, trachy-dacitic and latitic composition has been found only at the boundary of the Mo- are widespread (Vaptsarova et al., 1979, Cor- esian plate (Cortesogno et al., 2004b). tesogno et al., 2004). The respective volcanics The coal-bearing Upper Carboniferous molas- can be interpreted not as “subsequent” volca- ses with volcanics and pyroclastics occur in the nism, but as an initial one belonging to a new Main Range Zone and in the Balkans. The Up- Alpine (or Cimmerian) volcano-tectonic cycle. per Carboniferous sections of both regions in large scale are similar. In the Balkans, marine COMPARISION OF CAUCASIAN AND and deltaic sediments are met only in the Lo- BULGARIAN UPPER PALAEOZOIC wer Carboniferous and Namurian A, while in the SEQUENCES MRZ, the upper part of the Middle, the whole Upper Carboniferous and the Permian are rep- The Late Palaeozoic sequences of the Cauca- resented by marine and continental molasses. sus and Bulgaria bear many similar important The Upper Palaeozoic magmatic series are cha- features. The formations similar to the Bulgari- racterized by an appreciable predominance of an ones are located just within the northern zo- an acid component, whereas within the Balkans nes of the Caucasus (Bechasin or Laba-Malka, volcanic rocks are absent in the Upper Permi- Great Caucasian and Transcaucasian). The- an (Lopingian). In the FRZ, they are present in se formations, like those within Bulgarian ter- the Upper Permian and characterized by so- ritory, are related to European Variscides. Ho- mewhat higher alkalinity: trachyte, trachyande- wever, the Caucasus also hosts Upper Paleo- site and trachydacite. In the Balkans, K-alkaline zoic terranes of Tethyan (ophiolitic suture of the rocks have been established only in the Trias- Lesser Caucasus) and South Tethyan (Nakhic- sic sequences. In some places of the Balkans, hevan terrane) origin. The other important pe- paleobasalt-andesitic (porphyritic) formations culiarity of the Caucasus is the presence of Up- associate with pre-Stephanian deposits. 16 Yerbilimleri

It is not possible to indicate a Balkan analo- INTERPRETATIONS AND DISCUSSION gue of the Caucasian Dizi Group. But some si- milar rocks are determined in different stages The continental sedimentation and volcanism in and series in South-Western Bulgaria. The- the Balkans and Caucasus was developed lo- se are: shales, crinoidal and other limestones cally during the Late Carboniferous and spre- with chert layers and a thin volcanic member ad progressively during the Permian. Lithologi- of intermediate composition – in Lower Devoni- cal and facial comparisons of the Upper Palae- an; sandy-argillaceous turbiditic deposits with ozoic sections in both regions are possible, es- cherts (with radiolarians), lenses of organoge- pecially, for the continental, subareal and shal- nic limestones and olistostromes – in Upper low marine molasses from the Balkan Penin- Devonian and Lower Carboniferous (Mississip- sula and analogical sediments outcropping in pian). There are sandstones with interbeds of some specific parts of the Caucasus: the sout- gritstone and less frequently conglomerates in hern parts of the Fore Range Zone, and Laba- the upper part of the Permian of the same zone. Malka Zone (mainly on the Northern slope and in the Main Range Zone of the Great Caucasus), There are many data from the boreholes in the as well as in Southern and Northern Transca- Moesian plate for Visean limestones with fora- ucasus. The comparable Upper Carbonifero- minifers, algae, corals, bryozoans, brachiopods, us and Permian rocks and successions of the etc. which can be compared with the rocks and faunas on the Khrami uplift of the Artvin-Bolnisi Caucasus and Balkans are related to the Varis- block. There are some similarities between the can orogen and its neighboring lowlands and Lower-Upper Carboniferous fauna and flora on to the passive continental margin. The formati- the Dzirula salient and the Upper Visean-Upper on of the Variscan orogen resulted from accre- Carboniferous flora in the Dobrugea basin, and tion during the continental (continent-continent) between the terrestrial and near-shore marine collision between some peri-Gondwanan terra- volcanics in these regions. nes and the southern periphery of the Palaeo- Europe (East-European platform). In both re- The Nakhichevan block of the Lesser Caucasus gions, sediments were accumulated in gra- has no equivalent in the Balkans, because it is bens and semi-grabens within the continental a part of the Palaeozoic Gondwanaland nort- orogenic belts, forelands of the orogenic mo- hern border (Iranian subplatform), while the Bal- untain ranges (Figure 9), and continental low- kan terranes are fragments of Peri-Gondwana. lands (mainly sediment bypass zones), and they Nevertheless, it is very interesting to note that contain fluvial, lacustrine, palustrine, proluvi- the age of the faunas determined in the Bulgari- al, playa-lake, lagoon, sabkha and other faci- an Strandzha Mountain are known from the Lo- es and collisional magmatics. In the Caucasus, wer Permian marine sediments in the Nakhiche- deposits of the continental and island shelf, its van block. slope and rise, marginal seas, back arc basins, In some recent Russian publications (Nikishin deep-sea, island arcs and mid-oceanic ridges et al., 2004; Fokin and Nikishin, 2004), a new can also be identified. Therefore, the Upper Pa- but unsuccessful attempt to compare the Up- laeozoic includes rocks related to oceanic envi- per Palaeozoic from the Caucasus and the so- ronments and an active continental margin. The uth parts of Eastern Europe has been made. co-existence of products of oceanic, transitio- The recent studies of the Balkan Peninsula and nal and continental type crust is explained by Caucasus by local scientists (e. g. Yanev, 1990, the development of the so called “independent 1992; Karamata, 2006; Zakariadze et al., 2007) Mediterranean stage of the continental margin in cooperation with Turkish geologists (see Ya- evolution” (Andieva, 2000). It is characterized nev et al., 2006; Göncüoğlu et al., 2006) reno- by intercalating structure elements and sedi- unce the theoretical supposition (e.g. Kalvoda mentary complexes which are typical of both et al., 2002) of a connection between the Mo- passive and active margins, and a collision sta- esian and Istanbul Terranes, and the Brunovis- ge finished the evolution cycle – as a combina- tulian Terrane. tion of a deep marine depresion of different age, Yanev and Adamia 17

Figure 9. Comparative lithofacial schemes for Caucasus (1C, 2C, 3C) and part of South-Eastern Europe 1B, 2B, 3B) during the Westphalian (C2w), Early Permian (P1) and Late Permian (P2). Legend: 1 – continental highlands (zone without deposition, sediment source); 2 – continental highlands with intermontane (very limited) basin; 3 – continental intermontane and/or fordeep basins; 4 – continental basin deposition; 5 – deltaic and coastal plaine basins; 6 – marine shelf basins; 7 – basin or slope deposition; 8 – deep ocean deposition basin; 9 – sub-aereal volcanics; 10 – equator; 11 – state boundaries. Şekil 9. Vestfaliyen (C2w), Erken Permiyen (P1) ve Geç Permiyen’de (P2) Kafkasların (1C, 2C, 3C) ve GD Avrupa’nın bir bölümünün (1B, 2B, 3B) litofasiyes korrelasyonu. Açıklamalar: 1 – kıtasal yükselimler (çökelmesiz kay- nak alanlar); 2 – kıtasal yükselimler (dağarası basenlerde sınırlı çökelim); 3 – kıtasal dağarası ve/veya önül- ke çökelimi; 4 – kıtasal basen çökelimi; 5 – delta ve kıyı ovası çökelimi; 6 – denizel şelf çökelimi; 7 – basen veya yamaç çökelimi; 8 – derin okyanusal çökelim; 9 – karasal volkanizma; 10 – ekvator; 11 – ülke sınırları. 18 Yerbilimleri

represented by back arc or residual oceanic a predominance of dacites and rhyolites) accu- basins, island arc structures, developed pas- mulated in subaereal or shallow-marine condi- sive margins, young orogens and new-formed tions, together with continental and transitional rifts. Another explication of the distribution of coal-bearing and evaporitic molasses that were the Upper Palaeozoic in Caucasus can be an widely distributed throughout this area. accretion of rocks from primary different palae- The distribution and relationships of the conti- ogeographic zones during the Variscan or/and nental, transitional and shallow-marine facies Alpine tectonic movements. in South Dobrudgea, the Provadia depression, In the Balkans, the Upper Palaeozoic continen- Strandzha Mountain, and the Fore Range and tal molasses in some places are also in the im- Transcaucasian zones indicate the presence of a mediate vicinity of oceanic and island arc mag- marine basin in the present-day Black sea ba- matites and sediments. But this vicinity is rela- sin during the Late Palaeozoic. The reconstructi- ted to a tectonic position of older rocks (along on of Late Palaeozoic palaeogeography and pa- the Thracian suture) or to collisional accretion laeogeodynamics is very important because it is during the younger tectono-magmatic events the last occurrence of Palaeozoic compresional (for the ophiolites of the Vardar zone). In many and/or transpresional movements before the do- places, the present close position of these for- mination of the new extensional regime that star- mations is related to the collisional accretion of ted in the Triassic or during the Latest Permian. Gondwanan, North Tethyan, Tethyan and So- uth Tethyan terranes. ACKNOWLEDGEMENTS

CONCLUSION The authors are grateful for the field trip collabo- ration of the cited Bulgarian, Georgian and Tur- The Caucasus and the Balkans, which belong kish colleagues. The support of the Bulgarian to the Alpine-Himalayan belt, are situated at the Academy of Sciences, and of the National Co- junction of the Eurasian and Africa-Arabian lit- uncil for Scientific Research of Bulgaria (Projects hospheric plates between the European and NZ 602/96 and NZ 1501/05) is gratefully acknow- Asiatic segments of the belt. In the present-day ledged. Prof. M.Cemal Göncüoğlu (Ancara, Tur- structure of the continent/continent collisional key) is gratefully acknowleged for scientific and zone of the Eastern Mediterranean, they repre- linguistic comments on the manuscript. sent an accretionary collage of fragments (ter- ranes) of Euroasiatic, Tethyan and Gondwanan REFERENCES origin. Adamia, Sh., 1984. Pre-alpine basement of the Lithological and facial comparisons of the Up- Caucasus: composition, structure, for- per Palaeozoic sections are possible, especially mation. Proceedings, Geological Insti- for the continental, subaereal molasses of the tute of the Academy of Science of Ge- Balkan Peninsula and the Caucasus. It is pos- orgia, 86, 3-104. sible to compare the Upper Carboniferous con- Adamia, Sh., Agamalyan, V. Belov, A., Letavin, tinental clastics, Permian redbed continental A., and Somin, M., 1980. Prevariscan molasses, dacitic-andesitic and rhyolitic calc- and Variscan complexes of Caucasus alkaline volcanics, marine Permian sediments and Pre-Caucasus (Northern part of the of the Great Caucasus and Transcaucasus with geotravers G). IGCP No 5, Newsletter 2, the Strandzha succession (SE Bulgaria). 10-40. The Variscan orogenesis is related mainly to the Adamia, Sh., A. Belov, A. Kukelia, M., and Sha- formation of the continental crust over the for- vishvili, I., 1987. Paleozoic tectonic de- mer palaeoisland arc system of the northern velopment of the Causasus and Turkey. margin of the Palaeotethys and/or is due to the In: Prevariscan and Variscan Events in collisional accretion between different Gondwa- the Alpine-Mediterranean Belts, Bratis- nan (s.l.) terranes. Calc-alkaline volcanics (with lava, Alfa Publishers, pp. 23-50. Yanev and Adamia 19

Amov, B., Arnaudov, V., Pavlova, M., Dragov, P., hene Anticline (Teteven area). Traveaux Baldjieva, Ts., and Evstatieva, S., 1981. sur la Gèologie de Bulgarie, séries Stra- Lead isotope data on the Paleozoic gra- tigraphie et Tectinique, 5, 17-27. nitoids and ore mineralizations from the Cortesogno, L., Gaggero, L., Ronchi, A., and Western Balkan Mountains and Tran Yanev, S., 2004a. Late orogenic mag- District (W. Bulgaria). I. Isotopic ratios matism and sedimentation within Late and geochronology. Geologica Balca- Carboniferous to Early Permian basins nica, 11, 3-26 in the Balkan terrane (Bulgaria): geody- Andieva, T. A., 2000. Geodynamic setting of namic implications. International Jour- Mediterranean as independent stage in nal of Earth Sciences, 93, 500-520. common cycle of continental margins Cortesogno, L., Gaggero, L., and Yanev, S., evolution. Proceedings of the 7th Zo- 2004b. Anorogenic volcanism in the Tri- nenshain International Conference on assic sequences at the boundary of the Plate Tectonics, Abstracts, Nauchnii Moesian plate. Geodinamica Acta, 17, mir, Moskow, pp. 287-288 55-69. Belov, A., 1968. On the history of tectonic de- Fokin, P. A., and Nikishin, A. M., 2004. Paleotecto- velopment of the northern margin of nica devonsko-rannekamenougol’nogo the Iranian epibaikalian subplatform in etapa razvitiya Vostochnoevropeyskoy the Lesser Caucasus. Izvestiya Acade- platformi. Ocherki regional’noy geologii mii nauk USSR, Serie Geologique, 10, Rossii. I. 400 let geologichescoy istorii 121-129. i dinamiki formirovaniya yujnoy chasti Vostochnoy Evropi. Red. A.M. Nikishin. Belov, A., M. Abesadze, M, Adamia, Sh., Aga- Ministerstvo prirodnyh resursov Ro- malyan, V., Letavin, A., Omelchenko, V., siyskoy federecii, 4-16. and Somin, M., 1990. Explanatory note to the stratigraphic correlation forms Gamkrelisze, P.D., Adamia, Sh., Chihradze, series of tha Caucasus (USSR). Ren- G.A., and Dzhavahishvili, Sh. I., 1963. diconti della Societa Geologica Italiana, Novyie dannyie po stratigrafii doyurskih otlozhenii Swanetii. Dokl. Akad. Nauk 12, 119-126. SSSR, 153, 424-426. Bonchev, E., 1955. Geology of Bulgaria. Publi- Göncüoğlu, M. C., Dirik, K., and Kozlu, H., 1997. cation of the Bulgarian Academy of Sci- General Characteristics of pre-Alpine ences Part I, 264 p. and Alpine Terranes in Turkey: Expla- Carrigan, C., Mukasa, S., Haidoutov, I., and natory notes to the terrane map of Tur- Kolcheva, K., 2004. Ion-microprobe key. Annales Geologique de Pays Hel- U-Pb zircon ages of pre-Alpine rocks lenique, 37, 515-536. in the Balkan, Sredna Gora and Rho- Göncüoğlu, M. C., Özgül, N., Gedik, I., Okuyucu, dope terranes of Bulgaria: Constrains C., Saydam, G. D., and Timur, E., 2006. on Neoproterozoic and Variscan tecto- Paleozoic stratigraphy and correlation nic evolution. Journal Czech Geological of the Bulgarian and Turkish terranes. Society, Abstracts, 48, 32-33. MTA Report No 12486 (in Turkish). Carrigan, C., Mukasa, S., Haidoutov, I., and Haydoutov, I., 1987. Ophiolites and island arc Kolcheva, K., 2005. Age of Variscan igneous rocks in a Caledonian base- magmatism from the Balkan sector of ment of South Carpathian-Balkan regi- the orogen, Central Bulgaria. Lithos, on. In: H. Sassi, F., Flügel and P. Gre- 82, 125-147. cula, (eds.), Correlations of Variscan Chatalov, G., 1985. Contribution to the stratig- and Prevariscan Mountain Belts, IGCP, raphy and lithology of the Palaeozoic 5. Mineralia Slovaca. Special Monog- and Triassic rocks in Sveti Ilija Heights. raphy. Bratislava, pp. 279-292. Review of the Bulgarian Geological So- Haydoutov, I., and Yanev, S., 1997. The Pro- ciety, 46, 127-143. tomoesian microcontinent of Balkan Chatalov, G., Ganev, M., and Stefanov, S., 1963. Peninsula-a peri-Gondwanaland piece. Old Paleozoic and Permian in the Glog- Tectonophysics, 272 , 303-313. 20 Yerbilimleri

Janev, S., 1969. Fazien und lithogenetischen Strandzha mountain. Comptes Rendus Typen in den jungpalaeozoischen Se- Bulgarian Academie of Sciences, 31(6), dimenten in NW Bulgarien. Bulletin of 715-718. the Institute of Geology, Series Stratig- Minčev, D., Černjavske, S., Čounev, D., and raphy and Lithology, 18, 91-126. Budurov K., 1968. O pitanju staristi ugl- Janev, S., 1972. Lithologische Aufteilung und jenosne formacije kod Belogradčika Korrelation der Devon- and karbona- – severozśapadna Bugarska. Savez tische Unterkarbon Sedimente aus geoloških društava FNR Jugoslavija, Bohrungen in Nordost Bulgarien. Bul- Refereti v savetovanija, deo I geologo- letin of the Institute of Geology, Seri- ja, 43-48. es Stratigraphy and Lithology, 21, 101- Moskovski, S., Nedjalkova, S., Tenchov, Y., 124. Harkovska, A., Shopov, V., and Yanev, Janev, S., 1989. Paleogeographie des Unter- S., 1963. Stratigraphical and litologi- perms von Bulgarien. Zeitschrift für cal studies in the nucleus and part of Geologischen Wissenschaften, 17 (3), the mantle of the Mihailovgrad Anticline 243-251. between the Chiprovska and Rikovska Kalvoda, J., Melichar, R., Babek, O., and Le- bara rivers (NW Bulgaria). Bulletin of ichmann, J., 2002. Late Proterozoic- the Institute of Geology, Series Stratig- Paleozoic -Tectono- stratigraphic De- raphy and Lithology, 5, 26-67. velopment and Paleogeography of Bru- Nikishin, A. M., Ziegler, P. A., Panov, D. I., Bo- novistulian Terrane and Comparison lotov, S. N., and Fokin, P. A., 2004. with other Terranes at the SE Margin of Pozdne-paleozoyskaya, Mesozoiska- Baltica-Laurussia. Journal Czech Geo- ya i Kainozoiskaya tectonicheskaya is- logical Society, 47, 81-102. toriya i geodinamica yujnoy chasti Vos- Karamata, S., 2006. The geological develop- tochnoy Evropi. Ocherki regional’noy ment of the Balkan Peninsula related to geologii Rossii. I. 400 let geologiches- the approach, collision and compressi- coy istorii i dinamiki formirovaniya yuj- on of Gondwanan and Eurasian units. noy chasti Vostochnoy Evropi. Red. In: A. H. F.Robertson, and D. Mount- A.M. Nikishin. –Ministerstvo prirodnyh rakis, (eds.), Tectonic Development resursov Rosiyskoy federecii, pp. 17- of the Eastern Mediterranean Region. 87. Geological Society of London, Special Nikolov, Z., Stefanova, E., Tenchov, Y., Popova, Publications, 260, 155-178. K., Popov, A., Dimitrova, E., Manev, G., Kariakin, I., and Aristov, V., 1990. On a age and Parashkevova, V., Stoyanov, I., Aleksi- geological position of the exotic rocks ev, I., and Peeva, R., 1988. Geology of of the Tourgachai zone (Lasser Cau- the Dobrudgea cool basin. Editoral Ho- casus). Dokladi Academii Nauk USSR, use “Technika”, 170 pp. 331 (5), 1189-1193. Nikolov, Z., Popova, K., and Popov, A., 1990. Knipper, A., 1990. Pre-Late Jurassic tectonic Coal-bearing Upper Paleozoic sedi- events and their role in formation of op- ments in R-1 Novachene (Central North hiolitic seqience in Caucasus. Sympo- Bulgaria). Review of the Bulgarian Geo- sium on ophiolite genesis and evolution logical Society, 51(1), 38-48. of oceanic lithosphere. Abstracts, Mus- Omelchenko, V., and Belov, A., 1983. Early- cat, Oman, 112. Middle Paleozoic volcanism of the Gre- Kozhukharov, D., Yanev, S., and Belov, A., 1980. at Caucasus Forerange. In: F. P. Sas- Geological and Isotopic Data on the si and T. Szederkenyi (eds.), IGCP 5, Tectonic Position of the Rhodope Mas- Newsletter, 5, 130-137. sif in the Late Palaeozoic. Geologica Peytcheva, I., and von Quadt, A., 2004. The Pa- Balcanica, 10(4), 91-107. leozoic protoliths of the Central Sred- Malyakov, Y., and Bakalova, D., 1978. Lower nogorie, Bulgaria: records in zircons Permian near the village of Kondalovo, from basement rocks and Cretaceous Yanev and Adamia 21

magmatites. Proceedings of the 5th In- Yanev, S., 1968. Litology of the Upper Palaeo- ternational Symposium on Eastern Me- zoic sediments in North-West Bulgaria. diterranean Geology; Tessaloniki, Gree- PhD Thesis, Geological Institute of the ce, Vol 1, 392-395. Bulgarian Academy of Sciences, Sofia, Peytcheva, I., von Quadt, A., Frank, M., Kame- Bulgaria, 370 pp. nov, B., and Heinrich, C., 2004. The Yanev, S., 1970. Paleogeography of NW Bulga- subcontinental litosphere beneath ria during the Late Paleozoic. Review of Central Srednogorie (Bulgaria): U-Pb the Bulgarian Geological Society, 31 and Hf-zirkon, Nd and Sr whole rocks (1), 197-208. constraints. Geochimica et Cosmochi- Yanev, S., 1972. Lithological subdivision and mica Acta, A 624, 5(3), 22. correlation of the Devonian and Lower Spassov, H., and Zafirov, S., 1961. Das Jung- Carboniferous deposits in the boreho- paleozoik zwuschen die Dorfes Ignatiza les in Northeast Bulgaria. Bulletin of und Lyuti Dol, Kreis von Vraza. Travaux the Geological Institute “Strashimir Di- sur la Géologie de Bulgaria, Série Stra- mitrov”, Serie Stratigraphy and Litho- tigraphie et Tectonique, 3, 33-45. logy, 21, 101-124. Tenchov, Y., 1966. Lithostratigraphy and struc- Yanev, S., 1976. Lithotectonic profiles of Paleo- ture of the Svoge Carboniferous. Bulle- zoic molasses. Kraishte District (South- tin of the Geological Institute “Strashi- west Bulgaria; Permian). Tectonic Re- mir Dimitrov”, 15, 243-268. gime of molasse epochs. Lithotectonic Tenchov, Y., and Yanev, S., 1963. Stratigraphy profiles of Cenizoic and Paleozoic mo- and Lithology of the Upper Stephani- lasses. Veröffentlichungen des Zentral an and Permian near the town of Be- Institute für Physik der Erde, 66, Pots- logradchik and Kityaevi village (North- dam, 34. West Bulgaria). Travaux sur la Géologie Yanev, S., 1979. The Permian in the north- de Bulgarie, Série Stratigraphie et Tec- eastern Kraishte. Review of the Bulgari- tonique, 5, 69-97. an Geological Society, 40(3), 236-246. Toula, F., 1877. Geologische Untersuchungen Yanev, S., 1981. The Permian of Bulgaria. Inter- im westlichen Teile des Balkan; IV. Ein national Symposiun on Central Europe- geologisches Profil von Osmanieh am an Permian. Geological Institute, War- Arčar über den Sveti Nikola-Balkan saw, pp.104-126. nach Ak-Palanka an der Nišava. Sit- zungsber. d.k.k. Akad d. Wiss. Wien, I. Yanev, S., 1982a. Facies and cyclic deve- Abth. Bd. 75, Maiheft, 1-82 pp. lopment of the Carboniferous in Dobrudja, NE Bulgaria. Palaeontolohy, Toula, F., 1881. Grundlinien der Geologie des Stratigraphy and Lithologhy, 17, 66-76. Westlichen Balkans. Denkschr. d. k .k. Akad. d. Wiss., Bd. 44. Wien, 56 pp. Yanev, S., 1982b. Variscan molasses in So- fia Stara Planina (Buchino-Kurilo- Trifonova, E., and Boyanov, I., 1986. Late Permi- an foraminifera in the Mesozoic phylli- Iordankino). Excursion Guide-Book toid formation on the East Rhodope, “Molasse formation in Bulgaria”. Geolo- Bulgaria. Geologica Balcanica, 16(1), gical Institute of the Bulgarian Acade- 25-30. mie of Sciences, pp. 76-79. Vaptsarova, A., Chemberski Ch., and Nikolo- Yanev, S., 1985. Desarrollo litofacial del Carbo- va, I., 1979. Le Trias dans la Bulgarie nifero de Bulgaria. Compte Rendus 10- du Nord. III. Volcanism. Geologica Bal- eme Congres International de Stratig- canica, 9(3), 93-106. raptie et Géologie du Carbonifere, Mad- Von Quadt, A., Peycheva, I., and Haydoutov, I., rid, 1983, vol. 3, 77-84. 1998. U-Zr dating of Tcherni Vrach me- Yanev, S., 1988. Lithostratigraphie und Sedi- tagabro, west Balkan, Bulgaria. Comp- mentbedingungen des Perm in Nord- tes Rendus Bulgarian Academy of Sci- bulgarien. Zeitschrift für geologische ences, 51, 1; 86-89. Wissenschaften, 16 (11/12), 1127-1141. 22 Yerbilimleri

Yanev, S., 1989. Facies milieus und deren ra- tology, Stratigraphy and Lithology, 9, umliche und zeitliche Verteilung bei der 3-26. variszischen Molassebildung in Bulgari- Yanev, S., Maslarevic, Lj., and Krstic, B., 2001. en. Zeitschrift für geologische Wissens- Outline of the Permian paleogeography chaften, 17 (8), 765-778. in central and eastern parts of the Bal- Yanev, S., 1991. Horizontal movements during kan Peninsulan. Natura Bresciana, Mo- the Paleozoic, inferred from Bulgarian nografia Nr 25, 235-244. data. Procceedings of the Internatio- Yanev, S., Göncüoğlu M. C., Gedik, I., Lakova, nal Earth Science Congress of the Ae- I., Boncheva, I., Sachanski, V., Oku- gean Regions, Izmir, Turkey, Vol. 2, pp. yucu, C., Özgül, N., Timur, E., Malya- 334-344. kov, Y., and Saydam, G., 2006. Stra- Yanev, S., 1992. The Permian in Northern Bulga- tigraphy, correlations and palaeogeog- ria. I. Formal lithostratigraphy related to raphy of Paleozoic terranes of Bulgaria the Lower Permian. Geologica Balcani- and NW Turkey: a review of recent data. ca, 22 (5), 3-27. In: A. H. F. Robertson, and D. Mountra- Yanev, S., 1993a. Gondwana Paleozoic Terra- kis (eds.), Tectonic Development of the nes in the Alpine Collage System on the Eastern Mediterranean Region. Geolo- Balkans. Journal of Himalayan Geology, gical Society of London, Special Publi- 4(2), 257-270. cations, 260, 51-67. Yanev, S., 1993b. The Permian in Northern Bul- Zagorchev I., 1980. Early Alpine deformations in garia. II. Formal lithostratigraphy rela- the red beds within the Poletinci-Skrino ted to the Upper Permian. Geologica fault zone: 1. Lithostratigraphic features Balcanica, 23(1), 3-24. in light of structural studies. Geologica Yanev, S., 1995. Palaeozoic clastic rocks in Balcanica, 10(2), 37-60. Western Bulgaria. XV Congress of the Zagorchev I., and S. Moorbath., 1986. Rb/Sr Carpatho-Balkan Geological Associati- isochron data from the method‘s dating on, Athens, Greece, Special Publicati- of the granitoid magmatism in Sash- on of the Geological Society of Greece, tinska Sredna Gora Mountain. Review 4(1), 417-422. of the Bulgarian Geological Society, Yanev, S., 1997. Paleozoic migration of terra- 47(3), 12-19. nes from the basement of the Easterh Zakariadze, G. , Karpenko, S., Bogdanovski, O., part of the Balkan peninsula from peri- Silantiev, S., Lialikov, A., and Kozlov, G., Gondwana to Laurussia. In: M.C. Gön- 1988. Nd and Sr isotop and REE geoc- cüoğlu and S. Derman (eds.), Turkish hemistry in metabasaltic rocks asso- Association of Petroleum Geologists, siated with Mesozoic ophiolites of the Special Publications, 3, 89-100. Sevan-Akera zona, Lesser Kaukasus. Yanev, S., 2000. Paleozoic terranes of the Bal- Ophiolite, 13 (2/3), 137-156. kan Peninsula in the framework of Pan- Zakariadze, G. S., Dilek, Y., Adamia, S. A., gea asembly. Palaeogeography, Pala- Oberhänsli., R. E., Karpenko, S. F., eoclimatology, Palaeoecology, 61(1), Bazylov, B. A., and Solov’eva, N., 2009. 151-177. Geochemistry and geochronology of Yanev, S., and Tenchov, Y., 1976. Lithology and the Neoproterizoic Pan African Trans- stratigraphy of the young Palaeozoic caucasian Massif (Republic of Georgia) sediments between the rivers Lom and and implications for island arc evolution Chiprovska (North-West Bulgaria). Pa- of the late Precambrian Arabian-Nubian laeontology, Stratigraphy and Lithology, Shield. Gondwana Research, 11 (1-2), 5, 61-78. 92-108. Yanev, S., and Tenchov, Y., 1978. The Zhukov, F. I., Vozar, I., and Yanev, S., 1976. The Stephanian-Permian rocks near the vil- Permian sedimentary-volcanic forma- lages of Zgorigrad, Zverino and Ig- tions and ore beds of the Carpathian- natica, North-West Bulgaria. Palaeon- Balkan area. Editoral House “Naukova dumka”, Kiev, 183 pp. Yerbilimleri, 31 (1), 23–32 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Dergisi Journal of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Yüzey dalgalarının çok-kanallı analizi yönteminde uygun atış mesafesinin seçimi Selection of optimum shot distance in multi-channel analysis of the surface wave method

Ünal DİKMEN, Ahmet Tuğrul BAŞOKUR, İsmail AKKAYA, Muzaffer Özgü ARISOY Ankara Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühendisliği Bölümü, 06100 Tandoğan, ANKARA

Geliş (received) : 30 Temmuz (July) 2009 Kabul (accepted) : 07 Aralık (December) 2009

ÖZ Bu çalışmada, yüzey dalgalarının çok-kanallı analizi yönteminde atış mesafesinin (atış noktasıyla ilk jeofon arası uzaklık) dispersiyon görüntüsü üzerindeki etkisi incelenmiştir. Aynı serim düzeni korunarak farklı atış mesafelerin- de yüzey dalgalarının çok-kanallı analizi yöntemi (MASW) kayıtları toplanmış ve her bir kaydın dispersiyon görün- tüsü hesaplanarak karşılaştırılmıştır. Yüksek kipleri temel kipten ayırmak için en az bir yakın ve bir uzak atış kaydı gereklidir. Sismik enerji kaynağının gücüne bağlı olarak, kısa serim boyu kullanıldığında, yakın atış mesafesi jeofon aralığının en fazla dört katı, uzak atış mesafesi ise serim boyunun en az üçte biri veya daha büyük olmalıdır. Daha büyük serim boyu kullanıldığında, yakın ve uzak kaynakların dalga şekli üzerindeki etkileri artmaktadır. Bu durum- da, yüksek sinyal/gürültü oranlı veri elde etmek için, kaynak gücünün arttırılması veya serim boyunun kısa tutulma- sı gerekmektedir.

Anahtar Kelimeler: Atış mesafesi, dispersiyon, yüzey dalgası.

ABSTRACT In this study, the effects of shot distance (the distance between the source and the first receiver) on dispersion image were examined for the multi-channel analysis of surface waves (MASW) method. The MASW records were measured for a variety of shot distances and the corresponding calculated dispersion images were compared, for a fixed layout. At least one pair of near and far shot records is required for clearly distinguishing the fundamental mode from the higher modes. When a short spread length is used, the near shot distance should be no longer than four times the geophone interval, and the far shot distance should be longer than one-third of the spread length depending on the power of the seismic source. Where the larger spread length is used, the dominance of near and far site effects on the waveform become clear. In this case, the power of the source should be increased or the spread length should be shortened in order to have high signal/noise ratio data.

Keywords: Shot distance, dispersion, surface wave.

Ü. Dikmen E-posta: [email protected] 24 Yerbilimleri

GİRİŞ sunda henüz bir standart geliştirilmemiştir. Ara- zi parametreleri olarak adlandırılan; atış uzaklı- Zemin parametrelerinin (makaslama modülü, ğı, jeofon aralığı, serim boyu, örnekleme aralığı, elastisite modülü, sıkışmazlık modülü, doğal tit- kayıt uzunluğu, sismik kaynak türü ve gücü gibi reşim frekansı, sismik büyütme katsayısı, Pois- ölçü alımı esnasında belirlenmesi gereken pa- son oranı vb.) hemen hemen tümü doğrudan rametreler veri niteliğini, araştırma derinliğini ve

makaslama dalga (Vs) hızı ile ilişkilidir. Bu ne- ayrımlığı doğrudan etkilemektedir. denle, V ’ nin derinlikle değişiminin belirlenme- s Bu çalışmada, yüzey dalgalarının çok-kanallı si, jeoteknik mühendisliği açısından önemlidir. analizi (MASW) yönteminde atış uzaklığının dis- Zemin parametrelerinin geleneksel sismik kırıl- persiyon görüntüsü üzerindeki etkisi incelen- ma veya kuyu içi sismik yöntemleriyle belirlen- miştir. Bu amaçla, farklı serim boyu ve jeofon mesinde, sinyal/gürültü (S/G) oranının düşük ol- aralıklarında aynı serim düzeni korunarak fark- ması nedeniyle yerleşim alanlarında makaslama lı atış mesafelerinde yüzey dalgası kayıtları alın- dalgalarının oluşturulması ve kayıt edilmesi ol- mıştır. Faz kaydırma tekniği kullanılarak her bir dukça zordur. Kırılma yönteminde hız terslen- yüzey dalgası kaydının dispersiyon görüntüsü mesiyle (yüksek hızlı bir katmanın altında düşük hesaplanmıştır. Daha sonra, farklı atış uzaklık- hızlı katmanın bulunması) karşılaşıldığında, dü- ları için hesaplanan dispersiyon görüntüleri kar- şük hızlı katmanın parametreleri çözülememek- şılaştırılarak uygun atış mesafesinin belirlenme- tedir. Öte yandan, kırılma tekniğinin uygulanışı sine çalışılmıştır. sırasında ek işçiliğe gerek kalmadan aynı jeofon serimi kullanılarak, aktif ve pasif kaynaklı yüzey ÇOK-KANALLI YÜZEY DALGASI YÖNTEMİ dalgası yöntemleri de uygulanabilir. Aynı serim boyu için yüzey dalgası yönteminin araştırma MASW yönteminde temel işlem adımları Şekil derinliği kırılma yöntemine göre çok daha fazla 1’de gösterilmiştir. Aktif kaynaklı yüzey dalga- olduğundan, kalın alüvyon çökellerin bulundu- sı çalışmaları üç temel aşamada gerçekleştiri- ğu ortamlarda da sismik temel derinliğinin sap- lir. Bu aşamalar; veri toplama, dispersiyon eğ- tanmasına olanak verebilir. Belirtilen bu özellik- risinin elde edilmesi ve ters çözüm işlemiyle Vs lerine karşın, aktif ve pasif kaynaklı yüzey dal- dağılımının belirlenmesidir. Veri toplamada kul- gası yöntemlerinde, veri toplama düzeni konu- lanılan arazi düzeni ve ölçü alımı, sismik kırıl-

Şekil 1. MASW yönteminde temel işlem adımları. Figure 1. Basic processing steps in the MASW method.

Dikmen vd. 25 ma yöntemiyle benzerlik gösterir. Kullanılan se- persiyon görüntüsü verilmiştir. Şekil 2b ve Şekil rim uzunluğu, kayıt edilebilecek en büyük dal- 2d’ de verilen dispersiyon görüntüleri karşılaş- ga boyu ile ilişkili olduğundan araştırma de- tırıldığında, artan jeofon aralıklarıyla elde edilen rinliğini belirler. Jeofon aralığı, kayıt edilebile- MASW kaydına ilişkin dispersiyon görüntüsün- cek en küçük dalga boyu ile ilişkilidir. Bu ne- de temel kip yanında yüksek kip seçilebilmek- denle, jeofon aralığı doğrudan sığ araştırma de- tedir. MASW yönteminde kaynak olarak balyoz, rinliğinin çözünürlüğünü etkileyen bir değişken- çekiç, patlatma veya ağırlık düşürme gibi geçici dir. Uygulamada yaygın olarak, doğrusal dizi- enerji üreten kaynaklar kullanılır. Bu tür kaynak- lim ve eşit jeofon aralığı kullanılır. Bununla bir- lar, hızlı veri toplama sağlarken, frekans içeriği- likte, jeofonlar arası mesafenin eşit alınmama- nin çoğu durumda zayıf olmasından dolayı sınır- sı ve jeofonların artan mesafeyle dizilmesi, dis- persiyon görüntüsü çözünürlüğünü arttırır. Şekil lı çalışma olanağı sağlar. Belirli frekans aralığın- 2a’ da sabit jeofon aralıklı bir dizilimde elde edi- da harmonik dalga üretici kaynaklar geçici kay- len MASW kaydı, Şekil 2b’ de ise Şekil 2a kay- naklara göre özellikle düşük frekanslarda daha dından hesaplanan dispersiyon görüntüsü veril- iyi enerji oluşturur. Veri toplamada, genel olarak miştir. Benzer şekilde, Şekil 2c’ de artan jeofon 1-2 ms örnekleme aralığı kullanılarak 1 s süre- aralıklarıyla elde edilen MASW kaydı ile Şekil since veri toplanması, Vs değişimin belirlenme- 2d’ de Şekil 2c’ deki kayıttan hesaplanan dis- si için yeterlidir.

Şekil 2. Jeofon aralıkları farklı iki MASW kaydı ve dispersiyon görüntüsü: (a) sabit jeofon aralığı, (b) dispersiyon görüntüsü, (c) artan jeofon aralığı, (d) dispersiyon görüntüsü. Figure 2. MASW records collected from two different layout configurations: (a) constant geophone interval, (b) dis- persion image, (c) increasing geophone interval, (d) dispersion image.

temel kip temel kip 26 Yerbilimleri

Gerek aktif kaynaklı, gerekse pasif kaynak- ile verilir. Burada, ω ; (rad/s) açısal frekansı lı yüzey dalgası yöntemlerinde dispersiyon eğ- gösterir. karmaşık bir veri olduğundan, Rj () w risinin belirlenmesi için farklı sayısal yöntem- genlik ( () ) ve faz ( () ) cinsinden aşağı- Aj ω φj ω ler geliştirilmiştir. Geliştirilen bu sayısal yön- daki gibi yazılabilir. temlerin tamamı, zaman-uzaklık (t,x) ortamın- da elde edilen verinin spektral özelliklerinin be- −iφ() ω lirlenmesine dayanır. Kullanılan sayısal yöntem- ()().,j 1 (2) Rj ω= Aj ω e i = − ler arasında frekans-dalgasayısı (f-k), kesişme zamanı-yavaşlık (t-p), faz kaydırma (phase shif- () genliği, ofset mesafesi (x) ve açısal fre- ting) veya uzaysal özilişki (SPAC) dönüşümle- Aj ω kansa (ω ) bağlı olarak değişim gösterir (Park ri yaygın kullanılan yöntemlerdir (Okada, 2003; vd., 1998). Faz, her bir açısal frekanstaki faz hızı Park vd., 2004). ( ) ile belirlenir. ν p Her bir tabakanın kalınlığı, yoğunluğu, P ve ω x S-dalgası hız değerlerinin tanımlandığı bir ye- φ() ω = =kx k =ω/, ν x = x + j v p o raltı modeli için yeryüzeyindeki alıcı noktaların- p da kuramsal yüzey dalgası hesaplanarak, dis- ()j− 1 ∆ x (3) persiyon eğrisi belirlenir. Kuramsal dispersiyon eğrisinin sayısal hesaplanmasında Thomson- Burada, k dalga sayısını, x atış noktasının j’ inci jeofona olan uzaklığını gösterir. R ( ) izlerinde Haskel yöntemi (Thomson, 1950; Haskell, 1953) j ω veya bu yöntemi esas alarak geliştirilen sıkılık aynı frekanslı dalgalar farklı jeofona ait kayıtta, farklı genlik ve fazda görülür. A ( ) genliği, V faz dizeyi yöntemi (Kausel ve Roësset, 1981), ya da j ω p sonlu farklar (Hossian ve Drnevich, 1989), Gre- hızına ilişkin herhangi bir bilgi içermediğinden, R ( ) spektrumuna faz hızı bilgisi kaybedilme- en fonksiyonları (Hisada, 1995) gibi sayısal çö- j ω züm yöntemleri kullanılır. Ters-çözüm işlemi için den izleyen normalleştirme işlemi uygulanabilir.

en küçük kareler yöntemi tabanlı algoritmaların − jj () w R() w A() w e − φ (Calderon-Macias vd., 2000) yanısına genetik =j = j = jj () w Pj () w e (4) algoritma ve yapay sinir ağları (Santamarina ve Rj () w Aj () w Fratta, 1998), Monte Carlo yöntemi (Scales ve Şekil 3a’da, tekdüze yarı sonsuz bir ortamda Tenorio, 2001) kullanılan diğer algoritmalardır. birim genlikli, 10 Hz frekanslı ve 240 m/s hızla yayılan bir düzlem dalga gösterilmiştir ve Şekil FAZ KAYDIRMA YÖNTEMİYLE 3b’de Fourier genlik spektrumu verilmiştir. Şe- DİSPERSİYON GÖRÜNTÜLEME kil 3a’ da verilen m eğimli doğru boyunca sinü- zoidal dalgalar aynı faz hızı ile yayılır. Bu doğ- Faz kaydırma yöntemi, atış noktasında oluştu- ru boyunca belirli bir zaman aralığında topla- rulan ve dizilim doğrultusunda ilerleyen düzlem nan genliklerin değeri, farklı eğimli doğrulardan dalganın, ortamın hızına bağlı olarak, her bir je- elde edilecek toplam genlikten daha büyük olur. ofona belirli bir gecikmeyle ulaştığı varsayımı- Toplama işleminin yapıldığı zaman aralığı bir pe- na dayanır. Frekans ortamında belirli bir frekans riyot uzunluğunda ise toplanan genliklerin de- ve hız aralığında gecikmeler hesaplanarak ye- ğeri normalleştirmenin bir sonucu olarak, kul- raltının gerçek S-dalga hızı belirlenebilir. Bunun lanılan jeofon sayısına eşit olur. Faz kaydırma için, M sayıda jeofonun sabit aralıklarla doğru- yöntemi ile yüzey dalgası verilerinden dispersi- sal dizildiği bir MASW çalışmasından elde edi- yon eğrisinin hesaplanması bu yaklaşıma daya- nır. Uygulamada genliklerin toplanması, belir- len bir atış kaydı rj ( j= 1 , 2 ,..., N ) , NxM boyu- tunda (N: her bir kanal kayıtındaki örnek sayısı) li bir frekans (örneğin 5- 30 Hz) ve faz hızı ara- bir dizey olarak tanımlanabilir. r kayıtının fre- lığı (örneğin 30–1000 m/s) tanımlanarak yapı- j kans ortamı Fourier dönüşümü, lır. Frekans ve faz hızı her bir adımda küçük ar- tımlarla farklı eğim, dolayısıyla farklı faz hızların- R(,)(,), xω = FFT r x t  ω= 2 π f (1) j j  j j  daki eğrileri temsil eder. Genliklerin toplanma- sı, uzaklık-zaman (x-t) verisinin Fourier Dönüşü- Dikmen vd. 27 mü sonrası normalleştirilmesiyle ve kaynak-alıcı ve faz hızlarında 0 değerini vermektedir. Doruk mesafelerine bağlı olarak faz verilmesiyle ger- eğiminin keskinliği, dispersiyon eğrisinin çözü- çekleştirilir. nürlülüğünü doğrudan etkiler. Şekil 3d, Şekil 3a’da verilen düzlem dalganın dispersiyon gö-

− ∆ − ∆ i 1, p i 2, p rüntüsüdür. Şekil 3d’ den görülebileceği gibi A()()() v= e R ω + e R ω + S p 1 2 yayılan düzlem dalga tek frekanslı (10 Hz) oldu- − ∆ − ∆ i 3, p i N, p ğundan 240 m/s değerinde bir doruk değeri ile e R3().ω + ...+ e RM (ω ) M temsil edilmektedir. − ∆ i m, p (5) = ∑ e Rm (ω ). m=1 ATIŞ UZAKLIĞININ DİSPERSİYON Burada, GÖRÜNTÜSÜNE ETKİSİ / (6) ∆m, p=ω(x o + x m) ν p= k p( x o + x m ) Ölçü alımında serim uzunluğu, jeofon aralığı faz terimi, karmaşık değerli olup, atış uzaklığı ve ve atış uzaklığının seçimi, araştırma derinliğini, faz hızı ile artış gösterir. Belirli bir frekans ve faz uzaysal katlamayı, yakın ve uzak etkileri ve dis- hızı aralığı için (5) bağıntısı ile verilen toplama iş- persiyon görüntüsünün çözünürlülüğünü etki- leminden faz hızı-toplam genlik eğrisi elde edilir leyen parametrelerdir. MASW uygulamalarında (Şekil 3c). Burada yalnızca ortamın gerçek hızı dispersiyon eğrisinin elde edilmesi amacıyla tek olan 240 m/s’ de 1 değeri ve diğer tüm frekans bir atış kaydının yeterli olduğu kanısı yaygındır.

Şekil 3. (a) Yarı-sonsuz tekdüze ortamda 10 Hz frekanslı 240 m/s hızla yayılan düzlem dalga, (b) Fourier genlik spektrumu (normalleştirilmiş), (c) toplam normalleştirilmiş genlik-faz hızı eğrisi, (d) dispersiyon görüntüsü. Figure 3. (a) A plane wave propagating in a semi-infinite and homogeneous medium with 10 Hz frequency and 240 m/s velocity, (b) Fourier amplitude spectrum (normalized), (c) total normalized amplitude-phase velocity curve, (d) dispersion image.

28 Yerbilimleri

Bununla birlikte, kimi zaman temel kip dışında dığı durumda, öz frekansın altındaki frekanslar- yüksek kipler etkin olabilmekte ve temel kip ola- da jeofonun duyarsız olması nedeniyle dispersi- rak algılanabilmektedir. Yüksek kipin, temel kip yon eğrisi belirsizdir. olarak veri işlemde kullanılması, yeraltı hız dağı- Bu çalışmada, atış mesafesinin dispersiyon gö- lımı ile ilişkili olmayan bir modelin elde edilme- rüntüsü üzerindeki etkisini araştırmak amacıy- sine yol açar. Şekil 4’de bir yüzey dalgasından la 24 kanallı bir sismograf kullanılarak üç fark- elde edilebilecek temel ve yüksek kipler görün- lı jeofon aralığında (1, 3 ve 5 m) toplam 23, 69

tülenmiştir. Temel kip yerine yüksek kipin seçil- ve 115 m uzunluklarında üç serim kullanılmış-

mesi, gerçek hızdan daha yüksek bir hızın, do- tır. Her bir serim için serim boyu sabit tutularak layısıyla var olandan farklı mühendislik özellik- farklı atış uzaklıklarında (1, 2, 4, 8, 12, 16, 24 ve lerde bir yeraltı modelinin elde edilmesine ne- 48 m) 8 MASW verisi toplanmıştır. Yalnızca 5 m den olur. jeofon aralığı kullanılan serimde, 48 m atış me- safesi için tetikleme kablosunun yeterli uzun- lukta olmamasından dolayı kayıt alınamamıştır. Veri toplanmasında 4.5 Hz frekanslı düşey jeo- fon ve 8 kg ağırlığında bir balyoz enerji kaynağı olarak kullanılmıştır. 1 m jeofon aralığı ve 23 m serim uzunluğu kul- lanılarak yapılan MASW çalışmasında 1, 2, 4, 8, 12, 16, 24 ve 48 m atış mesafelerinde elde edi- len sismik kayıtların dispersiyon görüntüleri sı- rasıyla Şekil 5a-h’ de verilmiştir. Bu serim için Şekil 4. Yüzey dalgalarının temel ve yüksek kipleri. atış mesafesi 8 m ve daha az olan kayıtlara ait Figure 4. Fundamental and higher modes of surface waves. dispersiyon görüntülerinde (Şekil 5a-d), temel kip yanında yüksek kip de belirgindir. Bunun- la birlikte, atış mesafesinin 12 m-48 m değerle- Uygulamada atış uzaklığı genel olarak serim ri (Şekil 5e-h) için dispersiyon görüntülerinde te- boyunun yaklaşık %20’sine kadar alınmakta- mel kip belirgindir ve yüksek kip görülmemek- dır. Kısıtlı güçte enerji kaynağı ve büyük serim tedir. Balyoz gibi sınırlı bir enerji kaynağının ve

boyu (>70 m) kullanıldığında S/G oranı düşük 23 m serim boyunun kullanıldığı bu çalışmada,

olur. Kayıt süresi genel olarak 1 s seçilir. Bu tür serim boyunun 1/3 oranına kadar olan atış me-

bir kayıt süresi için kullanılacak örnekleme ara- safesi uzaklıklarında temel ve yüksek kipler ko-

lığı 1-2 ms kadardır. Bununla birlikte, kullanılan laylıkla ayrılabilmektedir. 3 m jeofon aralığı ve

kayıt süresi ve örnekleme aralığının seçimi doğ- 69 m serim boyu kullanılarak yapılan MASW ça- rudan ortamın mühendislik özelliklerini belirler. lışmasında, 23 m serim boyu kullanılan çalışma Araştırılan ortamın hızı düşük ise (örneğin kon- ile aynı atış mesafeleri için elde edilen sismik solide olmamış derin alüvyon ortamlarda, Vs kayıtların dispersiyon görüntüleri sırasıyla Şekil <100 m/s) kayıt süresi arttırılabilir. Kayıt süresi- 6a-h’ da verilmiştir. Bu serimde atış uzaklığının nin gereğinden fazla büyük seçilmesi, S/G ora- 8 m ve daha az olan kayıtlarına ait dispersiyon nının düşmesine ve uzak kaynakların kayıtlar- görüntülerinde (Şekil 6a-d), temel kip ile birlik- da etkin duruma gelmesine neden olmaktadır. te yüksek kip belirgindir. Atış mesafesinin 12-48 Yüksek S/G oranı elde etmek için kayıt süresi- m aralığına karşılık gelen kayıtlardan hesapla- nin arttırılması yerine jeofon aralığının azaltılma- nan dispersiyon görüntülerinde (Şekil 6e-h) yük- sı tercih edilmelidir. Aktif kaynaklı yüzey dalga- sek kip belirsizdir. 5 m jeofon aralığı ve 115 m sı çalışmalarında kullanılan düşey jeofonların öz serim boyu kullanılarak yapılan MASW çalışma- frekansları dispersiyon eğrisinin alt frekans sını- sında aynı atış uzaklıkları için elde edilen dis- rını denetlerken, frekans bant genişliği üzerin- persiyon görüntüleri sırasıyla Şekil 7a-g’ de ve- de kullanılan enerji kaynağı etkindir. Örneğin, öz rilmiştir. Bu serimde tetikleme kablosunun ye- frekansı 4.5 Hz olan bir düşey jeofonun kullanıl- tersiz olması nedeniyle 48 m atış için kayıt alı- Dikmen vd. 29

Şekil 5. 1 m jeofon aralığı ve farklı ofsetler için dispersiyon görüntüleri: (a) 1 m, (b) 2 m, (c) 4 m, (d) 8 m, (e) 12 m, (f) 16 m, (g) 24 m, (h) 48 m. Figure 5. Dispersion images for a variety of offsets: (a) 1 m, (b) 2 m, (c) 4 m, (d) 8 m, (e) 12 m, (f) 16 m, (g) 24 m, (h) 48 m for the case of 1 m geophone spacing. namamıştır. Kullanılan enerji kaynağının gücü- denle, bu tür enerji kaynağının kullanılması du- ne bağlı olarak, serim boyu arttıkça S/G oranı- rumunda serim boyu kısa tutulmalıdır. nın azaldığı, yakın ve uzak etkilerin kayıt içeri- sinde belirgin hale geldiği görülmektedir. Bu- TARTIŞMA VE ÖNERİLER nunla birlikte, küçük atış mesafelerinde yüksek kipler daha belirgin olarak görülmektedir. Sınır- Yüzey dalgalarının analizi, Rayleigh dalgası te- lı güçte enerji kaynağı, dispersiyon eğrisinin fre- mel kipi için belirlenen dispersiyon eğrisi üzeri- kans bant genişliğini doğrudan etkiler. Bu ne- ne kurulmuştur. Dispersiyon görüntüsünde te- 30 Yerbilimleri

Şekil 6. 3 m jeofon aralığı ve farklı ofsetler için dispersiyon görüntüleri: (a) 1 m, (b) 2 m, (c) 4 m, (d) 8 m, (e) 12 m, (f) 16 m, (g) 24 m, (h) 48 m. Figure 6. Dispersion images for a variety of offsets: (a) 1 m, (b) 2 m, (c) 4 m, (d) 8 m, (e) 12 m, (f) 16 m, (g) 24 m, (h) 48 m for the case of 3 m geophone spacing. mel kip yerine yüksek kiplerin seçilmesi veya pin doğru belirlenmesi S-dalgası hızının sağlıklı belirli bir frekanstan sonra birinden diğerine belirlenmesi için zorunludur. Uygulamalarda se- dispersiyon eğrisinin uzatılması, gerçek hızlar- rim boyunun arttırılması, güçlü enerji kaynağı- dan daha yüksek hızların elde edilmesinin ya- nın kullanılmasını gerektirmesinin yanısıra, S/G nısıra örneğin derinde görülmesi gereken hı- oranının azalmasına ve yakın-uzak alan etkile- zın daha sığ derinliğe atanması gibi bir hız çe- rinin dispersiyon görüntüsünde etkin olmasına kilmesi sorununu getirir. Bu nedenle, temel ki- neden olmaktadır. Jeoteknik amaçlı çalışma-

Dikmen vd. 31

Şekil 7. 5 m jeofon aralığı ve farklı ofsetler için dispersiyon görüntüleri: (a) 1 m, (b) 2 m, (c) 4 m, (d) 8 m, (e) 12 m, (f) 16 m, (g) 24 m. Figure 7. Dispersion images for a variety of offsets: (a) 1 m, (b) 2 m, (c) 4 m, (d) 8 m, (e) 12 m, (f) 16 m, (g) 24 m for the case of 5 m geophone spacing. lar için genel olarak 1-2 ms örnekleme aralığı cıyla kayıt süresi arttırılabilir. Ancak kayıt süre- ve 1-2 s uzunluğunda kayıt süresi yeterlidir. Ka- sinin arttırılması yerine serim boyunun kısa tu- yıt süresinin gereğinden fazla arttırılması, ben- tulması önerilir. Genel olarak 5 yığma yeterlidir. zer şekilde S/G oranının düşmesine neden ol- Veri toplanması aşamasında S/G oranını arttır- makta ve yakın-uzak alan etkilerini arttırmakta- mak amacıyla fazla sayıda yığma işlemi kimi za- dır. Bununla birlikte, özellikle derin alüvyal alan- man harici gürültülerin kayıtlarda etkin olmasına larda yapılan çalışmalarda, yüzey dalgalarının neden olabilmektedir. Bu nedenle, yığma sayı- kayıt süresi içerisinde kalmasını sağlamak ama- sı özellikle dış kaynakların mevcut olmadığı du- 32 Yerbilimleri rumlarda arttırılmalıdır. Kullanılan enerji kayna- 43, 17-34. ğı, dispersiyon eğrisinin frekans bant genişliği- Hisada, Y., 1995. An efficient method for com- ni doğrudan etkiler. Büyük enerji kaynağı, ge- puting Green’s functions for a layered niş frekans bandında dispersiyon eğrisinin se- half-space with sources and receivers çilmesini sağlar. Jeofon aralığı, sığ derinliğin çö- at close depths (Part 2). Bulletin of the zünürlüğünü, serim boyu ise araştırma derinliği- Seismological Society of America, 85, ni etkileyen iki değişkendir. Küçük jeofon aralığı, 1080-1093. sığ derinlik için yüksek çözünürlük sunar. Büyük Hossian, M. M., and Drnevich, V.P., 1989. Nu- serim boyu, büyük araştırma derinliği sunması- merical and optimization techniqu- na rağmen ayrımlık, kullanılan enerji kaynağı ile es applied to surface wave for back- de doğrudan ilişkilidir. calculation of layer moduli. In: Non- Kimi zaman hesaplanan dispersiyon görüntüle- destructive Testing of Pavements and rinde temel kipin yüksek kiplerden ayrımı güç- Cack-calculation of Moduli, III. A. J, tür. Bu durumdan kaçınmanın ve dispersiyon Bush., and G.Y. Baladi (eds.), American görüntüsü üzerinde seçilen kipin temel kip ol- Society for Testing and Materials, Spe- duğundan emin olmanın yolu, iki farklı atış me- cial Publication, 1026, pp. 649-669. safesi için (yakın ve uzak atış) kayıtların alınma- Kausel, E., and Roësset, J. M., 1981. Stiffness sıdır. Yakın atış, kısa jeofon aralığının (1-3 m) matrices for layered soils. Bulletin of kullanıldığı serimde, jeofon aralığının dört katına Seismological Society of America, 71, kadar çıkabilir. Uzak atış mesafesi ise, kullanı- 1743-1761. lan enerji kaynağının gücüne bağlı olarak, en az Okada, H., 2003. The microtremor survey met- serim boyunun üçte biri veya daha büyük me- hod. Geophysical Monograph Seri- safede olmalıdır. es-12, Society of Exploration Geoph- ysicists, Tulsa. KATKI BELİRTME Park, C. B., Miller, R. D., and Xia, J., 1998. Gro- Bu çalışmada kullanılan veri, TMMOB Jeofizik und roll as a tool to image near-surface Mühendisleri Odası (JFMO), tarafından 4-5 Ni- anomaly. 68 th Annual International san 2009 tarihlerinde gerçekleştirilen “Jeotek- Meeting, Society of Exploration Geoph- nik araştırmalarda yüzey dalgası yöntemleri: ysics, Abstracts, pp. 874-877. ölçü alımı, analizi ve yorumu” başlıklı kurs ve Park, C. B., Miller, D., Laflen, N., Cabrillo, J., Iva- Ankara Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Je- nov, B., and Huggins R., 2004. Imaging ofizik Mühendisliği Bölümü, Mühendislik Jeofi- dispersion curves of passive surface ziği dersi Uygulaması kapsamında toplanmış- waves. Society of Exploration Ge- tır. Veri toplanmasında emeği geçen tüm JFMO ophysics, Abstracts, pp. 1357-1360. yönetimine ve kursiyerlere, ayrıca Ankara Üni- Santamarina, J. C., and Fratta, D., 1998. Intro- versitesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü dördün- duction to Discrete Signals and Inver- cü sınıf öğrencilerine en içten dileklerimizle te- se Problems in Civil Engineering. ASCE şekkür ederiz. Press, Reston, VA. Scales, J., and Tenorio, L., 2001. Prior informa- KAYNAKLAR tion and uncertainty in inverse prob- lems. Geophysics, 66, 389–397. Calderon-Macias, C., Sen, M. K., and Stoffa, Thomson, W.T., 1950. Transmission of elastic P.L., 2000. Artificial neural networks for waves through a stratified soil media. parameter estimation in geophysics. Research Report R81-2, Department of Geophysical Prospecting, 48, 21–48. Civil Engineering, MIT, Cambridge. Haskell, N. A., 1953. The dispersion of surface waves on multilayered media. Bullettin of Seismological Society of Americal, Yerbilimleri, 31 (1), 33–43 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Dergisi Journal of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

An experimental and theoretical study of the piping failure of slope failure dams Heyelan barajlarının sızma yenilmesi üzerine deneysel ve kuramsal bir çalışma

Ömer AYDAN Tokai University, Department of Marine Civil Engineering, Shizuoka, JAPAN

Geliş (received) : 01 Aralık (December) 2009 Kabul (accepted) : 26 Ocak (January) 2010

ABSTRACT The failure of slopes along rivers often results in dams of debris material. If such dams with a significant volume fail, they may cause secondary disasters downstream. The author has been involved with this problem since his reconnaissance visits to the damaged areas of Kashmir after the 2005 Azad Kashmir earthquake. This earthqua- ke caused one of the largest dams of slope failure, which occurred near Hattian. This study reports the theoretical and physical experiments on the piping failure of such deposits that were carried out. These studies are descri- bed in this article and theoretical estimations are compared with experimental results. The comparisons imply that the experimental results generally confirm the theoretical estimations. However, there is a difference between the hydraulic gradients for initiation and for total failure due to piping, which may be attributable to the difference bet- ween the actual fluid velocity and the averaged velocity used in D’Arcy’s law.

Keywords: Earthquake, experiment, piping failure, slope failure dam, theory.

ÖZ Şev yenilmeleri çoğu kez heyelan setlerinin (barajlarının) oluşumuna neden olur. Heyelan barajlarının oldukça büyük olması halinde, bunlar barajın alt bölgelerinde ikincil doğal afetlere neden olabilirler. Yazar, 2005 Hür Kaşmir dep- reminin hasar incelemeleri sonrasında bu konuyla ilgilenmeye başlamıştır. Kaşmir depreminde yüksekliği 160 m’ye ulaşan heyelan barajı Hattian yakınlarında oluşmuştur. Yazar, bu konu ile ilgili olarak laboratuvarda değişik kum ör- nekleri ile Kaşmir depreminde Muzaffarabad yakınlarında meydana gelen büyük bir heyelandan aldığı malzeme ör- neklerini kullanarak fiziksel model deneyleri yapmıştır. Bunun yanı sıra, konunun kuramsal kısmı da incelenmiştir. Bu makalede, deneysel çalışma sonuçları sunulmuş ve kuramsal yaklaşım sonuçları ile karşılaştırılmıştır. Kuramsal so- nuçlarla deneysel sonuçların birbirleriyle uyumlu olduğu görülmekle birlikte, sızma yenilmesinin başlangıcı ile tüm- den yenilme için hidrolik eğimin farklı olduğu gözlenmiştir. Bu farklılık, büyük bir olasılıkla, gerçek akışkan hızı ile D’Arcy yasasındaki ortalama akışkan hızları arasındaki farklılıkla ilişkilendirilebilir.

Anahtar Kelimeler: Deprem, deney, sızma yenilmesi, heyelan barajları, kuram.

Ö. Aydan E-mail: [email protected] 34 Yerbilimleri

INTRODUCTION The highest slope failure dam is the Usoi slo- pe failure dam, named after the village of Usoi, Large slope failures along rivers often result which was completely buried by the 1911 lar- in dams of debris material (Figure1). The pi- ge slope failure in Tajikistan. It has a total vo- ping failure of soil deposits is of great concern lume estimated at approximately 2 km3 with a with regard to the stability of earth and rockfill maximum height above the original valley floor dams, embankments and natural slope failure of 500 m to 700 m (i.e. Risley et al., 2006). The dams. Such failures may generally lead to ca- lake that formed behind the Usoi dam rose at tastrophic damage to downstream settlements an initial rate of approximately 75 m/y. This lake and environments. Historically, the most spec- was named after the village of Sarez, that was tacular example of piping failure is the failure drowned by the rising water. Lake Sarez is now of the Teton dam in the USA. In addition, the- over 60 km in length with a maximum depth in re are many examples of piping and overtop- excess of 500 m and a total volume of approxi- ping failure of landslide or glacier lakes in mo- mately 17 km3. The Usoi dam is the highest na- untainous areas such as the Himalayas, Andes tural dam on earth. The level and the stability and Rockies (see Singh (1996) for details) (Fi- of this dam have been continuously monitored. gures 1 and 2). There are also many slope failure dams in Tur- key. The recent Kuzulu slope failure also cau- The Ms=8 Wenchuan earthquake in 2008 cau- sed the formation of 34 quake lakes. Among sed a small lake (see Figure 1), which was later these 34 quake-lakes, three that formed in An- breached (Ulusay et al., 2007). The gigantic pla- xian, Qingchuan and Beichuan counties were of nar rock slope failure blocked the Tortum River great scale and were caused mainly by the pla- and formed the largest landslide-dammed lake nar sliding failure of mountains (i.e. Aydan et al., in Turkey, measuring 8500 m in length, 2500 m 2 2009a). The biggest quake-lake of all was the in width and having a surfacial area of 6.77 km Tangjiashan “quake lake”, which was formed by (i.e. Duman, 2009). The slope failure occurred the collapse of a section of Tangjiashan Moun- as a rapid planar sliding failure in the Cretace- tain. Tangjiashan quake-lake was formed 2 km ous interbedded limestones with clastics. The surface of the sliding formed along the bedding from Beichuan and at its peak was 803 m long plane. The dam was estimated to have a maxi- by 612 m wide and 70-124 m high. The estima- mum height of 270m and impounded 1820km2 ted volume of water of the Tangjiashan quake- of mountainous drainage area, forming a lake lake was 250 Mm3. Luckily, nobody was killed with 538million m3 of water on the Tortum River. by the collapse of the slope failure dam. Duman (2009) claimed that the landslide could Historically, a large slope failure occurred in be more than 300 years old. Luckily, the dam the Kangding-Luding area of Sichuan, China created by this landslide has not failed for at le- in 1786. This large slope failure, caused by an ast 3 centuries. M=7.75 earthquake, created a large slope failu- In July 2003 a landslide occurred on the Pare- re dam on the Dadu River (Dai et al., 2004), and echu stream of the Satluj River in Tibet (see Fi- the sudden failure of this slope failure dam re- gure 2). The slope failure blocked the river for sulted in catastrophic downstream flooding ten about 400 m and formed a lake that eventually days after the earthquake. It was reported that breached. The lake was 2,100 m long, 1,100 m more than 100,000 people lost their lives. This wide and about 40 m deep. NASA (2005) captu- may be the most disastrous event ever caused red the formation, growth and collapse process by failure of a slope failure dam. The slope fa- of the Pareechu slope failure dam from 2003 ilure dam was about 70 m high, and it created till 2005, as seen in Figure 2. Although nobody a lake with a water volume of about 50×106 m3 was killed, by virtue of remote and in-situ moni- and an area of about 1.7 km2. The dam failed toring of the growth of the dam lake, the breac- suddenly due to a major aftershock on June 10, hed slope failure dam caused some damage in 1786. Tibet and India (Gupta and Shah, 2008). Aydan 35

Neodani, 1891 Hattian, 2005

Diexi, 1933 Donghekou, 2008

Uzungöl Kuzulu, 2007

Figure 1. Some examples of lakes resulting from slope failures (Neodani by K. Kusakabe (1891), Kuzulu by Ulusay et al. (2007) and other photographs by the author. Dates in the picture correspond to the event dates). Şekil 1. Heyelan sonucu oluşmuş gölcüklere örnekler (Fotoğraflar: Neodani (K. Kusabe, 1891), Kuzulu (Ulusay vd., 2007) diğerleri (yazar). Resimlerdeki tarihler oluş tarihini gösterir).

The author recently investigated the areas af- menon and carried out some experimental and fected by the 2005 Kashmir earthquake and theoretical studies. This article describes the the 2008 Wenchuan earthquake (Aydan et al., outcomes of these studies. 2009a, b). These earthquakes caused many rock slopes, some which resulted in landslide EXPERIMENTS dams. Some of these landslide dams are alre- ady breached while the one in Hattian still po- Two different experimental set-ups were used ses a huge catastrophic risk to the downstream in order to understand the conditions governing area. The author got interested in this pheno- the piping phenomenon. The details of the cha- 36 Yerbilimleri

Figure 2. Growth and failure of the slope failure dam of Pareechu (Tibet) (arranged from images taken by NASA at different times). Şekil 2. Pareechu heyelan barajının büyümesi ve yı- Figure 3. Grain size distribution of experimental mate- kılması (NASA tarafından farklı zamanlarda rials. elde edilmiş görüntülerden derlenmiştir). Şekil 3. Deneylerde kullanılan malzemenin tane boyu dağılımı.

racteristics of materials, experimental set-ups, during the water head rise. Water was pumped and experimental results are given below. into the inner cylinder through a hose using an electrical pump from a reservoir. A 30 mm thick Characteristics Materials sponge layer was placed on the top of the soil column of the inner cylinder, in order to prevent Two different materials used in the experiments erosion by the pumped-in water and to attain were commercially available quartz sand (No.4) uniform water pressure head increase. In addi- and slope failure debris from Muzaffarabad in tion, an Acoustic Emission (AE) sensor was at- Kashmir. Slope failure debris material was crus- tached to the outer surface of the outer cylin- hed dolomite and constituted the fault zone (Ay- der in order to assess the time of piping failure. dan et al., 2009b). Grain size distributions and properties of experimental materials are shown Slope failure dam experiments in Figure 3 and given in Table 1, respectively. The hydraulic conductivity of the debris material Slope failure dam piping failure experiments is very similar to the permeability of the sand in were carried out by using a 100 m wide, 200 m view of the grain size distribution of the materials. high and 300 m long acrylic tank. The tank had a 105 mm wide reservoir and a 30 mm thick Experimental Set-ups sponge wall, which provided a uniform seepage into the soil and prevented erosion during water Co-centric cylindrical set-up head rise, dividing the tank into two compart- ments. The height of the earth dam was about A co-centric cylindrical set-up was used to 100-110 mm with a slope inclination of 39-43o study the conditions of the piping phenomenon and a crest width of 30-40 mm. Two pressure (Figure 4). The diameters of the outer and in- sensors were used to measure the water pres- ner acrylic cylinders were 120 mm and 75 mm, sure near the dam toe and in the water reservoir respectively. The soil column height was 80 (Figure 5). Similar to the previous set-up, it was mm and the inner cylinder was embedded to possible to measure the head difference since a depth of 35 mm from the soil surface. Two it is very difficult to prevent seepage during the pressure sensors were used to measure the water head rise. The water was pumped into water pressure near the surface of the soil in the reservoir through a hose using an electri- the inner and outer cylinders. With this set-up, cal pump from a reservoir. In addition, an AE it was possible to measure the head differen- sensor was attached to the outer surface of the ce, since it is impossible to prevent seepage tank in order to assess the time of piping failure. Aydan 37

Table 1. Properties of samples used in experiments. Çizelge 1. Deneylerde kullanılan malzemelerin özellikleri. Dry unit Void ratio Porosity Mean grain size Friction angle Hydraulic

Material weight D50 conductivity (kN/m3) (%) (%) (mm) (o) (cm/s) Sand 14.6 78.09 43.85 0.69-1.27 32-35 1.3-1.5x10-1

Debris 14.6 56.44 36.07 1.15-2.30 35-39 1.76x10-1

Experiments and Results

Co-centric cylinder tests

Co-centric cylinder tests were performed on commercially available quartz sand soil (No.4). Figures 6 and 7 show various stages of an ex- periment and some of measured responses du- ring experiments, respectively. The depth of the embedment of the inner cylinder into soil, the water head differences and the hydraulic gra- dients at the initiation and failure of piping are summarized in Table 2. As seen in Figure 6, the initial phase of the seepage was almost uniform. Figure 4. Co-centric cylindrical experimental set-up. When the piping phenomenon started to take Şekil 4. Eş merkezli silindirik deney düzeneği. place near the outer perimeter of the cylinder a large flow started to occur. This large water flow enlarged erosion and eventually resulted in a large plume of the mixture of sand and water. Figure 7 shows the water rise of the upper re- servoir, head difference and AE responses of the three model tests. The increase in head dif- ference becomes particularly non-linear at a critical level, which corresponds to the piping initiation. The water head difference decreases monotonically following the failure of the slope failure dam. Large gradient changes of the cu- mulative AE response occur at the initiation and at the failure of the piping phenomenon. Table 2 summarizes the geometrical parameters and hydraulic gradients at the initiation and failure of the piping phenomenon for the co-centric cylindrical experiments. The ratio of the hydra- ulic gradient at initiation to that at the failure of the piping phenomenon ranges between 78% and 94% for the model tests.

Slope failure dam piping failure experiments

In these experiments, two soil samples were Figure 5. (a) Cross section of the model, and (b) slope used. One sample was the same as that used failure dam experimental set-up. Şekil 5. (a) Modelin kesiti ve (b) heyelan barajı deney in the previous tests and it comprised quartz düzeneği. sand commercially available soil (No.4). The se- 38 Yerbilimleri

cond soil sample was from Muzaffarabad whe- re dolomitic limestone slope failed during the earthquake and blocked the Neelum Valley for a short time, it being breached later on. Figure 8 shows various stages of a piping experiment on the Muzaffarabad debris dam model. Figu- res 9 and 10 show some of the measured res- ponses during the experiments. Tables 3 and 4 summarize the experimental results on dam models consisting of sand No.4 and Muzaffara- bad debris material. As seen in Figure 8, the initial phase of the se- epage is almost uniform. When the piping phe- nomenon starts to take place, a large water Figure 6. Views of piping failure at different times dur- flow starts to occur at mid height of the slope ing an experiment. failure dam. This large water flow enlarges ero- Şekil 6. Deney sırasında sızma yenilmesinin değişik zamanlardaki görüntüleri. sion and eventually results in the failure of the slope failure dam. Figures 9 and 10 show the water rise of the up- per reservoir, head difference and AE respon- ses on the model tests with the use of No.4 sand and Muzaffarabad debris. Particularly no- table is the fact that the increase in head diffe- rence tends to be non-linear at a critical level, which is indicated as the piping initiation. While the water head difference decreases monotoni- cally for the model tests using No.4 sand, there is a sudden decrease in water head difference when the failure of the slope failure dam occurs. Tables 3 and 4 summarize the geometrical pa- rameters and hydraulic gradients at the initiati- on and at the failure of the piping phenomenon. The ratio of the hydraulic gradient at initiation to that at failure ranges between 85% and 93% for the model tests using No.4 sand. On the ot- her hand, the ratio of the hydraulic gradient at initiation to that at failure ranges between 54% and 79% for the model tests using the Muzaf- farabad debris. This difference may be attribu- table to a difference in the non-uniform distri- bution of the permeability characteristics of the model materials.

THEORETICAL BACKGROUND TO THE PIPING FAILURE PHENOMENON

Theoretical Fundamentals Figure 7. Responses measured during co-centric cylinder piping failure tests. Şekil 7. Eş-merkezli silindirik sızma yenilmesi deney- The piping failure phenomenon is as a result of lerinde ölçülen davranışlar. the dislocation of particles from the slope failu- Aydan 39

Table 2. A summary of conditions of co-centric cylindrical experiments and measured results. Çizelge 2. Eş merkezli silindrik model deney koşulları ve ölçülen sonuçlara ilişkin özet bilgi.

Embedment Water head Water head Hydraulic gradient at Test No. (l) difference at difference at failure (mm) initiation (mm) (mm) Initiation Failure

PT_S4_CYL_No1 35 88.9 94.7 2.54 2.71 PT_S4_CYL_No2 35 90.2 115.2 2.58 3.29 PT_S4_CYL_No3 30 73.0 90.7 2.43 3.02 PT_S4_CYL_No4 31 75.6 91.6 2.44 2.95

Table 3. A summary of conditions of slope failure dam experiments for No.4 sand and measured results. Çizelge 3. 4 no.lu kum heyelan barajı deney koşulları ve ölçülen sonuçlara ilişkin özet bilgi.

Base length Water head Water head Hydraulic gradient at Test No. (l) difference at difference at failure (mm) initiation (mm) (mm) Initiation Failure

PT_S4_DAM_No1 123 78.7 84.80 0.64 0.69 PT_S4_DAM_No2 123 80.8 88.2 0.66 0.72 PT_S4_DAM_No3 123 77.7 88.6 0.63 0.72

Table 4. A summary of experimental conditions for Muzaffarabad slope failure dam debris material and measured results. Çizelge 4. Muzaffarabad heyelan molozu için deneysel koşullar ve ölçülen sonuçlara ilişkin özet bilgi. Water head Base length Water head Hydraulic gradient at difference at Test No. (l) difference at failure (mm) initiation (mm) Initiation Failure (mm) PT_MD_DAM_No1 120 66.5 84.1 0.55 0.70 PT_MD_DAM_No2 120 58.6 81.5 0.49 0.68

PT_MD_DAM_No3 120 39.6 72.7 0.33 0.61

Figure 8. Various stages of the earth dam piping model test on Muzaffarabad slope debris material. Şekil 8. MuzaffarabadFigureFigureFigure moloz8. 8. 8. malzemesi üzerinde yapılan baraj sızma yenilme deneyi görüntüleri.

40 Yerbilimleri Figure 9

Figure 10.

FigureFigure 9 9. Responses measured during an experiment FigureFigure 10 10. Responses measured during an experi-

on a dam model using sand No.4. ment on a dam model using Muzaffarabad Şekil 9. 4 no.lu kum kullanılarak yapılan baraj modeli debris material. deneylerinde ölçülen davranışlar. Şekil 10. Muzaffarabad moloz malzemesi kullanıla- rak yapılan baraj modeli deneylerinde ölçü- Figure 10. len davranışlar.

re dam under the action of seepage forces. The (5) drag stress (seepage stress) on a per unit soil p pgh

mass under a seepage field gradient is given in where, g is gravitational acceleration. With the p = ρgh (5) the following form (i.e. Biot, 1941, 1962). use of Equation 5, Equation (4) becomes

Figure 10 where, g is gravitational acceleration. With the use of Equation 5, Equation (4) becomes ∂ η ξ= − ρ h (6a) = − (1) sf g ξsf vr ∂x k ∂h ξ = −ρg (6a) sf ∂x Where; and are permeability (areal), vis- If the fluid is water, this equation may be writ- k,η vr cosity and average relative velocity of fluid with ten in terms of unit weight of water as follows. respect to solid skeleton. The average relative If the fluid is water, this equation may be written in terms of unit weight of water as velocity of fluid is generally expressed through follows. ∂ ξ= − γ h (6b) D’Arcy’s law as follows: sf w ∂x ∂h ξ = −γ (6b) Equationsf w ∂6x is the relation which appears com- k (2) vr = − ⋅ p monly in many soil mechanics textbooks. η Equation 6 is the relation which appears commonly in many soil mechanics textbooks. Formulation of the Co-centric Cylindrical where p is fluid pressure. Inserting Equation (2) Piping Experiment into (1) yields the following relation. FormulationLet us consider of the two Co-centric co-centric Cylindrical cylinders Pipingwhich Experiment are used for piping failure tests (see Figure k vξr sf==− −∇⋅p (3) 4). Furthermore, let us assume that the water η Lethead us is consider increased two during co-centric experiments. cylinders whichThe for are- used for piping failure tests (see Figurece exerted 4). Furthermore,at the base of let the us inner assume cylinder that ca the- water head is increased during In one dimensional form, one may write the fol- experiments.uses the movement The force of exerted the soil at columnthe base inof the the ininner- cylinder causes the uplift of the lowing soilner columnand outer in the cylinders. inner and Under outer cylinders.this circumstan Under -this circumstance, one may write the followingce, one may relation: write the following relation: ∂ ξ = − p (4) sf ∂ hA xA = x
w i

sub o 0 (7) (7)

Let us assume that pressure is given in terms of where γ sub = γ sat − γ w . fluid density ( ) and fluid head (h) as follows: where γ= γ − γ = ρ sub sat w and x l

Since γ sat is equivalent toγ sat = (1− n)γ g + nγ w , γ sub may be given in the following

form

(G −1) γ = (1− n)(γ − γ ) or γ = g γ (8) sub g w sub 1+ e w

where, γ g is unit weight of solid grains. Porosity (n) and void ratio (e) are related to p = ρgh (5)

where, g is gravitational acceleration. With the use of Equation 5, Equation (4) becomes

each other in the following form ∂h ξ sf = −ρg (6a) ∂x each eother in the following form n = (9) 1+ e Thus, thee following identity holds from Equations 7 and 8 at the time of piping failure. If the fluid is water, this equation may be written n in terms of unit weight of water as (9) = e follows. 1+ ΔThus,h G the− following1 A identity holds from Equations 7 and 8 at the time of piping failure. = s o γ (10) x e A w Δ 1+ i ∂h h G A Δ s −1 o ξ sf = −γ w = γ (6b) (10) ∂x x 1 e A w FormulationΔ + ofi the Dam Piping Experiment

Formulation of the Dam Piping Experiment Equation 6 is the relation which appears commonlyNext, in many a special soil formmechanics of the textbooks. slope failure earth dam was considered, as illustrated in

Figure 5. The force equilibrium per unit width for this particular case may be written as: Next, a special form of the slope failure earth dam was considered, as illustrated in

Figure 5. The force equilibrium per unit width for this particular case may be written as: Formulation of the Co-centric Cylindrical Pipingγ ΔExperimenth2 γ Δhl w − sub = 0 (11) 2 2 γ Δh2 γ Δhl w − sub = 0 (11) Let us consider two co-centric cylinders which are 2 used for2 piping failure tests (see Figure 4). Furthermore, let us assume that thewhere water h and headl are water is increased head and base during length. With the use of Equations 8 and 11, one canwhere easily h and obtain l are the water following head and relation base length. for the With piping the failure.use of Equations 8 and 11, one experiments. The force exerted at the base of the inner cylinder causes the uplift of the can easily obtain the following relation for the piping failure. soil column in the inner and outer cylinders. Under this circumstance, one may write the Δ h G −1 s (12) following relation: h= G γ w lΔ 1+s −e 1 = γ w (12) l 1+ e hA xA = 0
w i

sub o Equation 12 is well-known as the critical (7) hydraulic gradient of Terzaghi (1929, 1943). Equation 12 is well-known as the critical hydraulic gradient of Terzaghi (1929, 1943). As noted from the relations above, the size distribution and permeability of the dam As noted from the relations above, the size distribution and permeability of the dam where γ = γ − γ . material do not play any role in the resistance against piping failure. Another alternative sub sat w material do not play any role in the resistance against piping failure. Another alternative formulation may be based on the utilization of Stoke’s law. The drag force acting on a Aydan formulation may be based on the utilization of Stoke’s41 law. The drag force acting on a particle with an average diameter D can then be given in the following form: particle with an average diameter D can then be given in the following form: Since γ sat is equivalent toγ sat = (1− n)γ g + nγ w , γ sub may be given in the following

dF 3 D v (13) Since is equivalent to , dF== 3ππDηηvr (13) (13) form γ sat γ sat = (1− n)γ g + nγ w r γ may be given in the following form sub where η is fluid viscosity. The effective weight whereofwhere a spherical ηηisis fluidfluid particle viscosity.viscosity. can TheThe be effective writteneffective as weight weight follows: of of a sphericala spherical particle particle can canbe written be written as as (G −1) ()G −1g follows:follows: γ sub = (1− n)(γ g − γ w ) or or γ sub = s γ w (8) γsub = γw (8) 1+ 1e + e πDD33 dWdW'='=(1(1−−nn)()(γγ − γ ) (14) (14) (14) ss w 6 where, is unit weight of solid grains. Porosity (n) and void ratio (6e) are related to where, γ gis unit weight of solid grains. Poro- γ g sity (n) and void ratio (e) are related to each ot- Equating Equations 13 and 14 together with the her in the following form use of Equations 2 and 5, one can easily obtain Equating Equations Equations 13 13 and and 14 14together together with with the usethe of use Equations of Equations 2 and 5,2 andone can5, one easily can easily each other in the following form theEquating following Equations relation: 13 and 14 together with the use of Equations 2 and 5, one can easily e obtain thethe following following relation: relation: n = (9) obtain the following relation: + h GG 11 DD2 2 1 ee Δ h Gs s−−1 D 2 n Δ == s − γγw w (15) (15) (15) = l = 1 1 ee γ w 18 18k k (9) (15) 1 e l 1++ e 18k Thus, +the following identity holds from Equati- + onsThus, 7 andthe following8 at the time identity of piping holds failure. from Equations 7 and 8 at the time of piping failure. TheThe permeability permeability coefficient coefficient k may k maybe related be related to to mean grain size D (i.e. TheThe permeability permeability coefficient coefficient k k may may be be related related to to mean mean grain grain size size D D (i.e. (i.e. Kozeny-Karmanmean grain size relation, D (i.e. Kozeny-Karman Aydan et al., 1997), relation, as follows: G A Kozeny-Karman relation, Aydan et al., 1997), as follows: ∆Δhh Gss −−11 Aoo Kozeny-Karman relation, Aydan et al., 1997), as follows: = γ (10) Aydan et al., 1997), as follows: (10) = γww ∆Δxx 11++ee AAi i 1 k = D 2 (16) 11 22 kk ==A DD (16) (16) (16) Formulation of the Dam Piping Experiment AA Formulation of the Dam Piping Experiment Next, a special form of the slope failure earth Inserting Equation 16 into Equation 15 yields the following expression: Inserting Equation 16 into Equation 15 yields dam was considered, as illustrated in Figure 5. InsertingInserting Equation 1616 intointo Equation Equation 15 15 yields yields the the following following expression: expression: Next, a special form of the slope failure earth dam the was following considered, expression: as illustrated in The force equilibrium per unit width for this par- h G 1 A Figure 5. The force equilibrium per unit width for thisΔ particulars − case may be written as: ticular case may be written as: = γ w (17) Δlhh G1Gs e−1 18A Δ +s − (17) == γ w (17) (17) 2 ll 11+ e 18 γ Δh γ Δhl + w − sub = 0 (11) (11) 2 2 There are many suggestions for the value of A. The appropriate one should be used takinThereThere the are are ground many many suggestions conditionssuggestions into for for the cons the valueideration. value of of A .A However,. The appropriate the value one of A should generally be used There are many suggestions for the value of A. The appropriate one should be used where h and l are water head and base length. rangesThetakin appropriate between the ground 12 one and conditions should 20. be into used cons takingideration. the However, the value of A generally Withwhere the h useand ofl areEquations water head 8 and and 11, base one canlength. ea- Withtakin groundthe use the conditionsof groundEquations into conditions 8 consideration. and 11, into one cons However,ideration. However, the value of A generally ranges between 12 and 20. silycan obtaineasily obtainthe following the following relation relation for the forpiping the pipingrangesthe failure. value between of A generally 12 and 20.ranges between 12 and COMPARISONS AND DISCUSSIONS failure. 20. COMPARISONS AND DISCUSSIONS h G Δ s −1 COMPARISONSFigureCOMPARISONS 11 compares AND AND the DISCUSSIONS computational DISCUSSIONS results with the experimental results for the ∆ =G −1 γ w (12) lh 1s e (12) = + γ w co-centric cylindrical set-up. Theoretical predictions were based on Equation 10 with l 1+ e Figure 11 11 compares compares the the computational computational results results with the experimental results for the Figure 11 compares the computational results with the experimental results for the thewithco-centric use the ground experimental cylindrical material set-up.resultswith the for Theoretical properties the co-centric gi predictionsven in Table were 1. Thebased experimental on Equation values 10 with Equation 12 is well-known as the critical hydraulicco-centricfor cylindricalgradient the initiation of set-up. cylindrical Terzaghi and Theoretical failure (1929, set-up. of 1943). predictions Theoretical the piping phenomenonwere predictions are were higher based than on those Equation of the 10 with Equation 12 is well-known as the critical hydra- the use ground material with the properties given in Table 1. The experimental values ulicAs noted gradient from of theTerzaghi relations (1929, above, 1943). the As size no - distributionthetheoreticalbased use and onground estimations.Equation permeability material 10 Furthermore, with ofwith thethe the damuse properties there ground is a ma slightgi-ven scattering. in Table 1.The Thedifference experimental may be values terialfor the with initiation the properties and failure given of in theTable piping 1. The phenomenon are higher than those of the tedmaterial from thedo notrelations play any above, role thein the size resist distributiance -againstattributed piping failure.to the frictional Another resistancealternative between soil and cylinder walls as well as to the on and permeability of the dam material do not forexperimentaltheoretical the initiation estimations. values and for failure Furthermore,the initiation of the and there piping failure is a phenomenon slight scattering. are The higher difference than those may ofbe the formulation may be based on the utilization of Stoke’sdifference law. The between drag theforce actual acting and onaveraged a velocities of fluid. play any role in the resistance against piping theoreticalofattributed the piping toestimations. thephenomenon frictional Furthermore, resistanceare higher between thanthere tho is soil-a slight and cylinderscattering. walls The as difference well as to maythe be failure.particle Another with an alternativeaverage diameter formulation D can may then be be givenattributedse in of the the following theoreticalto the frictional form: estimations. resistance Furthermore, between soil and cylinder walls as well as to the theredifference is a slightbetween scattering. the actual The and difference averaged mayvelocities of fluid. based on the utilization of Stoke’s law. The drag Figure 12 compares the computational results with experimental results for the force acting on a particle with an average dia- differencebe attributed between to the thefrictional actual resistance and averaged betwe velocities- of fluid. dF 3 D v co-centric cylindrical set-up. Equations (13) 12 and 17 were used for theoretical estimations meter= Dπ canη thenr be given in the following form: enFigure soil and 12 cylinder compares walls the as computational well as to the results dif- with experimental results for the with the use of ground materials with the properties given in Table 1. The experimental

Figurevaluesco-centric for 12 the cylindrical compares initiation set-up. and the failure computationalEquations of the 12piping and results 17phenomenon were with used experimentalare for lower theoretical than resultsthose estimations of for the where η is fluid viscosity. The effective weight of a spherical particle can be written as co-centricthewith theoretical the use cylindrical of estimations. ground set-up. materials The Equationsspecific with theweight 12properties andof material 17 givenwere varied usedin Table between for 1.theoretical The 2.3 experimental and estimations2.6, follows: withasvalues the the specific for use the ofweight initiation ground of the materialsand Muzaffarabad failure with of ththe dee brispipingproperties is about phenomenon given2.3. The in estimationsTableare lower 1. The thanbased experimental those on of D 3 dW n π valuesthe theoretical for the initiationestimations. and The failure specific of weightthe piping of material phenomenon varied arebetween lower 2.3 than and those 2.6, of '= (1− )(γ s − γ w ) (14) 6 theas thetheoretical specific weightestimations. of the TheMuzaffarabad specific weight debris isof about material 2.3. variedThe estimations between based2.3 and on 2.6,

as the specific weight of the Muzaffarabad debris is about 2.3. The estimations based on

42 YerbilimleriFigure 11.

Figure 4: Relation between critical hydraulic gradient and void ratio

Figure 11. Figure 11. Comparison of co-centric cylindrical mod- FigureFigure 12. 12. Comparison of slope failure dam model el experimental results with theoretical esti- experimental results with theoretical esti-

mations. mations. Şekil 11. Eş merkezli silindirik model deneysel so- Şekil 12. Heyelan barajları model deneysel sonuçla- nuçlarının kuramsal sonuçlarla karşılaştırıl- rının kuramsal sonuçlarla karşılaştırılması. ması.

ference between the actual and averaged velo- well as in seepage properties. This problem has

cities of fluid. been well known for a long time. Nevertheless,

it is still difficult to assess the overall stability of Figure 12 compares the computational results slope failure dams due to their complex geo- with experimental results for the co-centric metry and the distribution of their particles. Ex- cylindrical set-up. Equations 12 and 17 were periments on commercial sand as well as on used for theoretical estimations with the use natural slope failure debris indicated that the- Figureof ground 4: Relation materialsbetween critical with hydraulic the gradient properties and void ratio given oretical relations may be applied to predict pi- in Table 1. The experimental values for the initi- ping failure conditions. Nevertheless, there is a ation and failure of the piping phenomenon are difference between the hydraulic gradients for lower than those of the theoretical estimations. Figure 12. initiation and total failure due to piping. The ini- The specific weight of material varied between tiation of piping failure starts at lower hydraulic 2.3 and 2.6, as the specific weight of the Mu- gradients. This may be attributable to a diffe- zaffarabad debris is about 2.3. The estimations rence between the actual fluid velocity and the based on Equation 12 are considerably higher averaged velocity used in D’Arcy’s law. than the experimental values. However, Equa- tion 17 yields better estimations for experimen- When, upon complete inundation, slope failure tal results. Furthermore, there is a slight scat- dams are stable, the breach of such dams may tering. The scattering may be attributed to the occur by overtopping. This is a more complex slight differences in ground material in each ex- phenomenon on which some experimental and periment. theoretical studies have been undertaken. Ne- vertheless, further studies of this problem are CONCLUSIONS necessary. The well-publicized breach of the Tangjiashan slope failure dam, which was ca- Piping failure of earth or rock fill dams, as well used by the 2008 Wenchuan earthquake, sho- as slope failure dams, is quite important for the wed the importance of this problem. safety of settlements downstream as well as for the protection of property. Although dams are REFERENCES constructed with great attention to this prob- lem, slope failure dams are a result of natural Aydan, Ö., Üçpırtı, H., and Ulusay, R., 1997. disasters and the resulting mass is very comp- Theoretical formulation of Darcy’s law lex in geometrical distribution of particles as for fluid flow through porous and/or jo- Aydan 43

inted rock and its validity. Kaya Mekani- routing in the Bartang and Panj Rivers, ği Bülteni, 13, 1-18 (in Turkish). Tajikistan. USGS, Water-Resources In- Aydan, Ö., Hamada, M., Itoh, J., and Ohkubo, vestigations Report 03-4004. K., 2009a. Damage to civil engineering Singh, V.P., 1996. Dam Breach Modeling Tech- structures with an emphasis on rock nology. Kluwer, Dordrecht. slope failures and tunnel damage indu- Terzaghi, K., 1929. Effect of minor geologic de- ced by the 2008 Wenchuan earthqua- tails on the safety of dams. Bulletin of ke. Journal of Disaster Research, 4 (2), American Institute of Mining and Metal- 153-164. lurgical Engineers, Technical Publica- Aydan, Ö., Ohta, Y., and Hamada, M., 2009b. tion 215, Class I, Mining Geology, 26, Geotechnical evaluation of slope and 31-46. ground failures during the 8 October Terzaghi, K., 1943. Theoretical Soil Mechanics. 2005 Muzaffarabad earthquake in Pa- John Wiley and Sons, New York. kistan. Journal of Seismology, 13 (3), Ulusay, R., Aydan, Ö., and Kılıç, R., 2007. Geo- 399-413. technical assessment of the 2005 Ku- Biot, M.A., 1941. General theory of three- zulu landslide (Turkey). Engineering Ge- dimensional consolidation. Journal of ology, 89 (1-2), 112-128. Applied Physics, 12, 155-164. Biot M.A., 1962. Mechanics of deformation and acoustic propagation in porous me- dia. Journal of Applied Physics, 33 (4), 1482.1498. Dai, F.C., Lee, C.F., Dengand, J.H., and Tham, L.G.., 2005. The 1786 earthquake- triggered landslide dam and subsequ- ent dam-break flood on the Dadu River, southwestern China. Geomorphology, 65 (3-4), 205-221. Duman, T.Y., 2009. The largest landslide dam in Turkey: Tortum landslide. Engineering Geology, 104 (1-2), 66-79 Gupta, V., and Sah, M.P., 2008. Impact of the Trans-Himalayan landslide lake out- burst flood (LLOF) in the Satluj catc- hment, Himachal Pradesh, India. Natu- ral Hazards, 45, 379-390. Kusakabe, K., 1891. Neoya quake-lake. In the album of Japanese old photographs in Bakumatsu - Meiji period, Nagasaki University Library Collection. NASA, 2005. Landslide lake in Tibet Floods In- dia. ASTER images taken in 2003, 2004 and 2005 by LANDSAT 7. http://eart- hobservatory.nasa.gov/NaturalHa- zards/ Risley, J., Walder, J., and Denlinger, R., 2006. Usoi Dam wave overtopping and flood

Yerbilimleri, 31 (1), 45–52 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Dergisi Journal of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Geostatistical grade modeling of Choghart North anomaly iron ore deposit through disjunctive kriging Choghart kuzey demir cevheri yatağı anomalisi için ayırıcı kriging yöntemiyle jeoistatistiksel tenör modellemesi

Ali Akbar DAYA, Hossein HASSANI Faculty of Mining and Metallurgy, Amirkabir University of Technology, Tehran, IRAN

Geliş (received) : 01 Aralık (December) 2009 Kabul (accepted) : 02 Şubat (February) 2010

ABSTRACT This paper is devoted to the application of the disjunctive kriging method in the Choghart north anomaly iron ore deposit in Yazd province, Iran. The local distributions of the values of a regionalized attribute at unsampled locati- ons can be assessed by disjunctive kriging. The case study consists of borehole samples measuring the iron con- centration. A Gaussian isofactorial model is fitted to these data and disjunctive kriging was used to assess the lo- cal probabilities that the actual concentrations exceed a threshold value and to divide the ore into an economic and uneconomic parts. The tools and concepts are complemented by a set of computer programs and applied to the case study. The study showed that disjunctive kriging can be applied successfully for modeling the grade of an ore deposit.

Keywords: Choghart north anomaly, disjunctive kriging, geostatistics, nonlinear kriging.

ÖZ Bu çalışma, İran’ın Yazd bölgesinde bulunan Choghant kuzeyi demir cevheri anomalisine ayırıcı kriging yönteminin bir uygulamasını içermektedir. Bölgeselleştirilmiş bir değişkenin, örneklenmemiş noktalardaki değerlerinin yerel da- ğılımları ayrıca kriging ile kestirilebilmektedir. Sunulan çalışmada sondaj örneklerinde yapılan demir derişimleri kul- lanılmıştır. Bu verilere Gauss izofaktoryel model uydurulmuş ve gözlenen derişimlerin belirli bir eşik değerden yük- sek olma olasılıklarının kestirilmesi ve cevheri ekonomik ve ekonomik olmayan kısımlara ayırabilmek amacıyla ayırıcı kriging yöntemi kullanılmıştır. Bu çalışma kapsamında kullanılan araç ve kavramlar bir dizi bilgisayar programı yardı- mıyla uygulanmıştır. Çalışmanın sonuçları, ayırıcı kriging yönteminin cevher tenörlerinin modellenmesinde başarıy- la uygulanabildiğini göstermiştir.

Anahtar Kelimeler: Choghant kuzey anomalisi, ayırıcı kriging, jeoistatistik, doğrusal olmayan kriging.

H. Hassani E-mail: [email protected] 46 Yerbilimleri

INTRODUCTION This paper is intended to investigate and to eva- luate the potential and applicability of disjunc- The aim of much drill hole sampling and map- tive kriging as a tool for modeling the grade of ping is to enable miners and their advisors to the Choghart North Anomaly Iron Ore Depo- predict values of ore deposit properties at sites sit. All of the statistical and geostatistical cal- that have not been sampled. Kriging in its vario- culations and graphical output generated for us forms is one way of doing this, providing es- this case study were made using the software timates of minimum and known variance, and system implemented by the authors. there is now a large literature on its applicati- ons in earth science. DISJUNCTIVE KRIGING Miners must decide for each block from its sampling estimate whether to extract it for pro- Principles of the disjunctive kriging of blocks cessing (if its concentration exceeds the eco- and estimating reserves were given in detail in earlier works (Chile’s and Delfiner, 1999). Basi- nomic threshold) or send it to waste, and for cally, in disjunctive kriging, the variable z to be this they want to know the probability that the 0 estimated is decomposed into a sum of disjo- true value exceeds the threshold. To solve this int (uncorrelated) components of sample valu- problem Matheron (l976) developed the met- es. When kriging of the separate components hod known as ‘disjunctive kriging’. The main is possible, the procedure is feasible, i.e., when advantage of disjunctive kriging over the simp- the joint probability density function of z (or the ler techniques, whether of kriging or prediction 0 transformed Y ) and each sample z (or Y ) is of from a classification, is in providing these pro- o a a isofactorial type. babilities. These probabilities should enable a miner or his advisor to assess the risks asso- In practice, a continuous variable like the iron ciated with imprecise estimates. The probabi- grade of an ore deposit can always be transfor- lity that a critical value is exceeded depends on med by anamorphosis into a Guassian equiva- the distribution function. For a normal distribu- lent Y, and then only a joint Guassian hypothe- tion these probabilities can be read from publis- sis for the probability density function (PDF) of hed tables or calculated numerically using stan- samples and blocks is required. dard procedures. Disjunctive kriging involves transforming data We start by transforming the measured variab- to a normal distribution and then determining le, Z(x), to one Y(x) that has a standard normal for each point of interest the probability that distribution such that the true value exceeds the threshold. Yates et al. (1986a, 1986b) have provided a full derivati- Z( x )= Φ [ Y ( x )] (1) on of Matheron’s method and illustrated it with This is done using Hermite polynomials, which examples in hydrology. are related to the normal distribution by Other geostatistical methods used to calculate Rodriguez’s formula.

the probability that the true value exceeds the k 1 d g() y (2) threshold are conditional simulations (Chile’s H() y = k dyk and Delfiner, 1999), multigaussian kriging (Verly, k!() g y 1983; Emery, 2005) or non-parametric estima- Where; g(y) is the normal probability density tors such as indicator kriging and its flavors function, k is the degree of the polynomial ta- (Deutsch and Journel, 1998). Disjunctive kriging king values 1, 2,… and (1/(k!)0.5 is a standardi- has been applied mostly in the bivariate Gaus- zing factor. The first two Hermite polynomials sian model (Rendu, 1980; Yates et al., 1986a, are as follows. 1986b; Yates and Yates, 1988; Webster and Oli- = (3) ver, 1989, 2001; Wood et al., 1990; Oliver et al., Ho (), y 1 = − 1996; Chica-Olmo and Luque-Espinar, 2002). H1(); y y Daya and Hassani 47

Thereafter the higher order polynomials obey n the recurrence relation. λ = ∑ ikcov[H k { Y ( x j )}, H K { Y ( x i )}] i=1 − (9) 1 k 1 (4) cov[Hk { Y ( x j )}, HHk{ Y ( x o )}] ; for all j Hk () y = − yHk−1() y − Hk−2 () y k k Or alternatively the following expression can be written. The Hermite polynomials are orthogonal with 2 respect to the weighting function (-y /2) on the n k − =k − interval from −∞ to +∞ ; they are indepen- ∑λik ρ()();xi x j ρ xj x0 for all j (10) = dent components of the normal distribution of i 1 ever increasing detail. Many functions of Y(x) can be represented as the sum of Hermite poly- In particular, the procedure enables us to esti- mate Z(x ) by nomials. 0

= + f{ Y ( x )} fo H o { Y ( x )} ˆ ˆ Z(){ x0 =ΦΦ Y( x0 )} = 0 + H{ Y ( x )}+ f H { Y ( x )}+ , 1 1 2 2 (5) ˆ k Φ1[H 1{ y ( x 0 )}]+ Because the polynomials are orthogonal, the ˆ k (11) Φ2[H 2 {( y x00 )}]+ coefficients required for Eq. (1) can be calcula- ted as given below. The kriging variance of ˆ is given by Hk { Y ( x )} the following expression. Z( x )=ΦΦ [ Y ( x )] = 0 H 0 { Y ( x )} + ΦΦH{ Y ( x )} H { Y ( x )} + = n 1 1 2 2 σ2 = − λ ρ k − (12) ∞ k 1 ∑ ik ()xi z0 = ΦΦ (6) i 1 ∑ k Hk { Y ( x )} k=0 The disjunctive kriging variance of ˆ is f[ Y ( x0 )] The transform is invertible, and so the results given below. can be expressed in the original units of mea- surement. To krige the variable of interest, Z(x), ∞ 2 = 2 2 (13) we simply krige the Hermite polynomials sepa- σDK ()()x0 ∑ fkσ k x0 rately and sum their estimates to give the dis- k=1 junctive kriging estimator. Once the Hermite polynomials have been es- timated at x , the conditional probability, that ˆ DK ˆ k 0 Z() x=ΦΦ0 + 1 H 1 { Y ( x )} + the true value there exceeds the critical value, Zc can be estimated. The transformation Z(x) ˆ k (7) Φ2H 2 { Y ( x )} + =F[Y(x)] means that zc has an equivalent yc on the standard normal scale. Since the two sca- So from n points in the neighborhood of x0 esti- les are monotonically related their indicators mations of the Hermite polynomials are: are the same.

n ˆ k = λ (8) (14) Hk { Y ( xo )}∑ ik H k { Y ( x i )} [()][()]Z x≤ zc = Y x ≤ yc i=1

The next step is inserting them into Equation 7. For [()]Y x yc , which is the complement of λ are the kriging weights, which are found by , the kth Hermite coefficient is as ik [()]Y x≤ yc solving the simple kriging equations. below. 48 Yerbilimleri

+∞ CASE STUDY = ≤  fk ∫ []()()y yc H k y g y dy −∞ The deposit under scrutiny in the case study yc is an iron deposit, which is in the northwest of Hk ()() y g y dy (15) ∫−∞ the famous Choghart mine in the Central Iran Zone (Figure 1). The deposit is composed of The coefficient for k=0 is the cumulative distri- magnetite-hematite with varying amounts of al- bution to y . kali amphiboles. It occurred in large low-grade c orebodies. There is no general consensus re- garding the origin of this iron oxide deposit. f= G() y (16) Some authors (Moor and Modabberi, 2003) be- 0 c lieve that it has been formed directly from mag- mas filling volcanic diatrems or flowing as la- And for larger k vas, while others (Samani, 1988) suggest me- tasomatic replacement of preexisting rocks by hydrothermal (deuteric) solutions charged with 1 (17) iron that leached from cooling felsic plutons. fk = Hk−1()() y c g y c k The orebody and the metamorphosed country rock are cut by several diabasic dikes. The indicator can be expressed in terms of the Hematite is the second most ubiquitous mine- cumulative distribution and the Hermite polyno- ral after magnetite. Although some primary he- mials: matite is also found in the drill cores, most of the hematite is secondary in origin. Some goet- hite and hydrous iron oxide occur on the surfa- Ω [()]()Y x≤ y = G y  c c ce, but disappear rapidly with increasing depth. ∞ 1 (18) Calcite, dolomite, secondary hematite and ∑ Hk−1( y c ) g ( y c ) H k { Y ( x )} k=1 k talc occur throughout the orebody as veinlets and cementing material of oxidized ore. Ruti- Its disjunctive kriging estimate is obtained by le and goethite are probably the results of a to- as follow. tal transformation of the earlier formed martite. According to field observations, the host rocks are metamorphic rocks, hornblendite–pyroxe- ˆ DK ≤ =  Ω [()]()y x0 yc G yc nite, volcanic rocks (rhyolite, andesite) and the L pyroclastic fill of the vent. 1 ˆ k ∑ H k−1()() y c g y c H k { y((x0 )} (19) k=1 k Principally, this deposit was explored by 26 bo- reholes (Figure 2). The data file gives the name Where, L is some small numbers. The kriged of each drill, the coordinate of drills, the grade k of each element, the measure depth and azi- estimates Hˆ {(} y x approach to zero rapidly k 0 muth of each drill, the inclination of boreholes with increasing k, and so summation need ex- and level, and lithology coding etc. In general, tend over only few terms. This is the same as the drilling grid is irregular (see Figure 2). As the ˆ DK In this instance, we are Ω [()].z x0 ≤ zc bench height for mining is fixed at 12 m, bore- interested in the probability of excess, and so hole samples were regularized at 12.5 m inter- we compute. vals.

ˆ DK ˆ DK Ω [()][()]z x0  zc Ω y x0  yc  L − − 1 ˆ k 1 G() y c ∑ Hk−−1()()y c g y c H k {( y x 0 )}. (20) k1 k

Daya and Hassani Figure1. 49

Figure 1. The location of the North Anomaly of Choghart deposit in central Iran. Şekil 1. Choghart cevheri kuzey anomalisinin Orta İran’daki konumu. Figure2.

APPLICATION

Data Transformation

Usually, the random field that represents the regionalized attributes under study does not have any univariate distributions, and therefo-

re must be transformed into a field with a dist- Figure 2. Borehole sample location map of North ribution suited to a known isofactorial model. Anomaly of Choghart deposit. In the Gaussian case, this procedure is known Şekil 2. Choghart cevheri kuzey anomalisinden alı- nan örnek yerleri. as normal scores transformation. The problem

Figure3.

Figure4.

50 Yerbilimleri

in this case is that the variable is not normally VariographyFigure2. (Gaussian) distributed, and therefore, it has to Figure2. be transformed from the original distribution Taking spatial variety and randomicity into ac- into a standard Gaussian distribution, the pro- count, the variogram function can reflect the cess being known as a Gaussian anamorphosis spatial variable structure of a regional variable. transformation. The histogram of the iron con- Regarding the variogram analysis of the normal centrations (Figure 3) is not normal. Under the- scores data, Figures 5 and 6 of the variogram se conditions, as suggested by Chile`s and Del- in different directions do not allow one to detect finer (1999), a Guassian model is preferred. In an anisotropy, so only an omnidirectional mo- a first attempt, the data are transformed to va- del is considered. The model consists of a pure lues with a standard normal distribution. As, to nugget effect with 0.32 plus a spherical sche- give an example from the data of the authors, me with sill 0.90 and range 150 m. This model the raw distribution of Fe is shown in Figure 3, is required since disjunctive kriging estimation will be based on it as well as on the block ana- and Figure 4 shows the transformed Gaussian distributions. morphosis calculated before.

Figure3. Figure3.

Figure5.

Figure 3. Raw histogram of borehole sample iron Figure 5. Variogram in different azimuths forFigure Chaghart 6. concentrations. North anomaly. Şekil 3. Kuyu örneklerine ait demir derişim yatay sü- Şekil 5. Choghart cevheri kuzey anomalisinde farklı tun diyagramı. azimutlar için varyogramlar.

Figure4. Figure4.

Figure 7 Figure 4. Transformed histogram of borehole sample Figure 6. Variogram in different dips for Chaghart iron concentrations. North anomaly. Şekil 4. Kuyu örneklerinde demir derişimlerine ait Şekil 6. Choghart cevheri kuzey anomalisinde farklı dönüştürülmüş histogram. eğimler için varyogramlar.

Figure 8

Figure 9 Daya and Hassani 51

Estimation by Disjunctive Kriging distributions in the values of a spatial attribu- te (Fe in this case), using disjunctive kriging ins- To verify the practical usefulness of disjunctive tead of simple or ordinary kriging. Implementa- kriging to estimate block values, the theory has tion of disjunctive kriging is fairly simple when been applied to the Choghart north anomaly done within the scope of a bivariate isofactorial iron ore deposit. The estimate of the grade of model. In practice, given the wide range of pos- the survey samples only is not enough. The fact sibilities in the modeling, trial-and-error proce- that the grade of a block is estimated at 10%, dures are often necessary to choose a type of e.g., does not mean that this grade, as it will be bivariate distribution and fit its parameters. This known at the time of extraction, cannot exceed choice may be based on the experience of the a threshold of 20%. So forecasting the probabi- practitioners and their understanding of the lity of the Y(x) past the threshold of 20% is sig- data. From the case study, we concluded that nificant. Consider that in this case study 20% is disjunctive kriging can be used to model the cut off. It means that more than 20% is ore and uncertainty of mapping iron ore concentrations lower is waste. Figures 7 and 8 show the grade in an ore deposit. It is hoped that this example, and estimated error variance maps computed taken from very different application fields will by disjunctive kriging. According to these two encourage practitioners to apply disjunctive kri- figures, a decision can be made. Figures 9 and ging with models that extend the capabilities of 10 give the probability and probability error va- the bigaussian model. We end by saying that if riance maps for a threshold of 20 %. the data are relatively marginally skewed and the goal is to predict nonlinear functional, then CONCLUSIONS disjunctive kriging would be suitable. This work addressed the problem of assessing the uncertainty and estimating the conditional

Figure 7 Figure 7

Figure 7. Estimated block averages of iron by DK. Figure 9. Conditional probabilities that block avera- Şekil 7. Ayırıcı kriging yöntemiyle tahmin edilen de- Figureges of iron 8 are more than 20%. mir ortalamaları. Şekil 9. FigureDemir ortalamalarının 8 %20’den büyük oldu- ğu koşullu olasılıklar. Figure 10

Figure 8. Estimated block averages error variance by Figure 10. Conditional probabilities error variance that DK. block averages of iron are more than 20%. Şekil 8. Ayırıcı kriging yöntemiyle tahmin edilen orta- Şekil 10. Demir ortalamalarının %20’den büyük oldu- lamaların hata varyansları. ğu hata varyanslarının koşullu olasılıkları. Figure 9 Figure 9 52 Yerbilimleri

REFERENCES Wood, G., Oliver, M.A., and Webster, R., 1990. Estimating soil salinity by disjunctive Chica-Olmo, M., and Luque-Espinar, J.A., 2002. kriging. Soil Use and Management, 6 Applications of the local estimation of (3), 97–104. the probability distribution function in Yates, R.W., Arricka,. W., and Myersd, .E., environmental sciences by kriging met- 1986a. Disjunctive kriging: I. Overview hods. Inverse Problems, 18 (1), 25–36. of estimation and conditional proba- Chile’s, J.-P., and Delfiner, P., 1999. Geostatis- bility. Water Resources Research, 22, tics: Modeling Spatial Uncertainty. Wi- 615-621. ley, New York, NY. Yates, R.W., Arricka,. W., and Myersd, .E., 1986b. Emery, X., 2005. Simple and ordinary multiga- Disjunctive kriging. II. Examples. Water ussian kriging for estimating recoverab- Resources Research, 22, 623-630. le reserves. Mathematical Geology, 37 Yates, S.R., and Yates, M.V., 1988. Disjunctive (3), 295–319. kriging as an approach to management Matheron, G., 1976. A simple substitute for con- decision making. Soil Science Society ditional expectation: the disjunctive kri- of America Journal, 52 (6), 1554–1558. ging. In: Applied Geostatistics in the Mi- ning industry, M. Guarascio, M. David and C. Huijbregts (eds.), Reidel, Dord- recht., pp. 221-236. Moor, F., and Modabberi, S., 2003. Origin of Choghart iron oxide deposit, Bafq mi- ning district, Central Iran: new isotopic and geochemical evidence, Journal of Science, Islamic Republic of Iran, 14 (3), 259-269. Oliver, M.A., Webster, R., and McGrath, S.P., 1996. Disjunctive kriging for environ- mental management. Environmetrics, 7 (3), 333–357. Rendu, J.M., 1980. Disjunctive kriging: compa- rison of theory with actual results. Mat- hematical Geology, 12 (4), 305–320. Samani, B.A., 1988. Metallogeny of the Pre- cambrian in Iran. Precambrian Rese- arch, 39, 85-105. Verly, G., 1983. The multigaussian approach and its applications to the estimation of local reserves. Mathematical Geology, 15 (2), 259–286. Webster, R., and Oliver, M.A., 1989. Optimal in- terpolation and isarithmic mapping of soil properties: VI. Disjunctive kriging and mapping the conditional probability. Journal of Soil Science, 40, 497–512. Webster, R., and Oliver, M.A., 2001. Geostatis- tics for Environmental Scientists. Wiley, Chichester. Yerbilimleri, 31 (1), 53–66 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Dergisi Journal of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Pekişmemiş sedimanlarda depremlerle oluşan deformasyon yapıları (sismitler): Van Gölü Havzası, Doğu Anadolu Earthquake induced soft sediment deformation structures (seismites): Van Gölü Basin, Eastern Anatolia

Serkan ÜNER1, Çetin YEŞİLOVA2, Türker YAKUPOĞLU2, Tijen ÜNER1 1Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 06800 Beytepe, ANKARA 2Yüzüncü Yıl Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, Zeve Kampüsü, VAN

Geliş (received) : 26 Mayıs (May) 2009 Kabul (accepted) : 16 Şubat (February) 2010

ÖZ Doğu Anadolu Platosu’nda yer alan havzalardan biri olan Van Gölü Havzası, sınırları içerisinde dünyanın en büyük soda gölü olan Van Gölü’nü bulundurmaktadır. Bu havza, Geç Pliyosen’de oluşmuş ve Kuvaterner’de etkili olan volkanizma ile son şeklini almıştır. Van Gölü Havzası’nda Kuvaterner yaşlı kumlu-siltli gölsel çökellerde çeşitli de- formasyon yapıları bulunmaktadır. Pekişmemiş sedimanlarda sıvılaşma ya da akışkanlaşma sonucu oluşan bu de- formasyon yapıları; büklümlü yapılar (basit-karma büklümlü yapılar ve top-yastık yapıları), su kaçış yapıları (tabak ve sütun yapıları) ve yük yapıları (alev yapısı) olmak üzere üç gruba ayrılır. Deformasyon yapıları üst basınç, fırtı- na kökenli dalgalar, yeraltısuyu seviyesindeki ani değişimler ve sismik sarsıntılarla oluşabilmektedir. Arazi gözlem- leri, bölgesel tektonik ve sedimantolojik veriler ile konuyla ilgili önceki çalışmalar değerlendirildiğinde, bu defor- masyon yapılarının sismik sarsıntılarla oluştuğu ve sismit olarak adlandırılabileceği sonucuna varılmıştır. Van Gölü Havzası’nda gölsel çökellerde farklı seviyelerde sismitlerin yaygın olarak gözleniyor olması, bölgenin Kuvaterner’de aktif bir tektonizmaya sahip olduğunu göstermesinin yanı sıra, bölgede 5 ve üzeri büyüklüklerde depremlerin sık- lıkla meydana geldiğinin bir göstergesidir.

Anahtar Kelimeler: Aktif tektonizma, Doğu Anadolu, Kuvaterner, sismit, Van Gölü Havzası.

ABSTRACT The Van Gölü Basin is one of the basins located on the Eastern Anatolia Plateau and it includes Van Gölü, which is the largest sodic lake in the world, within its boundaries. The basin was formed in the Late Pliocene and attained its final shape with Quaternary volcanic activity. Deformation structures are found in Quaternary aged sandy and silty lacustrine sediments in the Van Gölü Basin. These soft sediment deformation structures formed by liquefaction or fluidization of the unconsolidated sediments are classified in three groups, being those of contorted structures (simple and complex convolute bedding and ball-pillow structures), water escape structures (dish and pillar struc- tures), and load structures (flame structures). Deformation structures may occur by overpressure, waves that origi- nated in storms, sudden changes in groundwater movements and seismic shaking. Based on the field observations, regional tectonic and sedimentological data and previous studies, it is concluded that these deformation structures have been developed and may be called seismites. The existence of seismites in different levels of lacustrine sedi- ments in the Van Gölü Basin is an indicator of a Quaternary tectonic activity in the region as well as an indicator of frequent occurrences of earthquakes with magnitudes of 5 or greater.

Key words: Active tectonism, Eastern Anatolia, Quaternary, seismite, Van Gölü Basin.

S. Üner E-posta: [email protected] 54 Yerbilimleri

GİRİŞ seviyelerin çökelme alt ortamları belirlenmiş- tir. Sonraki aşamada, deformasyon yapılarının Deformasyon yapıları, suya doygun ve pekiş- boyutları ve geometrileri (şekil, simetri, derinlik) memiş kohezyonsuz sedimanlarda depolan- ölçülmüş, yapıların bulunduğu katmanların ya- ma sırasında ya da sonrasında (Owen, 1996) nal devamlılıkları takip edilmiştir. Bu katmanlar- sıvılaşma veya akışkanlaşma ile oluşmaktadır dan alınan örneklerden elek analizi yapılmış ve (Lowe, 1975). Bu yapılar genellikle, ince çakıl- bu birimlerin sıvılaşma potansiyeli belirlenmiş- lı, kumlu ve siltli sedimanlarda, üst basınç, fır- tir. Son olarak, Van Gölü Havzası ve yakın çev- tına kökenli dalgaların etkisi, ani yeraltı su sevi- resinde bulunan aktif tektonik hatlar araştırılmış, yesi değişimleri, yoğunluk akıntıları ya da dep- bölgedeki M≥5 büyüklüğündeki depremlere ait rem kökenli sarsıntılarla oluşabilmektedir (Allen, tarihsel ve aletsel dönem kayıtları incelenmiştir. 1982; Owen, 1987, 1996; Molina vd., 1998). Elde edilen tüm veriler konu ile ilgili yapılan ça- Deprem kaynaklı sarsıntılarla oluşan her tür- lışmalarla karşılaştırılmıştır. lü yapı sismit olarak tanımlanmaktadır (Seilac- her, 1969). Birçok çökelme ortamında olduğu VAN GÖLÜ HAVZASI gibi, sismitlere gölsel çökellerde de sıklıkla rast- lanmaktadır (Sims, 1975; Hempton vd., 1983; Van Gölü Havzası, Avrasya ve Arap plakaları Seilacher, 1984; Davenport ve Ringrose, 1987; arasında Geç Miyosen’de gerçekleşen çarpış- Ringrose, 1989; Mohindra ve Bagati, 1996; Al- manın ürünü olan Doğu Anadolu Platosu’nda faro vd., 1997; Calvo vd., 1998; Rodriguez Pas- bulunmaktadır (Şengör ve Kidd, 1979; Şen- cua vd., 2000; Bowman vd., 2004; Neuwerth gör ve Yılmaz, 1981; Keskin vd., 1998). Geç vd., 2006; Moretti ve Sabato, 2007). M≥5 bü- Pliyosen’de oluşan havza (Şaroğlu ve Yılmaz, yüklüğündeki sismik sarsıntılarla oluşabilen sis- 1986), Bitlis Metamorfikleri, Üst Kretase ofiyo- mitler (Fukuoka, 1971; Kuribayashi ve Tatsu- litleri ve Tersiyer yaşlı derin denizel çökellerden oka, 1975; Atkinson, 1984; Ambraseys, 1988), (Van Formasyonu) oluşan bir temel üzerinde bu- bir bölgedeki sismik aktivitenin yerinin ve sık- lunmaktadır (Şekil 1). Havzada temel kayaçlar lığının belirlenmesinde kullanılmaktadır (Sims, üzerine, havza batısında ve kuzeyinde yer alan 1975; Weaver, 1976; Hempton vd., 1983; Tal- Nemrut ve Süphan volkanlarına ait Kuvaterner wani ve Cox, 1985; Scott ve Price, 1988; Ring- yaşlı volkanikler ve bunlarla eş yaşlı gölsel çö- rose, 1989). keller (Van Gölü Formasyonu) uyumsuz olarak gelmektedir. Havza çökel dolgusu Geç Kuva- Bu çalışmada; Van Gölü Havzası’ndaki gölsel terner yaşlı travertenler ve pekişmemiş güncel çökellerde gözlenen ve boyutları birkaç santi- akarsu sedimanlarıyla sona ermektedir (Şekil 2). metreden birkaç metreye kadar değişebilen de- Van Gölü, 607 km3 formasyon yapılarının tanımlanması, oluşum ’lük hacmi ve en fazla 451 mekanizmalarının yorumlanması ve bu yapıla- m derinliği ile dünyanın en büyük soda gölü- dür (Kempe vd., 1978). Van Gölü’nün oluşu- rın bölgesel tektonikteki öneminin tartışılması mu ve yaşı ile ilgili yapılan ilk çalışmalarda, gö- amaçlanmıştır. lün günümüzden 100.000 yıl kadar önce Nem- rut Volkanı’ndan çıkan lavların akarsu sistemi- YÖNTEM nin önünü tıkamasıyla oluştuğu (Blumenthal Van Gölü’ne ait gölsel çökellerdeki deformas- vd., 1964; Wong ve Finckh, 1978) ve Nemrut yon yapılarının bulunduğu lokasyonlar belirlen- Volkanı’nın mağma odasındaki çökmeye bağ- miş, yapıların bulunduğu birimlerin yaşlarının lı olarak derinleştiği vurgulanmaktadır (Degens vd., 1984). Bölgede yapılan güncel bir çalışma- denetlenmesi amacıyla mevcut jeoloji haritala- da ise (Litt vd., 2009), gölün günümüzden en rı incelenmiştir. Yapıların gözlendiği istiflerden az 500.000 yıl önce oluştuğu görüşü savunul- ölçülü sedimantolojik kesitler hazırlanmış, doku, maktadır. tane boyu, tane şekli, fosil içeriği, sedimanter yapılar ve tabaka kalınlıklarının belirlendiği fa- Doğu Anadolu Platosu ve Van Gölü Havzası’nda siyes analizleri yapılmış, yapıların bulunduğu yeni tektonik periyot Pliyo-Kuvaterner yaşlıdır Üner vd. 55

Şekil 1. Çalışma alanındaki aktif fayları, deprem odak mekanizması çözümlerini ve deformasyon yapılarının göz- lendiği yerleri gösterir yalınlaştırılmış jeoloji haritası (Kurtman vd., 1978; Bozkurt, 2001; Koçyiğit vd., 2001; Utkucu, 2006’dan değiştirilmiştir). Figure 1. Simplified geological map showing the active faults, earthquake focal mechanisms and locations of defor- mation structures observed in the study area (Modified from Kurtman et al., 1978; Bozkurt, 2001; Koçyiğit et al., 2001; Utkucu, 2006). (Koçyiğit vd., 2001). Kuzey-güney doğrultulu sı- kışmaya bağlı olarak oluşan bu rejim; KB-GD doğrultulu sağ yönlü ve KD-GB doğrultulu sol yönlü doğrultu atımlı faylarla temsil edilir (Şa- roğlu ve Yılmaz, 1986; Bozkurt, 2001; Koçyiğit vd., 2001) (bkz. Şekil 1). Aktif bir tektonizma- ya sahip olan bu bölgede tarihsel ve aletsel dö- nemde büyüklüğü 5’ten fazla olan birçok dep- rem kaydedilmiştir (Çizelge 1). Bunların en iyi bi- lineni 1976’da Çaldıran’da meydana gelen 7.2

(Ms) büyüklüğündeki depremdir. Yaygın olarak Van Gölü’nün doğusunda, sınır- lı olarak da güneyinde ve kuzeyinde yer alan ve günümüzden 18.000 yıl önce Van Gölü’ndeki su seviyesinin bugünkü seviyesinden 72 m daha yüksek olduğu dönemde (Şekil 3) oluşan gölsel çökellerde (Degens vd., 1978; Valeton, 1978) gözlenen deformasyon yapıları aşağıdaki bö- Şekil 2. Çalışma alanının genelleştirilmiş stratigra- lümde tanımlanmıştır. fik sütun kesiti (Aksoy, 1988; Acarlar vd., 1991’den). Figure 2. Generalized stratigraphic columnar section of the study area (from Aksoy, 1988; Acarlar et al., 1991). 56 Yerbilimleri

Çizelge 1. Çalışma alanında meydana gelmiş 5 ve üzeri büyüklüklerdeki depremlere ait kayıtlar (Utkucu, 2006; KO- ERI, 2009). Table 1. Earthquake records with magnitude 5 and higher occured in the study area (Utkucu, 2006; KOERI, 2009). Derinlik Derinlik Tarih Enlem Boylam Büyüklük Tarih Enlem Boylam Büyüklük (km) (km) 851 40.00 44.60 - 5.2 1941 39.45 43.32 20 5.9 856 40.00 44.60 - 5.3 1945 38.41 43.76 60 5.2 858 40.00 44.60 - 5.2 1945 38.00 43.00 30 5.2 1840 39.70 44.40 - 6.8 1945 38.63 43.33 10 5.4 1857 38.40 42.10 - 6.7 1966 38.14 42.52 28 5.2 1869 38.40 42.10 - 5.0 1966 38.10 42.50 50 5.0 1871 38.50 43.40 - 5.5 1968 38.15 42.85 53 5.0 1881 38.50 43.30 - 5.0 1972 38.23 43.86 46 5.0 1884 38.40 42.10 - 6.1 1976 38.61 43.20 56 5.2 1891 39.15 42.50 - 5.5 1976 39.17 43.95 33 7.2 1894 38.50 43.30 - 5.0 1976 39.09 43.71 49 5.2 1900 38.50 43.30 - 5.0 1976 39.18 43.71 46 5.2 1902 39.00 43.30 - 5.0 1976 39.31 43.66 53 5.2 1903 39.10 42.50 30 6.2 1977 39.35 43.48 24 5.0 1907 39.10 42.50 30 5.2 1977 39.29 43.62 46 5.2 1907 39.10 42.50 30 5.4 1977 39.27 43.70 39 5.3 1908 38.00 44.00 30 6.0 1977 39.13 43.90 34 5.0 1913 38.38 42.23 10 5.5 1977 39.31 43.53 38 5.2 1915 38.80 42.50 30 5.7 1979 39.12 43.91 44 5.2 1924 38.00 43.00 30 5.2 1988 38.50 43.07 49 5.6 1929 38.00 42.00 30 5.2 2000 38.41 42.95 48 5.5

Şekil 3. Van Gölü’nün 18000 yıl önceki kıyı çizgisini gösteren kabartı haritası (Üner, 2003). Figure 3. Relief map showing the shore line of the Lake Van before 18000 years (Üner, 2003). Üner vd. 57

DEFORMASYON YAPILARI (SİSMİTLER)

Van Gölü’nün doğusunda ve güneyinde yayılım gösteren ve 2 cm ile 1.5 m arasında değişen tabaka kalınlıklarına sahip, yatay konumlu, ince çakıl, kum, silt ve kil tane boyutundaki, pekiş- memiş sedimanlardan oluşan gölsel çökellerde çeşitli deformasyon yapıları bulunmaktadır. Bu yapılar; genel olarak çapraz katmanların, dalga ripıllarının ve ince çakıl merceklerinin yer aldı- ğı sığ su koşullarında depolanmış gölsel sedi- manlar içerisinde farklı seviyelerde gözlenmek- tedir (Şekil 4). Pekişmemiş sedimanlarda gözlenen deformas- yon yapıları, yapının morfolojisine ya da olu- şum süreçlerine bağlı olarak çeşitli şekillerde sı- nıflandırılabilmektedir (Rossetti, 1999; Dramis ve Blumetti, 2005; Neuwerth vd., 2006; Taş- gın ve Türkmen, 2009). Bu çalışmada, Van Gölü Havzası’nda, gölsel çökellerde gözlenen defor- masyon yapıları; büklümlü yapılar, su kaçış ya- pıları ve yük yapıları olarak üç gruba ayrılmıştır (Çizelge 2).

Büklümlü Yapılar

Havzada gölsel çökeller içerisinde iki tür bük- lümlü yapı bulunmaktadır. Bunlar basit ve kar- ma büklümlü yapılar ile top ve yastık yapılarıdır.

Basit ve karma büklümlü yapılar

Van Gölü gölsel çökellerinde (Çiçekli köyü ve Muradiye ilçesi güneyi) iri kum (1 - 0.5 mm), ince kum (0.25 - 0.125 mm) ve silt tane boyuna (0.06 - 0.004 mm) sahip malzemeden oluşan birim- lerde birbirine girik halde küçük antiklinaller ya da senklinaller şeklinde gözlenen büklümlü ya- pılar, ortalama 10-30 cm yüksekliğe sahiptirler. Basit ve karma olmak üzere iki tür büklümlü ta- bakalanmanın da gözlenebildiği Van Gölü gü- neydoğusunda yer alan Çiçekli köyü civarında (bkz. Şekil 2), genişliği 40 cm’ye ve yüksekliği Şekil 4. Topaktaş köyü batısında ölçülen 14 met- 15 cm’ye ulaşan basit büklümlü yapılar ile (Şekil re kalınlığındaki gölsel istifte gözlenen de- 5a), genişliği 130 cm’ye ve yüksekliği 70 cm’ye formasyon yapılarının bulunduğu seviyeler ulaşan karma büklümlü yapılara (Şekil 5b) sıkça (Kesit yeri için Şekil 1’e bakınız). rastlanmaktadır. Figure 4. Levels of deformation structures observed in 14 meters thick lacustrine deposits Dış geometrisinden bağımsız, karmaşık bir iç la- measured at the west of Topaktaş village minalanmaya sahip olan karma büklümlü yapı- (See Figure 1 for location of cross-section). 58 Yerbilimleri

Çizelge 2. Van Gölü Havzası gölsel çökellerinde gözlenen deformasyon yapıları. Table 2. Deformation structures observed in lacustrine deposits of theVan Gölü Basin. Deformasyon yapıları Büklümlü yapılar: Su kaçış yapıları: Yük yapıları: * Basit ve karma büklümlü yapılar * Tabak ve sütun yapıları * Alev yapısı * Top ve yastık yapıları

Şekil 5. Çiçekli köyü doğusunda gözlenen (a) 40 cm genişliğe ve 15 cm yüksekliğe sahip basit büklümlü tabaka- lanma, (b) 130 cm genişliğe ve 70 cm yüksekliğe sahip karma büklümlü tabakalanma (UTM: 0341 770 D / 4243 992 K). Figure 5. (a) Simple convolute bedding with 40 cm width and 15 cm height, (b) complex convolute bedding with 130 cm width and 70 cm height observed at the east of Çiçekli village (UTM: 0341 770 E / 4243 992 N). larda; en dışta yer alan büyük tekne ile içte göz- Top ve yastık yapıları lenen dairesel ya da yarı daire şekilli yapılar, sı- vılaşmaya bağlı plastik deformasyonla oluş- Van Gölü’nün doğusundaki, Topaktaş köyü ci- maktadır. Üst basınç, sismik şoklar ya da fırtı- varında (bkz. Şekil 2) gözlenen bu yapılar; silt na kökenli dalgalarla oluşabilen büklümlü yapı- tane boyutundaki (0.06 - 0.004 mm) malzeme ların üzerinde ve altında deforme olmamış taba- içerisindeki ince kum (0.25 - 0.125 mm) tane kaların bulunması, bu yapıların oluşumunda sis- boyuna sahip küresel ya da yarım küre şekilli mik köken düşüncesini desteklemektedir (Co- kütlelerden oluşmaktadır (Şekil 6). İçsel lamina- jan ve Thiry, 1992; Bhattacharya ve Bandyo- lanma gösteren bu yapılar 26 cm genişliğe ve padhyay, 1998). Ayrıca büklümlü yapıların orta 12 cm yüksekliğe kadar ulaşabilmektedir. Bazı kısmında birden fazla kıvrım bulunması, bu kat- top yapıları, üzerinde bulundukları tabakayla manın birkaç kez deprem etkisi altında kaldı- veya birbirleriyle bağlantılı, bazıları ise izole şe- ğının göstergesidir (Bhattacharya ve Bandyo- kildedir. Yapıların çevresi 0.5-1 cm kalınlıkta silt padhyay, 1998). tane boyutunda malzemeden oluşan bir zarfla Üner vd. 59

Şekil 6. Topaktaş köyü batısında siltli-kumlu gölsel çökellerde gözlenen top ve yastık yapıları (UTM: 0347 404 D / 4274 140 K). Figure 6. Ball and pillow structures observed in silty and sandy lacustrine deposits at the west of Topaktaş village (UTM: 0347 404 E / 4274 140 N). kaplıdır. Havzada gözlenen top ve yastık yapı- hareket hızına, başka bir deyişle suyu hareke- larına benzer yapılara önceki çalışmalarda sık- te geçiren basınç etkisine ve pekişme derece- lıkla rastlanmaktadır (Hempton vd., 1983; Al- sine bağlı olarak, tabak yapılarının şekli değişe- len, 1986; Rossetti, 1999). Top ve yastık yapı- bilmektedir. Havzada gözlenen tabak ve sütun ları, sismik sarsıntılar nedeniyle kısmi sıvılaşma yapıları önceki çalışmalarda (Lowe ve LePiccolo sonucunda pekişmemiş kum tane boyutunda 1974; Lowe 1975; Neuwerth vd., 2006) tanım- sedimanların kaynaşmasıyla oluşabilmektedir lanan yapılarla benzerlik göstermektedir. Bazı (Montenat vd., 1987; Ringrose, 1989; Cojan ve araştırmacılar (Plaziat ve Ahmamou, 1998; Mo- Thiry, 1992; Rodriguez-Pascua vd., 2000). retti vd., 1999), bu yapıların sismik sarsıntılarla oluşabildiğini öne sürmektedir. Su Kaçış Yapıları Yük Yapıları Bunlar pekişmemiş sedimanların boşlukların- da bulunan suyun yukarı hareketine bağlı ola- Pekişmemiş sedimanlar üzerine etkiyen yük rak gelişen yapılardır. Havzada bu şekilde olu- dengesinin heyelan, kaya düşmesi ya da dep- şan tabak ve sütun yapılarına rastlanmaktadır. remler sonucunda artmasına bağlı olarak olu- şan yapılardır. Gölsel çökeller içerisinde yük iz- Tabak ve sütun yapıları leri, yalancı yumrular ve alev biçimli yapılar şek- linde görülebilen bu deformasyon yapılarından Van Gölü çevresindeki gölsel çökellerde (Çiçekli, havzada yalnız alev yapılarına rastlanmıştır. Amik ve Reşadiye köyleri), genel olarak iri kum (1 - 0.5 mm), ince kum (0.25 - 0.125 mm), ender Alev yapısı olarak da silt tane boyutuna (0.06 - 0.004 mm) sahip birimlerde tabak ve sütun yapıları sıkça Van Gölü’nün güneyinde ve doğusunda, Doku- gözlenmektedir. Pekişmemiş sedimanlar ara- zağaç ve Yumrutepe köylerinde (bkz. Şekil 2) sındaki suyun, sediman yükü sebepli üst basınç gözlenen alev yapıları, ince kum (0.25 - 0.125 ya da sismik sarsıntı kökenli şok dalgaları etki- mm) ve silt tane boyuna (0.06 - 0.004 mm) sa- siyle yukarıya doğru hareketi sırasındaki kıvrıl- hip birimlerde gözlenmektedir. Alt kısımdaki silt ma ile oluşan tabak şekilli yapılar ve bunları bir- tane boyutundaki sedimanların ince kum bo- birinden ayıran sütunlardan oluşmaktadır (Şekil yutu sedimanlar içerisinde yukarıya doğru ha- 7a). Çeşitli boyutlarda gözlenebilen bu yapılar; reketi ile oluşan alev yapılarına ait santimetre- Van Gölü güneydoğusundaki, Çiçekli köyü ci- desimetre boyutlarında örnekler havzada bu- varında (bkz. Şekil 2) 1 m genişliğe ve 0.5 m lunmaktadır (Şekil 8). Genel olarak üst basınç yüksekliğe kadar ulaşmaktadır (Şekil 7b). Suyun etkisi ile oluşan alev yapıları, deprem kökenli 60 Yerbilimleri

Şekil 7. (a) Sedimanlar arasındaki boşluk suyunun hareketi ile oluşan tabak ve sütun yapıları (Amik köyü doğusu, UTM: 0361 416 D / 4297 213 K), (b) Çiçekli köyü doğusunda gözlenen 1 m genişliğe ve 0.5 m yüksekliğe sa- hip tabak ve sütun yapıları (UTM: 0341 761 D / 4244 391 K). Şekil 7. (a) Dish and pillar structures occured by the movement of pore water in sediments (east of Amik village, UTM: 0361 416 E / 4297 213 N), (b) Dish and pillar structures with 1 m width and 0.5 m height observed at the east of Çiçekli village (UTM: 0341 761 E / 4244 391 N). sarsıntılarla da oluşabilmektedir (Visher ve Cun- faro vd., 2002) ve sismik sarsıntılardır (Seilac- ningham, 1981; Dasgupta, 1998). her, 1969; Lowe, 1975; Sims, 1975; Rosset- ti, 1999; Vanneste vd., 1999; Jones ve Omoto, TETİKLEME MEKANİZMASI 2000; Rodriguez-Pascua vd., 2000; Bowman vd., 2004). Van Gölü’ne ait gölsel çökellerde Pekişmemiş sedimanlardaki deformasyon yapı- gözlenen deformasyon yapıları yukarıda belir- larının en bilinen oluşum şekilleri; üst basınç ya- tilen tetikleme mekanizmaları açısından değer- ratan sediman yükü (Lowe ve LoPiccolo, 1974; lendirilmiştir. Üst basınç yaratan sediman yükü Lowe, 1975), fırtına etkisi (Molina vd., 1998; Al- ya da fırtına kökenli dalgaların etkisini gösteren Üner vd. 61

Şekil 8. Yumrutepe köyü doğusunda gözlenen alev yapıları (UTM: 0352 939 D / 4282 089 K). Figure 8. Flame structures observed at the east of Yumrutepe village (UTM: 0352 939 E / 4282 089 N).

herhangi bir veriye rastlanmamıştır. Bir diğer te- sağlanması, bölgenin aktif bir depremselliğe tikleme mekanizması olan sismik sarsıntıların sahip olması ve arazi çalışmaları sırasında de- bu yapıları oluşturma olasılığı ayrıntılı olarak de- formasyon yapılarının oluşumuna sebep olabi- ğerlendirilmiştir. lecek diğer mekanizmalara ait herhangi bir ve- riye rastlanmaması, bu yapıların sismik sarsın- Sismik şok dalgaları sebebiyle sedimanlar ara- tılarla oluştuğu düşüncesini beraberinde getir- sındaki boşluk suyu basıncında meydana gelen mektedir. değişimler, istif içerisinde geçirimsiz katmanla- rın yer alması ya da tane boyu düzensizliği gibi faktörler pekişmemiş sedimanlarda deformas- SONUÇLAR VE TARTIŞMA yon yapılarının oluşumunda önemli rol oynar. Bu çalışmada; Van Gölü Havzası’nda yüzeyle- Van Gölü Havzası’nda gölsel çökellerde gözle- yen Kuvaterner yaşlı gölsel çökellerdeki defor- nen deformasyon yapıları tane boyu açısından masyon yapılarının şekilleri, boyutları, konumla- değerlendirildiğinde, birimler sıvılaşma alt ve rı, içerisinde yer aldıkları birimlerin fasiyes özel- üst sınırları (Port and Harbour Research Institu- likleri ve çökelme ortamı karakteristikleri ince- te of Japan, 1997) içerisinde kalmaktadır (Şekil lenmiştir. Bu incelemeler sonucunda deformas- 9). Deforme olmamış birbirine paralel katmanlar yon yapıları; büklümlü yapılar, su kaçış yapıla- arasında gözlenen bu yapılara farklı seviyeler- rı ve yük yapıları olmak üzere üç bölüme ayrıl- de yaygın olarak rastlanmaktadır (Şekil 10). Van mıştır. Gölü Havzası’nda bulunan yapıların üzerinde yer alan tabakalarda herhangi bir deformasyon Van Gölü Havzası’na ait tarihsel ve aletsel dö- gözlenmemektedir. Bu durum yapıları oluşturan nem deprem kayıtları, bölgede büyüklüğü M≥5 sismik etki sırasında, yapının bulunduğu katma- olan depremlerin sıklıkla meydana geldiğini nın istifte en üstte bulunan (en son depolanan) göstermektedir (bkz. Çizelge 1). Bu durum, böl- katman olabileceği şeklinde yorumlanabilir. Bu gede yüzeyleyen gölsel çökellerin oluşumu sıra- deformasyon yapıları şekli, boyutları, geometri- sında da (Geç Kuvaterner) benzer büyüklükler- si, sedimantolojik ve jeoteknik özellikleri bakı- de depremlerin etkili olduğu şeklinde yorumla- mından literatürde sismit olarak tanımlanan ya- nabilir. Deprem kayıtlarına ek olarak, incelenen pılarla büyük benzerlik göstermektedir (Sims, deformasyon yapılarının arazi verileri ve bölge- 1975; Rossetti, 1999; Vanneste vd., 1999; Jo- sel jeolojik ölçütler, yapıların oluşumunda sis- nes ve Omoto, 2000; Bowman vd., 2004). mik sarsıntıların önemli rol oynadığını göster- mektedir. Van Gölü Havzası gölsel çökellerindeki defor- masyon yapılarının, sismit olarak değerlendi- Van Gölü Havzası içerisinde Nemrut ve Süphan rilebilmesi için gereken ölçütlerin (Sims, 1975; volkanlarının bulunması, deformasyon yapıları- Obermeier, 1998; Rossetti, 1999) tamamının nı oluşturan sarsıntıların volkanik kökenli olup 62 Yerbilimleri

Şekil 10. Deformasyona uğramamış paralel katman- lar arasında farklı seviyelerde gözlenen de- formasyon yapıları (Dokuzağaç köyü doğu- su, UTM: 0327 562 D / 4240 858 K). Şekil 9. Van Gölü Havzası’ndaki sıvılaşmış gölsel çö- Figure 10. Deformation structures observed among kellerden alınan örneklerin tane boyu dağı- the undeformed parallel layers at different lım eğrileri. levels (east of Dokuzağaç village, (UTM: Figure 9. Grain size distribution curves for soil sam- 0327 562 E / 4240 858 N). ples from liquefied lacustrine deposits in the Van Gölü Basin.

olmadığının araştırılmasını gerektirir. Volkanik şat Ulusay, Erman Özsayın ve Alkor Kutluay’a; depremler genellikle M=2-3 büyüklüğünde sar- Dokuz Eylül Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği sıntılar yaratmaktadır (USGS, 2009). Sarsıntı- Bölümü’nden Hasan Sözbilir’e; İstanbul Teknik lar, kaldera çökmesi gibi özel durumlarda M>5 Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü’nden büyüklüğe ulaşabilmektedir. Ancak bu sarsıntı- Serdar Akyüz’e; Ankara Üniversitesi, Jeoloji Mü- lar da volkanik kütleye en fazla 10 km mesafe- hendisliği Bölümü’nden Nizamettin Kazancı’ya; de bu denli etkili olabilmektedir (McNutt, 2000). Tokai Üniversitesi, Deniz ve Çevre Mühendisli- Bu durum Van Gölü Havzası’nda gözlenen de- ği Bölümü’nden Ömer Aydan’a ve Yüzüncü Yıl formasyon yapılarının oluşumunda volkanik sar- Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü’nden sıntıların etkisinin olmadığını göstermektedir. Ali Özvan’a teşekkürlerini sunar. Deformasyon yapılarının Van Gölü’ne ait göl- sel çökel istiflerinde değişik seviyelerde olduk- KAYNAKLAR ça yaygın olarak görülmesi, Van Gölü Havza- Acarlar, M., Bilgin, A.Z., Elibol, E., Erkan, T., Ge- sı ve yakın çevresinin Geç Kuvaterner’de 5 ve dik, İ., Güner, E., Hakyemez, Y., Şen, üzeri büyüklüklerde birçok depremin etkisin- A.M., Uğuz, M.F. ve Umut, M., 1991. de kaldığını göstermektedir. Sismitleri oluştu- Van Gölü doğusu ve kuzeyinin jeolojisi, ran depremlerin dış merkezleri ile sıvılaşma ala- MTA Rapor No. 9469, Ankara (yayım- nı arasındaki mesafe birçok araştırmacının il- lanmamış). gisini çekmiştir. Son çalışmalarda bu yapıların M=6 büyüklüğündeki bir depremde dış merkez- Aksoy, E., 1988. Van ili doğu-kuzeydoğu yöre- den en fazla 40 km uzaklıkta, M=8 büyüklüğün- sinin stratigrafisi ve tektoniği. Dokto- deki bir depremde ise en fazla 100 km uzaklıkta ra tezi, Fırat Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Elazığ (yayımlanmamış). görülebileceğini belirtilmektedir (Moretti, 2000). Havzada gözlenen deformasyon yapılarının yer- Alfaro, P., Moretti, M., and Soria, J.M., 1997. leri dikkate alındığında, bu yapıların oluşumun- Soft-sediment deformation structures da birden fazla fayın etkili olduğu düşünülebilir. induced by earthquakes (seismites) in Pliocene lacustrine deposits (Guadix- Baza Basin, Central Betic Cordille- KATKI BELİRTME ra). Eclogae Geologicae Helvetiae, 90, Yazarlar değerli görüş, eleştiri ve katkılarından 531–540. dolayı Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühen- Alfaro, P., Delgado, J., Estevez, A., Molina, J.M., disliği Bölümü’nden Kadir Dirik, Attila Çiner, Re- Moretti, M., and Soria, J.M., 2002. Li- Üner vd. 63

quefaction and fluidization structures in astal sands (Paris Basin). Tectonoph- Messinian storm deposits (Bajo Segura ysics, 206, 79-89. Basin, Betic Cordillera, southern Spain). Dasgupta, P., 1998. Recumbent flame struc- International Journal Earth Science, 91, tures in the Lower Gondwana rocks of 505– 513. the Jharia Basin, India- a plausible ori- Allen, J.R.L., 1982. Sedimentary structures: the- gin. Sedimentary Geology, 119, 253- ir character and physical basis. Deve- 261. lopments in Sedimentology 30, Elsevi- Davenport, C.A., and Ringrose, P.S., 1987. De- er, Amsterdam. formation of Scottish Quaternary sedi- Allen, J.R.L., 1986. Earthquake magnitude- ment sequences by strong earthquake frequency, epicentral distance and motions. In: Deformation of Sediments soft-sediment deformation in sedimen- and Sedimentary Rocks, M.E. Jones tary basins. Sedimentary Geology, 46, and R.M.F. Preston (eds.), Geological 67– 75. Society Special Publication, 29, Black- Ambraseys, N.N., 1988. Engineering seismology. well, Oxford, pp. 299–314. Earthquake Engineering and Structural Degens, E. T., Wong, H. K., Kurtman, F., and Dynamics, 17 (1), 1–105. Finckh, P., 1978. Geological Develop- Atkinson, G., 1984. Simple computation of li- ment of Lake Van: A Summary. In: The quefaction probability for seismic ha- Geology of Lake Van, E.T. Degens and zard applications. Earthquake Spectra, F. Kurtman (eds.), The Mineral Rese- 1, 107–123. arch and Exploration Institute of Turkey Bhattacharya, H.N., and Bandyopadhyay, S., (MTA), Publication No.169, pp. 134-146. 1998. Seismites in a Proterozoic tidal Degens, E. T., Wong, H. K., Kempe, S., and succession, Singhbhum, Bihar, India. Kurtman, F., 1984. A geological study Sedimentary Geology, 119, 239–252. of Lake Van, eastern Turkey. Geolo- Blumenthal, M.M., Van der Kaaden, G., and Vlo- gische Rundschau, 73-2, 701–734. davetz, V.I., 1964. Catalogue of the ac- Dramis, F., and Blumetti, A.M., 2005. Some tive volcanoes of the World including considerations concerning seismic ge- solfatara fields. Part XVII Turkey and omorphology and paleoseismology. the Caucasus. International Associati- Tectonophysics, 408, 177– 191. on of Volcanology, 17, 1-23. Fukuoka, M., 1971. Memories of earthquake Bowman, D., Korjenkov, A., and Porat, N., and foundations. Bridges and Founda- 2004. Late-Pleistocene seismites from tions, 5, No. 10. Lake Issyk-Kul, The Tien Shan range, Hempton, M. R., Dunne, L. A., and Dewey, J. F., Kyrghyztan. Sedimentary Geology, 163, 1983. Sedimentation in an active strike- 211 –228. slip basin, Southeastern Turkey. Jour- Bozkurt, E., 2001. Neotectonics of Turkey-a nal of Geology, 91, 401-412. synthesis. Geodinamica Acta, 14, 3-30. Jones, A.P., and Omoto, K., 2000. Towards es- Calvo, J.P., Rodriguez-Pascua, M.A., Martin- tablishing criteria for identifying trigger Velasquez, S., Jimenez, S., and De Vi- mechanisms for soft-sediment defor- cente, G., 1998. Microdeformation of mation: a case study of Late Pleistoce- lacustrine laminite sequences from ne lacustrine sands and clays, Onikobe Late Miocene formations of SE Spain: and Nakayamadaira Basins, northeas- an interpretation of loop bedding. Sedi- tern Japan. Sedimentology, 47, 1211– mentology, 45, 279– 292. 1226. Cojan, I., and Thiry, M., 1992. Seismically- Kempe, S., Khoo, F., and Gürleyik, Y., 1978. induced deformation structures in Oli- Hydrography of Lake Van and its dra- gocene shallow marine and eolian co- inage area. In: The Geology of Lake 64 Yerbilimleri

Van, E.T. Degens and F. Kurtman (eds.), Mc Nutt, R.S., 2000. Volcanic Seismisity. The Mineral Research and Exploration In: Encyclopedia of Volcanoes, H. Institute of Turkey (MTA) Publication Sigurdsson(ed.) Academic Press, New No.169, pp. 30-44. York, pp. 1015-1033. Keskin M., Pearce J.A., and Mitchell J.G., 1998. Mohindra, R., and Bagati, T.N., 1996. Seismi- Volcano-stratigraphy and geochemistry cally induced soft-sediment deformati- of collision-related volcanism on the Er- on structures (seismites) around Sum- zurum–Kars Plateau, northeastern Tur- do in the lower Spiti valley (Tethys Hi- key. Journal of Volcanology Geother- malaya). Sedimentary Geology, 101, mal Research, 85, 355–404. 69-83. Koçyiğit, A., Yılmaz, A., Adamia, S., and Ku- Molina, J.M., Alfaro, P., Moretti, M., and Soria, loshvili, S., 2001. Neotectonic of East J.M., 1998. Soft-sediment deformation Anatolian Plateau (Turkey) and Les- structures induced by cyclic stress of ser Caucasus: implication for transiti- storm waves in tempestites (Miocene, on from thrusting to strike-slip faulting. Guadalquivir basin, Spain). Terra Nova, Geodinamica Acta, 14, 177-195. 10, 145–150. KOERI (Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasatha- Montenat, C., d’Estevou, O.P., and Masse, P., nesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü, 1987. Tectonic–sedimentary charac- Ulusal Deprem İzleme Merkezi), 2009. teristics of the Betic Neogene basins http://www.koeri.boun.edu.tr/sismo/ evolving in a crustal transcurrent she- mudim/katalog. asp, 25 Mayıs 2009. ar zone (SE Spain). Bulletin des Centre Kuribayashi, E., and Tatsuoka, F., 1975. Brief re- de Recherches Exploration-Production view of liquefaction during earthquakes of Elf-Aquitaine, 11, 1–22. in Japan. Soils and Foundations, Japa- Moretti, M., 2000. Soft sediment deformation nese Society of Soil Mechanics and Fo- structures interpreted as seismites in undation Engineering, 15, No. 4, 81-91. Middle-Late Pleistocene aeolian depo- Kurtman, F., Akkuş, M.F., and Gedik, A., 1978. sits (Apulian foreland, southern Italy). The geology and oil potential of the Sedimentary Geology, 135, 167-179. Muş-Van region. In: The Geology of Moretti, M., and Sabato, L., 2007. Recogni- Lake Van, E.T. Degens and F. Kurtman tion of trigger mechanisms for soft- (eds.), The Mineral Research and Exp- sediment deformation in the Pleistoce- loration Institute of Turkey (MTA) Publi- ne lacustrine deposits of the Sant ‘Ar- cation, No.169, pp. 124-133. cangelo Basin (Southern Italy): seismic Litt, T., Krastel, S., Sturm, M., Kipfer, R., Ör- shock vs. overloading. Sedimentary çen, S. ve Çağatay, M.N., 2009. Van Geology, 196, 31-45. Gölü Sondaj Projesi ‘PALEOVAN’, Moretti, M., Alfaro, P., Caselles, O., and Canas, Uluslararası Bilimsel Kıta Sondaj Prog- J.A., 1999. Modelling seismites with a ramı (ICDP): Yaklaşan Derin Sondaj Se- digital shaking table. Tectonophysics, feri ve Bilimsel Hedefler. 62. Türkiye Je- 304, 369–383. oloji Kurultayı Bildiri Özleri, Ankara, s. Neuwerth, R., Suter, F., Guzman, C.A., and 718-719. Gorin, G.E., 2006. Soft-sediment de- Lowe, D. R., 1975. Water escape structures in formation in a tectonically active area: coarse-grained sediments. Sedimento- The Plio-Pleistocene Zarzal Formation logy, 22, 157-204. in the Cauca Valley (Western Colombia). Lowe, D.R., and LoPiccolo, R.D., 1974. The cha- Sedimentary Geology, 186, 67–88. racteristics and origins of dish and pillar Obermeier, S.F., 1998. Liquefaction evidence structures. Journal of Sedimentary Pet- for strong earthquakes of Holocene and rology, 44, 484–501. latest Pleistocene ages in the states of Üner vd. 65

Indiana and Illinois, USA. Engineering Seilacher, A., 1984. Sedimentary structures ten- Geology, 50, 227–254. tatively attributed to seismic events. Owen, G., 1987. Deformation processes in un- Marine Geology, 55, 1–12. consolidated sands. In: Deformation Sims, J. D., 1975. Determining earthquake re- of Sediments and Sedimentary Rocks, currence intervals from deformatio- M.E., Jones and R.M.F., Preston (eds.), nal structures in young lacustrine sedi- Geological Society Special Publication, ments. Tectonophysics, 29, 141-152. 29, pp. 11–24. Şaroğlu, F. ve Yılmaz, Y., 1986. Doğu Anadolu’da Owen, G., 1996. Experimental soft-sediment neotektonik dönemdeki jeolojik evrim deformation: structures formed by the ve havza modelleri. Maden Tetkik ve liquefaction of unconsolidated sands Arama Dergisi, 107, 73-94. and some ancient examples. Sedimen- Şengör A.M.C., and Kidd W.S.F., 1979. Post- tology, 43, 279–293. collisional tectonics of the Turkish- Plaziat, J.C., and Ahmamou, M., 1998. Les dif- Iranian plateau and a comparison with ferents mecanismes a l’origine de la di- Tibet. Tectonophysics, 55, 361–376. versite des seismites, leur identifica- Şengör, A.M.C., and Yılmaz, Y, 1981. Tethyan tion dans le Pliocene du Saiss de Fes evolution of Turkey: a plate tectonic et de Meknes (Maroc) et leur significati- approach. Tectonophysics, 75, 181- on tectonique. Geodinamica Acta, 11/4, 241. 183– 203. Talwani, P., and Cox, J., 1985. Paleoseismic Port Harbour Research Institute of Japan (1997). evidence for recurrence of earthquakes Handbook on liquefaction remediation near Charleston, South Carolina. Scien- of reclaimed land. A.A. Balkema, Rot- ce, 229, 379–381. terdam. Taşgın, C.K., and Türkmen, İ., 2009. Analysis of Ringrose, P.S., 1989. Paleoseismic (?) liquefac- soft-sediment deformation structures tion event in late Quaternary lake se- in Neogene fluvio-lacustrine deposits of diment at Glen Roy, Scotland. Terra Çaybağı formation, eastern Turkey. Se- Nova, 1, 57–62. dimentary Geology, 218, 16–30. Rodriguez-Pascua, M.A., Calvo, J.P., De Vicen- USGS (United States Geological Survey), 2009. te, G., and Gómez-Gras, D., 2000. Soft http://volcanoes.usgs.gov/activity/met- sediment deformation structures in- hods/ seismic/index.php, 03 Aralık terpreted as seismites in lacustrine se- 2009. diments of the Prebetic Zone, SE Spain, Utkucu, M., 2006. Implications for the water le- and their potential use as indicators of vel change triggered moderate (M ≥ 4.0) earthquake magnitudes during the Late earthquakes in Lake Van basin, eas- Miocene. Sedimentary Geology, 135, tern Turkey. Journal of Seismology, 10, 117-135. 105–117. Rossetti, D.F., 1999. Soft-sediment deformati- Üner, S., 2003. Van Gölü doğusu (Beyüzümü- onal structures in late Albian to Ceno- Göllü dolayı) Pliyo-Kuvaterner yaşlı ka- manian deposits, Sao Luis Basin, nort- rasal çökellerin sedimantolojisi. Yük- hern Brazil: evidences for paleoseismi- sek Lisans Tezi, Yüzüncü Yıl Üniversi- city. Sedimentology, 46, 1065–1081. tesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Van (yayım- Scott, B., and Price, S., 1988. Earthquake- lanmamış). induced structures in young sediments. Valeton, I., 1978. A morphological and petrolo- Tectonophysics, 147, 165–170. gical study of the terraces around Lake Seilacher, A., 1969. Fault-graded beds interp- Van, Turkey. In: The Geology of Lake reted as seismites. Sedimentology, 13, Van, E.T. Degens and F. Kurtman (eds.), 155– 159. 66 Yerbilimleri

The Mineral Research and Exploration Institute of Turkey (MTA) Publication No.169, pp. 64-80. Vanneste, K., Meghraoui, M., and Camelbeeck, T., 1999. Late Quaternary earthquake- related soft-sediment deformation along the Belgian portion of the Feld- biss Fault, Lower Rhine Graben system. Tectonophysics, 309. 57-79. Visher, G.S., and Cunningham, R.D., 1981. Con- volute laminations – a theoretical analy- sis: example of Pennsylvanian sandsto- ne. Sedimentary Geology, 28, 175–189. Weaver, J.D., 1976. Seismically-induced load structures in the basal coal measu- res, South Wales. Geological Magazine, 113, 535–543. Wong, H.K., and Finckh, P., 1978. Shallow structures in Lake Van. In: The Geology of Lake Van, E.T. Degens and F. Kurt- man (eds.), The Mineral Research and Exploration Institute of Turkey (MTA) Publication, No.169, pp. 20-28.