ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

DOKTORA TEZİ

Nilda YALÇIN

SAİMBEYLİ (ADANA) OBRUK ŞELALESİ KARST HİDROJEOLOJİSİ İNCELEMESİ

JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI

ADANA, 2010 ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

SAİMBEYLİ (ADANA) OBRUK ŞELALESİ KARST HİDROJEOLOJİSİ İNCELEMESİ

Nilda YALÇIN DOKTORA TEZİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI Bu Tez 14/05/2010 Tarihinde Aşağıdaki Jüri Üyeleri Tarafından Oybirliği/Oyçokluğu İle Kabul Edilmiştir.

………………………….. ……………………… ………..……………………… Doç. Dr. Şaziye BOZDAĞ Prof. Dr. Hasan ÇETİN Doç. Dr. Ahmet Mahmut KILIÇ Danışman Üye Üye

………………………………………………………….. ………………………………... Yrd. Doç. Dr. Zübeyde HATİPOĞLU BAĞCI Yrd. Doç. Dr. Tolga ÇAN Üye Üye

Bu tez Enstitümüz Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalında Hazırlanmıştır.

Kod No :

Prof. Dr. İlhami YEĞİNGİL Enstitü Müdürü

Bu Çalışma Çukurova Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Birimi Tarafından Desteklenmiştir. Proje No: MMF2006D27 Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirişlerin, çizelge, şekil ve fotoğrafların kaynak gösterilmeden kullanımı, 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere tabidir. ÖZ DOKTORA TEZİ

SAİMBEYLİ (ADANA) OBRUK ŞELALESİ KARST HİDROJEOLOJİSİ İNCELEMESİ

Nilda YALÇIN ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSİTÜSÜ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANA BİLİM DALI

Danışman : Doç. Dr. Şaziye BOZDAĞ Yıl: 2010, Sayfa:168 Jüri : Prof. Dr. Hasan ÇETİN Doç. Dr. Şaziye BOZDAĞ Doç. Dr. Ahmet Mahmut KILIÇ Yrd. Doç. Dr. Zübeyde HATİPOĞLU BAĞCI Yrd. Doç. Dr. Tolga ÇAN

Doğu Torosların batı kesiminde yer alan Obruk Karstik Kaynağı, Adana’nın Saimbeyli ilçesi idari sınırları içinde yaklaşık 59,95 km2’lik bir alanda yüzeylenen Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi kireçtaşından doğrultu atımlı bir fay boyunca boşalmaktadır. Bu çalışmanın amacı, üç boyutlu geometrisi tanımlanabilen ve sınır koşullarının da belirlenmesi mümkün olabilen Köroğlutepesi kireçtaşı bloklarının morfoloji–hidrojeoloji ilişkilerinin belirlenmesidir. Bu amaçla öncelikle jeoloji, tektonizma ve morfoloji gibi fiziksel parametreler ile yağış rejimi, süzülme, beslenme, dolaşım ve depolama gibi dinamik özelliklerden itibaren çalışma alanının hidrojeolojik kavramsal modeli oluşturulmuştur. Köroğlutepesi kireçtaşından boşalan Obruk Kaynağı, inceleme alanındaki tek akifer olup karstik özelliklere sahiptir. Formasyonda karenler, dolinler, çöküntü alanları ve boşluklardan oluşan gelişmiş bir karst sistemi hakimdir. İnceleme alanındaki beslenme, allojenik, otojenik yaygın ve otojenik yerel beslenim olmak üzere iki şekilde gerçekleşmektedir. Sisteme yan havzalardan giren sular allojenik beslenme olarak değerlendirilirken, kireçtaşı üzerine düşen yağış suları ve dolinlerden drene olan sular ise sistemi otojenik yaygın ve yerel olarak beslemektedir. Belirlenen sistemde karstlaşma tektonizma tarafından kontrol edilmekte olup, karbonatlı kayacın litolojisi ve iklimsel süreçlere bağlı olarak gelişmiştir.

Anahtar Kelimeler: Köroğlutepesi Kireçtaşı, hidrodinamik, hidroloji, hidrojeoloji, karst.

I ABSTRACT PhD THESIS

KARST HYDROGEOLOGY INVESTIGATION OF SAİMBEYLİ (ADANA) OBRUK WATERFALL

Nilda YALÇIN DEPARTMENT OF GEOLOGICAL ENGINEERING INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES UNIVERSITY OF ÇUKUROVA

Supervisor: Assoc. Prof. Dr. Şaziye BOZDAĞ Year: 2010, Page: 168 Jury : Prof. Dr. Hasan ÇETİN Assoc. Prof. Dr. Şaziye BOZDAĞ Assoc. Prof. Dr. Ahmet Mahmut KILIÇ Asst. Prof. Dr. Zübeyde HATİPOĞLU BAĞCI Asst. Prof. Dr. Tolga ÇAN

Obruk Karstic Spring which is discharged from Jurassic-Cretaceous aged Köroğlutepesi limestone along to a strike slip fault is located in western part of Eastern Taurus region within the province boundaries of Saimbeyli district of Adana extends about a surface area of 59,95 km2. In this study, the Köroğlutepesi limestone whose boundary conditions and three dimensional geometry can be defined was investigated in terms of morphology – hydrogeology relationships. For this purpose, hydrogeological conceptual model of the study area was developed based on the physical parameters such as geology, tectonic, morphology and dynamic properties such as precipitation regime, infiltration, recharge, flow and storage. Obruk Karstic Spring which was discharged from Köroğlutepesi limestone is the only aquifer in the study area has karstic characteristics. Well developed karst system such as karrens, sinkholes, depression areas and cavities is predominated over this formation. Recharge in study area occurs in two different forms; allogenic, autogenic-diffuse and autogenic-point. The water which run of from near catchment areas recharge to the system as allogenic. On the other hand, precipitation which falls on the limestone rock-mass supplies the autogenic diffuse and otogenic point recharge to the system. In this determinated system the karstification which has occured depending on lithologic characteristics of the carbonate rock and climatic changes is controlled by tectonic

Key Words: Köroğlutepesi Limestone, hydrodynamic, hydrology, hydrogeology, karst.

II TEŞEKKÜR

Tez konusu ve kapsamının belirlenmesinde, tez çalışmalarım sırasında karşılaştığım her türlü problemin aşılmasında, değerli görüş ve önerileri ile beni yönlendiren danışman hocam Sayın Doç. Dr. Şaziye BOZDAĞ’a, Arazi çalışmalarım için gerekli donanımı sağlamamda yardımlarını esirgemeyen, tez çalışmam süresince de fikirleri, yapıcı eleştirileri ve görüşleri ile katkılarını belirten değerli hocalarım Sayın Prof. Dr. Aziz ERTUNÇ, Prof. Dr. Hasan ÇETİN, Doç. Dr. Ahmet Mahmut KILIÇ ve Yrd. Doç. Dr. Tolga ÇAN’a, tezimin ilerlemesinde yol gösterici önerileri için Hacettepe Üniversitesi’nden Sayın Prof. Dr. Mehmet EKMEKÇİ ve sonuçlarımın değerlendirilmesindeki katkılarından dolayı Mersin Üniversitesi’nden Sayın Yrd. Doç. Dr. Zübeyde HATİPOĞLU BAĞCI’ya, doktora eğitimim süresince tezim ile ilgili konularda gerekli desteklerini esirgemeyen MTA Doğu Akdeniz Bölge Müdürü Sayın Şahin TAŞKIN’a, tezim ile ilgili her türlü bilgisayar programı ile çizim ve değerlendirme konusundaki büyük yadımlarından dolayı oda arkadaşım Jeoloji Mühendisi Sayın M. Avni TAPTIK’a, 18 ay boyunca kimyasal analizlerimi yapan Teknisyen Sayın Ertuğrul ÇANAKÇI’ya, bana tezimin çeşitli aşamalarındaki yardımlarından dolayı çalışma arkadaşlarım Maden Mühendisi Sayın Dr. Ahmet Ş. AYKAMIŞ ve Jeoloji (Hid.) Yüksek Mühendisi Sayın Sultan YAVUZ’a, arazi deneylerim için gerekli ekipmanı sağlayan Ç.Ü. Ziraat Fakültesi Tarımsal Yapılar ve Sulama Bölümü’nden Sayın Prof. Dr. Mahmut ÇETİN’e ve Ç.Ü. Mühendislik-Mimarlık Fakültesi Çevre Mühendisliği Bölümü’nden Sayın Prof. Dr. Ahmet YÜCEER’e, tezimin kapsadığı alanda daha önce yapılmış çalışmalara ulaşmamı sağlayan MTA Genel Müdürlüğü’nden Sayın Dr. Koray TÖRK, Dr. İsmail Noyan GÜNER ve Jeoloji Yüksek Mühendisi Murat AKGÖZ’e, doktora çalışmalarım esnasında tüm bölüm olanaklarından yararlanmamı sağlayan Ç.Ü. Mühendislik-Mimarlık Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölüm Başkanlığı’na, maddi destek veren Ç.Ü. Bilimsel Araştırma Projeleri Birimi’ne (Proje no: MMF2006D27) içten teşekkürlerimi sunarım. Ayrıca bana her zaman, her konuda sonsuz bir sabırla destek olan sevgili eşim Ali YALÇIN ve kızım İrem YALÇIN’a çok teşekkür ederim.

III İÇİNDEKİLER SAYFA

ÖZ ...... I ABSTRACT ...... II TEŞEKKÜR ...... III İÇİNDEKİLER ...... IV ÇİZELGELER DİZİNİ ...... X ŞEKİLLER DİZİNİ ...... XII SİMGE VE KISALTMALAR ...... XV 1. GİRİŞ ...... 1 1.1. Çalışmanın Amacı ...... 1 1.2. İnceleme Alanının Tanıtılması ...... 2 1.2.1. Coğrafik Konum ve Morfoloji ...... 2 1.2.2. İklim ve Bitki Örtüsü ...... 4 1.2.3. Ekonomik ve Sosyal Durum ...... 5 1.2.4. Ulaşım ...... 5 1.3. Karstlaşma Hakkında Genel Bilgiler ...... 5 1.3.1. Karstlaşmanın Oluşumu ...... 5 1.3.2. Karstik Şekiller ...... 6 1.3.3. Karst Hidrojeolojisi Çalışmalarında Morfololojik Analizlerin Önemi .... 9 1.3.4. Morfolojik İndikatörlerin Karstlaşma Evriminin Belirlenmesindeki Yeri ...... 12 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR ...... 15 2.1. Jeolojik Çalışmalar ...... 15 2.2. Hidrojeolojik Çalışmalar ...... 19 3. MATERYAL VE METOD ...... 25 3.1. Materyal...... 25 3.1.1. Bölgesel Jeoloji ...... 26 3.1.1.1. Paleozoyik ...... 28 3.1.1.1.(1). Zabuk Formasyonu (εz)...... 30

IV 3.1.1.1.(2). Çaltepe Formasyonu (εç) ...... 30

3.1.1.1.(3). Armutludere Formasyonu (εoa) ...... 31 3.1.1.1.(4). Halityaylası Formasyonu (Sh) ...... 32 3.1.1.1.(5). Puşçutepe Formasyonu (Sp) ...... 33 3.1.1.1.(6). Yukarıyayla Formasyonu (Sy) ...... 34 3.1.1.1.(7). Ayıtepesi Formasyonu (Da) ...... 34 3.1.1.1.(8). Şafaktepe Formasyonu (Dş)...... 35 3.1.1.1.(9). Gümüşali Formasyonu (Dg) ...... 36 3.1.1.1.(10). Ziyarettepesi Formasyonu (Cz) ...... 37 3.1.1.1.(11). Yığılıtepe Formasyonu (Py) ...... 38 3.1.1.2. Mesozoyik ...... 39 3.1.1.2.(1). Katarası Formasyonu (Trk) ...... 39 3.1.1.2.(2). Köroğlutepesi Formasyonu (Jkr) ...... 40 3.1.1.3. Senozoyik...... 41 3.1.1.3.(1). Sümbüldağ Formasyonu (Ts) ...... 41 3.1.1.3.(2). Yamaç Molozu ve Alüvyon Çökelleri ...... 42 3.2. Metod ...... 42 3.2.1. Büro Çalışmaları ...... 42 3.2.2. Arazi Çalışmaları...... 44 3.2.2.1. Muline ile Akarsularda Debi Ölçümü ...... 47 3.2.3. Laboratuvar Çalışmaları ...... 48 3.3. ArcGIS Programı ile İlgili Çalışmalar ...... 49 3.3.1. Havza Sınırlarının Belirlenmesi ...... 49 3.3.2. Havzaların Jeomorfolojik Özelliklerinin Belirlenmesi ...... 52 4. ARAŞTIRMA BULGULARI ...... 53 4.1. İnceleme Alanının Jeolojisi ...... 53 4.1.1. Köroğlutepesi Formasyonu ...... 53 4.2. Yapısal Jeoloji ve Tektonik ...... 56 4.2.1. Çizgisel Unsurlar ...... 56 4.2.2. Uyumsuzluklar ...... 63

V 4.2.3. Kıvrımlar ...... 64 4.2.4. Tabakalanmalar ...... 64 4.3. Jeolojik Evrim ve Paleocoğrafya ...... 64 4.4. Sınır Koşulları ...... 68 4.4.1. Jeomorfolojik Özellikler ...... 68 4.5. İnceleme Alanındaki Karstlaşma ve Karstik Yapılar ...... 70 4.6. Hidroloji ...... 77 4.6.1. Su Noktaları ...... 79 4.6.1.1. Akarsular ...... 79 4.6.1.2. Kuyular ...... 80 4.6.1.3. Kaynaklar ...... 80 4.6.2. Hidrometeoroloji ...... 83 4.6.2.1. Yağış ...... 83 4.6.2.1.(1). Gözlem Hatalarının Kontrolü ve Eksik Verilerin Uzatılması ...... 86 4.6.2.1.(2). İnceleme Alanında Yağış-Kot İlişkisi ...... 88 4.6.2.1.(3). Yağışın Alansal Dağılımı ...... 93 4.6.2.1.(4). Kurak ve Yağışlı Dönemlerin Belirlenmesi...... 96 4.6.2.2. Sıcaklık ve Buharlaşma ...... 96 4.6.2.3. Gerçek Buharlaşma-Terleme ...... 102 4.6.2.4. Akım ...... 103 4.6.2.5. Yağış ve Akım Arasındaki İlişki ...... 104 4.6.3. Hidrolojik Bütçe ...... 106 4.6.3.1. Yağıştan Beslenim ...... 107 4.6.3.2. Yağışlardan Süzülme ile Beslenim ...... 107 4.6.3.3. Yüzey Akışından Süzülme ile Beslenim ...... 108 4.6.3.4. Buharlaşma-Terleme ile Boşalım ...... 108 4.6.3.5. Yüzey Akışı ile Boşalım ...... 108 4.7. Birimlerin Hidrojeolojik Özellikleri ...... 110 4.7.1. Geçirimli Birimler ...... 110 4.7.2. Yarı geçirimli Birimler ...... 111

VI 4.7.3. Geçirimsiz Birimler ...... 111 4.8. Karst Akiferinin Hidrodinamiği ...... 112 4.8.1. Sınır Koşullarının Kaynak Boşalımı Açısından Değerlendirilmesi ...... 113 4.8.2. Kaynak Çekilme Eğrisi Analizi ...... 115 4.8.3. Obruk Karstik Kaynağı İçin Çekilme Analizi ...... 118 4.9. Hidrojeokimya ...... 123 4.9.1. Hidrojeokimyasal Örnekleme, Analiz ve Değerlendirme Çalışmaları .. 123 4.9.2. Kimyasal analiz sonuçlarının Yorumlanması ...... 124 4.9.2.1. Kaynağın Piper Diyagramına Göre Sınıflanması ...... 124 4.9.2.2. Kaynağın Schoeller Yarı Logaritmik Diyagramına Göre Sınıflanması ...... 126 4.9.2.3. Kaynağın Wilcox Diyagramına Göre Sınıflandırılması ...... 127 4.9.2.4. Kaynağın A.B.D. Tuzluluk Laboratuvarı Diyagramına Göre Sınıflandırılması ...... 128 4.9.2.5. Kaynağın Mineral Doygunlukları ...... 130 4.9.3. Kaynağın Fiziksel Özelliklerine Göre Değerlendirilmesi ...... 132 4.9.3.1. Kaynağın Elektriksel İletkenlik (EC) Değerine Göre Değerlendirilmesi ...... 132 4.9.3.2. Kaynağın Sıcaklık Derecesine Göre Değerlendirilmesi ...... 133 4.9.3.3. Kaynağın Toplam Çözünmüş Madde (TDS) İçeriğine Göre Değerlendirilmesi ...... 133 4.9.3.4. Kaynağın Hidrojen İyonu Derişimine (pH) Göre Değerlendirilmesi ...... 134 4.10. İzotop Verilerinin Değerlendirilmesi ...... 134 4.10.1. Karst Hidrolojisinde Kullanılan Çevresel İzotopların Genel Özellikleri ...... 135 4.10.1.1. Oksijen 18 - Döteryum İlişkisi ...... 135 4.10.1.2. Oksijen 18 - Yükseklik İlişkisi ...... 140 4.11. Karst Akiferinin Kavramsal Modeli ...... 141 4.11.1. Kavramsal Modele İlişkin Çalışmalar ...... 142 4.11.2. Beslenme ...... 143

VII 4.11.3. Dolaşım ...... 144 4.11.4. Depolama ...... 144 4.11.5. Boşalım ...... 145 4.11.6. Kaynağın Kavramsal Modeli ...... 145 5. SONUÇLAR VE ÖNERİLER ...... 149 KAYNAKLAR ...... 153 ÖZGEÇMİŞ ...... 167 EKLER ...... 168

VIII ÇİZELGELER DİZİNİ ...... SAYFA

Çizelge 1.1. İki önemli CO2 basıncı için farklı sıcaklıklardaki ’ CaCO3 ın çözünürlüğü ...... 6 Çizelge 1.2. Farklı türlerdeki akiferlerin gösterdiği özellikler ...... 12 Çizelge 4.1. İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lere ait özellikler ...... 86 Çizelge 4.2. YGİ’lerde eksik verilerin tamamlanmasında kullanılan regresyon eşitlikleri ...... 88 Çizelge 4.3. YGİ’lere ait 20 yıllık (1988-2007) dönemde tamamlanan yıllık ortalama yağış değerleri (mm) ...... 89 Çizelge 4.4. İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lerin ortalama yağış ve yükselti değerleri ...... 90 Çizelge 4.5. İnceleme alanındaki yağış-kot ilişkisi verileri ...... 91 Çizelge 4.6. İnceleme alanındaki DMİ’lerdeki ortalama yıllık sıcaklık değerleri (1988-2007) ve eksik verileri tamamlanan yıllar ...... 100 Çizelge 4.7. İnceleme alanındaki Göksu AGİ’ye ait özellikler ...... 103 Çizelge 4.8. Himmetli AGİ’ye ait 1988-1995 yılları arasındaki yıllık ortalama akım verileri(m3/s) ile Saimbeyli YGİ’ye ait yıllık ortalama yağış verileri (mm)...... 105 Çizelge 4.9. Bütçe elemanları ...... 110 Çizelge 4.10. Kaynak boşalımlarına göre kaynakların sınıflandırılması ...... 114 Çizelge 4.11. Obruk Kaynağı debi değerleri ...... 119 Çizelge 4.12. Obruk Kaynağı için kaynak çekilme analiz sonuçları ...... 121 Çizelge 4.13. Kaynakların debi değişim %’lerine göre sınıflanması ...... 122 Çizelge 4.14. Obruk Kaynağı kimyasal analiz sonuçları ...... 125 Çizelge 4.15. Suların elektriksel iletkenliklerine göre sınıflaması ...... 133 Çizelge 4.16. Türkiye’deki çeşitli havzalar için belirlenen meteorik doğru denklemleri...... 138 Çizelge 4.17. İnceleme alanına ait yağışlı ve kurak dönemdeki Oksijen-18 ve Döteryum değerleri ...... 139

IX Çizelge 4.18. Oksijen-18 içeriğine göre Obruk Kaynağı için yaklaşık beslenme yükseltisi ...... 141

X

ŞEKİLLER DİZİNİ SAYFA

Şekil 1.1. İnceleme alanının yer bulduru haritası ...... 3 Şekil 1.2. Karstik şekiller ...... 7 Şekil 1.3. Karstlaşmada etkili olan faktörler ve birbirleri ile olan ilişkileri ...... 11 Şekil 3.1. Toroslar’da, coğrafik ve tektonik birliklerin konum ve yayılımları ...... 28 Şekil 3.2. Çalışma alanının genelleştirilmiş stratigrafik kesiti ...... 29 Şekil 3.3. Çalışma akım şeması ...... 43 Şekil 3.4. Kaynaktan muline ile debi ölçümü ...... 45 Şekil 3.5. Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi karstik kireçtaşlarında Brunton pusulası ile yapılan kırık – çatlak ölçümleri ...... 46 Şekil 3.6. Havza sınırlarının ArcGIS programı ile belirlenme aşamaları ...... 51 Şekil 4.1. Köroğlutepesi kireçtaşındaki karensi yapılar ...... 55 Şekil 4.2. Köroğlutepesi kireçtaşı (Jkr) ile Katarası formasyonu(Trk) dokanağı ...... 55 Şekil 4.3. Türkiye’nin yeni tektonik döneme ait ana tektonik hatları ...... 58 Şekil 4.4. Köroğlutepesi kireçtaşı (Jkr) ve Gümüşali formasyonu (Dg) dokanağı (Saimbeyli-Tufanbeyli yolu) ...... 59 Şekil 4.5. İnceleme alanındaki çizgisellikler ...... 60 Şekil 4.6. İnceleme alanındaki süreksizliklerin gül diyagramları ...... 61 Şekil 4.7. İnceleme alanındaki süreksizliklerin kontur diyagramları ...... 62 Şekil 4.8. İnceleme alanındaki süreksizliklerin ortalama açılma yönleri ...... 63 Şekil 4.9. İnceleme alanındaki formasyon sınırlarına ait enine kesitler ...... 69 Şekil 4.10. Köroğlutepesi kireçtaşı (Jkr) ve Gümüşali formasyonu (Dg) dokanağına kuzeyden bakış (Tufanbeyli yolu) ...... 70 Şekil 4.11. İnceleme alanının morfolojisi ...... 71 Şekil 4.12. Türkiye karst haritası (Nazik, 2004) ...... 73 Şekil 4.13. Kaynak gözü civarındaki karstik mağara oluşumları ...... 74 Şekil 4.14. Köroğlutepesi kireçtaşındaki çözünme yapıları (karenler)...... 75 Şekil 4.15. İnceleme alanındaki çöküntü yapıları ...... 76

XI Şekil 4.16. Köroğlutepesi kireçtaşındaki çöküntü yapılarının lokasyonları ...... 77 Şekil 4.17. İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lerin konumları ...... 78 Şekil 4.18. İnceleme alanı ve dolayına ait kaynak lokasyonları ve akarsu ağları ...... 79 Şekil 4.19. Obruk Kaynak gözü civarındaki Saimbeyli içme suyunu sağlama amaçlı olarak açılan sondaj kuyusu ...... 81 Şekil 4.20. Obruk Kaynağı’nın yağışlı dönemdeki görüntüsü ...... 82 Şekil 4.21. Kaynaktan kurak ve yağışlı dönemdeki debi ölçümü ...... 82 Şekil 4.22. Feke, Saimbeyli ve Göksun’daki YGİ’lere ait 20 yıllık (1988-2007) dönemdeki aylık ortalama yağış dağılımları ...... 84 Şekil 4.23. Yahyalı, Develi ve Tomarza’daki YGİ’lere ait 20 yıllık (1988-2007) dönemdeki aylık ortalama yağış dağılımları ...... 85 Şekil 4.24. YGİ’lere ait veri uzunlukları ...... 86 Şekil 4.25. YGİ’lere ait çift eklenik yağış eğrileri ...... 87 Şekil 4.26. İnceleme alanı ve çevresi için kot-yağış grafiği ...... 90 Şekil 4.27. İnceleme alanı ve çevresindeki havza ve alt havzalar ...... 94 Şekil 4.28. Obruk Kaynağı için belirlenen beslenme havzası sınırı ...... 95 Şekil 4.29a. İnceleme alanındaki YGİ’lere ait eklenik sapma grafikleri ...... 97 Şekil 4.29b. İnceleme alanındaki YGİ’lere ait eklenik sapma grafikleri ...... 98 Şekil 4.29c. İnceleme alanındaki YGİ’lere ait eklenik sapma grafikleri ...... 99 Şekil 4.30. İnceleme alanı ve çevresi için kot-sıcaklık grafiği ...... 101 Şekil 4.31. Göksun DMİ İstasyonu sıcaklık-buharlaşma ilişkisi ...... 102 Şekil 4.32. Yağış ve akım arasındaki zamana bağlı ilişki ...... 105 Şekil 4.33. Çekilme eğrisinin şekline göre kaynak türleri ...... 115 Şekil 4.34. Su seviyesinin değişiminde dinamik rezervin değişiminin şematik gösterimi...... 116 Şekil 4.35. Obruk Kaynağı akımlarının çekilme eğrisi grafiği ...... 119 Şekil 4.36. Obruk Kaynağı Nisan 2007, Nisan 2008 ve Eylül 2008 dönemi Piper diyagramı ...... 126 Şekil 4.37. Obruk Kaynağı Nisan 2007, Nisan 2008 ve Eylül 2008 dönemi Schoeller diyagramı ...... 127

XII Şekil 4.38. Obruk Kaynağı Nisan 2007, Nisan 2008 ve Eylül 2008 dönemi Wilcox ve A.B.D. Tuzluluk diyagramı ...... 129 Şekil 4.39. Obruk Kaynağı’na ait doygunluk indisinin mevsimsel değişimi ...... 131 Şekil 4.40. Obruk Kaynağı için Oksijen-18 – Döteryum ilişkisi ...... 139 Şekil 4.41. Kar örneği ve Adana Meteoroloji İstasyonu’nun Oksijen-18–Yükselti ilişkisi ...... 141 Şekil 4.42. Beslenme, depolama ve akım süreçlerindeki değişimlerin karst kaynaklarına ait hidrografa etkisi ...... 142 Şekil 4.43. Obruk Kaynağı’nın kavramsal modeli ...... 146 Şekil 4.44. Obruk Kaynağı’nın hidrojeolojik yapısı ...... 147

XIII SİMGE VE KISALTMALAR

AGİ : Akım Gözlem İstasyonu CBS : Coğrafi Bilgi Sistemleri GIS : Geographical Information System D : Döteryum IAEA : International Atomic Energy Agency SI : Doygunluk İndisi (Saturation Index) DMİ : Devlet Meteoroloji İşleri Genel Müdürlüğü EC : Elektriksel İletkenlik ETG : Buharlaşma-terleme MTA : Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü 18O : Oksijen-18 pH : H+ iyon aktivitesinin negatif logaritması r, R2 : Korelasyon Katsayısı T : Sıcaklık (˚C) YGİ : Yağış Gözlem İstasyonu WMO : World Meteorological Organization (Dünya meteoroloji Örgütü) α : Kaynak azalma (geri çekilme) katsayısı TDS : Toplam Çözünmüş Madde (ppm) P : Yıllık ortalama yağış L : Sıcaklığa bağlı katsayı

Vd : Akiferde belirli bir t anında boşalan su

Vr : Çekilme dönemi sonunda akiferde kalan su : Vs : Akiferin depolama kapasitesi : SMOW : Standart Ortalama Deniz Suyu

UKAM : Uluslararası Karst Su Kaynakları Uygulama ve Araştırma Merkezi

TSE : Türk Standartları Enstitüsü

XIV 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

1. GİRİŞ

1.1. Çalışmanın Amacı

Yüzey ve yeraltı sularının kayaçlarda bulunan kırık ve çatlakları çözüp genişletmesi sonucunda gelişen yüksek anizotropi ve ileri derecede heterojenite, karstik ortamlarda klasik yeraltısuyu hidroliği yasalarının uygulanmasını oldukça zorlaştırmaktadır. Karstik yeraltısuyu sistemlerinin bulunduğu ortamlarda karst morfolojisi- hidrojeoloji ilişkileri, sistemin hidrodinamik yapısını belirleyen beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım türü ve rejimini kontrol etmektedir. Bu da incelenen karstik sistemlerin hidrojeolojik kavramsal modellerinin tanımlanmasını gerektirmektedir. Söz konusu kavramsal model, sistemin jeolojik yapısı ve bu yapıda yer alan litolojik birimlerin hidrojeolojik özelliklerine bağlı olarak oluşturdukları sınır koşullarının tanımlandığı “fiziksel yapıya ilişkin kısım” ile sistemin beslenme-depolama- dolaşım-boşalım ilişkilerini ortaya koyan “dinamik kısım”dan oluşmaktadır (Aydın ve Ekmekçi, 2005). Bu tez kapsamında, Doğu Torosların batı kesiminde yer alan ve üç boyutlu geometrisi tanımlanabilen, aynı zamanda sınır koşullarının da belirlenmesi imkan dahilinde olabilen Köroğlutepesi kireçtaşı bloklarından boşalan Obruk karst akiferinin hidrojeolojisi incelenmiştir. Yaklaşık 59,95 km2'lik bir alana sahip, bölgedeki en büyük blok olan Köroğlutepesi kireçtaşı bloğu, aktif yerel bir karst akiferi oluşturması nedeniyle, bölgedeki karstlaşmayı ve bu tür bir karst ortamındaki beslenme, depolama, dolaşım ve boşalım ilişkilerini temsil edebilecek niteliklere sahiptir. Bu kapsamda, öncelikle karstik sistemin sınır koşullarının tanımlanması amacıyla jeolojik yapıya ilişkin araştırmalar gerçekleştirilmiştir. Gerçekleştirilen bu tez çalışmasında, sınır koşulları tanımlanabilen güncel karst akiferinde öncelikle bir “hidrojeolojik kavramsal model” çerçevesinde olmak üzere, jeoloji, tektonizma ve morfoloji gibi fiziksel yapılar ile birlikte yağış rejimi,

1 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

süzülme, beslenme, dolaşım ve depolama gibi dinamik özellikler arasındaki ilişkilerin araştırılması amaçlanmıştır. Bu amaca ulaşmada; a. İlk olarak Saimbeyli Obruk karstik kaynağının fiziksel yapısının üç boyutlu tanımlanması, b. Karst akiferinin geçirgenlik-depolama özelliklerini denetleyen tektonik ve morfolojik yapılar ile akiferin hidrodinamik özellikleri arasındaki ilişkilerin tanımlanması, c. Klasik yeraltısuyu hidroliği yasalarına uymayan karst sistemlerinin hidrolik davranışlarına örnek olarak Obruk Kaynağı’nın beslenme rejimine gösterdiği hidrolojik tepkiler değerlendirilerek, karst akiferlerinde yeraltısuyu beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım koşullarının olayın fiziksel anlamı doğrultusunda yorumlanması hedeflenmiştir.

1.2. İnceleme Alanının Tanıtılması

1.2.1. Coğrafik Konum ve Morfoloji

İnceleme alanı Doğu Torosların batı kesiminde ve Adana iline yaklaşık 160 km uzaklıktaki Saimbeyli ile Tufanbeyli ilçeleri arasında yer almaktadır (Şekil 1.1). Adı geçen alan, 1/25 000 ölçekli Elbistan L36 d3, L36 d4, Gaziantep M36 a1 ve Adana M35 b2 paftalarında bulunmaktadır. Tez çalışması kapsamında söz konusu bölgedeki, kuzeydoğu–güneybatı yönünde yaklaşık 22 km ve kuzeybatı–güneydoğu yönünde ise yaklaşık 2,5 km uzanımlı Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi kireçtaşlarından boşalan Obruk Kaynağı aktif karstik bir akifer oluşturması nedeniyle hidrojeolojik olarak incelenmiştir.

2 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

Şekil 1.1. İnceleme alanının yer bulduru haritası

3 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

Bölge kuzeyde Tufanbeyli, doğuda Andırın, kuzeybatıda Develi, batıda Yahyalı ve güneyde Feke ilçeleri ile sınırlı olup oldukça dağlıktır ve yerleşim kuzey- güney uzanımlı vadiler boyunca yer almaktadır. İnceleme konusu olan Obruk Karstik Kaynağı Saimbeyli ilçesinin kuzeyinde olup, ilçe merkezine yaklaşık 3 km’lik bir uzaklıktadır. Oldukça dağlık bir morfolojiye sahip olan çalışma alanı, kuzeydoğu- güneybatı uzanımlı dağlar ile bunların arasında kalan derin vadilerden oluşmaktadır. Bölge, özellikle kuzeyde yüksekliği 2400 m’ye ulaşan dağ sıraları ve güneye gidildikçe de derin vadilerle kazılmış vahşi bir görünüş kazanan zıt bir morfolojiye sahiptir. Sahadaki yükselti ve alçaltılar KD-GB gidişli yapısal elemanlarla kontrol edilmiştir. Bölgenin en yüksek topoğrafyasını oluşturan kireçtaşları özellikle kuzeyde karstik bir morfoloji oluşturmaktadır. Tektonizmanın hâkim olduğu bölge morfolojisinde vadilerin genellikle şeylli ve killi birimlerden oluştuğu, kireçtaşlarının ise yüksek alanlarda yer aldığı gözlemlenmiştir. Bölgedeki belli başlı yükseltiler; Bozoğlan Tepe (2419 m), Burunoluk Tepe (2280 m), Karlık Tepe (2066 m), Çardakoluk Tepe (1683 m), Kaklık Tepe ( 1943 m), Sansarın Tepe (1950 m), Hörç Tepe (1885 m), Sehilgüney Tepe (2292 m), Tozlu Dağ (2130 m) ve Üçkoyak Tepe (1943 m)’dir (EK-1). Kuzey-güney uzanımlı vadilerin yanı sıra bölgedeki çok fazla tektonizmanın belirtilerini yansıtan, başlıca doğu-batı ya da farklı yönde gelişmiş küçük vadiler de bulunmaktadır.

1.2.2. İklim ve Bitki Örtüsü

İnceleme alanı Akdeniz bölgesinde yer almakla birlikte, deniz seviyesinden yüksekte olması nedeniyle bölgede İç Anadolu’nun karasal iklimi hâkimdir. Yani kışları soğuk ve yoğun kar yağışları görülmekte olup, yazları ise serin ve yağışlı geçmektedir. Yıllık ortalama sıcaklık, kış aylarında 4 0C, yaz aylarında ise 220C civarındadır. Bölgedeki hâkim rüzgâr ise kuzey rüzgârlarıdır. Çalışma alanı yoğun bir ormanlık alanla kaplı olmakla birlikte karstik alanlarda bu örtü seyrekleşmektedir. Başlıca bitki örtüsü çam, sedir, köknar ve meşedir. Bunun yanı sıra karstik kütle üzerinde ise boyu iki metreye ulaşan makiler

4 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

bulunmaktadır. Bölgede ayrıca üzüm bağları, kiraz ve ceviz ağacı gibi ekonomik nitelikli bitkisel alanlar da mevcuttur. Ormanlık alan bölgenin neredeyse %70’ inden fazlasını kaplamaktadır.

1.2.3. Ekonomik ve Sosyal Durum

Bölgenin ekonomisi genellikle tarım, hayvancılık ve ormancılığa dayanmaktadır. Ancak bu bölgenin çevre illere uzaklığı, iklimin sert olması nedeniyle ulaşım olanaklarının kısıtlı olması, ekilebilir alanların azlığı ve sanayisinin olmaması ülkenin ekonomik olarak güçsüz bölgelerinden birisi olmasına neden olmuştur.

1.2.4. Ulaşım

İnceleme alanına Adana-Saimbeyli arasındaki asfalt yol ve Saimbeyli-Feke arasındaki çift yönlü ve oldukça dolambaçlı olan yol ile gidilebilmektedir. Diğer bütün alanlara ulaşım stabil ve bozuk yollardan gerçekleşmektedir. Köy yolları ve orman yollarında ulaşım, yılın büyük bir bölümünde hava ve morfolojik koşulların elverişli olmaması nedeniyle güç olmaktadır.

1.3. Karstlaşma Hakkında Genel Bilgiler

1.3.1. Karstlaşmanın Oluşumu

Karst terimi, Slovenya'nın (eski Yugoslavya) İtalyan sınırına yakın ve Trieste körfezinin kuzeydoğusunda yeralan kireçtaşı ile kaplı, belirgin yüzey şekillerine ve hidrojeolojiye sahip bölgeye verilen addan türetilmiştir. Karstlaşma diyajenetik bir olaydır ve belli kayaç gruplarının, özellikle kireçtaşlarının çözünmesini ve buna bağlı olarak oluşan yapıları ifade eden bir terimdir (Sweeting, 1973; Ford ve Williams, 1989). Kireçtaşlarını oluşturan kalsit minerallerinin çözünmesi ve çökelimi genellikle aşağıda

5 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

verilen kimyasal reaksiyonla ifade edilmektedir (James ve Choquette, 1984; Dreybrodt, 1988; Ford ve Williams, 1989; Miller ve Mitchell, 2003):

++ − CaCO3 +H2O+CO2 =Ca +2HCO3 (1.1)

Bu denklemde su içerisindeki CO2 çözünürlüğü kireçtaşlarının çözünürlüğünü kontrol eden en önemli faktördür. CO2 çözünürlüğü sıcaklık tarafından kontrol edilmekte ve sıcaklık arttıkça CO2 çözünürlüğü azalmaktadır (Sweeting, 1973). Çizelge

1.1’de kalsiyum karbonat (CaCO3) çözünürlüğünün artan sıcaklıkla azalışı ve artan CO2 basıncındaki artışı deneysel olarak gösterilmektedir (Hutchinson 1957, Sweeting 1973' den). Bütün yağmur suları küçük miktarlardaki CO2 'i atmosferden absorbe etmekte ve toprak suyu büyük miktarlarda biyolojik kökenli CO2 içermektedir. Hafif asidik yağmur suları kireçtaşlarını çözebilecek özelliktedir. Bu olay yaygın olarak kimyasal bir reaksiyon olarak kabul edilmektedir (White, 1988).

Çizelge 1.1. İki önemli CO2 basıncı için farklı sıcaklıklardaki CaCO3 'ın çözünürlüğü (Sweeting, 1973' den Hutchinson, 1957).

CO2 Basıncı Sıcaklık %0,033 %0,44 0C CaCO3 Çözünürlüğü 0 96 106 CaCO 5 86 94 3

10 75 83 Çö z ü n r lü 15 67 74 20 59 65 ğ ü

25 54 59 29 49 54

1.3.2. Karstik Şekiller

Karstik alanlar kendilerine özgü hidrojeolojik ve jeomorfolojik özelliklere sahiptirler ve bu alanlarda görülen morfolojik şekillerden en yaygın olanları lapya

6 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

(karen), dolin, uvala ve polye, obruklar, mağaralar, travertenler ve düdenlerdir (Şekil 1.2).

Şekil 1.2. Karstik şekiller (http://cografiegitim.blogcu.com, 2010)

Karstik şekillerin birbirine geçiş göstermeleri nedeni ile sınıflandırılmaları zordur. Ancak karstik şekillerin başlıcalarını şöyle tanımlayabiliriz;

Karen veya Lapya: Direk yağış, yüzeysel akış, kanal akışı ve değişik yüzey örtüsü (toprak, kar) altında sızan sular çözünebilir taban kayacının yüzeyinde çok sayıda küçük ölçekli çözünme yapıları oluşturabilir. Bu yapıları Almanlar karren (karen), Fransızlar lapiez (lapya) olarak tanımlamışlardır. Karenler küçük boyutlu (< 10 m) yapılardır, ve genellikle birinden diğerine geçiş gösterirler. Gelişimlerinde ortamsal ve litolojik etkenler önemlidir. Üzerlerinde toprak örtüsünün bulunmadığı çıplak kireçtaşlarının yağış suları tarafından eritilmesi ve aşındırılması veya toprak altında biyolojik

CO2’in yoğun eritme gücü sonucu oluşan oluk şekilli çukurluklarla bunlar arasındaki genellikle keskin görünüşlü sırtçıklardan oluşan mikro karstik şekillerdir.

7 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

Dolin: Karstik arazilerde rastlanan karstlaşma sonucu oluşmuş boyutları bölgenin karstik özelliklerine bağlı olarak değişen, kapalı veya yarı açık çukurluklardır. İngilizcede sinkhole, swallow kelimeleri dolin için kullanılır. Dolinler karstik arazilerin temel oluşum şekilleridir ve her km2’de yaklaşık 100-200 dolin izlenebilir. Yatay düzlemde dairesel veya oval bir görünümde olan dolinlerin derinlikleri, çaplarına oranla genellikle daha küçük olup huni veya silindirik bir yapıda içleri kayalık, toprak veya bitki örtüsü ile kaplıdır. Derinlikleri 2-100 m, çapları 10-1000 m arasında olabilir. Dolinler, baca şeklini alıyorsa pothal’e, düzlemsel olarak uzanım gösterirlerse karst koridorlarına geçiş gösterirler. Eğer içinde akarsu bulunuyorsa bunlar dereceli olarak kör vadiye dönüşür. Boyutları büyüdükçe şekilleri karmaşıktır ve diğer değişik türdeki karstik çukurlar gelişir. Uvala: Karstik bir sahada oluşan dolinler zamanla genişler ve derinleşirler. Bu durumda jeolojik olarak çok kısa bir zaman diliminde dolinleri ayıran kısımlar ortadan kalkar ve dolin çukurları birbirleriyle birleşir ve uvalaları oluşturur. Faylanmalar uvala oluşumunda etkilidir. Genellikle kimyasal çözünme ile oluşan uvalalar farklı farklı etkenler altında gelişir. Uvalalar çoğunlukla 300 m–400 m çapında, 30 m – 40 m derinliğinde tabanları düz, kenarları diktir. Polye: Uvalaların genişlemesi ve birleşmesi sonucunda daha büyük alanlı polyeler ortaya çıkar. Bu bağlamda uvalalar, karbonatlı kayalardan meydana gelmiş yüksek dağlar arasında bulunan geniş düzlük veya ovalardır. Düden (subatan): Dolin, uvala ve polye gibi yüzeyden kapalı havza yada çukurlukların tabanında veya kenarında bulunan ve buralara gelen suları yeraltına drene eden şekillerdir. Su yutan anlamındadır. Yüzeysularının yeraltı suyuna hızlı bir şekilde iletildiği ve yüzeydeki çaplarının derinliklerine göre az olduğu morfolojilerdir. Kaynak (suçıkan, pınar): Mağaralarda veya yeraltı dehlizlerinde toplanan suların hidrostatik basınç altında ve bazen sanki büyük bir akarsu oluşturmak istercesine yüzeye çıktıkları bu kaynaklara da suçıkan adı verilir. Obruk: Karstik arazilerde suların tümü veya bir kısmının yutulması normal kayalardaki yeraltına süzülen sulardan farklı olmaktadır. Yağmursuyu zemin tarafından absorbe edilerek süzülür ve buradaki karbondioksit bozuşan bitkilerle

8 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

reaksiyona uğrayarak hafif bir asidik su oluşur. Bu su yeraltındaki boşluklara kırıklara doğru hareket eder ve yavaşça buradaki kireçtaşını çözer ve bir mağara ve boşluk ağı oluşturur. Kireçtaşı eridiği için çatlaklar ve gözenekler genişler ve hatta daha asidik bir su taşır. İşte obruklar, yeryüzeyi bu aşağıdaki mağaralara doğru çökerse ya da yüzeydeki malzemeler aşağıdaki boşluklara doğru hareket ederse oluşurlar. Yeraltı su seviyesindeki geri çekilme ile sonuçlanan kuraklık, obruk oluşumu için gerekli olan şartları daha elverişli hale getirir. Aynı zamanda bir kuraklık sonrasındaki kuvvetli yağışlar yeryüzünde obruk oluşumu için gerekli olan basıncı sağlar. Bazen insanların yaptığı aktiviteler de obruk oluşumunu tetikler. Örneğin; -Yeraltı suyundaki aşırı geri çekilme -Yüzey suyunu geniş bir alandan başka bir yere çevirmek ve bunu tek bir noktada toplamak. -Yapay olarak oluşturulan yüzey suyu havuzları -Yeni su kuyuları açılması

1.3.3. Karst Hidrojeolojisi Çalışmalarında Morfolojik Analizlerin Önemi

Karst hidrojeolojisi çalışmalarında morfolojik analizlerin önemi Ekmekçi, 1998’e göre, karstik akiferlerin beslenme rejimlerinin tamamıyla beslenme alanında hâkim olan morfolojik yapılara bağlı olmasından kaynaklanmaktadır. Özellikle uzaktan algılama tekniklerinden yararlanılarak karstik yapıların türü, morfolojisi konumu, yoğunluğu ve dağılımı ile ilgili olarak yapılan morfolojik analizlere dayanarak belirli bir doğrulukla, karstlaşma süreçlerinde etkili olan etmenler ortaya konabilmekte ve buradan karstlaşma evrimi konusunda sağlıklı yorumlamalar yapılabilmektedir. Karst teriminin 19. yüzyılın sonlarında ortaya çıktığı dönemlerde yüklenmiş olduğu anlam ile bugün taşıdığı anlam arasında önemli farklar bulunmaktadır. Karst terimi, morfolojik anlamdan bugün kullanıldığı hidrojeolojik anlama doğru evrimleşmiştir. Bugünkü anlamıyla karstik bir alan, kendine özgü hidrolojisi ve morfolojisi ile karstik olmayan alanlardan ayrılmaktadır. Bu özel hidroloji ve morfoloji,

9 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

karstik alanlardaki jeolojik koşulların hidrolojik çevriminin etkisiyle gelişen hidrokimyasal erozyonun sonucunda oluşmaktadırlar. Jeolojik koşullar litostratigrafi ve tektonik tarafından denetlenmektedir. Evaporitler ve karbonatlı kayaçlar gibi doğal suların etkisiyle çözünebilen kayaçlar karstlaşabilen kayaçlardır. Ancak, yüksek çözünürlüğe sahip olmak karstlaşma için yeterli değildir. Karstlaşmayı sağlayan diğer etken tektonizmanın etkisiyle gelişen, ikincil gözenekliliktir. Çözünürlüğü ve birincil gözenekliliği yüksek kayaçların bulunduğu alanlarda karstlaşma ileri derecede gelişemez. Bu tür alanlarda kimyasal korozyon her noktada eşit oranlarda meydana geleceğinden tercihli akım yollarının oluşması çok daha düşük bir olasılıktır. Karstlaşma, tercihli akım yollarının gelişmesini sağlayan anizotropiyi oluşturan ikincil gözenekliliğin iyi derecede gelişmesine bağlıdır. İkincil gözenekliliği oluşturan kırık ve çatlaklar, doğal suların etkisiyle genişlemeye başlar ve giderek tercihli yeraltı akım yollarını, erime kanalları ve mağaralar ve yeraltı nehirlerini oluştururlar. Bu şekilde yüzey suları hızlı bir şekilde yeraltına doğru süzülür ve hidrolojik havzada yüzey drenajından çok, yeraltı drenajı baskın duruma geçer. Buradan anlaşılabileceği gibi, yüzey ve yeraltı karst morfoloji yapıları, karstik havzalarda hidrolojik rejimi denetlemektedir. Yeraltı drenajının, baskın hale gelmesi, havzanın, kurak bir görünüm kazanmasına neden olmaktadır. Bu nedenle, kuraklık, karstik havzaların özellikleri arasındadır. Şekil 1.3’de verilen şema, morfolojinin karstlaşma süreçleri içindeki yerini göstermektedir. Bu aşamadan sonra, karstlaşma süreçlerinde etkili olan faktörlerin daha iyi anlaşılabilmesi için karstik alanlar ile karstik olmayan alanların hidrojeolojik açıdan farklarının kısaca ortaya konması büyük yararlar sağlayacaktır. Görüldüğü gibi karst terimi, morfolojik anlamını aşmış, hidrojeolojik bir anlam taşımıştır. Bu nedenle karstik alanın, akifer ile birlikte tanımlanması gerekmektedir. Karstik bir akifer, akımın büyük bir kısmının, kimyasal çözünme sonucunda genişlemiş eklemler, faylar, katmanlanma düzlemleri, gözenekler, boşluklar, kanallar ve mağaralarda oluştuğu akifer olarak tanımlanmaktadır. Bir karstik akiferi karstik olmayan akiferlerden ayıran özellikler Çizelge 1.2’de verilmiştir. Görüldüğü gibi bu özelliklerden etkin gözeneklilik, anizotropi, heterojenlik,

10 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

beslenme rejimi gibi özellikler doğrudan akım türü; akım hızı, depolama gibi özellikler ise dolaylı olarak morfolojik yapı ile ilişkilidir.

Şekil 1.3. Karstlaşmada etkili olan faktörler ve birbirleri ile olan ilişkileri (Ekmekçi, 1998)

11 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

Çizelge 1.2. Farklı türdeki akiferlerin gösterdiği özellikler (Smart ve Hobbes, 1986’dan uyarlanmıştır)

Özellik Taneli Akifer Kırıklı - Çatlaklı Akifer Karstik Akifer

Etkin Başlıca birincil Başlıca ikincil Başlıca üçüncül Gözeneklilik

İzotrop-çoğunlukla orta Yüksek derecede İzotropi Genelde izotrop derecede anizotrop anizotrop

Genelde Homojenlik Görece daha heterojen Tamamen heterojen homojen

Hızlıca ve türbülanslı olmaya Çok hızlı ve Akım Yavaş ve laminer yatkın türbülanslı

Akımın uyduğu Darcy çoğu durumda Genelde Darcy Darcy geçersiz yasa geçersiz

Doygun ve doygun Depolama Doygun bölgede Doygun bölgede olmayan bölgelerde

Genelde alansal Tümüyle alansaldan Beslenme Alansal, (yaygın) yerel olarak noktasal tümüyle noktasala kadar

Yükün zamanla Minimum Orta derecede Yüksek değişimi

Su kalitesinin Orta derecede- zamanla Minimum Minimum-orta derecede yüksek değişimi

1.3.4. Morfolojik İndikatörlerin Karstlaşma Evriminin Belirlenmesindeki Yeri

Karstik bir alanın en belirgin özelliklerinin başında, drenaj türü gelmektedir. İyi gelişmiş, karstik bir sistemde drenaj, yeraltında gelişmiş yapılar yoluyla gerçekleşir. Yüzey drenajı hemen hemen hiç bulunmaz. Yüzeydeki küçük kapalı havzalar oluşturan çökme yapıları yeraltı drenajının göstergesidirler. Buna karşın, yüzey drenajı da, iyi

12 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

gelişmemiş veya karstik olmayan sistemlerin göstergeleridir. Dolayısıyla, havzanın drenajının hangi tür yapılarla (yüzey, yeraltı, veya her ikisinin karışımı) sağlandığı havzadaki, karstlaşma derecesiyle ilişkilendirilebilir. Ancak yüzey drenajı, karşılaşmanın başlangıç evresinde baskın drenaj türü olabildiği gibi, karstlaşmanın son evresinde de baskın hale gelebilmektedir (Ekmekçi, 1998). Cvijic (1918), dolin ve uvalaların evrimi ile ilgili olarak verdiği modelde, karstlaşmanın derinlere doğru, geliştiğini ve bu gelişmenin karstlaşmanın duracağı bir seviyeye kadar sürebileceğini ileri sürmüştür (Ford ve Williams, 1989). Modele göre birinci aşama, karbonatlı kayaçların hâkim bir istif oluşturduğu ve geçirimsiz kayaçların derinde bulunduğu koşulları temsil etmektedir. Bununla birlikte, karstlaşma henüz gelişememiş ve havza yüzey drenajına sahiptir. Alanda yüzeysel karstik yapılar bulunmamaktadır. Bu aşamada karstlaşma çok zayıftır. Bundan sonraki aşamalarda kimyasal ve fiziksel süreç geçirimliliğin derinlere doğru artmasına neden olmaktadır. Karstlaşma olarak adlandırılan bu süreçler, tabanda bulunan geçirimsiz birimler karstlaşana kadar devam eder. Bu aşamalar sırasında yüzeyde dolin, uvala gibi kapalı çökme yapıları oluşur ve yüzey drenajı yerini yeraltı drenajına bırakır. Bu aşamalar, karstın iyi gelişmiş olduğu, olgun karst aşamalarıdır. Son aşama ise karstlaşmanın temeldeki geçirimsiz litolojiye kadar ilerleyip daha fazla derine inemediği, böylece yeraltı drenajının yavaşlayıp yerini yeniden yüzey drenajına bıraktığı son evreyi temsil etmektedir. Bu aşamada, karstlaşma sona ermiştir. Bu aşama öncesinde, yüzeyde bulunan ve yeraltı drenajının girdi yapılarını oluşturan, morfolojik yapılar yavaş yavaş yüzey drenajı unsurları (akarsu kolları, dereler) tarafından kapılarak açık vadilere dönüşmektedirler. Yağışlı dönemlerde göl halinde, kurak dönemlerde ise dağlar arasında kuru düzlükler oluşturan dolin ve uvalalar, yeraltı drenajının yavaşladığı son aşama öncesinde sürekli göl ve bataklıklar haline dönüşmektedirler. Ancak, bu tür yapıların yerel karstlaşma tabanı olarak adlandırılabilecek yerel geçirimsiz birimlerin varlığı ile de oluşabileceği dikkate alınmalı, araştırmalar buna göre yönlendirilmelidir. Uzaktan algılama teknikleri ile gerek su içeren kapalı çökme yapıları, gerekse akarsu, kolları ve dereler tarafından kapılmış veya kapılmak üzere olan çökme yapıları kolaylıkla ayırt edilebilmektedir (Ekmekçi, 1998).

13 1. GİRİŞ Nilda YALÇIN

14 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR

Çalışma alanının jeolojik açıdan ilginç olmasının yanında bir o kadar da karmaşık bir yapı sunması, çok sayıda yerli ve yabancı jeolog ve madencinin bu bölgede çalışma yapmasına neden olmuştur. Alp Orojenik Kuşağı’nın Türkiye’deki önemli bir kolu olan Toros Dağları günümüze kadar bir çok araştırmacı tarafından incelenmesine rağmen oldukça yoğun drenaj ağına sahip olan bölgede daha önceden herhangi bir hidrojeolojik araştırma yapılmamıştır. 19. yy’ın 2. yarısından itibaren bölgede süregelen jeolojik çalışmalar, özellikle 1935 yılında MTA enstitüsünün kurulmasıyla bilimsel alanda yoğunlaşmış ve bölgenin sorunlarına yönelik değerli çalışmalar ortaya konulmaya başlanmıştır. Daha önceleri ise Tchihatcheff, 1866- 1869 yıllarında bölgede yaptığı incelemelerde Devoniyen ve Karbonifer birimlerinin varlığını ortaya çıkarmış, 1911-1912 yıllarında Broilli, 1916 yılında Frech Paleozoyik birimlerde bilimsel incelemelerde bulunmuşlardır. Obruk Karstik Kaynağı ve yakın dolayı ve de tez konusuyla ilgili değişik araştırmacılar tarafından gerçekleştirilmiş çalışmalara ilişkin bilgi aşağıda verilmiştir.

2.1. Jeolojik Çalışmalar

Blumenthall (1941-1944), Doğu Torosları coğrafik, stratigrafik ve tektonik özelliklerine göre farklı bölümlere ayırmış, Devoniyen, Permo-Karbonifer, Eosen ve Miyosen formasyonların varlığından sözetmiştir. Demirtaşlı (1967), Pınarbaşı-Sarız-Tufanbeyli dolaylarında litostratigrafik ve petrol incelemelerine yönelik olarak, bölgede Paleozoyik ve Mesozoyik birimleri ayırt etmiş ayrıca Ordovisiyen ve Silüriyen ile Triyas ve Jura-Kretase yaşlı birimler arasında uyumsuzluklar belirtmişlerdir. Özgül (1976), ‘Torosların bazı temel jeolojik özellikleri’ adlı makalesinde Toros Kuşağı’nda Kambriyen-Tersiyer aralığında çökelmiş kaya birimlerini stratigrafi, metamorfizma, kapsadıkları kaya birimleri ve günümüzdeki yapısal konumlarına göre, Bolkardağı Birliği, Aladağ Birliği, Geyikdağı Birliği, Alanya

15 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

Birliği, Bozkır Birliği ve Antalya Birliği şeklinde birliklere ayırmış ve bunların tektonik ilişkilerini ortaya koymuştur. Metin ve ark. (1982), Tufanbeyli-Sarız-Saimbeyli arasında kalan bölgenin kaya birimlerini ayırtlayıp, jeoloji ve kırık haritasını çıkarmışlardır. Tutkun (1984), Saimbeyli civarında yaptığı çalışmada, bölgenin kaya stratigrafi birimlerinin türü, fosil içerikleri ve stratigrafik ilişkilerinin yanı sıra tektonik özelliklerini ortaya koymuştur. Metin ve ark. (1986a), Doğu Torosların batı kesimde kalan oldukça geniş bir alanın jeolojisini ortaya koymaya yönelik çalışmada, magmatik, metamorfik ve sedimanter kaya topluluğunun yeraldığı ve bunların jeolojik ve yapısal özelliklerine göre 4 ana topluluğa ayrıldığını belirtmişlerdir. Göksu fayının doğusunda, Göksun Metamorfitleri, güneydoğusunda Andırın Karmaşığı, Göksu fayının güneybatısında ise Toros otokton istifi ve bu istifi B-KB’ dan çevreleyen allokton ofiyolitli Kireçlikyayla Karmaşığı şeklinde, bu toplulukları isimlendirmişlerdir. Metin ve ark. (1986b), Elbistan-İ22 Paftası adı altında 1/100.000 ölçekli açınsama nitelikli MTA Türkiye Jeoloji Haritaları Serisi projesi kapsamında çalışmalar yapmışlardır. Varol ve ark. (1986), Sarız–Tufanbeyli otokton istifinin Mesozoyik litostratigrafisi ve litofasiyes özelliklerini incelemişler ve Doğu Toroslar Otoktonunun Geyikdağı Birliği’nde Orta-Üst Triyas’ın varlığını ortaya koymuşlardır. Varol (1992), Doğu Toroslar Geyikdağı Birliği’nde Orta Devoniyen (Şafaktepe fm.) dolomitlerinin petrografisi ve kökenini (Tufanbeyli-Saimbeyli) araştırmıştır. Aziz ve ark. (1979, 1982), Kozlu ve ark.(1990) ile Atabey (1993) çalışmasında yan-pelajik ve pelajik istiflerle temsil edilen ve Kampaniyen-Alt Eosen yaş aralığında kabul edilen Akdere formasyonunun yaşı bu çalışmada Üst Kampaniyen-Mestriştiyen ile sınırlandırılmış olup, Paleosen-Alt Eosen yaşlı olan bölümü de Abdalpınar formasyonu adıyla ilk defa tanımlanmıştır. Ayrıca Önceki çalışmalarda tek formasyon altında tanımlanan yöredeki Üst Triyas ve Liyas yaşlı kayalar, bu çalışmada ayırtlanarak ilk defa ayrı adla tanımlanmıştır. Demirel ve Kozlu (1997), Doğu Toroslardaki, 6 farklı kesitten derlenen yüzey örneklerinde bölgesel gömülme, termal olgunluk değişimleri ve kaynak kaya

16 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

özelliklerini çalışmışlardır. Bölgedeki Alt Paleozoyik kayalarının gömülme derinliğini ve zayıf organik materyal içeriklerini araştırmışlar dolayısıyla daha ziyade Üst Paleozoyik kayalarını tercih etmişlerdir. Yapılan çalışmada, Alt Devoniyen yaşlı Ayıtepesi formasyonu haricindeki Üst Paleozoyik birimlerin TOC (toplam organik karbon) içeriklerinin % 0.5’ ten fazla olduğunu ortaya koymuşlardır. Orta Devoniyen yaşlı Şafaktepe formasyonunun daha ziyade karasal organik materyal (Tip III) içeriğine karşın, Gümüşali, Ziyarettepe ve Yığılı Tepe formasyonlarının hem karasal hem de denizel organik materyal (Tip II ve III) içerdiklerini saptamışlardır. Bu haliyle Ayıtepesi ve Şafaktepe formasyonunun gaz, Gümüşali, Ziyarettepe ve Yığılıtepe formasyonlarının şeyl ve kireçtaşlarının, hem gaz hem petrol potansiyelini ortaya koymuş ve bölgedeki Üst Paleozoyik birimlerin ısısal olgunluk ve kaynak kaya olabilirliklerindeki değişimin, büyük oranda gömülme derinliği ile alakalı olduğunu saptamışlardır. Bozkaya ve Yalçın (1998), Tufanbeyli, Saimbeyli, Feke, Göksun ilçeleri dolaylarında oldukça geniş bir arazide gerçekleştirdikleri incelemelerde, bölgede yeralan Geyikdağı Birliğine ait Paleozoyik yaşlı otokton kayaları ile bunları KD-GB yönünde, doğu ve batıdan kuşatan allokton birimlerin jeolojik incelemelerini yapmışlardır. Otokton istif içerisinde yeralan sedimenter istifin metamorfik ve minerolojik özelliklerinin ele alındığı çalışmada, diyajenez-metamorfizma geçişinin Ordovisiyen’in üst kesimlerine karşılık geldiği ve genç birimlere doğru illit kristalinite derecesinin tedrici olarak azaldığı vurgulanmıştır. Ordovisiyen-Silüriyen yaşlı birimlerin antrasit; Devoniyen- Triyas yaşlı birimlerin ise bitümlü kömür evresini temsil eden olgunlaşma derecesine sahip olduğu ve sonuç olarak minerolojik ve petrografik verilerin Doğu Toros Otoktonunun tipik bir sedimanter gömülme sonucu metamorfizma gösterdiğini ortaya koymuşlardır. Göncüoğlu ve Kozlu (2000), Türkiye güneyi ve etrafındaki bölgelerde, jeolojik verilerle Gondvana kıtası kuzeybatısının, Erken Paleozoyik dönemdeki evrimini ortaya koymaya yönelik çalışmalarında, İnfra Kambriyen ve Geç Kambriyeni takiben, Alt Kambriyen döneminde, Panafrican rift fazının oluştuğu, Orta Kambriyen-Ordovisiyen döneminde kuzeye bakan kenar ve yamacın geliştiğini öne sürmüşleridir. Torosların güney kesiminde Geç Ordovisiyen-Erken Silüriyen

17 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

döneminde periglacial çökel gelişimi ve deniz seviyesi değişimlerinin olduğunu ve Orta-Geç Silüriyen’de güney Toroslarda deniz seviyesinin ani yükselişi ile kırıntılı ve karbonat gelişimi oluşurken kuzey Toros kesiminde kıta yamacı ve okyanus tabanı basen çökellerinin yanı sıra okyanus ortası sırt volkanikleri gelişiminin gerçekleştiğini belirtmektedirler. Robertson (2000), Türkiye güneyinin Mesozoyik ve Tersiyer dönemi tektonik evrimini açıklamaya yönelik çalışmasında, Torosları, en batıda Likya Napları, Neotetis kuzeyinde yer alan Beyşehir-Hoyran-Hadim napları ve en doğuda Likya naplarından farklı bir yerleşime sahip, Adana civarındaki ofiyolit ve ofiyolitik melanjlar şeklinde 3 segmente ayırmıştır. Neotetisin kuzey kolunun evrimini açıklamaya yönelik teorik modellerin yeraldığı çalışmada, Neotetis Güney kolunun, Geç Permiyen-Erken Triyas döneminde riftleştiği, Orta ve Geç Triyas’ta okyanus mertebesine ulaştığı ifade edilmiştir. Bu okyanusal basenin, Mesozoyik süresince pasif kenarlara sahip olduğu, Geç Kretase’de, basenin kuzey kenarının duraylılığının kaybolduğu, asıl kapanımın ise Erken Tersiyer’e değin gerçekleşmediği belirtilmiştir. Mesozoyik süresince Isparta açısının bulunduğu yerde bir okyanus girintisinin, Toros platformunu doğuda, Orta Toros, batıda ise Beydağları şeklinde ayırdığı ortaya konmuştur. Hoyran-Beyşehir- Hadim napları ve Likya naplarının Güney Toros platformu kuzeyinde yeralan bir okyanusun, allokton birimleri olduğu, ayrıca Neotetis güney kolunun halen aktif olan, günümüzdeki konumunu ve bu okyanusun Triyas’taki açılımına dair modelleri tartışılmıştır. Özgül ve Kozlu (2002), Doğu Torosların batı kesiminde, Kozan-Feke- Mansurlu bölgelerini kapsayan geniş bir alanda gerçekleştirdikleri çalışmada, daha önceden Orta Toroslarda tanımlanmış, Geyikdağı, Bozkır ve Aladağ Birliği dışında, ilk kez Görbiyes Dağı isminde bir birlik tanımlamışlardır. Ayrıca Kambriyen-Erken Tersiyer aralığında birimler kapsayan Geyikdağı Birliği’nin, kendi içinde dilimlenmiş (Feke ve Mansurlu dilimi) yapısının olduğunu belirtmişlerdir. İlk kez bu çalışmada ortaya konan Görbiyes Dağı Birliği’nin ise Jura-Geç Kretase aralığını temsil eden karbonatlı ve üstte çökel ilişkili olarak, olistostromal Senoniyen yaşlı kırıntılı birimlerden oluştuğunu belirtmişlerdir. Ayrıca yazarlar yine bu

18 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

çalışmalarında Alt Silüriyen dönemini karakterize eden kırıntılı çökellerin, buzul ortamında oluşmuş olabileceğini ortaya koymuşlardır. Usta ve ark. (2004), Kozan–Tufanbeyli (Adana) arasındaki yapısal birimlerin jeolojik özelliklerini “Doğu Torosların Jeodinamik Evrimi” projesi adı altında araştırmışlar ve bölgenin 1/25 000 ölçekli jeolojik haritalarını revize etmişlerdir. Yılmaz, (2004), “Doğu Torosların Mansurlu-Saimbeyli kesiminin(Adana) jeolojisi ve tektonik özellikleri” isimli çalışmasında Doğu Torosların batı kesimindeki Saimbeyli ve civarının ayrıntılı jeolojik haritalarını hazırlayarak, saha çalışmalarından derlenen sistemli ve yönlü örneklerle paleontolojik, petrografik ve mikrotektonik incelemeler gerçekleştirmiştir.

2.2. Hidrojeolojik Çalışmalar

Atkinson (1977), Mendip Hill bölgesinde (İngiltere) yaptığı çalışmada kaynak akım hidrografları ve kemografları ile boya izleme deneyi sonucunda yeraltısuyu akımının, kanal akım (conduit flow) ve yaygın akım (diffuse flow) bileşenlerinden oluştuğu belirtilmektedir. Ayrıca yapılan çalışma, kaynak akım hidrograflarından itibaren akifer parametrelerinin belirlenmesine yönelik çalışmaları içermektedir. Eroskay ve Günay (1979), Türkiye’deki karst bölgelerinin hidrojeolojik özelliklerini belirlemişler ve tekto-jenetik sınıflamasını yapmışlardır. Türkiye’yi 4 büyük karstik bölgesine ayırmışlardır. Worthington (1991), karst hidrojeolojisi ile ilgili yaptığı çalışmada, sınır koşullarının kaynak boşalımları ve kimyası açısından değerlendirilmesi ve karstik ortamlardaki yeraltısuyu akımı konularını ayrıntılı olarak irdelemiştir. Samani ve Ebrahimi (1996), kaynak akım hidrografını karst akifer sistemlerinin hidrojeolojik evrimi açısında değerlendirmişlerdir. Yaptıkları çalışmada, kaynak çekilme analizi için önerilen Mangin ve Coutagne eşitliklerinin yanı sıra kendi önerdikleri eşitliği kullanmışlardı. Her üç yöntem ile kaynak hidrografının hızlı ve taban akım bileşenlerine ait azalma katsayılarını ve çekilme dönemi süresince akiferden boşalan su miktarını hesaplayarak hidrojeolojik açıdan değerlendirmişlerdir.

19 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

Denizman (1998), Suwannee (Florida - Amerika) havzasındaki karstlaşma evrimini belirlediği çalışması, karstik çöküntü yapılarının morfometrik ve alansal dağılımını, bu yapıların oluşumunu etkileyen faktörleri ve evrimini içermektedir. Gabrovsek ve Dreybrodt (2001), yaptıkları çalışmada, karst akiferlerinin iki boyutta (uzunluk ve derinlik) evriminin modellenebileceğini ileri sürmüşlerdir. Söz konusu çalışmada, başlangıç durumunda akiferin masif olduğu, üzerinde eşit dağılmış çok küçük açıklığa sahip kırıkların bulunduğu ve belli bir hidrolik iletkenlik değerine sahip olduğu varsayılmıştır. Sınır koşulları bilinen akiferin başlangıç koşullarındaki su seviyesi hesaplanmış ve bir zaman adımı boyunca su tablasının altında kalan tüm kırıkların çözünerek genişleme miktarı doğrusal olmayan kireçtaşı çözünme kinetiği ile açıklanmaya çalışılmıştır. Martin ve Screaton (2001), Florida (Amerika) akiferinde, kanallarda (conduit) ve matrikslerde (matrix) bulunan yeraltısuları arasındaki değişimleri inceledikleri çalışmalarında, söz konusu akiferin matriks porozitesinin çok yüksek olduğu belirtilmektedir. Ayrıca kanallarda ve matrikslerde bulunan yeraltısuları arasındaki değişimin miktar ve kalite açısından çok önemli olduğu belirtilmektedir. Amit ve ark. (2002), gözenekli, kınklı - çatlaklı ve karstik ortamlara ait çekilme eğrilerinin, söz konusu ortamlara ait depolama ve iletimlilik gibi akifer parametreleri ile ortamın geometrik özellikleri hakkında bilgi içerdiğini belirtmektedir. Ayrıca kaynak azalma analizinde büyük azalma katsayısı, akım hidrografının hızlı akım bileşenini ve büyük iletimlilik ve küçük depolama katsayılarını ifade etmektedir. Küçük azalma katsayısı ise taban akım bileşenini ve küçük iletimlilik ve büyük depolama katsayılarını temsil ettiğini belirtmektedir. White (2002), tarafından yapılan çalışmada, karst akiferlerinin beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım bileşenlerinden oluşan kavramsal modeli ayrıntılı olarak incelenmiştir. Dewandel ve ark. (2003), kaynak çekilme eğrilerinin analizi ile akifer kalınlığının evrimini inceledikleri çalışmalarında, farklı araştırmacıların kaynak çekilme analizlerini irdelemişlerdir. Yaptıkları çalışmada, kaynak boşalım ağzının altında kalan akifer kalınlığı çok büyük ise akım hidrografı exponansiyel bir çekilme sergileyecek ve Maillet eşitliği ile bu hidrografların analizinin yapılabileceği belirtilmektedir.

20 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

Ekmekçi (2003), Ülkemiz de karstlaşmayı kontrol eden beş ana faktör olduğunu belirtmektedir. Bunlar; karbonat kayacının litolojisi, kalınlığı, etkisi altında kaldığı tektonik rejim, enerji gradyanı ve erozyon tabanıdır. Bu faktörleri göz önüne alarak Türkiye'de genel anlamda iki çeşit karstlaşmanın olduğu söylenebilir. Bunlardan ilki karstlaşmaya başladığından beri hiç kesintiye uğramadan karstlaşan evrimsel (evolutionary) karst, diğeri ise kesintiye uğrayarak karstlaşan ancak daha sonra yeniden gençleşen/faaliyete geçen (rejuvenated) karst'tır. Türkiye'yi karstlaşmanın kendi içinde benzer olduğu 13 adet karst zonuna ayırmıştır. Ekmekçi ve ark. (2003), tarafından yapılan çalışma, Tacin (Bünyan-Kayseri) karst kaynağının hidrodinamik özelliklerinin belirlenmesini kapsamaktadır. Kaynak akımlarının 1965-1998 yılları arasındaki hidrograflarını incelemişlerdir. Kaynak akımlarında gözlenen yüksek akım varyans katsayısı, akiferin iyi derecede karstlaşmış olduğu yönünde değerlendirilmiştir. Çalışmada kaynak akımları ile oluşturulan kaynak çekilme analizleri sonucunda azalma katsayısının farklı seviye- depolama koşulları altında farklı değerler aldığı belirlenmiştir. Ayrıca çekilme eğrisi analizinde ardışık yıllara ait dinamik hacimler arasında kalan fark beslenme rejimi açısından değerlendirilmiştir. Çalışma sonucunda Tacin akiferinin ileri derecede heterojen ve anizotropik bir yapıya sahip olduğu belirlenmiştir. Screaton ve ark. (2004), Florida (Amerika) serbest akiferinde, kanal özellikleri ve karstlaşma konulu çalışmasında, karst sistemlerindeki kanallar ve matrikslerde bulunan yeraltısuları arasındaki değişimin, su kimyası, karstlaşma miktarı ve su kalitesi üzerindeki etkisinin çok önemli olduğu belirtilmektedir. Çalışmada, karstik kanallardaki su seviyesinin yüksek olduğu dönemlerde kanallardan matrikslere doğru, düşük olduğu dönemlerde ise matrikslerden kanallara doğru bir yeraltısuyu akımı olduğu belirtilmektedir. Ayrıca kaynak sularının fiziksel ve kimyasal özelliklerinin söz konusu değişimin açıklanması açısından doğal izleyici olarak kullanılabileceğine değinmektedir. Aydın (2005), “Harmanköy-Beyyayla (Bilecik) Karst Sisteminin Morfoloji– Hidrojeoloji ilişkileri Açısından İncelenmesi” adlı doktora tezi çalışmasında sınır koşulları belirlenebilen karstik akiferin 3 boyutlu geometrisini çıkararak kütlenin

21 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

jeolojik, hidrolojik, hidrojeolojik, hidrodinamik ve paleohidrolojik yapısının aydınlatılmasına yönelik çalışmalar yapmıştır. Ekmekçi (2005), tarafından yapılan çalışmada, litolojinin türü, kalınlığı ve yapısal unsurları karstlaşmanın gelişiminde etkili olan önemli faktörler olmakla birlikte karstlaşma daha çok kimyasal erozyonu sağlayan yeraltısuyu akışını denetleyen enerji gradyanının kaynağına ve karstlaşma derinliğini denetleyen erozyon tabanının türü ve derinliğine bağlı olduğu belirtilmektedir. Söz konusu çalışmada, tektonik gelişim ile iklimsel değişimler, karstlaşmayı denetleyen temel süreçler olarak ortaya çıkmaktadır. Diğer taraftan karstlaşma, karbonatlı kayaçların atmosferle temas halinde olmayı gerektiği başka bir deyişle, karstlaşma, karbonatlı kayacın hidrolojik çevrim içinde bulunmasının gerektiği belirtilmektedir. Ayrıca karstlaşma evrimi ile tektonik evrim ve eşzamanlı paleocoğrafik gelişim arasında belirli bir uyumun söz konusu olabileceği vurgulanmaktadır. Ekmekçi ve ark. (2005), tarafından yapılan çalışma, “Karst Sistemlerini Paleohidrolojik Kayıt Arşivleri Olarak Değerlendirme Olanaklarının Araştırılması: Harmanköy – Beyyayla (Bilecik) Karst Sisteminin Paleohidrolojisinin İncelenmesi” konulu projenin final raporunu kapsamaktadır. Söz konusu çalışma, Harmanköy- Beyyayla Karstik Sistemin jeolojik, hidrolojik, hidrojeolojik, hidrodinamik ve paleohidrolojik yapısının aydınlatılmasına yönelik Nisan 2003 – Eylül 2004 tarihleri arasında yapılan ofis ve arazi çalışmaları ile elde edilen bulguları ve sistemin evrimini kapsamaktadır. Kovacs ve ark. (2005), kaynak hidrograf analizleri ile karst akiferlerinin karakterize edilmesi konulu çalışmalarında, kaynak azalma katsayısının akiferin geometrik ve hidrolik parametrelerinin yanı sıra akifer içindeki kanal iletimlilik katsayısı ve kanal frekansını temsil ettiği belirtilmektedir. Kanal iletimlilik katsayısı ve kanal frekansını dikkate alan yazarlar, karstik ortamlardaki akım rejimini iki gruba ayırmaktadır. Birinci grup, kanal etkili akım rejimi (conduit - influenced flow regime) olup kanal iletimlilik katsayısının küçük, frekans sayısının büyük ve heterojenitenin küçük olduğu genç karstik sistemlerdeki (early karst system) yeraltısuyu akımını ifade etmektedir. Bu ortamlarda meydana gelen yeraltısuyu akımı, gözenekli ortamlarda meydana gelen yeraltısuyu akımına benzeştirilebileceği

22 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

ve farklı bir azalma katsayısı ile sistemin temsil edilmesi gerektiği belirtilmektedir. İkinci grup akım rejimi, kanal iletimlilik katsayısının büyük, frekans sayısının küçük ve heterojenitenin oldukça büyük olduğu olgun karstik sistemlerdeki (mature system) yeraltısuyu akımını ifade etmekte olup matriks kontrollü akım rejimi (matrix- restrained flow regime) olarak adlandırılmaktadırlar. Bu ortamlarda meydana gelen yeraltısuyu akımının, tümsel yaklaşım modelleri ile çözülebileceği belirtilmektedir.

23 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Nilda YALÇIN

24 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

3. MATERYAL VE METOD

3.1. Materyal

Sistem yaklaşımı'na göre tanımlanan karstik kütleye ait eldeki verilerle, bu çalışma sonucunda elde edilen verilerin, sistemin bir "kara kutu”' modelinden fiziksel parametrelerin daha yoğun olarak yer aldığı fiziksel, mümkünse de matematiksel model kullanılarak tanımlanması bu çalışmaya yön veren temel çatıyı oluşturmuştur. Bu yaklaşım, karst akiferlerinin fiziksel özelliklerine bağlı olarak hidrodinamik davranışlarının açıklanmasında önemlidir. Adana’nın Saimbeyli ilçesindeki Obruk Şelalesi karstik akiferinin boşaldığı yaklaşık 59,95 km2'lik bir alana sahip, bölgedeki en büyük blok olan Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi kireçtaşı bloğu, çalışma alanında aktif yerel bir karst akiferi olma özelliğindedir. Bu nedenle de, bölgedeki karstlaşmayı ve bu tür bir karst ortamındaki beslenme, depolama, dolaşım ve boşalım ilişkilerini temsil edebilecek niteliklere sahiptir. Bu kapsamda, öncelikle karstik sistemin sınır koşullarının tanımlanması amacıyla jeolojik yapıya ilişkin araştırmalar gerçekleştirilmiş ve öncelikle bölgenin 1/100 000 ve 1/25 000 ölçekli topoğrafik ve jeolojik haritalarından faydalanılmıştır. MTA Genel Müdürlüğü’nden çalışma alanına ait sayısallaştırılmış topoğrafik ve jeolojik haritalar satın alınmıştır. Köroğlutepesi kireçtaşının bugünkü konumunu tanımlamada ArcGIS 9.3 (ArcMap ESRI, 2009) programı kullanılarak Coğrafi Bilgi Sistemleri (CBS − GIS)’nden faydalanılmıştır. Karstik kütlenin fiziksel-yapısal özelliklerinin belirlenmesinde öncelikle arazi çalışmalarında yapılan yerinde kırık-çatlak ve morfolojik ölçüm ve analizlerinde Brunton pusulası, jeolog çekici, lup, 30 cm’lik cetvel ve Garmin marka GPS gibi materyaller, sonrasında da arazinin uydu görüntüleri birlikte kullanılmıştır. İnceleme alanının hidrodinamik yapısının ortaya konulmasında, jeolojik ve morfolojik çalışmaların yanı sıra yağış rejimi, süzülme, beslenme, dolaşım ve depolama gibi dinamik özelliklerinin belirlenmesine yönelik olarak, çalışma alanında 18 ay süresince maksimum aylık aralıklarda yerinde (in-situ) ölçüm ve örnekleme ile laboratuvar analizleri yapılmıştır. Su örneklerinin, pH, sıcaklık, EC (elektriksel

25 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

iletkenlik) değerleri yerinde ölçülmüştür. Bu kapsamda; Hanna marka ECmetre, Thermo marka pHmetre ve termometre ile akım ölçmek amaçlı muline kullanılmıştır. = – ++ ++ + + Kaynak suyunun majör anyon (SO4 ve Cl ) ve katyonlarının (Ca , Mg , Na , K ) belirlenmesi için alınan su numuneleri laboratuvarda analiz edilmiştir. Bu amaçla titrasyon, AAS (Atomic Absorption Spectrometer), ICP (Inductively Coupled Plasma) ve spektrofotometre aletlerinden faydalanılmıştır. Mineral doygunluk indislerinin (SI) belirlenmesi amacıyla Plummer ve ark. (1976) tarafından WATEQ4F adı ile hazırlanan bilgisayar programı kullanılmıştır.

3.1.1. Bölgesel Jeoloji

İnceleme alanı, Alpin-Himalaya Orojenik Kuşağı'nın kilit noktalarından birini oluşturan ve Türkiye güneyini çevreleyen Toroslar’da yeralmaktadır. İncelemenin yapıldığı Saimbeyli (Adana) bölgesinde yeralan birimler, jeolojik ve tektonik özellikleri açısından Geyikdağı Birliği’ne (Özgül, 1976) girmektedir. Coğrafik olarak ise Doğu Torosların batı kesiminde, Ecemiş ve Doğu Anadolu Fay kuşakları arasındaki önemli bir bölgede yeralmaktadır. Bölgede Prekambriyen, Paleozoyik, Mesozoyik ve Senozoyik Üst Sistemlerine ait kırıntılı ve karbonatlı birimlerin mostra verdiği gözlenmektedir. Karmaşık jeolojik yapısıyla dikkat çeken Toroslar’da yapılan çalışmalarda, farklı ortam ve koşulları yansıtan litolojik yapısı dolayısıyla, coğrafik ve jeolojik sınıflandırmalar, bölgenin anlaşılabilirliği adına ilk yapılan uygulamaların başında gelmektedir. Çünkü, bu kuşakta yeralan litolojilerin yüzlerce kilometrelik devamlılık göstermesi bunu gerektirmektedir. Toroslar’da, ayırtman stratigrafik özellikleri ve kapsadıkları kaya birimleri olarak, birbirinden farklı havza koşullarını yansıtan toplulukların bulunduğu ortaya konulmuştur. Blumenthal’ in (1947) farklı jeolojik özelliklerine göre 5 bölüme ayırdığı Toros kuşağını, Özgül (1976) coğrafik ve jeolojik olarak iki bakımdan ele alıp 3 kısma ayırmıştır. Buna göre; batıda sağ yönlü doğrultu atımlı Kırkkavak Fayı’na kadar olan kesimi Batı Toroslar, Kırkkavak Fayı ile Ecemiş Fayı arasında

26 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

kalan kesimi Orta Toroslar ve Ecemiş Fayı’ndan Van Gölü’ne kadar olan kesimi Doğu Toroslar şeklinde coğrafik olarak 3 bölümde ele almaktadır. Özgül (1976), Orta Toroslar’da yaptığı çalışmada, jeolojik ve tektonik konum itibariyle, birlik olarak isimlendirdiği 6 bölüme ayırmıştır. Bunlar; Geyikdağı Birliği, Antalya Birliği, Alanya Birliği, Bolkardağı Birliği, Aladağ Birliği ve Bozkır Birlikleridir (Şekil 3.1). Doğu Toroslar’da çalışan Tekeli ve ark. (1984) ise; Tufanbeyli Otoktonu, Yahyalı Napı, Siyah Aladağlar Napı, Minare Tepeler Napı, Çataloturan Napı, Beyaz Aladağ Napı, Ofiyolitik Melanj, Aladağ Napı şeklinde 8 farklı tektonik birlik ayırt etmişlerdir. Bütün bu sınıflamaların ışığında inceleme alanı, coğrafik olarak Özgül (1976)’ ün Doğu Toroslar; jeolojik ve tektonik olarak ise Geyikdağı Birliği, Tekeli ve ark. (1984)’ ne göre ise Tufanbeyli Otoktonunda yeralmaktadır (Şekil 3.1). Paleozoyik, Mesozoyik ve Senozoyik Üst Sistemlerine ait kırıntılı ve karbonatlı kayaçlardan oluşan Geyikdağı paraotokton istifi, bölgede K-KD uzanımlı bir şekilde geniş yayılımlara sahip olup, inceleme alanının yakın çevresinde, doğuda Malatya-Keban Karmaşığı (Perinçek ve Kozlu, 1984) ya da Binboğa Masifi (Tutkun, 1984), batıda ise K-KD uzanımlı seyreden Bozkır ve Aladağ Birlikleri ile sınırlandırılmaktadır. Her iki kontaktı da faylı olan istif, doğuda yüksek açılı ters faylı, batıda ise nispeten daha düşük açılı tektonik dokanakla üzerlenmektedir. İnceleme alanında, platform sedimentlerinden oluşan Paleozoyik, Mesozoyik ve Senozoyik yaşlı çoğunlukla denizel ortamda oluşmuş kaya birimleri yeralmaktadır. Formasyon adlamaları, Demirtaşlı (1967) ve Özgül ve ark. (1973)’ nın vermiş olduğu formasyon isimlerine dayanarak yapılmıştır. Çalışılan sahada yaşlıdan gence doğru, Zabuk, Çaltepe, Armutludere, Halityaylası, Puşçutepe, Ayıtepesi, Şafaktepe, Gümüşali, Ziyarettepesi, Yığılıtepe, Katarası, Köroğlutepesi formasyonları ve Pliyo-Kuvaterner dönemini yansıtan karasal çökeller yer almaktadır.

27 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Şekil 3.1. Toroslar’da, coğrafik ve tektonik birliklerin konum ve yayılımları (Yılmaz, 2004’den alınmıştır)

Çalışma alanının genelleştirilmiş stratigrafik kesiti Şekil 3.2’de verilmiş olup, çalışma alanındaki jeolojik birimler çeşitli araştırmacıların çalışmalarından derlenerek alınmıştır. Çalışma alanı ve çevresinin jeolojik haritası EK-1’de verilmiştir.

3.1.1.1. Paleozoyik

Genellikle kırıntılı ve karbonatlı tortul kayalarla temsil edilen Paleozoyik yaşlı kaya birimleri devamlı ve kalın bir istiflenme gösterir. Paleozoyik; Kambriyen, Ordovisiyen, Silüriyen, Devoniyen, Karbonifer ve Permiyen yaşlı kayaçlar ile temsil edilmektedir.

28 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Şekil 3.2. Çalışma alanının genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Şenel ve ark., 2004’den)

29 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

3.1.1.1.(1). Zabuk Formasyonu (εz)

Birime Yalçın (1979) Zabuk formasyonu adını vermiştir. Zabuk formasyonu genellikle kahverengimsi kırmızı rengi ile çok kolay bir şekilde tanınmakta ve çok uzaklardan bile ayırt edilebilmektedir. Birim tabanda çakıltaşları ile başlayıp yukarılara doğru kuvarsit ve kuvarsitik ve feldispatlı kumtaşlarının hâkim olduğu bir topluluk şeklinde devam etmektedir. Zabuk formasyonu bir taban konglomerası ile başlamaktadır ve bu seviyenin hemen üzerinde ayrışma yüzeyi pembe, kirli beyaz, kırmızı veya mor renkli, taze kırık yüzeyi krem, pembe veya kırmızı renkli, orta-kalın tabakalı, sert ve sağlam görünüşlü, keskin köşeli kırıklı, yer yer çapraz tabakalı, iyi yuvarlanmış, ince-orta kum boyu taneli ve silis çimento ile tutturulmuş kuvarsitlerden oluşan bir seviye gelmektedir. Çalışma alanında Geyikdağı Birliği’nin tabanını oluşturur. Formasyon üzerine Çaltepe formasyonu uyumlu olarak gelmektedir ve yaşı Alt Kambriyen olarak belirlenmiştir.

3.1.1.1.(2). Çaltepe Formasyonu (εç)

Formasyon adı Dean ve Monod (1970) tarafından verilmiş olup birim başlıca dolomitik kireçtaşı ve üst seviyelerde şeyl arakatkılı yumrulu, kireçtaşlarından oluşmuştur. Formasyonun alt seviyesini oluşturan alacalı renkli yumrulu, şeyl arakatkılı kireçtaşı bolca trilobit ve küçük boy bracyopod kapsar, Orta Kambriyen’e ait olduğu düşünülen trilobitlerin kesin tanımı henüz yapılamamıştır. Ancak Seydişehir bölgesinde Çaltepe’de yüzeyleyen aynı birim içinde Dean ve Monod (1970) tarafından Orta Kambriyen trilobitleri bulunmuştur. Çaltepe Kireçtaşı Doğu Toroslar’da Tufanbeyli (Adana) dolayında (Özgül ve ark., 1973) Amanos Dağları’nda (Ketin, 1966; Atan, 1969) Adıyaman bölgesinde ve Güneydoğu Anadolu’da Derik (Mardin) dolayında (Ketin, 1966) yüzeyleyen Alt?-

30 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Orta Kambriyen yaşta kireçtaşlarıyla yakın kaya türü ve stratigrafi benzerliği göstermektedir. Çaltepe Kireçtaşı’nın alt birimini oluşturan külrengi, belirgin tabakalanma göstermeyen som kireçtaşı duraylı bir şelf ortamını temsil etmektedir. Formasyonun üst birimini oluşturan alacalı renkli, yumrulu, bol trilobitli ve şeyl-kumtaşı arakatkılı kireçtaşı sığ ve az çok duraysız bir ortam koşullarını yansıtmaktadır.

3.1.1.1.(3). Armutludere Formasyonu (εoa)

ilk defa Demirtaşlı (1967) tarafından Armutludere formasyonu olarak adlandırılmıştır. Birim inceleme alanında litolojik içeriği itibariyle kolay aşınımdan kaynaklanan yumuşak morfolojiler oluşturması ve arazide pul pul, parlak yüzeyli, farklı renk yansıması sunmasıyla belirginlik arz etmektedir. Formasyon tabanda yeşil silttaşları ile başlamakta; üzerine, düşük metamorfik karakterli, genellikle koyu mavimsi gri, yer yer sarımsı boz, sarımsı yeşil renkli ve oksidasyon nedeniyle kahverengimsi alacalı renklerde izlenen, oldukça iyi şistozite gösteren ince şeyl ile silttaşları gelmektedir. Armutludere Formasyonu, yumrulu kireçtaşı-şeyl ardalanımı sunan Orta-Üst Kambriyen yaşlı Değirmentaş formasyonu üzerinde uyumlu olarak yer aldığı gözlenmektedir. Bölgede Ordovisiyen döneminde ortamın giderek sığlaşmaya başladığı, tabandaki şeyle nazaran üste doğru silttaşı ve ince kumtaşı düzeylerini takiben Silüriyen’e, artan kırıntı boyuyla birlikte Halityaylası formasyonunun çakıllı kumlu düzeylerine uyumlu bir şekilde geçtiği gözlenmektedir. Birim içerisinde şeylli düzeylerde saptanan graptolitler (Metin ve ark., 1967) ve trilobit fosilleri formasyonun yaşının Ordovisiyen olduğunu ortaya koymaktadır. Formasyonu oluşturan litoloji adlamaları Toros kuşağı içersinde en geniş yayılıma sahip olan Armutludere formasyonu, farklı araştırmacılarca değişik isimler adı altında incelenmiştir. Birim orta Toroslar'da Seydişehir formasyonu (Dean ve Monod, 1970), Güneydoğu Anadolu’da Sosink ve Bedirhan formasyonları (Ketin, 1966) ve Amanos Dağlarında Mekersin formasyonu (Atan, 1969) ile benzer stratigrafi ve kaya türü özellikleri göstermektedir.

31 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

3.1.1.1.(4). Halityaylası Formasyonu (Sh)

Çoğunlukla, kumtaşı ve çakıltaşlarından oluşan birim, ilk olarak inceleme alanı kuzeyinde yer alan Tufanbeyli ilçesi civarındaki yüzeylemelerinde Demirtaşlı (1967) tarafından isimlendirilmiştir. Birim, klorit, serizit ve mikaca zengin bir matriks içerisinde iri kuvars, alkali feldispat ve çakmaktaşı çakıllarından oluşmaktadır. İstifin üst düzeylerine doğru çakıl boyutu azalarak, silt boyutuna ulaşan bir görünüm sunmaktadır. Halityaylası formasyonu, Demirtaşlı (1967) ve Özgül ve ark., (1972) tarafından, taban çakıltaşı olarak değerlendirilmiş ve Ordovisiyen yaşlı Armutludere formasyonu üzerinde diskordans olarak yer aldığı kabul edilmiştir. Bölgede daha önce yapılan çalışmalarda da (Metin, 1983; Tutkun, 1984) birimin alt sınırının uyumlu olduğu ifade edilmiştir. Bozkaya (1995), yaptığı incelemelerde Halityaylası formasyonu ile Armutludere formasyonu arasında uyumsuzluğu yansıtacak herhangi bir mineralojik ve illit kristalinite farklılığının bulunmadığını belirtmektedir. Halityaylası formasyonu üste doğru, azalan tane boyu ile birlikte derinleşen bir ortamda, Puşçutepe formasyonunun şeylli düzeylerine uyumlu bir geçiş göstermektedir Birim içerisinde taşınmış da olsa herhangi bir fosile rastlanılmamış olup, stratigrafik konumu itibariyle Ordovisiyen yaşlı Armutludere ve Alt Silüriyen yaşlı Puşçutepe formasyonu arasında yer alışı nedeniyle Alt Silüriyen yaşında olmalıdır. Monod ve ark., (2003) ise, Halevikdere formasyonu olarak isimlendirdikleri Halityaylası formasyonuna karşılık gelen çökelimin, makro ve mikro fosil içeriğine göre, oluşum yaşının Himantiyen olması gerekliliğini tespit etmişlerdir. Özgül ve Kozlu (2002), birimin kütle akmaları ya da buzul işlevli bir çökelimle oluşabileceğini belirtmekte, ancak kuvars çakıllarının çizikli ve parlatılmış oluşunun buzul işlevinin daha etkin olabileceği, ayrıca formasyonun taban ve tavanı ile dereceli geçişe sahip olması nedeniyle de, kıtasal bir buzul işlevinden ziyade denizel bir ortamda yüzen buzul kütlelerinin erimesinden türeyen deniz tabanı yığışımı ürünleri olabileceğini belirtmektedirler.

32 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Formasyonun Develi, Tufanbeyli (Metin, 1984) ve Kozan-Elmadağı' nda (Ayhan, 1988) mostraları mevcuttur. Monod ve ark. (2003), Halevikdere formasyonu ismini verdikleri, Halityaylası formasyonu çökeliminin eşdeğeri olan Alt Silüriyen yaşlı denizel buzul çökeliminin, güney ve güney doğu Türkiye' de yaygın olarak izlendiğini belirtmektedirler.

3.1.1.1.(5). Puşçutepe Formasyonu (Sp)

Formasyon adı ilk defa Demirtaşlı (1967) tarafından Puşçutepe şeyli şeklinde adlandırılmış olup inceleme alanında Saimbeyli ve Kandilli vadileri boyunca yeralmaktadır. Siyah, siyahımsı gri ve kül renkli, oldukça bitümlü, laminalı şeylli düzeylerden oluşan Puşçutepe formasyonunun taban düzeylerinin silis oranı yüksek olup, çok iyi yapraklanmalıdır. Kurşun grisi, kül rengi silisli şeylli düzeylerin üzerine karbon oranı yüksek siyahımsı gri renkli, yapraklanmalı çubuğumsu kırıklı şeyller ve bunun da üstüne yeşilimsi gri renkli siltli şeyl düzeyleri gelmektedir. Şeyllerin genelde grimsi beyaz dış yüzey rengine karşın, taze kırık yüzeyi siyah renkli olan, karbonlu bir çimento içerisinde, kil-mil boyu kuvars kırıntılarından oluştuğu gözlenmektedir. Yüksek orandaki organik madde içeriği kayaca kömür görüntüsü vermektedir. Birim içerisinde pirit zenginleşmeleri gözlenmekte, nadiren akma-kayma (slump) yapıları da bulunmaktadır (Yılmaz, 2004). Puşçutepe formasyonu, altta Halityayla formasyonu, üstte Yukarıyayla formasyonu ile uyumlu bir ilişkiye sahiptir. Fosil içeriğine göre birimin yaşı Alt Silüriyen'dir. Birim, Sarız, Tufanbeyli, Feke, Develi (Metin, 1984; Özgül ve ark., 1973) ve Kozan'da da (Ayhan, 1988) aynı litolojilerle izlenmektedir. Ayrıca Orta Toroslar'da Silifke, Amanoslar ve Anamur bölgesinde (Yalçınlar, 1955; Önalan, 1986; Demirtaşlı, 1967). Güneydoğu Anadolu'da (Dean ve Monod, 1990) Puşçutepe formasyonunun eşleniği olarak kabul edilen kayalar mostra vermektedir.

33 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

3.1.1.1.(6). Yukarıyayla Formasyonu (Sy)

Formasyon ismi Demirtaşlı (1967)’ dan alınmış olup, genellikle kuzey-güney yada kuzeydoğu güneybatı doğrultulu hatlar boyunca izlenmektedir. Yumrulu kireçtaşı, şeyl ardalanımından oluşan Yukarıyayla formasyonunda kireçtaşları; genellikle gri, mavimsi, yeşilimsi gri renkli olup demir içeriğinin yüksek oluşu nedeniyle ayrışma rengi koyu kahve renklidir. Formasyonun taban düzeyleri, yumrulu görünümü veren, kırmızı renkli çört ağı ile file dokulu olarak sahada kolaylıkla tanınmaktadır. Birim tabanda 30-60 cm kalınlıklı kireçtaşları ile ince şeyl ardalanımı şeklinde başlamaktadır. Şeylli düzeyler üste doğru artmakta, kireçtaşı tabaka kalınlıkları azalmaktadır. En üstte; şeyl, silttaşı yer yer kumtaşı ve çok ince kireçtaşı ardalanımlı, yüksek oranda lateritleşmiş, dağılgan düzey yer almaktadır. Yukarıyayla formasyonu; altta Puşçutepe formasyonun siyah renkli bitümlü şeylleri ve yer yer de doğrudan Halityaylası formasyonunun kırıntılı birimleri üzerinde uyumlu bir ilişkiye sahiptir. Birim üstte doğru sığlaşan bir ortamda, artan kırıntı boyu ile birlikte, Ayıtepesi formasyonunun siltli, kumlu düzeyleri tarafından uyumlu bir şekilde üzerlenmektedir. Birimin yaşı önceleri (Demirtaşlı, 1967; Özgül ve ark., 1973) Üst Silüriyen-Alt Devoniyen olarak kabul edilmiş, Dean ve Monod (1990) Yukarıyayla formasyonunun taban düzeylerini oluşturan ortoceraslı kireçtaşı düzeyinden derledikleri fosillere dayanarak, Geç Aeroniyen; Göncüoğlu ve Kozlu (2000) saptadıkları Pterognathodus Amrphognatgodies zonu konodontlarına göre Geç Landoveriyen-Erken Wenlock yaşını benimsemişlerdir. Metin (1982) ise, inceleme alanının kuzeyinde yaptığı çalışmasında Ovacerina mumia (Barrende) türü ortoceras fosiline dayanarak Yukarıyayla formasyonunun Üst Silüriyen yaşında olduğunu saptamıştır.

3.1.1.1.(7). Ayıtepesi Formasyonu (Da)

Devoniyen çökelimi, kumtaşı, şeyl, silttaşı ardalanımı şeklinde devam eden kırıntılı bir istifle başlamaktadır. İnceleme alanında geniş yayılıma sahip olan birim

34 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

daha önce, Demirtaşlı (1967) tarafından tespit edilmiş ve Ayıtepesi formasyonu olarak adlandırılmıştır. Kumtaşları, yeşilimsi gri renkli, ince silttaşı ve şeyllerle ardalanmalı olup, tabaka sınırlarındaki yük yapıları, birim içerisinde sıkça gözlenen sedimantolojik yapılar arasındadır. Kumtaşları genellikle kuvars bileşimli olup az miktarda feldispat, mika, klorit, turmalin mineralleri içermektedir. Ayıtepesi formasyonu, altta Yukarıyayla formasyonu ile yanal ve düşey geçişli; üstte ise Şafaktepe formasyonu ile keskin dokanaklı uyumlu bir ilişkiye sahiptir. Birim fosil bakımından fakir olup stratigrafik konumu itibariyle Alt Devoniyen yaşındadır. Ayıtepesi formasyonu inceleme alanı dışında, Torosların değişik kesimlerinde benzer litolojik ve ortamsal karakter sunan mostralar şeklinde izlenebilmektedir. Blumenthal (1947) Belemedik penceresinde, Abdüsselamoğlu (1958) Göksu Irmağı doğusunda, Ayhan (1988) Kozan'da, Metin (1984) Develi ve Tufanbeyli'de birimin eşleniği olan mostraları tespit etmişlerdir.

3.1.1.1.(8). Şafaktepe Formasyonu (Dş)

İnceleme alanındaki en geniş yayılıma sahip formasyonlardan biri olan Şafaktepe formasyonu, Demirtaşlı (1967) tarafından adlandırılmış olup, bol stramatoporoidli kireçtaşlarından oluşmaktadır. Birim özellikle taban seviyelerinde stromatoporoidli kireçtaşları ile belirgin olup, tabanda daha çok dolomitik karakterli karbonatlarla başlayan istif, üste doğru kireçtaşı seviyelerine geçmekte, arada şeylli ve özellikle kuvarsitik düzeylerle ardalanmalı bir şekilde izlenmektedir. Tabandaki dolomitik kireçtaşları, sarımsı boz, siyahımsı gri renkli olup, dağılgan masif görünümlü, kıt fosilli bol kırık çatlaklı, kalsit dolguludur. Tabakalar; siyahımsı gri, siyahımsı krem ayrışma yüzey renkli, açık kahve kırık yüzey renkli, rekristalize, muntazam tabakalı, sıkı, sert, köşeli kırıklı kireçtaşı düzeyi ile takip edilmektedir.

35 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Birim üst seviyelere doğru yumrulu görünüm kazanmaktadır. Şafaktepe formasyonu, tektonizmanın etkin hissedildiği birimlerden biridir. Dayanımı nedeniyle bölgede sarp alanları oluşturmaktadır. Formasyonun alt sınırı Ayıtepesi formasyonu ile uyumlu olup, üstte Gümüşali formasyonunun kırıntılı karbonatlı birimleri ile yine uyumlu bir şekilde üzerlenmektedir. Birim, yer yer Permiyen yaşlı Yığılıtepe formasyonu ile açılı uyumsuzlukla da üzerlenebilmektedir. Şafaktepe formasyonunda tespit edilen fosillere göre birimin yaşı Orta Devoniyen’dir. Birim Demirtaşlı (1967) tarafından, altında yeralan Ayıtepesi formasyonu ile birlikte Şafaktepe kalkeri olarak ele alınmıştır. İnceleme alanı dışında aynı fasiyesin ürünü litolojilere, Tufanbeyli, Sarız, Develi (Metin ve ark., 1986a), Tekneli (Yılmaz ve ark., 1993), Kozan, Feke (Ayhan, 1988) bölgelerinde de rastlanmaktadır.

3.1.1.1.(9). Gümüşali Formasyonu (Dg)

Demirtaşlı (1967) tarafından adlandırılmış olan Gümüşali formasyonu, inceleme alanında, Saimbeyli vadisi doğu yamacında, kuzey güney uzanımlı ve devrik; batısında ise Permiyen kireçtaşları altında uyumsuz olarak yer almaktadır. Gümüşali formasyonu litolojik yapısı itibariyle yayvan topoğrafyalı alanlar oluşturmaktadır. Resifal karakterli kireçtaşı şeyl ve kumtaşı ardalanımından oluşan birim oldukça bol makro fosil kapsamıyla belirgindir. Tabanda kırmızımsı kahve renkli kireçtaşı, silttaşı ve laminalı şeyl ardalanımı ile başlar ve bol bracyopodlu ve mercanlı olan bu düzeyi, siyahımsı renkli dağılgan bitümlü şeyller ve bunlarla ara katkılı ince silttaşı ardalanımı takip eder. Oldukça dağılgan olan bu düzey az engebeli morfolojilere sahiptir. Formasyonun üst düzeylerinde bol brakyopodlu, iz fosilli killi kireçtaşı ve şeyl ardalanımı ardından, kırmızımsı kahverengi oolitik demirli kumtaşı, yeşilimsi, kahverengimsi renkli kumtaşı ve çamurtaşı şeklinde istif yer almaktadır. Genellikle faylı kontaktlı olan Gümüşali formasyonu, stratigrafik olarak tabanda Şafaktepe formasyonu üzerinde uyumlu bir şekilde yer alırken, üstte

36 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Karbonifer yaşlı Ziyarettepesi formasyonunun kırıntılı düzeyleri ile yine uyumlu bir şekilde üzerlenmektedir. Tavan düzeyinin genellikle Permiyen birimlerince diskordans olarak üzerlendiği, yer yerde hem taban, hem de tavan kesiminin faylı olarak arazide mostralar sunduğu gözlenmektedir (Yılmaz, 2004). Birimin yaşı Üst Devoniyen’dir. Çalışma sahası dışında bu formasyonun eşdeğeri kabul edilebilecek yüzeylemeler bulunmaktadır. Blumenthal (1944, 1947) Malatya-Kayseri arasında ve Belemedik'te bol bracyopod fosilli birimlerin Üst Devoniyen yaşında olduğunu belirtmiştir. Abdüsselamoğlu (1958) Göksu Irmağı’nın doğusunda ve Feke' de, Demirtaşlı (1967) Sarız' da, Özgül (1973) Tufanbeyli' de, Yılmaz ve ark. (1993) Uzunyayla güneyinde Üst Devoniyen yaşlı bol mercan ve bracyopodlu kırıntılı ve karbonatlı birimler tespit etmişlerdir.

3.1.1.1.(10). Ziyarettepesi Formasyonu (Cz)

Formasyon, çalışma alanında sınırlı sayıda bölgede gözlenmektedir. Birim ilk olarak Demirtaşlı (1967) tarafından 'Ziyarettepesi kalkeri' olarak isimlendirilmiş daha sonra Özgül ve ark. (1973) tarafından Ziyarettepesi formasyonu ismi ile haritalanmıştır. Ziyarettepesi formasyonu, tabanda yeşilimsi sarı, sarımsı boz renkli, iyi tabakalanmalı, kumlu kireçtaşı ve şeyllerle ara katmanlı karbonatlı kumtaşı ile başlar. Bu düzeyin üzerinde kuvarsit düzeyi ve en üstte kömürleşmiş bitümlü şeyl ve dumansı gri, siyahımsı gri renkli, bol mikro ve makro fosilli, kırık çatlaklı mikritik kireçtaşı düzeyi yer alır. Bölgede deformasyonun yoğun olarak hissedildiği litolojileri oluşturan Ziyarettepesi formasyonu, oldukça kıvrımlı (sıkışık, devrik) ve kırıklı bir yapıya sahiptir. Birimin taban ve tavan dokanağının izlenebildiği bölgeler sınırlı olup, tabanda Üst Devoniyen yaşlı Gümüşali formasyonunun sublitoral, kırıntılı birimleri ile geçişli olup üstte ise büyük aşınım dönemini yansıtan bir diskordansla uyumsuz olarak Üst Permiyen kireçtaşlarının tabanında yer alan kuvarsit düzeyi ile üzerlenmektedir.

37 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Metin (1984) Tuzludere formasyonu olarak adlandırdığı istifin taban seviyelerindeki fosillere göre Alt Turnesiyen yaşını vermiştir. İçerisindeki fosil içeriğine göre birimin yaşı Alt Karbonifer olarak kabul edilebilir (Özgül ve Kozlu, 2002). Ziyarettepesi formasyonunun eşdeğeri birimler Torosların değişik kesimlerinde farklı araştırmacılarca incelenmiş olup, Metin (1984) bu kayaçları Develi-Saimbeyli arasında yaptığı incelemede, Gezbel gurubu olarak ele almış ve birimin taban düzeylerini Tuzludere formasyonu, bunun üzerine gelen kumtaşı düzeyini Kuşkayası kumtaşı ve en üstteki koyu gri, siyah renkli kireçtaşlarını ise Ziyarettepe Kireçtaşı olarak ayırtlamıştır. Ayhan (1988), birimin Kozan-Elmadağı arasında, Bozkaya (1995) Sarız-Saimbeyli arasında kalan bölgelerde birimin özelliklerini ortaya koymuşlardır. Bozkaya (1995) yaptığı çalışmada Alt Karbonifer yaşlı Ziyarettepesi formasyonunun, Tufanbeyli ve Saimbeyli'de derin şelf ortamını temsil eden mikro fosilli kireçtaşı ve şeyl ardalanmasına karşın, kuzeydeki, Sarız bölgesinde daha sığ ortamı karakterize eden mercan fosilli, dolomitik kireçtaşı ve dolomit türü karbonat kayaçlarının yanı sıra, jips içeren organik maddeli şeyller, demirli şeyl ve marnlardan oluştuğunu belirtmektedir.

4.1.1.1.(11). Yığılıtepe Formasyonu (Py)

Formasyon adı, Demirtaşlı (1967) tarafından verilmiş olup, inceleme alanında genellikle yüksek kesimleri oluşturmaktadır. Birim, Saimbeyli doğusunda kuzeydoğu- güneybatı uzanımlı olarak yer almaktadır. Yığılıtepe formasyonu, tabanda, beyaz, sarımsı beyaz ve kırmızımsı kahve renkli kuvarsitli düzeyle başlamaktadır. Daha sonra oldukça monoton bir şekilde istif, koyu gri, bej, kirli krem renkli biyomikritik kireçtaşları, dolomitik kireçtaşı, ince şeyl ve yer yer de kuvarsit ara düzeyleri şeklinde devam etmektedir. Kırık yüzey rengi, sütlü kahve, siyahımsı gri, koyu kahve renkli olup, oldukça iyi tabakalı yapısıyla belirgindir. Bol kırık çatlaklı ve kalsit dolgulu olan birimin, tabaka yüzeylerinde yer yer erime yapılarına rastlanmaktadır. Formasyon inceleme alanında kıvrımlı yapısı itibariyle oldukça geniş mostralar sunmaktadır.

38 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Formasyonun tabanı genellikle pizolitik demir yumruları ve lateritleşmiş killi, kumlu düzeyler üzerinde duran, transgresif taban çökeli şeklinde kuvarsitli bir seviye ile Alt Paleozoyik yaşlı birimler üzerinde uyumsuz olarak yer almaktadır. Birimin tavan dokanağı geçişi keskin olup, formasyonun üst seviyelerindeki orta kalınlıklı kireçtaşı ve dolomitik kireçtaşı düzeyinden itibaren, Alt Triyas yaşlı Katarası formasyonu'nun ince, iyi tabakalı, sarımsı yeşil, bordo renkli kumtaşı, silttaşı ve marnlı düzeylere uyumlu bir şekilde geçiş gösterir. Yığılıtepe formasyonu ayrıca, inceleme alanının bir çok yerinde, Jura-Alt Kretase yaşlı Köroğlutepesi formasyonunun kireçtaşları ile açısal uyumsuz olarak üzerlenmektedir. Yığılıtepe formasyonunda belirlenen fosillere göre birimin yaşı kesin olarak Üst Permiyen' dir. İnceleme alanı yakın civarında Yığılıtepe formasyonunun kaya türü ve fosil kapsamı itibariyle eşleniği olan birimler, Belemedik Penceresi (Blumenthal, 1947), Aladağlar (Flugell, 1956), Tufanbeyli (Özgül, 1973). Gürün-Sarız (Yoldaş, 1972; Atabey, 1993) Develi-Saimbeyli (Metin, 1984). Kozan-Feke (Ayhan, 1988) ve Sarız- Saimbeyli (Tutkun, 1984) bölgelerinde tespit edilmişlerdir. Metin (1984) Yığılıtepe formasyonun tabanındaki kuvarsitlerin 100 metre kalınlıkta olduğunu ve Menteş dağında iyi gözlendiği için Menteş kuvarsiti, üstteki karbonatlı seri içinde Yığılıtepe kireçtaşı terimlerini kullanmıştır.

3.1.1.2. Mesozoyik

İnceleme alanında Mesozoyik; Triyas, Jura ve Kretase yaşlı kayaçların oluşturduğu kalın ve komprehensif bir karbonat istifi ile temsil edilmektedir.

3.1.1.2.(1). Katarası Formasyonu (Trk)

Demirtaşlı (1967)' nın, Katarası köyünde ilk defa tespit edip adlandırdığı Katarası formasyonu, inceleme alanında çok fazla mostra vermemektedir. Katarası formasyonu, inceleme alanında alttaki Yığılıtepe formasyonunun karbonatlı birimleri üzerinde, sarımsı yeşil, bordo renkli ince tabakalı, yer yer laminalı,

39 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

silttaşı ve kumtaşları ile başlamaktadır. Üst düzeylere doğru ardalanan bu seri içerisine çoğunlukla budenleşmiş kirli krem, sarımsı yeşil, gri renkli killi kireçtaşı, marn tabakaları girmektedir. Karbonat çökelimi üste doğru dolomitik karakter göstermektedir. Katarası formasyonu, sıkışmalı bir tektonik rejim etkisi altında gelişmiş tektonik yapıları içermektedir. Kayanın bu kırıklı yapısı birime dağılgan bir görünüm kazandırmaktadır. Formasyon, tabanda Üst Permiyen yaşlı Yığılıtepe formasyonu ile uyumlu olup, Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi formasyonu tarafından açısal uyumsuz olarak üzerlenmektedir. Katarası formasyonu fosil bakımından zengin olmayıp gastropod ve lamellibranş fosilleri içermektedir. Buna göre birimin yaşının Alt Triyas’tır. Benzer fasiyes koşullarına sahip kayaçlar, Doğu Toroslar'ın değişik kesimlerinde ve Aladağlar' da da bulunmaktadır. Katarası formasyonu, Metin (1984), Develi, Ayhan (1988) Kozan-Feke, Atabey (1993) Gürün-Sarız civarındaki incelemelerinde Alt Triyas yaşlı Katarası formasyonunun eşleniği olan birimleri çalışmışlardır.

3.1.1.2.(2). Köroğlutepesi Formasyonu (Jkr)

Formasyon adı Katarası aynı adlı Köroğlutepe'den alınmıştır (Demirtaşlı 1967). Mikrit, biomikrit ve dolomitik kireçtaşlarından oluşan birim, inceleme alanında genellikle yüksek kesimleri bir şapka gibi örtmesiyle karakteristiktir. Üst düzeyinin aşınması nedeni ile bölgede değişik kalınlıklarda izlenen Köroğlutepesi formasyonunun karensi ayrışmalı mağaralar ve büyük dolinler oluşturacak şekilde erime yapılarına sahip karstik kireçtaşı özelliğindedir. Birim tabanda breşik, dağılgan görünümlü, dolomitik bir seviye ile başlamaktadır. Formasyon; Alt Triyas yaşlı Katarası formasyonu üzerinde açısal uyumsuz olarak yer almaktadır. Üstte Miyosen yaşlı karasal çökellerle yine uyumsuz bir şekilde üzerlenmektedir. İnceleme alanında, formasyon genellikle Permiyen ve Karbonifer birimlerini örtmekle birlikte, Mesozoyik ve diğer Paleozoyik kayaları

40 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

üzerinde de açılı uyumsuz olarak yer aldığı, yer yer de faylı kontakta sahiptir. Formasyon yaşının Jura-Alt Kretase olduğu kabul edilmektedir.

3.1.1.3. Senozoyik

Senozoyik bölgede genel olarak detritiklerin oluşturduğu, Miyosen ve Pliyosen ile temsil edilmiştir. Eosen öncesi aşınmış kaya birimleri üzerine transgresif olan Senozoyik çökelleri, kendi aralarında da uyumsuzluklara sahiptir.

3.1.1.3.(1). Sümbüldağ Formasyonu (Ts)

Metin ve ark. (1982) tarafından adlandırılmış olan birim; inceleme alanının genellikle yüksek kesimlerinde mostra vermektedir. Neootokton konumlu çakıltaşı, çakıllı kumtaşı, kumtaşı ve yer yerde mercekler şeklinde silttaşı, marn ve şeylli düzeylerden oluşan oldukça kalın bir çökelimin ürünü Sümbüldağ formasyonu tabanda, oldukça kalın, çok kötü tabakalanmalı, çakıl boyutundan oldukça iri blok boyutuna ulaşan (2-3 m) taneli, karbonat tutturuculu, kötü boylanmalı, tane destekli çakıltaşları ile başlamaktadır. Sümbüldağ formasyonunda çökelim oldukça yüksek enerjili karasal bir ortamda başlamaktadır. İstif üste doğru azalan tane boyu ile birlikte daha muntazam tabakalı, daha sıkı tutturulmuş, nispeten boylanması iyi, tane boyutu ortalama 2-3 cm olan kırmızı renkli, çakıllı kumlu düzeylere ve daha üstte ise sarımsı renkli, ince tabakalı kumlu, siltli düzeylere geçmektedir. Bu üst düzeylerde yer yer ince kireçtaşı, marn, şeyl tabakalarının da merceklendiği gözlenmektedir. Bölgedeki en yaşlı Neojen çökelemini oluşturan Sümbüldağ formasyonunun kumlu düzeylerinde Tutkun (1984) tarafından saptanan, Globigerina sp., Alg (Lithotamnium), Globorotalia sp., Lepidocyclina sp, Operculina sp., Miogypsinoides sp., Operculina sp., Globigerinoides cf. altiperutus Bolli gibi fosiller ile Alt-Orta

41 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Miyosen; Ayhan (1988) Kozan-Elmadağ bölgesindeki kireçtaşlarında saptadığı fosiller ile Orta Miyosen yaşlarını tespit etmişlerdir.

3.1.1.3.(2). Yamaç Molozu ve Alüvyon Çökelleri

İnceleme alanındaki en genç çökelimi Pliyo-Kuvaterner yaşlı eski alüvyon çökelleri ve yamaç molozları oluşturmaktadır. Bunların dışında başlıca Saimbeyli deresi, Süphandere ve Bahçecik deresi boyunca gelişen vadi aşındırmalarının oluşturduğu oldukça dar alanlardaki güncel alüvyon çökelleri bölgedeki sedimantasyonun son ürünleridir. Kalınlıkları 2-20 metre arasında olup oldukça sınırlı bir alanda mostra vermektedirler. Yamaç molozu çökelleri bölgede oldukça iri bloklu bir yapı sunmaktadır. Pliyo- Kuvaterner çökelleri bölgede, diğer tüm yaşlı birimler üzerinde açısal uyumsuz olarak yer almaktadır.

3.2. Metod

Bu çalışmanın amacına yönelik olarak belirlenen hedeflere ulaşmada oluşturulan teknik yaklaşımın gerçekleştirilmesi için izlenen yöntemler ile bu yöntemlerin gerektirdiği veriler aşağıda belirtilen program çerçevesinde elde edilmiş ve değerlendirilmiştir. Şekil 3.3’de bu çalışmaya ait olan çalışma akım şeması gösterilmektedir.

3.2.1. Büro Çalışmaları

Öncelikle inceleme alanı ve yakın dolayının jeolojik yapısı; Obruk Karstik Kaynağı’nın boşaldığı kütle olan Köroğlutepesi kireçtaşının bugünkü konumunu tanımlayacak şekilde ArcGIS 9.3 (ArcMap ESRI, 2009) programı aracılığı ile Coğrafi Bilgi Sistemleri (CBS – GIS) tabanlı bir modele aktarılmıştır. Bu amaçla, bölgesel ve yerel ölçeklerde mevcut olan topoğrafik ve jeolojik (1/25 000, 1/100 000 ölçekli) haritalar ile uydu görüntüleri sayısal (bilgisayar) ortama yansıtılmıştır. Sayısal ortama aktarılan veriler ve bu verilerin yer aldığı

42 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

raporların yanı sıra tez çalışması kapsamında yapılan arazi çalışmalarından elde edilen bilgilerin bir bütünlük içerisinde değerlendirilmesi sonucunda, inceleme alanının jeolojik yapısı CBS tabanlı bir model üzerinde elde edilmiştir.

Şekil 3.3. Çalışma akım şeması

43 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Bu söz konusu CBS tabanlı model ise, tez kapsamında yapılan morfolojik, hidrolojik, hidrojeolojik ve hidrodinamik çalışmaların temelini oluşturmaktadır. Sistem yaklaşımına göre tanımlanan inceleme alanının hidrodinamik yapısının ortaya konulması için, jeolojik ve morfolojik çalışmaların yanı sıra yağış rejimi, süzülme, beslenme, dolaşım ve depolama gibi dinamik özelliklerinin de araştırılmasını gerektirmiştir. Bu amaçla söz konusu bu parametrelerin belirlenmesine yönelik olarak hem oluşturulan CBS tabanlı modelde ArcMap 9.3 (ESRI, 2009) programının Archydro uygulaması kullanılarak çalışma alanı için havza sınırları belirlenmiştir.

3.2.2. Arazi Çalışmaları

Karstik kütlenin fiziksel-yapısal özellikleri, öncelikle arazi çalışmaları ile yapılan yerinde kırık-çatlak ve morfolojik ölçüm, uydu görüntüleri ve jeolojik yapının birlikte değerlendirilmesi sonucunda elde edilmiştir. Daha sonra ise karst sisteminin hidrodinamik yapısının belirlenmesine yönelik olan arazi çalışmaları yapılmıştır. Bu kapsamda ;

· Karst sistemlerinde beslenme ile sağlanan etkiye karşı tepkinin bir göstergesi olan kaynak boşalımları, inceleme alanındaki tek boşalım olan Obruk Şelalesi’ndeki kolların bileşim yeri olan bir noktadan 18 ay süresince muline ile ölçülmüş, aynı zamanda 18 ay süresince maksimum aylık aralıklarda kaynak suyunun fiziksel ve kimyasal parametrelerini belirlemek amacıyla arazide ölçüm ve örnekleme yapılmıştır (Şekil 3.4). · Obruk karstik kaynağı için Nisan 2007 ve Eylül 2008 yılları arasında akım değerleri ile kaynak çekilme analizi yapılmış ve bu analizler sonucunda sisteme ait hidrolik ve geometrik parametreler belirlenmiştir

44 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Şekil 3.4. Kaynaktan muline ile debi ölçümü

· Faylar, kırık – çatlak sistemleri, antiklinal ve senklinal eksenleri gibi çizgisel unsurlar, karstik sistemlerde beslenme alanlarının, yeraltısuyu olası hareket yönünün ve boşalım noktalarının belirlenmesinde önemlidir (Milanovic, 1981; Kurttaş, 1997; Koyuncu, 2003). Ayrıca, Kurttaş (1997) ve Koyuncu (2003)’da çizgisel unsurların belirlenmesinde, aynı doğrultuya sahip çöküntü yapıları, akarsu yataklarındaki ani yön değişimleri, faylar, antiklinal ve senklinal eksenleri gibi yapısal ve tektonik süreksizlikler, uçurum ve kanyonlar ile bitki örtüsündeki süreksizlikler gibi unsurların belirleyici olduğu belirtilmektedir. Buna ek olarak, karstik ortamların yüzey morfolojisini oluşturan dolin, polye ve uvala gibi çöküntü yapılarının uzun eksenleri ise muhtemel yeraltı drenaj yapısını temsil etmektedir (Worthington, 1999). Başka bir deyişle çöküntü yapıları, enerji gradyanına bağlı olarak kırık – çatlak sistemleri boyunca geliştiği belirtilmektedir. Dolayısıyla, karstlaşmayı etkileyen ana etmenlerin başında gelen tektonizmanın anlaşılması, karstik bölgede

45 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

neotektonik dönem boyunca hüküm süren tektonik rejimin ve bu rejime bağlı olarak gelişen çizgisel unsurların ortaya konmasını da gerektirmektedir. Bu nedenle, Obruk Kaynağı ve yakın dolayındaki çizgisel unsurların belirlenmesi için öncelikle GoogleEarth uydu görüntüleri ve MTA Genel Müdürlüğü’nden alınan 1/25 000 ölçekli sayısal verilerle yapılmıştır. Elde edilen çizgisel unsurlar arazide belirlenen çizgisel unsurlarla karşılaştırılmış ve uyumlulukları kontrol edilmiştir. Diğer taraftan, arazi çalışmaları süresince Köroğlutepesi formasyonunu oluşturan Jura – Kretase yaşlı kireçtaşlarında, kırık – çatlak ölçümleri yapılmış ve doğrultu dağılımları Dips 3.0 programı aracılığı ile incelenmiştir (Şekil 3.5). İzlenen yöntem ve bu yöntemin dayandığı teknik yaklaşımın ana çatısını sistemin fiziksel olarak tanımlanması oluşturduğu için, bu çalışma başlıca doğrudan araziden yapılan ölçümlerden elde edilen veriler ile bu ölçümlerden türetilen verilerin değerlendirilmesine dayanmaktadır.

Şekil 3.5. Jura–Kretase yaşlı Köroğlutepesi karstik kireçtaşlarında Brunton pusulası ile yapılan kırık – çatlak ölçümleri

46 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

3.2.2.1. Muline ile Akarsularda Debi Ölçümü

Debi akarsularda belirlenen en kesitte birim zaman içersinde geçen su miktarına o akarsuyun o andaki debisi denir. Bir başka tanımla bir saniyede geçen su miktarı olarak da bilinir. Birimi m3/sn’dir. Akarsularda debi muline adı verilen aletlerle ölçülür. Muline ucunda bir pervane olan ve bu pervanenin belirli bir süre içerisindeki dönüş sayısını kayıt edip suyun hızını ölçen elektronik bir cihazdan ibarettir. Muline ile debi ölçülürken alet suyun akış yönüne tutulur ve suyun akış hızına göre pervanenin dönmesi sağlanır. Pervane her turunda ölçümü yapan kişinin boynuna taktığı elektronik beyine kayıt gönderir. Belirlenen zaman bittikten sonra sayaçtaki göstergelerden o kesitte o anki geçen suyun hızı okunarak değerlendirilir. Ölçüm yapılırken " Donav, Çıkrık, Teleferik " gibi çeşitli yardımcı malzemelerden de yaralanılır.

-Akarsularda Debi Ölçümünde Dikkat Edilecek Hususlar

Akarsularda debi ölçümü yapmak için öncelikle birinci derece dikkat edilmesi gereken konu, emniyeti sağlamaktır. Bunun için içerisine girilerek ölçüm yapılacak suyun durumuna göre can yeleği giymek şart olmalı, mümkün olduğu kadar her konumda başa kas takmayı ihmal etmemelidir. Su tabanındaki taşlar kaygan olabileceğinden düşmelere karşı yüzme bilmek önemlidir. · Ölçü Kesiti Alımı: Ölçüm yapılacak sularda kesit çok önemlidir ve debi ölçümünün temel unsurudur. Suyun düzgün akımı olan noktayı bulmak gerekir. Öyle bir yer bulunmalıdır ki suyun hızı her noktada eşit değilse de (zaten bu mümkün değil), tabandaki taşlar suya türbülans yaptıracağından en az taşlık alan seçilmeli, bataklık olmamalı, kulp ve menderes oluşan yerler olmamalı, göl gibi ölü noktalar olmamalıdır. Düzgün bir kanaldan akar gibi su yatağı bulmak kesit ölçüsü almamızı kolaylaştırır ve sağlıklı olur. · Kesit ipi ve halatı : En kesit olarak kullanacak olan ip suyun her iki tarafına sağlam bağlanmalıdır. Bu şekilde gerektiğinde ipe tutunabilme imkanı sağlanır. Kesit

47 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

ölçü ipini bağlarken ve ölçüm yaparken kesinlikle debi ölçen kişinin yüzü membada olmalı ve ayağın biri önde biri arkadan olmak üzere yan yan yürünmelidir. Düz yüründüğü takdirde hızlı sular dengeyi bozabilir. Yer tespiti yapılıp ölçü ipi bağlandıktan sonra muline ölçü sapıyla veya bir şeritmetreyle uygun görülen hız alma noktalarını eşit mesafelerle ve mandal takarak belirtmeli bu kesitlerin her birine sıra numarası verilerek mesafe ve derinlik önceden not edilmelidir. Daha sonra muline suyun derinliğinin yarısı kadar mesafeye yerleştirilerek belirlenen noktalarda hızlar tespit edilmeli ve her bir kesitin mesafesi ile derinlikleri çarpılarak kesit alanı bulunmalıdır. Bu kesit alanına ait hız değeri ile de kesit alanı çarpılarak o kesitin debisi hesaplanmalıdır. Bütün kesitlerdeki debiler toplanarak toplam debi elde edilmiş olur. (http://www.hidroakim.com, 2010)

3.2.3. Laboratuvar Çalışmaları

Karstik akiferlerde beslenme, dolaşım ve depolama gibi dinamik özelliklerin belirlenmesinde önemli bir araç olarak kullanılan hidrojeokimyasal çalışmalar kapsamında, inceleme alanında bulunan tek su noktasından arazi çalışmaları süresince yerinde ölçümler ve laboratuvar analizleri için örnekleme çalışmaları yapılmıştır. Bu kapsamda, Obruk Karstik Kaynağı’na ait pH, elektriksel iletkenlik (EC – μS/cm) ve sıcaklık (T – ºC) gibi özellikler kaynak başında ölçülmüştür. 18 ay 2+ 2+ 2- boyunca alınan su örneklerindeki Ca , Mg , SO4 ve karbonat-bikarbonat analizleri, Çukurova Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü Prof. Dr. Servet YAMAN Jeokimya Laboratuvarı’nda yapılmıştır. Laboratuvar analizleri için farklı zamanlarda alınan 2 su örneğinin üzerinde yapılan majör iyon (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, - 2- - 2- HCO3 , CO3 , Cl , SO4 ) analizleri ise MTA Genel Müdürlüğü ile Avusturya Joenneum Research Institute of Water Resources Management Laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir.

48 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

İnceleme alanından İzotop analizleri için örnekleme çalışmaları, IAEA tarafından belirlenen örnekleme kurallarına uygun olarak, kurak ve yağışlı dönemleri temsil etmesi açısından Nisan 2008 ve Eylül 2008 tarihlerinde yapılmıştır. δ18O ve δ2H analizi için 100 ml’lik plastik şişeler kullanılarak örnekler alınmıştır. Plastik şişeler ve kapakları her örnekleme sırasında örneğin alındığı su ile çalkalanmış ve üzerinde hava kalmayacak şekilde tamamen doldurulmuştur. Şişelerin tıpası ve kapağı sıkıca kapatılarak, güneş görmeyen serin bir yerde analize gidene kadar saklanmışlardır. Analizler, Graz’da (Avusturya) bulunan Joenneum Research Institute of Water Resources Management laboratuvarında yaptırılmıştır. Sonuç olarak; Köroğlutepesi kireçtaşının denetlenebilir sınır koşullarına sahip olmasının sağladığı olanak kullanılarak bu tür karst akiferlerinin hidrodinamik davranışı incelenmiş ve hidrojeolojik kavramsal model çerçevesinde olmak üzere, beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım ilişkileri ile sistemin geometrik ve morfolojik yapısı birlikte değerlendirilmiş ve sistemin kavramsal bir modeli oluşturulmuştur.

3.3. ArcGIS Programı ile İlgili Çalışmalar

3.3.1. Havza Sınırlarının Belirlenmesi

Havza, hidrolojik sistemi kontrol eden doğal sınırlarla çevrili bir alandır. Su kaynakları sisteminin havza ölçeğinde tanımlanması, dolayısıyla bir bütün olarak ele alınmasına olanak sağlayarak bir hidrolojik sistemi etkileyen ilişkilerin doğru olarak ortaya konmasına yardımcı olmaktadır. Bu sayede sistem daha kolay anlaşılmakta ve sistemin, değişik etkilere karşı vereceği tepkiler de en uygun şekilde analiz edilebilmektedir. Coğrafi Bilgi Sistemi (CBS) yazılımlarındaki gelişmeler, coğrafi sorgulama ve analiz gereksinimi duyulan alanlardaki işlemleri oldukça kolaylaştırmıştır. CBS ile oluşturulacak arazi modelleri üzerinden çeşitli sorgulamalar gerçekleştirilebilmektedir.

49 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

Bu arazi modellerinden birisi de Sayısal Yükseklik Modeli (SYM)’dir. Bu model ile konuma bağlı topografik özelliklerin değişim bilgilerine kolaylıkla ulaşılabilmekte, sorgulanabilmekte ve analiz edilebilmektedir. CBS yazılımları kullanılarak, grid formatındaki yükseklik verilerinden drenaj havzaları, drenaj ağları belirlenebilmekte ve drenaj havzası verileri hesaplanabilmektedir. Bu hesaplamalar arasında hidrolojik analizde etkili olan alan, eğim, yön, akış uzunluğu, yüzey akış uzunlukları vb. gibi birçok önemli değer bulunmaktadır. Bununla birlikte, CBS altında çalışan standart bir hidrolojik model ile tüm bu verileri bir arada toplamak oldukça zordur (Smemoe 1997). Coğrafi bilgi sistemleri, havza çalışmalarının her aşamasında kullanılabilir. Bu çalışmada; Coğrafi Bilgi Sistemi (CBS) olanakları ile havza alanı, çevre uzunluğu, ortalama eğim ve drenaj yoğunluğu gibi havza özelliklerinin belirlenmesi amaçlanmıştır. Bu amaçla çalışma alanı olarak seçilen Saimbeyli Obruk Şelalesi karstik kaynağını besleyen havzanın ve üzerindeki akarsu ağının, hidrolojik analizinde CBS kullanılarak havzanın morfolojik özelliklerinin belirlenmesi de mümkün olmuştur. Bunun için ArcGIS 9.3 yazılımının ArcHydro uygulamasından yararlanılmıştır. Elde edilen sonuçlar aynı zamanda bir CBS katmanı olabilme özelliği taşımaktadır. Bu uygulama hem çalışma alanını içine alan tüm havzanın sınırlarını hem de karstik boşalıma ait alt havzanın sınırlarını belirleyecek şekilde oluşturulmuştur. Çalışmada, 1/25 000 ölçekli topoğrafik haritalardan elde edilen arazinin eşyükselti eğrisi bilgileri kullanılmıştır. Sırasıyla işlem basamakları; çalışma alanının TIN dosyasının oluşturulması, dijital yüzey modelinin oluşturulması ve ArcGIS yazılımının ArcHydro uygulaması kullanılarak Obruk Karstik Kaynağı için havza sınırlarının belirlenmesidir (Şekil 3.6).

50 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

ı a m l ar ş il e b li r l n m a

ı n A r c G I S p og am ı n ı r l ar ı n ı

. H a v za s 6

e k il 3. Ş 51 3. MATERYAL VE METOD Nilda YALÇIN

3.3.2. Havzaların Jeomorfolojik Özelliklerinin Belirlenmesi

Akarsu havzalarının jeomorfolojik özelliklerinin belirlenmesine yönelik çalışmalar, arazi çalışmaları ve bu çalışmalar sonucunda üretilmiş haritaların oluşturulmasına dayanır. Havza gelişimini kontrol eden faktörlerin ortaya konması açısından jeolojik, topoğrafik ve hidrografik özelliklerin 1/25 000 ölçekli topoğrafya haritalarından oluşan altlıklar üzerine aktarılması gerekmektedir. Böylece bir CBS yazılımı olan ArcGIS Desktop ArcMap programı üzerinde işlenen sayısal verilerden havzaya ait sayısal veri tabanı ve 3 boyutlu sayısal arazi modelleri elde edilmiş olur. Bu tür çalışmalar tektonik aktivitenin drenaj sistemleri üzerinde etkilerinin anlaşılması yönünden son derece önemlidir. Bir drenaj havzasına ait morfometrik özellikler; topoğrafya haritalarının sayısallaştırılması ile oluşturulan yükselti, eğim ve alan gibi topoğrafik parametrelerin ölçülmesi yanında, bu ölçümlerin hava fotoğrafları ve yüksek çözünürlüklü uydu görüntülerinin yorumlanması yoluyla açıklanabilir. Bu veriler bir sahanın jeomorfolojik gelişiminde etkili olan faktörlerin karşılaştırılmalı olarak açıklanmasında faydalı olabilmektedir. Ham veri oluşturma aşamasında sayısal yükselti modelleri (Digital Elevation Model-DEM) kullanılması, verilerin güvenilirliğini sağlama açısından önem taşımaktadır. Tez çalışması kapsamında tektonik açıdan aktif bir karstik yükselim olan KD- GB uzanımlı Köroğlutepesi kireçtaşı bloğu üzerine yerleşmiş 35,91 km2 yüzölçümlü Obruk karstik akiferine ait beslenme havzası için 3 boyutlu sayısal arazi modeli bu program aracılığıyla elde edilmiştir.

52 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4. ARAŞTIRMA BULGULARI

Hidrojeolojik yapıyı ortaya koyan sağlıklı bir kavramsal model oluşturulabilmesi, bölgenin jeolojik yapısının tam olarak ortaya konulmasını gerektirmektedir (Bölüm 3.1.1). Jeolojik yapı, jeolojik birimlerin türü, niteliği ve birbirleri ile olan dokanak ilişkilerinin açıklandığı litostratigrafi ile bu ilişkileri etkileyen-yeniden düzenleyen yapısal jeolojik unsurları kapsar. Bunlara ek olarak kireçtaşı bloklarının oluşturduğu karst akiferlerinin, üç boyutlu geometrisinin tanımlanabilmesi, sınırlarının üç boyutta belirgin olması ve beslenme–boşalım ilişkileri göreceli olarak kolayca tanımlanabilmesi nedeni ile sınır koşullarının da belirlenmesi mümkün olabilmektedir. Suyun hareket ettiği ortamın üç boyutlu geometrik yapısı ortaya çıkarılırken de, bölgenin jeolojik tarihçesine ve paleocoğrafyasına ait bilgilere de jeolojik yapı içinde yer verilmelidir.

4.1. İnceleme Alanının Jeolojisi

İnceleme alanında Bölüm 3.1.1’de detaylı bir şekilde verilen genellikle Prekambriyen, Paleozoyik, Mesozoyik ve Senozoyik Üst Sistemlerine ait kırıntılı ve karbonatlı birimlerin mostra verdiği gözlenmektedir. Obruk karstik akiferinin boşaldığı Köroğlutepesi formasyonu üç boyutlu geometrisi tanımlanabilen dolayısı ile beslenme – boşalım ilişkilerini belirleyen sınır koşullarının da tanımlanması mümkün olabilen bir karst akiferi özelliğindedir. Bu nedenle de inceleme konusunu oluşturmaktadır.

4.1.1. Köroğlutepesi Formasyonu

İnceleme alanındaki ana akiferi oluşturan Köroğlutepesi formasyonunun adı Katarası Köyü’nün 2 km güneydoğusundaki Elbistan L36-c2 paftasındaki aynı adlı Köroğlutepe'den alınmıştır (Demirtaşlı 1967). Mikrit, biomikrit ve dolomitik kireçtaşlarından oluşan birim, inceleme alanında genellikle yüksek kesimleri bir şapka

53 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

gibi örtmesiyle karakteristiktir. Saimbeyli vadisi batısı boyunca kuzeydoğu-güneybatı uzanımlı olarak yer almaktadır. Üst düzeyinin aşınması nedeni ile bölgede değişik kalınlıklarda izlenen Köroğlutepesi formasyonunun ayrışma yüzeyi kirli beyaz, gri, bej, beyazımsı gri, sarımsı gri, taze kırık yüzeyi boz, sütlü kahve renkli olarak sahada izlenen birim, kıt fosilli, yer yer masif görünümlü, genellikle 50-70 cm tabaka kalınlıklı, karensi ayrışmalı mağaralar ve büyük dolinler oluşturacak şekilde erime yapılarına sahip karstik kireçtaşı özelliğindedir (Şekil 4.1). Birim tabanda breşik, dağılgan görünümlü, dolomitik bir seviye ile başlamaktadır. Fosilsiz olan bu düzeyin üzerinde bol kırık çatlaklı kireçtaşları gelmektedir. Birimin üst düzeyleri yine dolomitik karakterli kireçtaşı ve kireçtaşı ardalanması şeklinde devam etmektedir. Mikroskobik incelemelerde; kireçtaşlarının, mikrit, biyomikrit türü kireçtaşı oldukları, yer yer oolitik karakter sundukları gözlenmektedir (Yılmaz, 2004). Bol kırıklı ve çatlaklı kireçtaşları, kalsit dolgulu ve gazyağı kokuludur. Formasyon; Alt Triyas yaşlı Katarası formasyonu üzerinde açısal uyumsuz olarak yer almaktadır. Üstte Miyosen yaşlı karasal çökellerle yine uyumsuz bir şekilde üzerlenmektedir. İnceleme alanında, formasyon genellikle Permiyen ve Karbonifer birimlerini örtmekle birlikte, Mesozoyik ve diğer Paleozoyik kayaları üzerinde de açılı uyumsuz olarak yer aldığı, yer yer de faylı kontakta sahip olduğu gözlenmektedir (Şekil 4.2). Köroğlutepesi formasyonunun Doğu Toroslar’ın değişik kesimlerinde yapılan paleontolojik incelemelere göre formasyon yaşının Jura-Alt Kretase olduğu kabul edilmektedir. Köroğlutepesi formasyonu şelf tipi sığ deniz ortamında oluşmuş karbonatlarla temsil edilmektedir. Birimin inceleme alanı dışında Torosların değişik kesimlerinde aynı yaşlı ve benzer kaya türü eşlenikleri bulunmaktadır. Bu kalın karbonat seri, değişik isimlerle tanımlanmış olup; Mesozoyik kalkerleri, Jura-Kretase kireçtaşları, Masif kireçtaşı, Akdağ Kireçtaşı bunlardan bazılarıdır. İnceleme alanı kuzeyinde Pınarbaşı civarında, Yüceyurt formasyonu (Aziz ve ark., 1982), Kurtman (1963) ise Horasan Çal kalkeri şeklinde adlamalar kullanmışlardır.

54 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.1. Köroğlutepesi kireçtaşındaki karensi yapılar

K

Şekil 4.2. Köroğlutepesi kireçtaşı (Jkr) ile Katarası formasyonu (Trk) dokanağı (Karstik kütleye güneyden bakış)

55 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.2. Yapısal Jeoloji ve Tektonik

Litolojinin türü, kalınlığı ve yapısal unsurlar, karstlaşmanın gelişiminde etkili olan önemli faktörler olmakla birlikte karstlaşma daha çok kimyasal erozyonu sağlayan yeraltısuyu akışını denetleyen enerji gradyanının kaynağına ve karstlaşma derinliğini denetleyen erozyon tabanının türü ve derinliğine bağlıdır. Tektonik hareketler nedeniyle yükselme ve/veya iklim değişikliklerine bağlı olarak meydana gelen deniz seviyesi değişimleri, karstlaşmayı denetleyen enerji gradyanının temel kaynağını oluşturmaktadır. Karstlaşma derinliğini denetleyen erozyon (karstlaşma) tabanını ise karbonatlı kayaçların altında bulunan geçirimsiz birimler ya da karstlaşmayı sağlayan suyun enerjisini yitirdiği deniz, göl ve akarsu seviyeleri belirlemektedir. Bu bağlamda tektonik rejim ile iklimsel değişimler, karstlaşmayı denetleyen temel süreçler olarak ortaya çıkmaktadır (Ekmekçi, 2003; Ekmekçi, 2005). Dolayısıyla karstlaşmayı etkileyen temel etmenlerin başında gelen tektonik rejimin anlaşılması, çalışılan sistemin yapısının ve özelliklerinin tanımlanması açısından büyük önem arz etmektedir (Ekmekçi, 2003; Ekmekçi ve Nazik, 2004; Orhan, 2004; Ekmekçi, 2005). Doğu Toroslar’ın batı kesiminde Geyikdağı Birliği içinde yer alan inceleme alanı, gerek Toroslar’ın tektono-stratigrafi birliklerinin büyük bir bölümünü içermesi gerekse Kambriyen-Tersiyer aralığının tüm sistemlerini temsil eden kaya-stratigrafi birimlerini bulundurması açısından Toros orojenik kuşağının ilginç alanlarından biridir (Özgül ve ark., 1973; Metin, 1984; Tekeli ve ark., 1984; Özgül, 1976). İnceleme alanı Kambriyen’den Kuvaterner’e kadar genellikle platform tipte kırıntılı ve karbonatlı birimleri içermektedir. Bölgedeki birimlerin stratigrafik dizilimi ve tektonik özelliklerinde Paleozoyik’ten bu yana süre gelen bölgesel kıtasal hareketler etkili olmuştur.

4.2.1. Çizgisel Unsurlar

Türkiye kuzeyden güneye doğru, Pontidler, Anatolidler, Toridler ve Arap Otoktonu olmak üzere dört ana kuşaktan oluşmaktadır. Şengör (1979, 1980), Şengör ve Yılmaz (1981), Şengör ve ark. (1980, 1984) ve Şengör (1984) plaka tektoniği

56 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

yardımıyla, Türkiye’nin ana tektonik hatlarını ortaya koyarak bir çok jeolojik probleme ışık tutmuşlardır (Şekil 4.5). Bu çalışmalara göre Rodop-Pontid Kıtası, Sakarya kıtası, Menderes-Toros Bloğu, Kırşehir Bloğu ve bunlar arasındaki kenet kuşakları Türkiye’nin başlıca Paleotektonik unsurlarını oluşturmaktadır. Yeryuvarının jeodinamik evriminin menteşesi konumundaki Torosların, jeolojik problemlerinin çözümü, plaka tektoniği gelişiminin anlaşılması, jeodinamik hareketler ve bölgesel paleojeolojik ortam koşullarının belirlenebilmesi için ayrı bir önem taşımaktadır. Alp-Himalaya Orojenik Kuşağı'nda yer alan Torid-Anatolid sistemi içerisinde, kabuksal gerilmelerin halen devam ettiğine dair çeşitli modeller ortaya atılmış olup (McKenzie, 1972; Rodstain, 1984), sismik çalışmalar ve GPS ölçümleri ile (Oral, 1994; Barka ve ark., 1997) deformasyon miktarları belirlenmektedir (Gürsoy ve ark., 2002). Bu bağlamda, inceleme alanının da bulunduğu bölgede, yeni tektonik dönemde yakınsama ve çarpışmanın neden olduğu sıkışma ile kabuk kalınlaşmasının doğurduğu K-KD gidişli plastik deformasyon yapıları hâkimdir (Yılmaz, 2004). Bölgedeki progresif deformasyonun devamında, Torid Kuşağı’nı keserek Anadolu Bloğu’nun iç kesimlerine kadar uzanan Lutesiyen öncesi yaşlı (Yetiş, 1983) sol yönlü doğrultu atımlı Ecemiş Fay Zonu (Koçyiğit ve Beyhan, 1997; Orta Anadolu Fay Zonu) ve transform nitelikli, yine sol yönlü doğrultu atımlı Geç Miyosen-Pliyosen yaşlı, Doğu Anadolu Fay Zonu (Hempton, 1982) gelişmiştir. Çalışma sahasının batı ve doğusunda yeralan bu fay zonları, bölgede makaslama gerilimine yol açmakta ve genellikle kırılgan yapıları oluşturmaktadır. Türkiye’nin günümüzdeki tektonik yapısı içerisinde Pontid ve Anatolid-Torid kuşaklarının şekillenmesi, Bitlis Kenet Kuşağı boyunca Avrasya ve Arap-Afrika plakaları arasında kalan Anadolu Bloğu’nun, Geç Miyosen kıta-kıta çarpışması sonucunda “Neotektonik Dönem” olarak adlandırılan (Şengör, 1980) yeni tektonik rejimde devam etmiştir. Türkiye’de yoğun volkanik faaliyetin başladığı kabul edilen (Şengör ve Yılmaz, 1981; Yılmaz ve ark., 1987) bu dönem sonunda, Doğu Akdeniz altındaki Ege/Kıbrıs Hendeği ve bunun daha doğuda kıta üzerindeki uzantısı Bitlis Kenet

57 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Kuşağı, sağ yönlü doğrultu atımlı Kuzey Anadolu Fay Zonu ve sol yönlü doğrultu atımlı Doğu Anadolu Fay Zonu, günümüzde Türkiye’nin ana tektonik çatısının başlıca unsurlarını oluşturmaktadır. Bunların yanında yine aynı sistemin ürünü olan Ege Graben Sistemi, Burdur-Fethiye Fay Zonu, Malatya Ovacık Fayı, Ölü Deniz Fay Zonu ve inceleme alanını batıdan sınırlayan Ecemiş Fay Zonu, tektonik ve morfolojik kontrolün ikincil yapılarını oluşturmaktadır (Şekil 4.3).

Şekil 4.3. Türkiye’nin yeni tektonik döneme ait ana tektonik hatları (Yılmaz, 2004)

İnceleme alanı Mestrihtiyen’den itibaren KB-GD doğrultusunda bir sıkışma rejiminin etkisine girmiştir. Bunda KB’daki ofiyolit bindirmelerinin etkisi büyüktür. Sıkışma Orta Miyosen sonuna kadar devam etmiştir. Bunun sonucunda, KD-GB doğrultusunda, uzunlukları 100 km’yi aşan itki veya ters faylar ve doğrultu atımlı faylar oluşmuştur (Şekil 4.4). Değirmentaş fayı, Armutalan fayı, Avcıpınarı fayı, Göksu fayı ve Obrukbaşı fayı bunların başlıcalarıdır. Kıvrım eksen ve tabaka doğrultuları da KD-GB yönünde olup, bu yapılar, adı geçen itki fayları ile GD’dan KB ya doğru ekaylanmışlardır. Faylar, kırık – çatlak sistemleri, antiklinal ve senklinal eksenleri gibi çizgisel unsurlar, karstik sistemlerde beslenme alanlarının, yeraltısuyu olası hareket yönünün ve

58 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

boşalım noktalarının belirlenmesinde önemli bir araçtır (Milanovic, 1981; Kurttaş, 1997; Koyuncu, 2003).

Şekil 4.4. Köroğlutepesi kireçtaşı (Jkr) ve Gümüşali formasyonu (Dg) dokanağı (Saimbeyli-Tufanbeyli yolu)

Ayrıca, Kurttaş (1997) ve Koyuncu (2003)’da çizgisel unsurların belirlenmesinde, aynı doğrultuya sahip çöküntü yapıları, akarsu yataklarındaki ani yön değişimleri, faylar, antiklinal ve senklinal eksenleri gibi yapısal ve tektonik süreksizlikler, uçurum ve kanyonlar ile bitki örtüsündeki süreksizlikler gibi unsurların belirleyici olduğu belirtilmektedir. Buna ek olarak, karstik ortamların yüzey morfolojisini oluşturan dolin, polye ve uvala gibi çöküntü yapılarının uzun eksenleri ise muhtemel yeraltı drenaj yapısını temsil etmektedir (Worthington, 1999). Başka bir deyişle çöküntü yapıları, enerji gradyanına bağlı olarak kırık – çatlak sistemleri boyunca geliştiği belirtilmektedir. Dolayısıyla, karstlaşmayı etkileyen ana etmenlerin başında gelen tektonizmanın anlaşılması, karstik bölgede neotektonik dönem boyunca hüküm süren tektonik rejimin ve bu rejime bağlı olarak gelişen çizgisel unsurların ortaya konmasını da gerektirmektedir. Bu çerçevede, Obruk Kaynağı ve yakın dolayındaki çizgisel unsurlar, hava fotoğrafları, uydu görüntüleri, karst morfolojisi ve arazi çalışmalarının birlikte değerlendirilmesi sonucunda elde edilmiştir. Obruk Kaynağı ve yakın dolayındaki çizgisel unsurların belirlenmesi öncelikle GoogleEarth uydu görüntüleri ve MTA Genel Müdürlüğü’nden alınan 1/25 000 ölçekli sayısal verilerle yapılmıştır. Yukarıda yapılan çalışmalar sonucunda elde edilen çizgisel

59 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

unsurlar arazide belirlenen çizgisel unsurlarla karşılaştırılmış ve uyumlulukları kontrol edilmiştir. Obruk Kaynağı ve yakın dolayındaki çizgisel unsurlar Şekil 4.5’de gösterilmiştir.

K

Şekil 4.5. İnceleme alanındaki çizgisellikler

Diğer taraftan, arazi çalışmaları süresince Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi Kireçtaşlarında 3 lokasyonda 100’er tane kırık – çatlak ölçümleri yapılmış ve doğrultu dağılımları incelenmiştir (Şekil 4.6). Obruk Kaynağı ve kuzeyinde ortalama KB-GD yönlü kırık – çatlak sistemleri tespit edilmiştir. Ölçüm değerleri Dips 3.0 bilgisayar programı ile değerlendirilmiştir. Saha çalışmaları sırasında elde edilen kırık – çatlak verileri Obruk Kaynağı’nın içinde bulunduğu Jura–Kretase yaşlı kireçtaşlarının Üst Kretase’den itibaren K20B– G20D yönlü kuvvet çiftlerine bağlı olarak bir sıkışmanın etkisinde kaldığını göstermektedir (Şekil 4.6). Şekil 4.7’de ise bu sıkışmaya bağlı açılma yönlerini gösteren kontur diyagramları görülmektedir. Buna göre saha ortalama K70D–G70B yönlü olan bir açılmaya maruz kalmıştır (Şekil 4.8).

60 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.6. İnceleme alanındaki süreksizliklerin gül diyagramları

61 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.7. İnceleme alanındaki süreksizliklerin kontur diyagramları

62 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.8. İnceleme alanındaki süreksizliklerin ortalama açılma yönleri

Bu durum bölgedeki tektonik rejim ile uyum göstermekte olup karstlaşmanın başlangıcı olan eklem takımlarının oluşumuna neden olmuştur. Dolayısıyla bölgedeki karstik oluşumlar ve vadi oluşumları da bu tektonik rejimle paralel gelişmiştir.

4.2.2. Uyumsuzluklar

İnceleme alanı tektonik hareketlerin oldukça yoğun olduğu bir bölgede yer almaktadır. Otokton olarak kabul edilen istifte, tabandan tavana doğru Karbonifer ile Permiyen, Triyas ile Jura, Eosen ile Üst Kretase, Orta Miyosen ile Pliyosen yaşlı birimler arasında diskordanslar bulunmaktadır. Bu diskordanslar çoğunlukla açısız veya çok düşük açılıdır (Metin, 1982). Çalışma alanının bazı kesimlerinde uyumsuzluk sınırları altında daha yaşlı birimlerin eksiksiz bulunmuş olmalarına rağmen bazı kesimlerinde önemli eksiklikler bulunmaktadır. Örneğin Jura-Kretase yaşlı Köroğlutepesi kireçtaşının bazen Kambriyen, bazen Üst Devoniyen, bazen Permiyen ve bazen de Triyas yaşlı kaya birimleri üzerine

63 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

doğrudan geldiği görülmektedir. Dar bir alan içerisinde görülen bu farklı durum diskordans öncesi su yüzüne çıkma veya aşınma ile açıklanabilir (Metin, 1982).

4.2.3. Kıvrımlar

Plastik deformasyon ürünü olan kıvrımlar penetratif nitelikli olup, inceleme alanındaki sıkışma tektoniğinin belirteci olarak karşımıza çıkmaktadır. Doğu Torosların batı kesiminde, genellikle bölgeyi etkileyen Alpin dönemine ait transformun doğurduğu sıkışmaya uygun olarak gelişen KKD uzanımlı kıvrımlar, bölgede hâkim bir şekilde izlenirken; Yılmaz (2004) tarafından yapılan detaylı çalışmalar, inceleme alanı batısında bu transpresyonel tektonik rejim öncesinde gelişmiş DKD ve DB eksenli kıvrımların varlığını ortaya koymaktadır

4.2.4. Tabakalanmalar

İnceleme alanında Geyikdağı Birliği paraotokton istifine ait kırıntılı ve karbonatlı birimler çoğunlukla iyi gelişmiş tabakalı yapıdadırlar. İlk uyumsuzluğun gözlendiği Alt Karbonifer dönemi ve öncesi, formasyonlara ait düzlemlerin ortalama 500-600, Üst Permiyen-Alt Triyas yaşlı kayaçların 300-500 eğimlere sahip oldukları Yılmaz (2004) tarafından yapılan incelemelerle saptanmıştır.

4.3. Jeolojik Evrim ve Paleocoğrafya

Karstlaşmanın meydana gelebilmesi için karbonatlı kayaçların atmosferle temas etmesi gerekmektedir. Karstlaşma, karbonatlı kayacın hidrolojik çevrim içinde bulunmasını gerektirmektedir. Bu durumda da, karstlaşmanın büyük bir oranda, karasal ve erozyonun hâkim olduğu bir ortamda oluştuğu söylenebilmektedir. Ekmekçi (2005)’e göre karbonatlı kayaçların deniz veya göl suları ile örtülmesi sonucunda karstlaşma genellikle kesintiye uğramaktadır. Denizel veya gölsel çökelimler sonucunda düşük geçirimliliğe sahip kırıntılılar altında kalan karbonatlı kayaçların yeniden bir karstlaşma süreci etkisi

64 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

altında kalması, öncelikle yeniden bir hidrolojik çevrim içerisinde yer alabilmelerine bağlıdır. Bu süreç ise çoğunlukla uzun jeolojik dönemler gerektirdiğinden, bu tür fasiyes değişimleri karstlaşmanın kesintiye uğramasına neden olmaktadır. Kesintiye uğramış karstik birim ise karasallaşma ve erozyon fasiyesine geçme sonucunda yeniden faaliyete geçebilmektedir. Görüldüğü gibi, tektonik evrim gibi paleocoğrafik gelişim de karstlaşmanın jeolojik dönemler boyunca gelişimini belirleyen bir etken olarak tanımlanabilmektedir. Bu durum karstlaşma evrimi ile tektonik evrim ve eş zamanlı paleocoğrafik gelişim arasında belirli bir uyumun söz konusu olabileceğini göstermektedir (Ekmekçi, 2003; Ekmekçi, 2005). İnceleme alanının jeolojik tarihçesi Metin (1982)’e göre açıklanmıştır. İnceleme alanındaki Paleozoyik birimlerinin ince-kaba taneli detritiklerinin oldukça kalın bir istiften oluşması deniz dibindeki hareketli ve hızlı bir çökelmenin varlığını göstermektedir. Ordovisiyen sonunda deniz dibi yükselerek su yüzüne çıkmıştır. Hatta aşınmaya uğramıştır. Silüriyen başlangıcıyla bölge yeniden bir transgesyona uğramış, Halityayla formasyonunu oluşturan kumtaşı-çakıltaşı çökelmiştir. Silüriyen denizi gittikçe derinleşerek içerisinde iyi korunmuş graptolitli fosilleri bulunduran silisli şeyl ve tabakalı sileksitlerin çökeldiği derin deniz ortamına kavuşmuştur. Silüriyen sonu ve Devoniyen başlangıcıyla deniz yeniden duraysızlaşmış, Alt Devoniyen’de deniz daha da sığlaşarak kuvarslı kumtaşlarının ve bol solucan izli çamurtaşlarının (Ayıtepesi formasyonu) çökelmesine sebep olmuştur. Orta Devoniyen’de denizin yeniden derinleştiği, duraylılığını koruduğu ve deniz suyunun ısındığı genellikle kalın tabakalı mercan ve bracyopod bulunduran kireçtaşlarının (Şafaktepe formasyonu) varlığından anlaşılmaktadır. Orta Devoniyen’in sonu ve Üst Devoniyen başlangıcı ile deniz dibi yeniden harekete geçmiş ve Üst Devoniyen sonuna kadar ritmik bir şekilde bracyopodlu kireçtaşları ve kumtaşları ve şeyler çökelmiştir. Burada karadan türeyen elemanlarla denizden türeyen elemanlar bir arada görülmektedir (Gümüşali formasyonu).

65 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Karbonifer’de nisbeten derinleşen denizin duraysızlığını halen devam ettirdiği koyu renkli bitüm kokulu kireçtaşı–şeyl ardalanmasından anlaşılmaktadır (Ziyarettepe formasyonu). Karbonifer sonunda deniz dibi yükselerek Silüriyen’den beri ilk defa su yüzüne çıkmıştır. Permiyen başlangıcı ile bölge yeniden transgresyona uğramış ve kırmızı renkli, demirli kuvarsitlerle başlayan kireçtaşları bölgedeki bütün birimleri örtmüştür. Permiyen denizi duraylı bir deniz özelliğini gösterir. Bol foraminiferli kalın kireçtaşları bu dönemde çökelmiştir (Yığılıtepe formasyonu). Yığılıtepe formasyonunun üst seviyeleri boksit cepleri ve kuvarsit tabakası bulundurur. Bu da Permiyen sonuna doğru denizin yeniden sığlaştığını kanıtlamaktadır. Bu sığlaşma Triyas’ta da devam etmiş, sonuna doğru deniz dibi su yüzüne çıkmıştır. Böylece Triyas’ta çökelmiş olan yumuşak çökeller (Katarası formasyonu) büyük ölçüde aşınmaya uğramıştır. Jura başlangıcıyla birlikte bölge yeniden transgresyona uğramış ve Jura- Kretase boyunca duraylılığını korumuştur. Bu zaman aralığı boyunca da komprehensif Köroğlutepesi formasyonu çökelmiştir. Üst Kretase sonunda deniz dibi tamamen yükselmiş Orta Eosen’e kadar kara halinde kalmıştır. Orta Eosen başlangıcı ile yeni bir deniz ilerlemesi bölgeyi etkisi altına almış ve çakıltaşı, kumtaşı ve kaba kireçtaşları çökelmiştir. Eosen sonunda Alpin orojenezi en şiddetli safhasına ulaşmış ve sonrasında da bölge bugünkü görünümünü kazanmıştır. Bölgede Oligosen ve Miyosen’in olmayışı Eosen’den sonra karasal şartların hüküm sürdüğünü göstermektedir. Eosen döneminde bölgenin orojenezle yükselmesine bağlı olarak GB-KD doğrultusunda sıradağlar belirmeye başlamış ve aynı zamanda hızlı bir aşınım dönemi başlamıştır. Aşınma ile birlikte dağları paralel olarak takip eden akarsular gelişmiştir. Dağların zirve kısımlarında bulunan zirve düzlükleri bu dönemde oluşmaya başlamıştır. Miyosen döneminde aşınma ve taşınma faaliyetleri devam etmiştir. Pliyosen ve Pliyo-Kuvaterner dönemlerinde havzada genç çökeller depolanmıştır.

66 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Eosen sonlarında su yüzeyine çıkmaya başlayan bölge bu dönemde ve Miyosen süresince aşınım süreçlerinin etkisi altında kalmıştır. Bununla birlikte, havza tabanında bulunan genç çökeller içerisinde Miyosen tortullarına rastlanılmaz. Bu durum bölgedeki Miyosen aşınım dönemine karşılık gelen korrelat depoların daha farklı alanlara taşınmış olabileceği veya daha sonra meydana gelen tektonik hareketlere bağlı olarak beliren yeni taban seviyesine göre tortulanmış olduğunu gösterir. Üst Miyosen’de gelişen yanal, düşey ve itki faylarının belirmesine yol açan tektonik hareketlere maruz kalmış dağlık alanlar yükselirken havza tabanı sübsidansa uğramış ve alçak derin bir çanak görünümünü almıştır. Havza Pliyosen’de iyice derinleşerek Neojen gölüyle işgal edilmiştir. Havza tabanı göl ortamını yaşarken çevreden aşınan malzemeler bu göl ortamında çökelmeye başlamış, bu olay Pliyo-Kuvaterner döneminde de devam etmiştir. Daha sonra güneyden Göksu Nehri’nin geriye aşındırması sonucunda Göksu Boğazı açılmış, havza kapılmaya uğrayarak depolanma sona ermiş ve havza tabanındaki tortullar aşındırılarak boşaltılmaya başlanmıştır. Kuvaterner dönemindeki iklim değişmelerine bağlı olarak havza tabanında çeşitli seviyelerde alçak ve yüksek sekiler oluşurken dağların yüksek kesimlerinde ise buzullaşma yaşanmıştır. Buna göre, Doğu Toroslar içerisinde değerlendirilen çalışma alanı içerisinde paleo ve neotektonik döneminin izleri görülür. Fakat havzanın asıl şekillenmesi neotektonik dönemdeki hareketlere bağlı olarak gerçekleşmiştir. Bu hareketler inceleme alanının, Toroslar içerisinde oldukça yüksek yayla karakteri kazanmasını sağlamıştır. Dağlar Doğu Torosların tektonik uzanışına paralel olarak kuzeydoğu – güneybatı doğrultusunda uzanmaktadır. Genel olarak 1400 – 1500 metrelerde uzanan havza tabanından dağlık alanlara doğru 1950 – 2400 metreler arasında yüksek platolara rastlanır. Muhtemelen bu alanlar Üst Miyosen döneminde oluşmuş olan aşınım yüzeylerine karşılık gelirler.

67 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Buna karşılık 1700 – 1850 metreler arasında ise alçak platolara rastlanılır. Muhtemelen bu yüzeyler ise Pliyosen döneminde oluşmuş olan aşınım yüzeylerine karşılık gelirler (Ege ve Tonbul, 2003). Çalışma alanı parçalanmış havza karakterinde olup tam bir ova özelliği göstermez. Havza tabanının litolojik yapısı parçalanmayı hızlandırmıştır.

4.4. Sınır Koşulları

Kireçtaşı bloklarının oluşturduğu karst akiferlerinin, üç boyutlu geometrisinin tanımlanabilmesi yani sınırlarının üç boyutta belirgin olması durumunda beslenme– boşalım ilişkilerinin göreceli olarak kolayca tanımlanabilmesi mümkün olabilmektedir. Bu amaçla Obruk karstik akiferinin boşaldığı Köroğlutepesi kireçtaşı bloğunun sınır koşullarını belirleme amaçlı olarak, kütlenin dokanak ilişkilerini ortaya koyan jeolojik kesitler çıkarılmıştır (Şekil 4.9). Şekil 4.9’da karstik kütlenin batı kesiminin Triyas yaşlı Katarası formasyonu ile uyumsuz olduğu, doğusunun ise Devoniyen yaşlı birimler ile faylı kontakta sahip olduğu görülmektedir.

4.4.1. Jeomorfolojik Özellikler

Çalışma alanında yer alan dağlık-tepelik kütleler Avcıpınar Köyü’nün batısında ve Çeralan Köyü’nün doğusunda yer alan Tozludağ, Gök, Bozoğlan, Burunoluk, Sehilgüney, Saksağan ve Kaklık tepelerinden oluşur (EK-1). Bölge, günümüzdeki flüviyal etkenlerle oldukça fazla parçalanmıştır. Özellikle Jura – Kretase yaşlı Köroğlutepesi formasyonu şiddetli bir şekilde karstlaşmıştır. Karstik kütlenin (Köroğlutepesi kireçtaşı) doğu kısmı Obrukbaşı fayıyla sınırlanmış olmasına karşılık tabaka dalışlarının doğuya doğru olması eğim farklılığının oluşmasına yol açmamıştır.

68 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

n a it e i k s itl er ı r l ar ı n ı nd a k i f o r m s yon ı n ce l e m a an İ . 9 e k il 4.

Ş

69 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Buna karşılık dağlık kütlenin güneyinde Obrukbaşı mevkiinde bu fay ile Avcıpınarı fayının etkisiyle eğim derecesi % 85-90’na varan oldukça sarp yamaçlar oluşmuştur. Bununla birlikte dağlık kütle üzerinde yükseltisi 2000 metreye ulaşan düzlüklere de rastlanılır. Kütle üzerinde çok sayıda kuru vadilerin mevcudiyeti ve Obrukbaşı mevkiindeki Obruk Kaynağı sahanın yüzey kısmında gözüken karstik yapının derinlere indiğini dolayısıyla alanın yeraltı drenajı açısından da oldukça zengin olduğunun bir kanıtıdır. Şekil 4.10’da Köroğlutepesi kireçtaşı kütlesinin Gümüşali formasyonu ile olan dokanağı görülmektedir. Bu durumu Google-Earth uydu görüntüleri ve arazinin sayısal verilerinden elde edilen Şekil 4.11’deki inceleme alanının morfolojisinden de görmek mümkündür. Şekil 4.11’de de görüldüğü gibi karstik kütle üzerinde yüzey drenajının ve bitki örtüsünün azlığı arazinin karstik yapısını açıkça ortaya koymaktadır.

Şekil 4.10. Köroğlutepesi kireçtaşı (Jkr) ve Gümüşali formasyonu (Dg) dokanağına kuzeyden bakış (Tufanbeyli yolu)

4.5. İnceleme Alanındaki Karstlaşma ve Karstik Yapılar

İnceleme alanının karstik yapısı genel olarak Ekmekçi (2003)’ye bağlı kalınarak açıklanmıştır. Ekmekçi (2003), Türkiye’de karstlaşmayı kontrol eden beş ana faktör olduğunu belirtmektedir.

70 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.11. İnceleme alanının morfolojisi

71 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Bunlar; karbonat kayacının litolojisi, kalınlığı, etkisi altında kaldığı tektonik rejim, enerji gradyanı ve erozyon tabanıdır. Bu faktörleri göz önüne alan yazar, karstlaşmanın genel anlamda iki grup altında toplanabileceğini ileri sürmektedir. Bunlardan ilki karstlaşmaya başladığından beri hiç kesintiye uğramadan karstlaşan evrimsel (evolutionary) karst, diğeri ise kesintiye uğrayarak karstlaşan ancak daha sonra yeniden gençleşen/faaliyete geçen (reactivated) karst’tır. Buna göre Türkiye’nin büyük bir bölümü evrimsel karst sınıfına girmektedir. Evrimsel karst, genç – aktif karsttan parçalanmış – kalıntı karsta kadar geniş aralıkta karst türlerini kapsamaktadır. Çalışma alanındaki karstlaşma Nazik, (2004)’e göre “Orta Toroslar –Karst Alanı (Tko)” içine girmektedir (Şekil 4.12). Ekmekçi (2003)’ de ise Toroslar karst alanı; Batı, Orta ve Doğu Toroslar karst alanı şeklinde alt kısımlara ayrılmıştır ve yazar Orta Toroslar karst alanından farklı olarak Batı ve Doğu Toroslar karstının yoğun Miyosen litolojilerinin eksikliği ile karakterize olduğunu belirtmiştir. Bu durum aynı zamanda söz konusu alanların tamamen deniz suları ile istila edilmemesinden kaynaklanmaktadır. Yapılan çalışmaya göre çalışma alanının da içinde bulunduğu bölgede sürekli fakat zayıf bir tektonik rejim hüküm sürmektedir. Bölgede Miyosen’den günümüze kadar kesintiye uğramadan yatay ve dikey yönde karstlaşan karbonatlı kayaçlar genellikle faylar ve akarsular tarafından parçalanmıştır. Oldukça saf kireçtaşlarının yaygınlık gösterdiği inceleme alanında çeşitli karstik şekiller ortaya çıkmıştır. Özellikle Jura – Kretase yaşlı Köroğlutepesi formasyonu karstik şekillerin üzerinde yoğunlaştığı formasyondur. Karstik şekillerden karen, mağara, dolin ve uvalalara yoğun olarak rastlanılmaktadır (Şekil 4.13).

72 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

( N az i k , 200 4) ı . T ü r k i y e a s t h it as 2 e k il 4 .1 Ş

73 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

30cm

60 cm

Şekil 4.13. Kaynak gözü civarındaki karstik mağara oluşumları

İnceleme alanında görülen erime yapılarından olan karenler, kireçtaşının su ile teması sonucu meydana gelmiş, yuvarlak veya köşeli ark şeklinde gelişmişlerdir (Ford and Williams, 1989; Bögli, 1980; Sweeting, 1973). Sahadaki karenlerin genişliği birkaç cm ile 1–1,5 m arasında değişirken derinlikleri ise metrelerce olabilmektedir (Şekil 4.14). Karstik ortamların diğer ortamlardan ayırt edilmesinde önem taşıyan yüzey yapılarından olan dolinler ise, genellikle çanak şeklinde ve kapalı çöküntülerdir. Dolinlerin çapları 10–1000 m ve derinlikleri ise 2–100 m arasında değişmektedir. Düdenler ise derinlikleri çaplarından daha büyük olup yüzey sularının karstik kanallara ulaşmasını sağlamaktadır (Ford and Williams, 1989; White, 1988; Milanovic, 1981; Bögli, 1980 ve Sweeting, 1973). Karstik yapıların geometrik sınıflamasına göre; çöküntü yapılarının uzun (l) ve kısa (w) eksenlerinin oranı yaklaşık 1 (l/w @ 1) ve kısa ekseninin derinliğe oranının (w/d ≥ 1) ise 1’den büyük olması halinde dolin, 1’den (w/d << 1) çok küçük olması halinde ise düden olduğu belirtilmektedir (White, 1988).

74 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Kireçtaşları üzerinde bulunan kırık – çatlakların ve fayların makaslama zonlarından itibaren oluşmaya başlayan düdenler ve dolinler, genellikle yeraltındaki karstik kanalların ve mağara sistemlerinin üzerinde yeralmaktadırlar (Milanovic, 1981).

Şekil 4.14. Köroğlutepesi kireçtaşındaki çözünme yapıları (karenler)

Oluşum mekanizmalarına göre ise dolinler çözünme (solution), allüviyal (alluvial), oturma (subsidence) ve çökme dolinleri olmak üzere dört gruba ayrılmaktadır. Çözünme dolinleri toprak altındaki kireçtaşının makaslama zonlarından itibaren çözünmesi ve genişlemesi şeklindedir. Alüviyal dolinler ise çözünme dolinlerine benzer olarak gelişirken, üste bulunan toprak ve çözünme artığı malzeme erozyon ve flüviyal süreçler ile taşınmaktadır. Toprak altında çözünen kireçtaşı üzerinde yer alan toprak, çözünme artığı malzeme ve kireçtaşı ağırlığından dolayı dikey yönde meydana gelen yavaş

75 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

hareket neticesinde oturma dolinleri oluşurken, hızlı bir şekilde meydana gelen hareket sonucunda ise çökme dolinleri oluşmaktadır (Bögli, 1980; Sweeting, 1973). Yukarıdaki tanımlamaya göre inceleme alanındaki dolinler çözünme dolini özelliğindedir ve inceleme alanında uzun ekseni 9 – 10 m ve kısa ekseni ise 4 – 6 m arasında değişen çok sayıda dolin yeralmaktadır. Bu yapıların derinlikleri ise 3 – 5 m arasında değişmekte olup çoğunun çakıl, mil toprak ve yağmur suları ile dolu olduğu gözlenmiştir (Şekil 4.15).

Çöküntü Yapıları

d=4 m w=6 m l=10 m

Şekil 4.15. İnceleme alanındaki çöküntü yapıları

Ayrıca, Köroğlutepesi kireçtaşı üzerinde ArcGIS programı ile toplam 199 adet çöküntü yapısı belirlenmiştir. Şekil 4.16’ da bu çöküntü yapılarının lokasyonları verilmiştir. Şekil 4.16’ da bu yapıların karstik kütle üzerindeki çizgisel yapılarla uyumlu bir şekilde sıralandıkları görülmektedir.

76 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.16. Köroğlutepesi kireçtaşındaki çöküntü yapılarının lokasyonları

4.6. Hidroloji

İnceleme alanının hidrolojik yapısının ortaya çıkarılması ve su bütçesinin hesaplanması için havza içi ve yakın çevresinde bulunan Devlet Meteoroloji İşleri Genel Müdürlüğü (DMİ) tarafından kurulan istasyonlarda ölçülen yağış, sıcaklık ve akım değerleri kullanılmıştır. İnceleme alanına ait gözlem ağı Şekil 4.17’de görülmektedir. Bölgede pek çok ölçüm istasyonu kurulmuş olmasına rağmen bu istasyonlarda yapılan ölçümler

77 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

çok kısa süreli olmuştur. Bu nedenle hidrolojik değerlendirmeler sınırlı sayıda istasyona ait veriler kullanılarak yapılmıştır.

Şekil 4.17. İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lerin konumları (Keskiner, 2008)

78 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.1. Su noktaları

4.6.1.1. Akarsular

İnceleme alanındaki akarsu ağı genellikle tektonizma kontrolünde şekillenmiştir (Şekil 4.18).

Şekil 4.18. İnceleme alanı ve dolayına ait kaynak lokasyonları ve akarsu ağları

79 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Oldukça yoğun bir drenaj ağı bölgede hâkim olup, derin vadiler boyunca akan derelerin neredeyse yılın tüm ayları boyunca aktığı, yamaç eğimi fazla ve dar yataklı bu derelerin yağışın fazla olduğu dönemlerde sel riski taşıdığı gözlemlenmiştir. Bölgedeki akarsular başlıca Göksu nehri, Saimbeyli deresi, Kirkök dere, Naltaş deresi ve Çatak deresidir. Bu akarsulardan batıda bulunan Göksu, Kayseri ve Adana illerinden geçen Seyhan Nehri’nin ikinci büyük koludur. Kaynağı Kayseri-Pınarbaşı’ndaki Tahtalı Dağları’ndan çıkar. Adana’ya 80 km kala Aladağ ilçesinin Akinek Dağı yamaçlarında Zamantı suyuyla birleşerek Seyhan Nehri'ni oluşturur. Uzunluğu 250 km’den büyük olan nehrin, drenaj havzası 10.000 km2’den fazladır. Yağmur ve kar sularıyla beslenen nehrin rejimi düzensizdir. Eylül ve Ocak ayları arasında düşük su düzeyinde akan nehir, Nisan ayında karların erimesiyle en yüksek su düzeyine ulaşır. Ortalama debisi 130 m3/sn’dir.

4.6.1.2. Kuyular

İnceleme alanında Saimbeyli içme suyunu sağlamak amaçlı İller Bankası tarafından 1988 yılında açılmış bir kuyu bulunmaktadır (Şekil 4.19). Kuyunun işletme debisi yaklaşık 25 lt/sn’dir. 200 Φ çapında cazibeli çelik boru ile iletim sağlanmaktadır.

4.6.1.3. Kaynaklar

İnceleme alanındaki tek sürekli kaynak olan Obruk Şelalesi, karstik bir akifer boşalımıdır. Kaynak tek bir gözden çıkmakta olup mevsime göre 2 ile 4 kola ayrılarak yaklaşık 1280 m kotlarından boşalmaktadır.

80 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.19. Obruk Kaynak gözü civarındaki Saimbeyli içme suyunu sağlama amaçlı olarak açılan sondaj kuyusu

Obruk Kaynağı’nın yağışlı dönemdeki genel görünümü Şekil 4.20’deki gibidir. Arazi çalışması kapsamında 18 ay boyunca kaynak kollarının birleştiği bir noktadan aylık debi ölçümü yapılmış ve ortalama boşalımı 0,35 m3/sn olarak hesaplanmıştır. 2007-2008 su yılı için kaynağın max debisi Mart 2008’de 2,311 m3/sn, min. debisi ise Eylül 2008’de 0,013 m3/sn olarak ölçülmüştür (Şekil 4.21). İnceleme alanında görülen diğer kaynaklar ise sürekli olmayıp mevsimsel niteliktedir (Şekil 4.18).

81 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.20. Obruk Kaynağı’nın yağışlı dönemdeki görüntüsü

Su derinliği = 30 cm 20.09.2008 Su derinliği = 75 cm

Şekil 4.21. Obruk Kaynağı’ndan kurak ve yağışlı dönemde yapılan debi ölçümü

82 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.2. Hidrometeoroloji

4.6.2.1. Yağış

Dünya Meteoroloji Örgütü (WMO, 1974) düz olan bölgelerde 600-900 km2’ de, dağlık bölgelerde ise 100-250 km2’de 500 m yükseklik farkı ile bir istasyon yeri (YGİ) önermektedir. Çalışma alanının bulunduğu bölge oldukça engebeli bir topoğrafyaya sahiptir ve konumu itibarıyla değerlendirmeye alınan bölgedeki istasyon sıklığı bu standardın biraz altındadır (yaklaşık olarak 350 km2’ye 1 istasyon). YGİ’lerin işletmeye açılış yılları ve çalışma süreleri farklılık göstermektedir. Bazı istasyonların kayıtlarında zaman zaman aksamalar olmuş, ayrıca bazı istasyonlar 1994 yılından sonra kapanmıştır. Buna rağmen YGİ’lerin ortak çalışma süreleri sağlıklı bir analiz için yeterlidir. Bu çalışmada yağış gözlem istasyonlarına ait ortak verilerin bulunduğu en uzun dönem olan 1988-2007 yılları arasındaki 20 yıllık veriler kullanılmıştır. Feke, Saimbeyli ve Yahyalı istasyonlarındaki eksik veriler, komşu istasyonlara ait verilerle korele edilmiş ve en yüksek korelasyon katsayısını veren istasyonun regresyon eşitliği kullanılarak tamamlanmıştır. İnceleme alanındaki yağış ve sıcaklık değerleri, çalışma alanı içerisinde herhangi bir Devlet Meteoroloji İstasyonu (DMİ) bulunmaması nedeni ile yakın civarındaki 6 adet Devlet Meteoroloji İşleri İstasyonlarından (DMİ) alınmıştır [Saimbeyli (1100 m), Feke (620 m), Göksun (1240 m), Tomarza (1397 m), Yahyalı (1260 m) ve Develi (1180 m) Devlet Meteoroloji İstasyonları] (Şekil 4.17). Değerlendirmelerde ortak dönem kullanılarak alınan ortalamalar ile uzun yıllar ortalamaları arasındaki farkın önemli olmadığı belirlenmiş, bu nedenle çalışma alanındaki YGİ’lerin ortak dönem ortalama aylık yağış verileri kullanılmıştır. İstasyonlara ait en uzun ortak periyot 1988-2007 yılları arasındaki dönemi kapsamaktadır. Feke, Saimbeyli ve Göksun’daki YGİ’lerde en fazla yağışın genellikle Kasım ve Aralık aylarında gerçekleştiği görülmektedir (Şekil 4.22). Bu aylarda tüm yıl içerisindeki yağışın % 40’ı gerçekleşmektedir. Feke ve Göksun YGİ’de aylık yağış miktarlarının dağılım histogramları Saimbeyli YGİ’ye benzerken Tomarza, Develi ve Yahyalı YGİ’lerinde farklı histogramlar görülmektedir. Bu YGİ’lerde yağışlı dönem bahar aylarına denk gelmektedir (Şekil 4.23). Tüm YGİ’lerde de kurak dönem Temmuz ve Ağustos aylarıdır.

83 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.22. Feke, Saimbeyli ve Göksun’daki YGİ’lere ait 20 yıllık (1988-2007) dönemdeki aylık ortalama yağış dağılımları

84 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.23. Yahyalı, Develi ve Tomarza’daki YGİ’lere ait 20 yıllık (1988-2007) dönemdeki aylık ortalama yağış dağılımları

85 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

İnceleme alanı ve çevresinde bulunan YGİ’lerin özelikleri Çizelge 4.1’de, istasyonlara ait veri uzunlukları ise Şekil 4.24’de verilmiştir.

Çizelge 4.1. İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lere ait özellikler

İstasyon Adı İstasyon No İşleten Kurum Yaklaşık Kot (m) GÖKSUN 17866 DMİ 1240 SAİMBEYLİ 6560 DMİ 1100 FEKE 6902 DMİ 620 YAHYALI 6377 DMİ 1260 DEVELİ 17836 DMİ 1180 TOMARZA 17837 DMİ 1397

Şekil 4.24. YGİ’lere ait veri uzunlukları

4.6.2.1.(1). Gözlem Hatalarının Kontrolü ve Eksik Verilerin Uzatılması

Çalışma alanı ve yakın civarındaki istasyonlara ait yağış verilerinde, istasyon yerinin değişmesi, yağış ölçeğinin çevresinin kapanması veya istasyon çevresindeki koşulların farklılaşması gibi faktörlerden etkilenmesiyle oluşabilecek gözlem

86 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

hatalarını kontrol etmek amacıyla tüm YGİ’lere “çift eklenik eğri analizi” uygulanmıştır (Şekil 4.25).

) ( mm ğ ış

s t a y o n dak i E k le Ya İ

Diğer İstasyonlardaki Eklenik yağış (mm) Şekil 4.25. YGİ’lere ait çift eklenik yağış eğrileri

87 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizilen grafikler istasyonların 1988-2007 yılları arasındaki verilerinden oluşmaktadır. Grafikler gözlenen yağış değerlerinde herhangi bir hata olmadığını göstermektedir. İnceleme alanı ve çevresinde bulunan 1988-2007 yılları arasında Göksun, Tomarza ve Develi istasyonlarının verileri eksiksizdir. Verileri eksik olan Saimbeyli, Feke ve Yahyalı istasyonlarında ise eksik veriler, mümkün olan en yüksek korelasyon katsayısını veren komşu istasyon verileri kullanılarak regresyon yöntemiyle tahmin edilmeye çalışılmıştır. Bu verilere ait regresyon analizi sonuçları Çizelge 4.2’de verilmiştir. 1988- 2007 yılları arasında gözlenen YGİ verileri ve bunlara bağlı olarak tamamlanan eksik veriler Çizelge 4.3’de verilmiştir.

4.6.2.1.(2). İnceleme Alanında Yağış-Kot İlişkisi

Yağışın yükselti ile ilişkisinin araştırılması amacıyla regresyon analizleri yapılmıştır. İstatistiksel olarak regresyon eşitliklerinin oluşturulabilmesi için çok daha fazla sayıda veri olması gerekmektedir. Yağış verilerinin yetersiz olması eldeki verilerin kullanılarak oluşturulan yağış-kot eşitliklerinin doğruyu temsil edememesine neden olabilmektedir.

Çizelge 4.2. YGİ’lerde eksik verilerin tamamlanmasında kullanılan regresyon eşitlikleri

Eksik Verili YGİ Kulanılan Veri Regresyon Eşitliği r Aralığı

Saimbeyli 1988-1995 PSaimbeyli=0,4453xPGöksun+200,33 r=0,82

Feke 1988-1994 PFeke=0,1741xPTomarza+245,06 r=0,87

Yahyalı 1988-1997 PYahyalı=0,4115xPDeveli+ 65,87 r=0,85

88 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizelge 4.3. YGİ’lere ait 20 yıllık (1988-2007) dönemde tamamlanan yıllık ortalama yağış değerleri (mm)

Yıllar Göksun Saimbeyli Feke Yahyalı Develi Tomarza 1988 704,1 1233,3 1351,6 517,8 409,3 481 1989 498,9 625,2 633,3 143,2 210,1 350,2 1990 401,1 714,3 709,8 302,2 298,5 359,1 1991 759,5 919,4 1105,7 518,8 422,9 409 1992 592,4 732,2 791,6 498,2 360,7 448,2 1993 446 684,4 655,2 311,5 321,8 355,7 1994 646,2 982,5 448 400,5 271,6 303,9 1995 700,1 1194,5 1073,8 479 329,7 432 1996 881 1528,6 723,4 555,5 372,2 371 1997 476,7 620,6 1150,1 328 330,5 445,3 1998 616,8 935,3 1211 861,1 520,2 455,9 1999 375,1 392,5 327,1 477,4 362,3 302 2000 598 893,0 703,3 603,5 414,2 367,5 2001 618,2 938,4 959,4 395,5 328,6 412,1 2002 546 776,3 1420,1 542,7 389,2 492,3 2003 730,7 1191 855,5 548,3 391,5 394 2004 641,1 989,8 532,1 509,4 375,5 337,7 2005 645 998,6 707,9 509,2 375,4 368,3 2006 479,9 627,8 620,6 402 331,3 353,1 2007 539 760,5 1446,5 615,1 419 496,9 ORT 594,8 886,9 871,3 475,9 361,7 396,8 *Koyu renkli rakamlar tamamlanan eksik verileri göstermektedir

İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lerin ortalama yağış ve yükselti değerleri Çizelge 4.4’de verilmiştir. Şekil 4.26’da, ortalama alansal yıllık yağışın istasyon yüksekliği ile olan ilişkisi;

89 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Yağış (mm) = –0,6318 x Kot (m) + 1513,6 (r= 0,73) (4.1) regresyon denklemi ile ifade edilmiştir.

Çizelge 4.4. İnceleme alanı ve çevresindeki YGİ’lerin ortalama yağış ve yükselti değerleri

YAĞIŞ GÖZLEM İSTASYONLARI Ortalama Yağış İstasyon Adı Yaklaşık Kot (m) İstasyon Numarası (mm/yıl) 1988-2007

GÖKSUN 595 1344 17866 SAİMBEYLİ 887 1100 6560 FEKE 871 620 6902 YAHYALI 476 1260 6377 DEVELİ 362 1180 17836 TOMARZA 397 1397 17837

Şekil 4.26. İnceleme alanı ve çevresi için kot-yağış grafiği

Kot değerleri bu eşitlikte yerine konulduğunda belirli kotlara düşen yağış miktarları hesaplanmıştır. Yağış değerleri ile iki kot arasındaki alanın çarpımıyla da yağış x alan değerleri; yağış x alan toplamının havzanın toplam alanına bölünmesiyle de havzaya düşen ortalama alansal yağış hesaplanmıştır (Çizelge 4.5).

90 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizelge 4.5. İnceleme alanındaki yağış-kot ilişkisi verileri

KOT ARALIĞI ORT.KOT ALAN YAĞIŞ ALAN x YAĞIŞ (m) (m) (km2) (m2) (mm) (m2 x m/yıl) 1200-1300 1250 0,062 62000 723,85 44878700 1300-1400 1350 0,41 410000 660,67 270874700 1400-1500 1450 1,85 1850000 597,49 1105356500 1500-1600 1550 2,43 2430000 534,31 1298373300 1600-1700 1650 3,28 3280000 471,13 1545306400 1700-1800 1750 5,56 5560000 407,95 2268202000 1800-1900 1850 6,66 6660000 344,77 2296168200 1900-2000 1950 5,28 5280000 281,59 1486795200 2000-2100 2050 4,8 4800000 218,41 1048368000 2100-2200 2150 2,13 2130000 155,23 330639900 2200-2300 2250 1,14 1140000 92,05 104937000 2300-2400 2350 0,29 290000 28,87 8372300 TOPLAM 33,892 33892000 451632 11808272200 ORTALAMA YAĞIŞ 348 mm/yıl

Çizelgeden de görüldüğü gibi, havzaya düşen ortalama alansal yağış 348 mm’dir. Yağış miktarı genellikle yükselti ile doğru orantılı olarak artar. Çünkü, yükseklerde sıcaklığın azalması doyma noktasına daha kolay erişilmesini sağlar. Ancak, bu olguyu her yerde geçerli matematiksel bir kesinlikle formüle etmek çok güçtür. Yağış istasyonlarının kotlarının genelde birbirinden çok farklı olmaması, kuruldukları yerlerdeki bitki örtüsü ve topoğrafya, rüzgâr yönü ve arazinin orografik yapısı gibi etkenler, kot-yağış ilişkisinin çok açık bir şekilde görülememesine neden olabilmektedir. Yeryüzünde yağışların coğrafi dağılışı bölgeden bölgeye büyük farklılık gösterir. Bu konuda rol oynayan etkenleri aşağıdaki şekilde özetlemek mümkündür.

91 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

* Bölgesel Etkenler: Herhangi bir yerin, hava kütlelerine, cephelere ve siklonların güzergâhlarına nazaran durumu gerek bu yerde, gerekse yeryüzünün tümünde yıllık yağış dağılışının ana çizgilerini tayin eder. * Morfoloji: Arazinin şekli yağış dağılışı üzerinde önemli bir etkiye sahiptir. Dağlık alanlarda hava yükselmeye zorlandığından, bu alanların çevrelerine nazaran daha fazla yağış almalarına neden olur. Buna karşılık yüksek dağlarla çevrili alanlar daha az yağış alırlar. Örneğin: Kenarları dağlık bölgelerle çevrili İç Anadolu gibi. * Bakı: Hava kütleleri ile karşılaşarak onların yükselmesine neden olan rüzgara maruz yamaçlar genel bir kural olarak daha fazla yağış alırlar. Buna karşılık dağların diğer yamaçları daha kurak olup, yağmur gölgesi teşkil ederler. Örneğin: Doğu Karadeniz dağlarının kuzey yamaçları bol yağış aldıkları halde, güney yamaçları ve bunların eteğindeki çukur alanlar yağmur gölgesinde kalırlar. * Yamaç Eğimi: Dik yamaçlar, daha kuvvetli ve sürekli yükselmelere neden olduklarından daha bol ve şiddetli yağış sağlarlar. * Orografik Yağış: Nemli hava kütlelerinin dağlarla karşılaştıkları alanlarda bu dağları aşmak üzere yükselme ve ona bağlı olarak soğumaları sonucunda oluşurlar. Bu tip yağışların sağladıkları nem miktarı, hava kütlesinin nemlilik derecesi ve sıcaklığın yanında, dağların yükseklik ve bakılarına bağlı olarak da değişim gösterir. Türkiye'nin kuzey ve güneyinde yer alan sahil bölgelerinde dağların dış yamaçlarının fazla yağış alması ve yağış haritası ile topoğrafya haritası arasındaki genel benzerlik, yoğunlaşma ve bulutların oluşumu ile topoğrafik yapı arasındaki sıkı bağlılığın, dolayısıyla orografik yağışların bir sonucudur. Şekil 4.26’da verilen grafikte de, karasal iklimin hüküm sürdüğü bir havza olan çalışma alanı için kot-yağış ilişkisinin ters orantılı olduğu, yağışın yükselti ile azaldığı görülmektedir.

92 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Ayrıca çalışma alanının topoğrafyasının oldukça engebeli olması ve yüksek kotlarda yağış istasyonunun bulunmaması nedeniyle yağışın daha büyük miktarlarda gerçekleştiği bilinen bölgelerin çevredeki daha düşük kotlardaki istasyonların etkisinde olan yağış eğrilerinin içerisinde kalmaktadır. Bu nedenle, bu alanlar için hesaplanan yağış miktarı, çalışma alanının dışında kalan yüksek kotlardaki YGİ’lere ait yüksek değerler dikkate alındığında gerçek miktarından daha düşük kalmaktadır. Dolayısıyla mevcut gözlem ağı verilerinden hazırlanan eş yağış haritası, çalışma alanındaki yağışın alansal dağılımını tam olarak yansıtmayacağından bu yönteme başvurulmamış, yağış-kot ilişkisinden hesaplanan ortalama alansal yağış dikkate alınmıştır.

4.6.2.1.(3). Yağışın Alansal Dağılımı

Çalışma alanına en yakın konumda bulunan yegâne YGİ, Saimbeyli DMİ istasyonu 1995 yılından sonra kapatılmıştır. 1100 m kotunda kurulmuş olan istasyona ait meteorolojik veriler, 1200-2400 m kotları arasında bulunan ve alan ağırlıklı ortalama kotu 1750 m olan havzayı tam olarak temsil etmemektedir. Çalışma alanı için ArcGIS 9.3 programının ArcHydro uygulaması kullanılarak havza sınırları çizilmiştir. Ancak Obruk Kaynağı için fay sınır kabul edilerek yaklaşık 35,91 km2’lik bir alana sahip ayrı bir alt havza sınırı belirlenmiştir. Çalışma alanındaki havza ve alt havza sınırları Şekil 4.27’de, Obruk Kaynağı için belirlenen beslenme havzası sınırı ise Şekil 4.28’de verilmiştir. İnceleme alanına düşen alansal yağışın analizinde çalışma alanının bulunduğu bölgede genelde birbirinden çok farklı kotlarda bulunmayan ve Bölüm (4.6.2.1)’de ayrıntılı bilgi verilen YGİ’lerden faydalanılmıştır.

93 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.27. İnceleme alanı ve çevresindeki havza ve alt havzalar

94 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.28. Obruk Kaynağı için belirlenen beslenme havzası sınırı

95 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.2.1.(4). Kurak ve Yağışlı Dönemlerin Belirlenmesi

Yıllık yağışların zamana göre değişiminin ve uzun yıllar içerisindeki kurak ve yağışlı dönemlerin belirlenebilmesi amacıyla çalışma alanındaki ve yakın civarındaki YGİ’lerden 1988-2007 yılları arasında hesaplanan yıllık toplam yağış değerleri kullanılarak eklenik sapma grafikleri oluşturulmuştur (Şekil 4.29a., b., c). Analizler değerlendirildiğinde Develi ve Yahyalı YGİ’leri birbirine benzer özellik gösterdiği görülmektedir. Her iki YGİ’de de 1997 yılına kadar 10 yıllık kurak dönem sonrasında ise yağışlı bir dönem gözlenmekte olup kurak ve yağışlı dönemler oldukça belirgin bir özellik göstermektedir. Saimbeyli YGİ’de 1988’ den 1993’e kadar 5 yıllık bir kurak dönem sonrasında ise 3 yıllık bir yağışlı dönemin ardından yeniden 2002 yılına kadar süren 6 yıllık kurak bir dönem görülmektedir. Feke ve Tomarza YGİ’lerinde de birbirine benzer olarak 1994’e kadar kurak bir dönem sonrasında 1998’e kadar yağışlı bir dönem görülmektedir. Göksun YGİ’de 1990 yılına kadar kurak bir dönem, ardından 1996 yılına kadar süren 6 yıllık yağışlı bir dönemden sonra tekrar bir kurak dönem izlenmiştir. Dolayısıyla bu bölgelerde yağış rejiminin oldukça düzensiz olduğu anlaşılmaktadır.

4.6.2.2. Sıcaklık ve Buharlaşma

Çalışma alanındaki alansal yağışın analizinde faydalanılan 6 YGİ’den 5’inde sıcaklık ölçümü yapılmaktadır. Buharlaşma ölçümü ise sadece Göksun istasyonunda yapılmaktadır. Alansal buharlaşma-terleme (ETG) miktarının belirlenmesinde 1988- 2007 yılları arasındaki sıcaklık verileri kullanılmıştır. Bu dönemde Develi, Tomarza ve Göksun istasyonlarındaki aylık ortalama sıcaklık verileri eksiksizdir.

96 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.29a. İnceleme alanındaki YGİ’lere ait eklenik sapma grafikleri

97 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.29b. İnceleme alanındaki YGİ’lere ait eklenik sapma grafikleri

98 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.29c. İnceleme alanındaki YGİ’lere ait eklenik sapma grafikleri

99 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Yahyalı istasyonunda 1988-1997 ve Saimbeyli istasyonunda ise 1988-1995 yılları arasında sıcaklık ölçümü yapılmıştır. Feke’de herhangi bir sıcaklık ölçümü bulunmamaktadır. Bu istasyonlara ait eksik veriler en yüksek korelasyonu veren Göksun ve Develi istasyonlarının verileri kullanılarak uzatılmıştır (Çizelge 4.6). Yağış verilerinde olduğu gibi, sıcaklık verilerinde de korelasyon katsayıları anlamlı çıkmıştır. İstasyonlara ait regresyon eşitliği aşağıdaki gibidir;

TSaimbeyli= 0,8652 x TGöksun + 5,5873 (r=0,91) (4.2)

TYahyalı= 1,1607 x TDeveli – 1,4472 (r=0,93) (4.3)

İnceleme alanında kot-sıcaklık ilişkisinin incelenmesiyle hesaplanan ortalama sıcaklık;

Sıcaklık= – 0.0148 x Kot(m) + 28,813 (r =0.98) (4.4) regresyon eşitliğinden (Şekil 4.30), 3 0C hesaplanmıştır.

Çizelge 4.6. İnceleme alanındaki DMİ’lerdeki ortalama yıllık sıcaklık değerleri (1988-2007) ve eksik verileri tamamlanan yıllar

KURUM NO ADI ORTALAMA EKSİK VERİLERİ SICAKLIK (0C) TAMAMLANAN YILLAR

DMİ 6377 Yahyalı 9,8 1998-2007

DMİ 6560 Saimbeyli 12,9 1996-2007

DMİ 17866 Göksun 8,9 Eksik yok

DMİ 17837 Tomarza 8,5 Eksik yok

DMİ 17836 Develi 11,2 Eksik yok

100 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.30. İnceleme alanı ve çevresi için kot-sıcaklık grafiği

Çalışma alanının bulunduğu bölgede buharlaşmanın ölçüldüğü yeterli sayıda gözlem istasyonu bulunmaması nedeniyle yağış ve sıcaklığın kot ile değişimine ilişkin benzer bir değerlendirme yapılamamaktadır. Ancak çalışma alanı civarındaki yegâne istasyon olan Göksun istasyonunda uzun süreli sıcaklık ve buharlaşma verilerinin doğrusal bir ilişki vermesiyle, çalışma alanındaki ortalama potansiyel buharlaşma miktarına bir yaklaşımda bulunma yoluna gidilmiştir. 1988-2007 dönemine ait aylık verilerin kullanıldığı regresyon analizinde,

Aylık Buharlaşma (mm)=13,897 x Aylık Sıcaklık (oC) – 87,367 (r = 0,93) (4.5) regresyon eşitliği elde edilmiştir (Şekil 4.31). Buna göre çalışma alanında aylık verilerden hesaplanan yıllık ortalama potansiyel buharlaşma miktarı (1988-2007) 334 mm’dir.

101 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

300 y = 13,89xAylık Sıcaklık-87,36 r= 0,93 250

200

150 m a ( m) ş 100 B u h a r la 50

0 0 5 10 15 20 25 Sıcaklık (o C)

Şekil 4.31. Göksun DMİ İstasyonu sıcaklık-buharlaşma ilişkisi (1988-2007)

4.6.2.3. Gerçek-Buharlaşma-Terleme

Gerçek buharlaşma-terleme miktarı TURC Yöntemi (Turc, 1954) ile hesaplanmıştır. Turc eşitliği aşağıdaki gibidir; P ETG= (4.6) P 2 0,9 + L2

ETG= Gerçek buharlaşma-terleme (mm) P=Yıllık ortalama yağış (mm) L=Sıcaklığa bağlı katsayı (300+25T+0.005T3)

Eşitlik 4.6’da kot-yağış ilişkisinden belirlenen ortalama yıllık yağış değeri ve kot-sıcaklık ilişkisi ile belirlenen ortalama sıcaklık değeri kullanılarak ETG 262,27 mm olarak hesaplanmıştır. Yani ortalama alansal yağışın yaklaşık %75’i buharlaşmaktadır.

102 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.2.4. Akım

İnceleme alanında bulunan akarsular başlıca Göksu Nehri, Saimbeyli Deresi, Kirkök Dere, Naltaş Deresi ve Çatak Deresidir. Bunlar genellikle tektonizma kontrolünde şekillenmiştir. Oldukça yoğun bir drenaj ağı bölgede hâkim olup, derin vadiler boyunca akan derelerin neredeyse yılın tüm ayları boyunca aktığı, yamaç eğimi fazla ve dar yataklı bu derelerin yağışın fazla olduğu dönemlerde sel riski taşıdığı gözlemlenmiştir. Bu akarsulardan sadece Göksu Nehri üzerinde ( 36°03'32" D - 37°51'59" K ) (Gaziantep-M36) Adana'ya bağlı Kozan-Saimbeyli yolunda Himmetli Köyü (Saimbeyli'ye 21 km uzaklıkta) içinde kurulmuş bir akım gözlem istasyonu (AGİ) bulunmaktadır. Çalışma alanı çıkışında bulunan bu AGİ’de ölçülen uzun yıllar (1936-2006) akım (debi) ortalaması, 26,44 m3/sn’ dir. Çizelge 4.7’de bu AGİ’nin 1936-2006 yılları arasındaki verilerine göre olan özellikleri verilmiştir.

Çizelge 4.7. İnceleme alanındaki Göksu AGİ’ye ait özellikler

Özellikler Göksu Nehri Himmetli Köyü’ndeki AGİ

Drenaj alanı (km2) 2596,8

Yükselti (m) 665

Ortalama akım (m3/sn) 29,8

Maksimum akım (m3/sn) 138

Minumum akım (m3/sn) 9,19

Ortalama toplam yıllık 28,3 akım (m3/yıl)

103 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.2.5. Yağış ve Akım Arasındaki İlişki

Genel olarak karst akiferlerinde kaynakların kapasitesi ve hidrojeolojik karakterinin belirlenmesinde, su toplama alanı, akiferin kapasitesi, toplam etkin gözeneklilik, jeolojik oluşum ve benzer diğer faktörler gibi çok sayıda etken önem taşımaktadır. Özellikle yüzey su toplama alanı ve akiferin göreceli, aktif hacmi çok daha önemlidir. Yağış başlangıcında yağışın önemli bir kısmı toprak nemi, toprak üzerindeki çöküntülerde birikme ve yüzey tutmaları halinde kullanılmakta yağışın çok az bir kısmı akışa geçebilmektedir. Zaman geçtikçe toprak doyma noktasına ulaşmakta ve sonuçta da yeraltısu tablasına doğru bir sızma başlamakta, çöküntülerdeki birikmenin miktarı azalmaktadır. Buna karşılık üst toprak tabakalarındaki yan akımlar ve akarsu yatağındaki yüzeysel akımlar büyük önem kazanmaktadırlar. Yağış süresi uzadıkça yağışın büyük bir kısmı akışa geçer. Karstik kaynaklar, yeraltısuyunun hidrolojik açıdan iletken özelliğe sahip kırıklar ve erime boşlukları sayesinde karst birimi içerisinden yüzeye ulaşan doğal çıkış yerleridir. Karstik bölgelerde düden, subatan ve dolin gibi yüzey suyunu kısa sürede yeraltına ileten çok sayıda karstik yapı vardır. Buna karşın ise bu alanlarda sadece birkaç karst kaynağı ortaya çıkmaktadır. Karstik kaynakların ise diğer kaynaklara göre yağışa karşı olan tepkisi çok daha hızlıdır. Yağışın şekli karstik akiferlerde su tablasının ve kaynak boşalım seviyelerinin değişiminde belirleyici faktördür. Yağış ve akım arasındaki ilişkide yağışın ne kadar süre sonra yeraltısuyu dolaşım sistemine girdiği önemli bir konudur. Karstik kaynaklarda bu süre oldukça kısadır. Yağışlı dönemde süre daha da kısalır. Çalışma alanında havzaya düşen yağış ile akımın zamana bağlı ilişkisini belirlemek amacıyla Himmetli köyü Göksu Nehri üzerindeki AGİ’nin drenaj alanında bulunan Saimbeyli YGİ’deki 1988-1995 yılına ait aylık gözlemler karşılaştırılmıştır (Çizelge 4.8). Şekil 4.32’de Saimbeyli YGİ’de 1988-1995 dönemi içinde, yağış oranının bahar aylarında pik değerler verdiği görülmektedir. Göksun AGİ’deki akım değerleri de aynı aylarda pik değerlere ulaşmaktadır. Yani grafiğe göre akım ile yağış arasında

104 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

bir paralellik söz konusudur. Akım pikinin, yağış pikinden önce gelmesi, akarsuya yeraltısuyu katılımı olduğunu işaret etmektedir.

Çizelge 4.8. Himmetli AGİ’ye ait 1988-1995 yılları arasındaki yıllık ortalama akım verileri (m3/sn) ile Saimbeyli YGİ’ye ait yıllık ortalama yağış verileri (mm)

YIL HİMMETLİ AGİ SAİMBEYLİ YGİ

1988 41,4 102,8 1989 19,5 52,1 1990 25,6 59,5 1991 21 76,6 1992 29,6 61,0 1993 29,6 57,0 1994 18 81,9 1995 32,3 99,5

Şekil 4.32. Yağış ve akım arasındaki zamana bağlı ilişki

105 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.3. Hidrolojik Bütçe

Tez çalışması kapsamında gerçekleştirilen çalışmalar dikkate alındığında, beslenme miktarının hesaplanmasında bütçe yaklaşımının uygun olduğu görülmektedir. Hidrolojik bütçe hesaplamaları, havza bazında sistem yaklaşımı kullanılarak maddenin korunumu yasasını temel almaktadır. Bu yaklaşım, sisteme giren madde miktarını sistemden çıkan madde miktarı ve sistem depolamasında meydana gelen değişime eşitler.

Akifere Giren Su = Akiferden Çıkan Su + Depolamadaki Değişim (4.7)

Bu ilişkilere dayanarak ve sistemin kararlı olduğu varsayımıyla inceleme alanına ait hidrolojik bütçe hesaplarında aşağıdaki eşitlik kullanılmıştır;

Depolamadaki Değişim = Beslenim – Boşalım (4.8)

Beslenme olarak havzaya düşen yağış ve yağışlardan süzülme ile beslenim, boşalım olarak ise gerçek buharlaşma ve terleme miktarı ile Obruk Kaynağı ortalama debisi alınmıştır. Buna göre aşağıdaki eşitlik yazılabilir:

ΔQ= Qbes−Qboşveya BeslenimP+BeslenimPF=BoşalımETG+BoşalımQs (4.9)

Burada 3 Qbes: Sistemdeki toplam beslenim (m /yıl) 3 Qboş: Sistemdeki toplam boşalım (m /yıl) ΔQ : Depolamadaki toplam değişim (m3/yıl) 3 BeslenimP: Sistem üzerindeki alansal yağış girdisi (m /yıl) 3 BeslenimPF: Yağışlardan süzülme ile beslenim (m /yıl) 3 BoşalımETG: Gerçek buharlaşma-terleme ile çıkan su (m /yıl) 3 BoşalımQs: Sistemden kaynak boşalımı ile çıkan su (m /yıl)

106 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.3.1. Yağıştan Beslenim

Hidrolojik bütçede yağıştan beslenmenin belirlenmesinde inceleme alanı için oluşturulan yağış-yükselti eşitliğinden ortalama alansal yağış girdisi hesaplanmıştır. Buna göre belirlenen ortalama alansal yağış miktarı:

BeslenimP = P x Havza Alanı (4.10) eşitliği ile aşağıdaki gibi belirlenmiştir. 6 6 3 BeslenimP: 0,348 x 35,91 x 10 = 12,496 x 10 m /yıl

Bu durumda havza alanına düşen ortalama yıllık yağış miktarı: 12,496 x 106 m3/yıl’dır.

4.6.3.2. Yağışlardan Süzülme ile Beslenim

Karstik akiferlerdeki yeraltısuyu beslenme koşulları diğer tür akiferlere göre daha elverişlidir (Milanovic, 1981). Yağışın karst yeraltısuyunu besleyen kısmı (süzülme yüzdesi) için çeşitli alanlarda yapılan çalışmalarda kaynak boşalımlarından yararlanılarak farklı yüzdeler hesaplanmıştır. Milanovic (1981) Yugoslavya’nın çeşitli bölgelerinde yapılan ayrıntılı çalışmalarında bu miktarın %70 - 90 arasında olduğunu belirtmiştir. 40 km2’lik bir alan için bu yüzde 0,5 olarak kabul edilmektedir. Bu nedenle çalışma alanı için bu oran %50 olarak alınmıştır. Buna göre;

BeslenimPF=A x he x k (4.11) Burada; 3 BeslenimPF: Yağıştan beslenim (m /yıl) he: Fazla su (m)(Fazla su=P-ETp) k: Süzülme katsayısı (%) buradan; 6 6 3 BeslenimPF= 35,91 x 0,5x 0,014 x 10 =0,251 x 10 m /yıl’dır.

107 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.6.3.3. Yüzey Akışından Süzülme ile Beslenim

Çalışma alanı için yüzey akışından süzülme ile beslenimin hesabında daha önceden bulunan ortalama alansal yağış değerleri ve Turc eşitliği ile hesaplanan gerçek buharlaşma ve terleme değerleri kullanılmıştır. Buna göre:

Beslenim SF: A x ha x k (4.12) Burada; 3 BeslenimSF: Yüzey akışından beslenim (m /yıl) ha: Yüzey akışı ile oluşan su miktarı(m) (Ortalama alansal yağış-Gerçek buharlaşma- terleme) k: Süzülme katsayısı (%) Buradan; 6 6 3 BeslenimSF: 35,91 x 0,0857 x 0,5 x 10 = 1,539 x 10 m /yıl’dır.

4.6.3.4. Buharlaşma-Terleme ile Boşalım

Buharlaşma-terleme miktarının hesaplanması daha önce Bölüm 4.6.2.3’te ayrıntılı olarak verilmektedir. Turc eşitliği kullanılarak gerçek buharlaşma terleme değeri 262,27 mm olarak belirlenmiştir. Tüm alandan gerçekleşen buharlaşma ile kayıp miktarı aşağıdaki gibi belirlenmiştir.

BoşalımETG: ETG x Havza alanı (4.13) 6 6 3 BoşalımETG = 0,26227 x 35,91 x 10 =9,418 x 10 m /yıl şeklindedir.

4.6.3.5. Yüzey Akışı ile Boşalım

Bu bölümdeki hesaplamalarda, Köroğlutepesi kireçtaşlarında yüzeysel akışa geçen herhangi bir akarsu bulunmadığından sistemin boşalımını gerçekleştiren Obruk Kaynağı’nda aylık aralıklarla ölçülen akım değerleri kullanılmıştır. Buna göre;

108 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

BoşalımObruk=Ort. debi x 86400 x 365 (4.14) eşitliğinden; 6 6 3 BoşalımObruk=0,350 x 86400 x 10 x 365=11,037 x 10 m /yıl olarak bulunur.

Çizelge 4.9’da Obruk karstik akiferi için yağıştan ve süzülmeden olan beslenimin 14,250 x 106 m3/yıl buharlaşma ve terleme ile boşalımla akıştan kaynaklanan boşalımın ise 20,455 x 106 m3/yıl olduğu görülmektedir. Buna göre beslenim boşalımdan % 35 düzeyinde düşüktür. Bu durum büyük bir olasılıkla hesaplamalarda kullanılan verilerin içerdikleri hatalardan kaynaklanmaktadır. Yağış- yükselti ilişkisi ile belirlenen regresyon eşitlikleri yağış verilerinin yetersiz olması nedeniyle sistemi tam olarak temsil etmeyen eşitlikler olabilir. Buna bağlı olarak bütçede düşük yağış girdisi hesaplanmasına neden olabilir. Ayrıca çalışma alanında yüksek kotlarda önemli miktarda kar yağışı olmasına rağmen (ki büyük ölçüde bu yüksek kotlardan beslenme olmaktadır) kar ölçümleri yapılmamaktadır. Kar yağışı ile sisteme giren su miktarı bütçe hesaplamalarına dahil edilemediğinden bütçede açık doğabilmektedir. Karst havzalarında hidrolojik bilanço hesaplanmasında en yaygın kullanılan yöntem, yağış-buharlaşma-akış ilişkisiyle tanımlanır. Ancak karst havzalarında yüzey ve yeraltısuyu drenaj koşulları çoğunlukla birbiriyle çakışmayabilir. Bu; hidrolojik sınır koşullarına bağlı olarak havzanın, komşu havzaları beslemesi ya da komşu havzalardan beslenmesiyle açıklanabilir. Bilançonun dengelenmesinde komşu havzalarla etkileşimde akım değeri önem taşımaktadır. Komşu havzalardan yeraltı karst kanalları gibi oluşumlarla artma ya da eksilme olabilir. Bu nedenle bütçe açığının bir diğer nedeni de beslenme alanının topoğrafik yükseltiye bağlı olarak belirlenen doruk ağından farklı olması ve kaynağın farklı havzalardan da beslenmesi olarak açıklanabilir.

109 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizelge 4.9. Bütçe elemanları

Bütçe elemanları Beslenim (106m3/yıl) Boşalım (106m3/yıl)

Yağıştan beslenme 12,496

Yağıştan süzülme ile beslenme 0,251

Yüzey akışından süzülme ile beslenme 1,539

Buharlaşma 9,418

Akış 11,037

TOPLAM 14,250 20,455

4.7. Birimlerin Hidrojeolojik Özellikleri

Bölgede bulunan litolojik birimler su taşıma özeliklerine göre geçirimli, yarı geçirimli ve geçirimsiz birimler olarak adlandırılmışlardır. İnceleme alanının hidrojeolojik özelliklerinin belirlenmesinde mevcut jeolojik ve hidrolojik verilerin yanı sıra hidrojeolojik amaçlı saha çalışmalarından ve su boşalımlarından elde edilen verilerden faydalanılmış ve bölgenin hidrojeoloji haritası hazırlanmıştır (EK-2).

4.7.1. Geçirimli Birimler

İnceleme alanında bulunan Köroğlutepesi karstik kireçtaşları yeraltısuyunu taşıma ve iletme özelliğine sahip en önemli birimi oluşturmaktadır. Karensi ayrışmalı mağaralar ve büyük dolinler oluşturacak şekilde erime yapılarına sahip karstik kireçtaşı özelliğindeki bu kayaçlar bölgenin geçirmiş olduğu yoğun tektonik hareketlerden dolayı çok kırıklı ve çatlaklı bir yapı kazanmıştır. Bu özellikleri nedeniyle önemli ve yaygın bir ana akifer olarak tanımlanabilir. Bu birim içerdiği yeraltısuyunun büyük bir kısmını kaynak olarak boşaltmaktadır. Kireçtaşlarının bölgesel yayılımı, kırık – çatlak dağılımı, tabakalanma, fay hatları, doğrultu ve eğimleri yeraltısuyu akım yönünü kontrol etmektedir.

110 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Kumtaşı, şeyl, silttaşı ardalanmasından oluşan Devoniyen yaşlı Ayıtepesi formasyonu da inceleme alanında geniş yayılıma sahip, akifer özelliği taşıyan geçirimli bir birimdir. Yine inceleme alanında çok az bir yayılıma sahip çakıltaşı, çakıllı kumtaşı ve kumtaşından oluşan Orta Miyosen yaşlı Sümbüldağ formasyonu ile ince tabakalı şeyl ve silttaşlarından oluşan Armutludere formasyonu geçirimli özelliktedir.

4.7.2. Yarı Geçirimli Birimler

İnceleme alanında genellikle yüksek kesimlerde bulunan Permiyen yaşlı Yığılıtepe formasyonu kalın tabakalı, yer yer erime yapılarına sahip, kırık ve çatlaklardan oluşan fakat karstlaşmamış bir birimdir. Başlıca dolomitik kireçtaşı, ince şeyl ve yer yer de kuvarsit ara düzeyleri içerir. Birim bu yapısı ile yarı geçirimli bir özellik göstermektedir. Yine inceleme alanında geniş yayılıma sahip olan Devoniyen yaşlı Şafaktepesi formasyonu da dolomitik karakterli karbonatlardan oluşmakta olup tektonizmanın etkin olduğu bol kırıklı-çatlaklı yapısı ile yarı geçirimli bir özellik göstermektedir. Orta-kalın tabakalı dolomit ve dolomitik kireçtaşlarından oluşan Orta Kambriyen yaşlı Çaltepe formasyonu ile kuvarsitlerden oluşan Alt Silüriyen yaşlı Halityaylası formasyonu yarı geçirimli özelliktedir. Yine çalışma alanında bulunan Ziyarettepe formasyonu ince-orta tabakalı kuvarsit ve dolomitik kireçtaşlarından oluşmakta olup bu niteliği ile yarı geçirimli özelliktedir.

4.7.3. Geçirimsiz Birimler

Çalışma alanında bulunan Triyas yaşlı Katarası formasyonu geçirimsiz özellik göstermekte olup killi kireçtaşı, marn tabakalarından oluşmaktadır. Karbonat çökelimi üste doğru dolomitik karakterlidir. Katarası formasyonu, sıkışmalı bir tektonik rejim etkisi altında gelişmiş tektonik yapıları barındırmaktadır. Kayanın bu kırıklı yapısı sahada birime dağılgan bir görünüm kazandırmaktadır. Fakat formasyonun alt seviyelerinde killi birimlerin yer alması formasyonun gözeneklilik ve geçirimlilik özelliklerini olumsuz yönde etkilemekte ve ortamı geçirimsiz hale

111 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

getirmektedir. Çalışma alanındaki Devoniyen yaşlı yayvan bir topoğrafyaya sahip olan Gümüşali formasyonu kireçtaşı, şeyl ve kumtaşı ardalanımından oluşmaktadır. Fakat formasyonun üst seviyelerindeki killi kireçtaşları birimi geçirimsiz kılmaktadır. Çalışma alanında Alt Kambriyen yaşlı orta-kalın tabakalı kuvarsitlerden oluşan Zabuk formasyonu ise geçirimsiz özelliktedir.

4.8. Karst Akiferinin Hidrodinamiği

İleri derecede heterojen ve anizotrop ortamlar oluşturan karstik akiferlerin hidrodinamik davranışlarının kestirilmesi, karstik olmayan ortamlarda geçerli olan yöntemlerin çoğunlukla yetersiz veya geçersiz olması nedeniyle hidrojeolojide önemli bir sorun oluşturur. Hidrojeolojiye ilişkin sorunların çözümü, temelde akiferin beslenme-depolama-dolaşım-boşalım ilişkilerinin fiziksel durumu yansıtabilecek şekilde ortaya konmasını gerektirmektedir. Hidrodinamik yapıyı oluşturan beslenme-depolama-dolaşım-boşalım bileşenleri, büyük oranda sistemin sınır koşullarını belirleyen akiferin geometrisi tarafından denetlenmektedir. Karstik olmayan akiferlerde, ortamın genellikle homojen ve izotrop kabul edilebilmesi nedeniyle bir sorun oluşturmayan akifer geometrisi, karstik akiferlerde her bileşen için özel bir çalışma gerektirir. Karstik olmayan akiferlerde homojen ve uniform bir beslenme rejimi tanımlanabilirken, karstik akiferlerde beslenme rejimi morfolojik yapıların yoğunluğu ve dağılımı ile değişebilmekte; depolama doygun zon dışında vadoz zonda da gerçekleşebilmekte; dolaşım, yaygın olabildiği gibi Darcy yasasının geçersizleştiği yerel özellikte olabilmekte; boşalım miktar ve kalite açısından zamana bağlı olarak çok büyük aralıklarda değişim göstermektedir. Alansal ve zamansal değişkenliği ileri derecede yüksek olan bu bileşenlerin doğrudan gözlenmesi ve/veya tanımlanması teknik ve mali boyutuyla henüz olanaklı değildir. Bununla birlikte gözlenmesi görece kolay olan kaynak boşalımları bir kara-kutu niteliğinde olan akifer sisteminin yukarıda tanımlanan hidrodinamik yapı bileşenlerini tümsel olarak yansıtan sistemin bir çıktısı şeklinde değerlendirilebilmektedir. Bu nedenle, kaynakların debileri ve kimyasal özelliklerinin düzenli bir şekilde gözlenerek

112 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

kaydedilmesi, karstik akiferlerin etkin yönetimi açısından çok büyük bir önem taşımaktadır.

4.8.1. Sınır Koşullarının Kaynak Boşalımı Açısından Değerlendirilmesi

Karst kaynaklarının boşalımlarında gözlenen miktar ve kalite değişimleri, büyük oranda kaynağın beslenme alanındaki yağış ve karların erimesi gibi beslenme parametreleri ile akifere noktasal girdiyi oluşturan akarsuların miktarı ve kalitesinden kaynaklanmaktadır. Bunlara ilaveten hidrolik iletkenlik, depolama kapasitesi ve hidrolik gradyan gibi akiferin hidrodinamik özellikleri de kaynak boşalımlarının hidrolojik ve hidrojeokimyasal özelliklerindeki değişimlerinde önemli bir yer tutmaktadır. Nitekim Jakucs (1959) beslenme türünün karstik kaynakların boşalımlarında gözlenen değişimlerin en önemli kaynağı olduğu ve yıl içinde kaynak boşalımları arasındaki yüksek değişim katsayısının veya varyansın noktasal beslenmeyi, düşük değişim katsayısının ise yaygın beslenmeyi gösterdiğini ileri sürmüştür. Karst akiferlerinin hidrodinamik davranışlarının belirlenmesinde çeşitli yöntemler bulunmaktadır. Kaynakların sınıflandırılmasında kullanılan ve yıllık maksimum boşalımın (Qmax) yıllık minimum boşalıma (Qmin) oranına göre değerlendirme, bilinen en basit yöntemlerden biridir. Bu oranın düşük olup, yıl içerisindeki boşalımının 0’dan büyük olması durumunda, kaynak “dip savak akım” (underflow) şeklinde boşalmaktadır. Oranın yüksek ve yılın her gününde boşalımının 0’dan büyük olması durumu ise, “tam akım” lı (fullflow) bir kaynağın göstergesi olarak kabul edilmektedir. Maksimum ve minimum kaynak boşalımlarının birbirine oranının ∞ ’a doğru artması ise “dolu savak” (overflow) veya “dip savak-dolu savak” (underflow-overflow) kaynakları ifade etmektedir (Ekmekçi ve ark., 2003, Worthington, 1991). Bu tür kaynaklar yıl içinde tamamen kurumaktadır (Çizelge 4.10). Bununla birlikte kaynak boşalımlarının yıl içerisinde düzenli elde edilememesi, kaynağa ait minimum ve maksimum boşalımların tespitindeki güçlükler yukarıda bahsedilen sınıflamanın pratikteki geçerliliğini kısmen de olsa yitirmesine neden olmaktadır.

113 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizelge 4.10. Kaynak boşalımlarına göre kaynakların sınıflandırılması (Worthington, 1991)

Kaynak Türü Qmax/Qmin Q

Tam Akım Yüksek Sürekli

Dip savak Düşük Sürekli

Dolu Savak ∞ Mevsimsel

Dip Savak-Dolu Savak ∞ Mevsimsel

Bunun yanı sıra karstik kaynakların sınıflandırılmasında, hızlı (quickflow) ve taban akım (baseflow) bileşenlerinden oluşan ve exponansiyel bir azalma sergileyen akım hidrografları kullanılmaktadır. Worthington (1991) yaptığı çalışmada, kaynak çekilme eğrisinin şeklinin akiferin sınır koşulları tarafından kontrol edildiğini belirtmektedir. Çekilme eğrisinin şekli ve azalma katsayısı göz önünde bulundurularak 6 farklı kaynak türü tanımlanmıştır (Ekmekçi ve ark., 2003; Worthington, 1991). Şekil 4.33’de bu kaynak türleri görülmektedir. 1- Doğrusal log-normal çekilme gösteren, hızlı taban akım bileşenlerine sahip, yıl içerisinde sürekli boşalım sağlayan ve çekilme katsayısının sabit olduğu tam akımlı (fullflow) kaynaklar, 2- Yıl içerisindeki min. kaynak boşalımının 0 olduğu ve azalma katsayısının ∞ ’ a doğru arttığı mevsimsel dolu savak akımlı (seasonal overflow) kaynaklar, 3- Artan bir çekilme katsayısına sahip, yıl içerisindeki boşalımı 0’dan büyük olan sürekli dolu savak akımlı (perennial overflow) kaynaklar, 4- Kaynak çıkış ağzının boyutuna ve akifer sisteminin yapısına bağlı olarak sabit veya azalan bir akış katsayısı ile temsil edilen ve çekilme eğrisinde, hızlı akım bileşeninin olmadığı büyük depolamalı dip savak akımlı (losing or high-stage underflow) kaynaklar, 5- Kaynak hidrografı bileşenlerinden taban akımının çok uzun olduğu, akarsu veya benzeri bir kaynaktan beslenen akifer sistemlerinin boşalımını gerçekleştiren ve azalan bir çekilme katsayısı ile temsil edilen küçük depolamalı dip savak akımlı (gaining or low-stage underflow) kaynaklar,

114 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

6- Çekilme katsayısının arttığı ve yıl içerisindeki kaynak boşalımının 0 olduğu dolu savak-dip savak akımlı (overflow-underflow) kaynaklar.

Şekil 4.33. Çekilme eğrisinin şekline göre kaynak türleri (Ekmekçi ve ark., 2003; Worthington, 1991)

4.8.2. Kaynak Çekilme Eğrisi Analizi

Kaynak çekilme eğrileri kaynak akımlarının ve rejimlerinin araştırılıp yeraltısuyu potansiyelinin geliştirilmesinde kullanılmaktadır. Bir kaynağın su seviyesinde meydana gelen değişikler kaynağın dinamik rezervinin değişimine neden olmaktadır. Şekil 4.34 incelendiğinde;

Ss: Çekilme başlangıcındaki su seviyesi

Ds: Çekilme sonundaki su seviyesi

Ks: Kaynak boşalım seviyesi

Vo: Çekilme başlangıcındaki su hacmi

Vt: Çekilme sonundaki su hacmi (t gün sonra)

Vd: Ss ve Ds seviyeleri arasında boşalan su hacmi şeklindedir.

115 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Kaynak boşalım seviyesinin üzerindeki su rezervi dinamik rezerv, bu seviyenin altındaki seviye statik rezervdir (Şekil 4.34).

Şekil 4.34. Su seviyesinin değişiminde dinamik rezervin değişiminin şematik gösterimi (UKAM, 2001)

Çekilme eğrisi aşağıdaki exponansiyel fonksiyon ile ifade edilir:

-αt Qt=Qo x e (4.15)

Burada; 3 Qt: Herhangi t zamanındaki kaynak akımı, m /sn 3 Qo: Çekilme dönemi başlangıcında kaynaktaki akım, m /sn e: 2.71828 (doğal logaritma tabanı) α: Çekilme (azalma katsayısı, depolama değişim faktörü veya drenaj katsayısı) gün-1 t: Zaman, gün

116 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Yukarıdaki eşitlik Maillet (1905) tarafından önerilmiş ve çok büyük hacimli karstik akiferlerde kullanılmaktadır. Çekilme eğrisi analizi ile çalışılmakta olan kaynağın çekilme katsayısı, depolama kapasitesi ve toplam su boşalımı ile kalan su miktarı belirli bir aralık için hesaplanabilmektedir. Bu amaçla kaynak boşalım değerleri zamana karşılık gelecek şekilde yarı logaritmik kağıt üzerine işaretlenir. Eşitlik 4.15’in her iki tarafının logaritması alındığında;

-α t Qt= Qo.e eşitliği aşağıdaki şekli alır.

logQt - logQ0 logQt=logQo-αt x loge Þ α= (4.16) tx loge

Çekilme döneminin (to) başlangıcındaki boşalım (Qo) ve belirli bir t dönemindeki boşalım grafikten belirlenir. Elde edilen Qo, Qt ve t değerleri (4.16) eşitliğine konularak “α” değeri hesaplanır. Eşitlik 4.16’dan yola çıkarak, akiferin depolama kapasitesi, belirli bir zamanda boşalan ve akiferde kalan su hacmi de aşağıdaki eşitlikle belirlenebilmektedir.

Q0 Vs=∫ Qt-dt= (4.17) a

Q0 -αt t Vd= x [e ] (4.18) -a 0

Vr=VS−Vd (4.19)

Bu eşitliklerde;

3 Vs: akiferin depolama kapasitesi (m ), 3 Vd: akiferde belirli bir t anında boşalan su (m ), 3 Vr: çekilme dönemi sonunda akiferde kalan su (m ),

117 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Kaynak hidrograflarının şekli genellikle birbirine benzemekle birlikte bir akiferden veya kaynaktan bir diğerine farklılık göstermektedir. Eğrinin şekli, iletimlilik katsayısı, depolama katsayısı ve hidrolik gradyan gibi akiferin hidrodinamik özelliklerinin yanı sıra akiferin geometrisi, beslenme alanının jeomorfolojik yapısı ve beslenme rejimi tarafından da kontrol edilmektedir (Eisenlohr, 1996; Dewandel ve ark., 2003; Kovács ve ark., 2005). Talleksen (1995) tarafından yapılan çalışmada çekilme eğrisinde bulunan her bir azalma katsayısı, akiferin farklı kesimlerini temsil etmekte ve bu alanlara ait iletimlilik ve depolama katsayılarının çekilme katsayıları ile orantılı olduğu belirtilmektedir. Başka bir deyişle kaynak çekilme katsayısının (α) büyük olması büyük iletimlilik katsayısı ve küçük depolama kapasitesini, bunun tersi durumda ise küçük iletimlilik katsayısı ve büyük depolama kapasitesini ifade etmektedir. Ayrıca çeşitli araştırmacılar tarafından arazi ve laboratuvar koşullarında yapılan çalışmalar sonucunda, kaynak çekilme katsayısının karstik kanal sistemlerinin artması/yoğunlaşması ile azaldığı belirtilmektedir. Yani akiferin hidrolik ve geometrik parametrelerinin çekilme katsayısı ile orantılı olduğu vurgulanmaktadır (Bear, 1979; Milanovic, 1981; Király, 1985; Eisenlohr, 1996; Cornaton, 1999; Kovács ve ark., 2005). Diğer taraftan çekilme eğrisinin eğiminin değişmesi, başka bir deyişle birden fazla çekilme katsayısının bulunması, heterojen bir akiferi temsil etmektedir. Çekilme eğrisinin tek bir çekilme katsayısı ile temsil edildiği koşullarda ise akiferin homojen iletimlilik katsayısına ve depolama özelliklerine sahip olduğunu göstermektedir (Milanovic, 1981; Amit ve ark., 2002).

4.8.3. Obruk Karstik Kaynağı İçin Çekilme Analizi

İnceleme alanındaki Köroğlutepesi kireçtaşlarından boşalan Obruk karstik akiferinin hidrodinamik özelliklerinin ve akifer geometrisinin belirlenmesi amacıyla çekilme analizi yapılmış, bunun için Nisan 2007 - Eylül 2008 yılları arasında ayda bir kez debi ölçümleri gerçekleştirilmiştir (Çizelge 4.11). Gözlem dönemi

118 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

başlangıcından (Nisan 2007) itibaren aylık ortalama akımlar yarı logaritmik kağıt üzerine zamana karşılık gelecek şekilde işaretlenmiştir (Şekil 4.35).

Çizelge 4.11. Obruk Kaynağı debi değerleri (Nisan 2007-Eylül 2008, lt/sn)

IV V VI VII VIII IX X XI XII I II III IV V VI VII VIII IX

1100 123 97 27 21 19 62 410 827 280 244 2311 723 120 30 21 15 13

Şekil 4.35. Obruk Kaynağı akımlarının çekilme eğrisi grafiği

Elde edilen grafiğe göre; 18 aylık gözlem periyodu boyunca 2007 ve 2008 su yılı için 2 ayrı çekilme dönemi tespit edilmiştir. Obruk karstik kaynağında çekilme dönemleri Mayıs-Eylül 2007 ve 2008 tarihleri arasında kalan sürede gerçekleşmektedir. Buna göre;

I. Çekilme dönemi için : II. Çekilme dönemi için:

Qo:700 lt/sn Qo: 1500 lt/sn

Qt: 9,5 lt/sn Qt: 4 lt/sn t: 180 gün t: 210 gün

119 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

bulunmuştur. Değerler, (4.15) eşitliğinde yerine konulup her iki tarafın logaritması alınırsa;

I. Çekilme dönemi için: II. Çekilme dönemi için:

log(9,5)=log(700) x e-αt log(4)=log(1500) x e-αt log(9,5)=log(700)– αx180xloge log(4)=log(1500) − αx210xloge (e=2,71828xloge=0,4343) log(700) - log(9,5) log(1500) - log(4) a = a = 0,4343x180 0,4343x210 α=0,0238 gün-1 α=0,0282 gün-1

olarak çekilme katsayısı değerleri hesaplanmıştır.

Buna göre bulunan Obruk karstik kaynağına ait çekilme katsayısı, hidrolik iletkenlik ve iletimlilik katsayılarının yüksek, depolama kapasitesinin düşük ve türbülanslı akımın baskın olduğu iyi gelişmiş karstik kanallar ve kırık-çatlak sistemlerinin davranışını göstermektedir. Kaynak çekilme eğrisinin şekline göre ise; “küçük depolamalı dip savak akımlı (gaining or low-stage underflow) kaynaklar” sınıfına girmektedir.

Akiferin 2007 yılı için depolama kapasitesi (Vs1) ile 2008 yılı depolama kapasitesi (V s2) Eşitlik (4.17) kullanılarak tespit edilmiştir.

Q0 VS= eşitliğinden; a

Vs1=(0,7x86400)/0,0238 Vs2=(1,5x86400)/0,0282 6 3 6 3 Vs1=2,541x10 m Vs2=4,595x10 m şeklindedir.

120 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

I. ve II. çekilme dönemi süresince boşalan su miktarı (Vd1 ve Vd2) ise (4.18) eşitliği ile hesaplanır. Buradan,

0,7x86400 -0,0238 x180 -0,0238 x0 1,5x86400 -0,0282 x210 -0,0282 x0 Vd1= [ ] – [ ] Vd2= [ ]–[ ] - 0,0238 e e - 0,0282 e e

6 1 6 1 Vd1=-2,541x10 x( -1 ) Vd2=-4,595x10 x( -1 e4,28 e5,92 6 3 6 3 Vd1=2,505x10 m Vd2=4,582x10 m bulunur.

I. ve II. çekilme dönemi sonunda akiferde kalan su hacmi ise;

Bu miktar depolama kapasitesi ve dönem boyunca boşalan su miktarı arasındaki fark kadardır (Eşitlik 4.19). Eylül 2008’den sonra akiferde kalan su hacmi;

Vr1=Vs1−Vd1 Vr2=Vs2−Vd2 6 6 6 6 Vr1=2,541x10 – 2,505x10 Vr2=4,595x10 – 4,582x10 6 3 6 3 Vr1=0,036x10 m Vr2= 0,013x10 m

Obruk Kaynağı için çekilme analizi sonuçları Çizelge 4.12’de verilmiştir.

Çizelge 4.12. Obruk Kaynağı için kaynak çekilme analiz sonuçları

Parametre 2007 2008

Çekilme katsayısı (gün-1) 0,0238 0,0282

Çekilme süresi (gün) 180 210

Toplam hacim (depolama kapasitesi) (*106m3) 2,541 4,595

Çekilme dönemi süresince boşalan su miktarı (*106m3) 2,505 4,582

Çekilme dönemi sonunda kalan su miktarı (*106m3) 0,036 0,013

Kalan su miktarının toplam hacme oranı (%) 1,4 0,28

İki yıl arasındaki beslenme miktarı(*106m3) 4,559

121 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Kaynak hidrografları ile yapılan birçok çalışmada, birbirini takip eden iki çekilme dönemi arasında meydana gelen beslenme miktarının belirlenebileceği belirtilmektedir. Drenaj alanında 2007 ve 2008 yılları arasında meydana gelen beslenme miktarı, 2008 yılı çekilme dönemi toplam hacminden (4,595 × 106 m3), 2007 yılı çekilme dönemi sonunda akiferde kalan su miktarının (0,036 × 106 m3) çıkarılması sonucunda 4,559 × 106 m3 olarak hesaplanmıştır (Çizelge 4.12).

Çekilme dönemi başlangıç debisi (Q0) ile çekilme dönemi sonu debisi (Qt)

arasındaki farkın (dQ=Q0-Qt) başlangıç debisine oranına kaynak debi değişim

yüzdesi (Qd) denir. Kaynaklar debi değişkenlik %’sine göre dörde ayrılırlar (Çizelge 4.13). Buna göre Obruk karstik kaynağı % 92 den fazla olan değişim ile “debi değişimi çok fazla olan kaynaklar” türüne girmektedir. Sonuç olarak, kaynağın 2007 ve 2008 yılları için rezerv hacimleri sırasıyla 2,541 x 106 ve 4,595 x 106 m3 olarak belirlenmiştir. 2007 yılı için toplam hacmin yaklaşık % 98,6’sı çekilme dönemi süresince kaynak tarafından boşaltılmakta olup % 1,4’ü ise akiferde kalmaktadır. 2008 yılında ise toplam hacmin % 99,7’i kaynak tarafından boşaltılmakta ve % 0,3’ü ise akiferde kalmaktadır.

Çizelge 4.13. Kaynakların debi değişim %’lerine göre sınıflanması

Kaynak Türü Qd(%)

Debi değişimi az kaynaklar 6’dan az Debi değişimi orta kaynaklar 6-27 Debi değişimi fazla kaynaklar 27-92 Debi değişimi çok fazla kaynaklar 92’den fazla

122 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Bütün bu sonuçlar değerlendirildiğinde, Obruk Kaynağı için bulunan çekilme katsayısı, hidrolik iletkenlik ve iletimlilik katsayılarının yüksek, depolama katsayısının düşük ve türbülanslı akımın baskın olduğu iyi gelişmiş karstik kanallar ve kırık-çatlaklar ile temsil edilen yerel dolaşımlı sistemlerin davranışını göstermektedir. Başka bir deyişle beslenmeden itibaren sisteme dahil olan yağış ve yüzey suları iyi gelişmiş karstik kanallar aracılığıyla sistemi terk etmektedir.

4.9. Hidrojeokimya

4.9.1. Hidrojeokimyasal Örnekleme, Analiz ve Değerlendirme Çalışmaları

Çalışma kapsamında, Köroğlutepesi karstik kütlesinin boşalımını sağlayan su noktasından (Obruk Kaynağı) hidrokimyasal davranışının belirlenmesine yönelik olarak Nisan 2007 ile Eylül 2008 tarihleri arasında aylık aralıkta su kimyası amaçlı yerinde ölçümler ve alınan örneklerin laboratuvarda analizlerinin gerçekleştirilmesi amacı ile örnekleme yapılmıştır. Alınan örneklerde sadece Nisan 2007, Nisan 2008 ve Eylül 2008 dönemlerinde majör anyon ve katyon analizleri yapılabilmiştir. Bu kapsamda F-, Br, Li+, B gibi iz element analizleri de yapılmıştır. Bununla beraber, sulardaki inorganik - - 3- kirliliği incelemek amacı ile azot bileşikleri (NO2 , NO3 ) ile PO4 analizleri de yapılmıştır. Analiz sonuçlarına göre ise söz konusu elementlerin değerleri çok düşük çıkmıştır. Dolayısı ile kaynak suyunda herhangi bir kirliliğe rastlanılmamıştır. Obruk karstik kaynağına ait pH, elektriksel iletkenlik (EC – μS/cm) ve sıcaklık (T – ºC) gibi özellikleri kaynak başında ölçülmüştür. 18 ay boyunca alınan 2+ 2+ 2- su örneklerindeki Ca , Mg ve SO4 analizleri Çukurova Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü Laboratuvarında yapılmıştır. Obruk Kaynağı’na ait kimyasal analiz sonuçları Çizelge 4.14’ de verilmiştir.

123 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.9.2. Kimyasal Analiz Sonuçlarının Yorumlanması

Su numunelerine ait kimyasal analiz sonuçları Schoeller (1962), Piper (1944) ve Wilcox (1948) diyagramlarıyla değerlendirilerek, sular köken ve fasiyes özelliklerine göre kendi aralarında gruplara ayrılmıştır.

4.9.2.1. Kaynağın Piper Diyagramına Göre Sınıflanması

Suların fiziksel ve kimyasal özelliklerinden faydalanarak gruplandırmak ve karakteristiklerini belirlemekte kullanılan bu diyagramlar bir eşkenar üçgenden ibarettir. Diyagramda suyu temsil eden noktanın bulunduğu bölge, suyun ana karakterini göstermektedir. Bütün sular diyagram üzerinde işaretlendiğinde, aynı kökenli sular yaklaşık olarak aynı bölgede toplanır. Böylece bu diyagramda suların tiplerini belirlemek ve suları gruplandırmak mümkün olmaktadır. Çalışma alanından alınan su örnekleri Piper diyagramında ayrı ayrı işaretlenmiştir (Şekil 4.36). Kimyasal analiz değerlerinin üçgen diyagramlarda

gösterdikleri değişimler; anyonlar için hazırlanan diyagramda, suların HCO3 + CO3 iyonlarının hâkim olduğu sular sınıfında; katyonlar için hazırlanan diyagramlarda ise suların Ca ve Mg iyonlarının hâkim olduğu sular sınıfına girmektedir. Bu durum suların “Kalsiyum-Kalsiyum+Bikarbonat ve Kalsiyum+Magnezyum Bikarbonatlı” sular oldukları görülmektedir. Ayrıca sular alkali toprak elemanları alkali elementlerden (Ca+Mg>Na+K) büyük olan sular sınıfındadır. Zayıf asidik

kökleri güçlü asidik köklerinden (CO3+ HCO3>Cl+SO4) büyük, karbonat sertliği

%50’den fazla Ca-Mg-HCO3’lı sulardır.

124 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4 . A RA

Çizelge 4.14. Obruk Kaynağı kimyasal analiz sonuçları Ş T I R M A B U L GU

Toplam ++ ++ 2- ++ + - -2 - - + 3- Sıcaklık TDS Ca Mg SO4 Na K HCO3 CO3 NO3 Cl NH4 PO4 Aylar pH Sertlik Elektriksel İletkenlik μS/cm °C mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l 0A Nisan(2007) 25 8 8,7 255 259,6 50,6 6,88 4,18 <1 <1 184 <10 1,8 1,02 <1 <0,1 Mayıs 9,8 8,74 280 51,36 7,49 4,12 152,6 Haziran 11,4 8,5 313 57,52 6,24 8,64 134,8 Temmuz 13 8,3 320 47,25 11,24 4,93 123,6 Ağustos 13 8,26 315 49,3 9,99 5,82 143,4 Eylül 10,8 8,22 352 53,41 11,24 7,4 176,5

Ekim 9,8 8,63 351 49,3 12,49 12,7 186,8 12 Kasım 9,1 8,79 313 55,46 7,49 9,05 178,4 5

Aralık 8,5 7,21 374 57,52 9,99 4,12 131,1 Ocak (2008) 8,7 7,14 350 51,36 12,49 3,7 145,9 Şubat 9 8,47 353 61,63 11,24 5,76 137,7 Mart 9,2 8,45 295 49,3 8,74 2,88 149,7 Nisan 25 8,20 280 224,1 47,25 7,49 5,18 0,64 0,24 162,3 2,01 1,25 Mayıs 10,4 8,41 308 49,3 8,74 6,17 134,2 Haziran 15,7 8,15 280 47,25 7,49 8,23 124,6 N il d a Y A L Ç IN Temmuz 14,5 7,81 315 47,25 7,49 3,47 128,5 Ağustos 14 8,08 297 49,3 8,74 4,82 145,7 Eylül 25 8,24 322 243,2 53,41 11,24 8,55 0,77 0,28 174,5 1,92 1,40

125 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.36. Obruk Kaynağı Nisan 2007, Nisan 2008 ve Eylül 2008 dönemi Piper diyagramı

4.9.2.2. Kaynağın Schoeller Yarı Logaritmik Diyagramına Göre Sınıflandırılması

Oldukça sık kullanılan bir diğer grafiksel gösterim şekli ise, yarı logaritmik olarak çizilen Schoeller grafiğidir (Schoeller, 1962). Bu diyagram gerek iyonların topluca tek bir diyagramda görüntülenme kolaylığı açısından gerekse benzer ve farklı kökenli suların karşılaştırılması kolaylığı açısından oldukça sık kullanılmaktadır. Alınan su örneklerinin, sertlik, Na+, Cl-, Mg2+ içerikleri baz alınarak yarı logaritmik diyagrama işlenmesi sonucu bir sınıflandırma yapılmıştır (Şekil 4.37). Buna göre Obruk karstik kaynağı suları için 2+ 2+ - hakim iyonların Ca , Mg ve HCO3 olması suların beslenme alanında kireçtaşı, dolomit, dolomitik kireçtaşı ile temasta olduğunun veya akiferin bu kayaçlardan oluştuğunun bir göstergesidir.

126 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.37. Obruk Kaynağı Nisan 2007, Nisan 2008 ve Eylül 2008 dönemi Schoeller diyagramı

4.9.2.3. Kaynağın Wilcox Diyagramına Göre Sınıflandırılması

İnceleme alanında tarımsal faaliyetlerin yaygın olmasından dolayı yüzey ve yeraltısularının sulama suyu kriterlerine uygunluğu önem taşımaktadır. Sulama suyu kalitesinin belirlenmesinde yaygın olarak A.B.D. Tuzluluk (Richards, 1954) ve Wilcox (Wilcox, 1948) diyagramları kullanılmaktadır. Her iki diyagramda da sulama suyu kalitesinin belirlenmesinde en önemli parametreler sodyum içeriği ve elektriksel iletkenliktir. Kimi alanlarda sulama suyuna gereksinme duyulursa kullanılacak suyun sulamaya uygunluğu yapılacak analizlerin diyagramlara taşınmasıyla ortaya konabilir. Bu konuda kullanılan diyagramlardan birisi de Wilcox Diyagramıdır. Suların elektriksel iletkenlik (EC) ve Na yüzde değerleri bu diyagram üzerine taşınarak sulama suları doğrudan yorumlanabilir (Şahinci, 1986).

Na + x100 Sodyum iyonu yüzdesi (%Na)= (4.20) Na + + Ca +2 + Mg +2 + K + şeklinde hesaplanır.

127 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Obruk Karstik Kaynağı Wilcox diyagramına göre değerlendirildiğinde (Şekil 4.38) “çok iyi-iyi sular” olarak sınıflandırılabilirler.

4.9.2.4. Kaynağın A.B.D. Tuzluluk Laboratuvarı Diyagramına Göre Sınıflandırılması

Sulama suları kriteri açısından incelenen Obruk Kaynağı için ölçüm sonuçları A.B.D. Tuzluluk (EC-SAR) laboratuvarı diyagramı kullanılarak sınıflandırılmıştır (Şekil 4.39).

Na + Sodyum Adsorpsiyon Oranı (SAR) = (4.21) Ca +2 + Mg +2 2 formülü ile hesaplanır.

SAR, toprağın sodyum adsorpsiyon potansiyelini değerlendirme amacı ile önerilmiştir. Na+ iyonu ile yer değiştiren Ca++ ve Mg++ iyonları arasında bir oran olduğundan (SAR), sodyum yüzdesine göre daha üstün bir ölçüt olarak göz önüne alınmaktadır (Erguvanlı ve Yüzer, 1987). ABD Tuzluluk Laboratuvarı tarafından önerilen sınıflandırmada sular, sodyum adsorpsiyon oranı (SAR) ve özgül elektriksel iletkenlik (EC) değerleri kullanılarak, tuzluluklarına göre 4, sodyum miktarlarına göre 4 olmak üzere, sulama suyu bakımından toplam 16 sınıfa ayrılmıştır:

Tuzluluğa Göre Alt Sınıflar:

C1: Az tuzlu su. Bitkilerin çoğu için sulama suyu olarak kullanılabilir. C2: Orta tuzlulukta su. Orta derecede tuza ihtiyaç gösteren bitkiler için kullanılır. C3: Fazla tuzlu su. Drenaj yapılmaksızın bitkiler için kullanılmaz. Bazı bitkiler için kullanılabilir. C4: Çok fazla tuzlusu. Sulama suyu için uygun değil. Ancak çok iyi drenajı yapılmış olanlarda bazı bitkiler yetiştirilebilir.

128 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

ı N i s a n 200 7 , 20 0 8 v e E y l ü dön mi W il c ox A . B D T u z k d g r am ğı . O b r uk K a yna 8 e k il 4 .3

Ş

129 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Sodyum Miktarına Göre Alt Sınıflar:

S1: Az sodyumlu su. Sodyuma karşı çok duyarlı olan bitkilerin dışında her türlü tarım için uygun. S2: Orta derecede sodyumlu su. Sodyuma karşı çok duyarlı olan bitkilerin dışında her türlü tarım için uygun. S3: Fazla sodyumlu su. Ender hallerde sulama suyu olarak kullanılabilir. S4: Çok fazla sodyumlu su. Çok düşük tuzluluk hallerinin dışında sulama suyu olarak kullanılamaz. Obruk Kaynağı A.B.D. Tuzluluk diyagramına göre, C2S1 yani “orta tuzlu az sodyumlu sular” sınıfındadır (Şekil 4.38).

4.9.2.5. Kaynağın Mineral Doygunlukları

Obruk karstik kaynağı için Nisan 2007 – Eylül 2008 tarihleri arasında toplanan yüzey suyu örneklerinin mineral doygunluk değerlerinin hesabında WATEQ4F bilgisayar programı kullanılmıştır. Mineral doygunluk değerleri aragonit

(CaCO3), kalsit (CaCO3) ve dolomit (CaMg(CO3)2) için hesaplanmıştır. Yeraltısularında oluşan kimyasal tepkimeler, hidrojeokimyasal ortam hakkında yorum yapabilme olanağı sağlamaktadır. Bu amaçla suların çeşitli mineraller bakımından doygunluk durumu araştırılmalıdır. Dolayısıyla karstik kireçtaşları ile çevrilmiş olan Obruk Kaynağı’nda doğal olarak bulunan kalsit, dolomit ve aragonit gibi karbonat minerallerinin doygunluk değerleri araştırılmıştır. Doygunluk indisi (Saturation Index) SI veya log(IAP/K) şeklinde gösterilebilen logaritmik bir kavramdan oluşmaktadır. Her mineral için özellikle sıcaklık ve kısmen de basınçla değişen değerler içermektedir. Termodinamik yöntemlerle hesaplanan mineral doygunluk indisi sonuçları aşağıdaki gibi yorumlanmaktadır. SI (logIAP/K) < 0) ise su ile ilgili mineralle doygun değildir (mineral çözündürücü özelliktedir). SI = 0 ise su ile ilgili mineral dengededir (doygundur)

130 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

SI > 0 ise su ile ilgili mineralle aşırı doygundur (mineral çökeltici özelliktedir) olarak sınıflandırılmaktadır (Stumm and Morgan, 1981). Yapılan analizlerden elde edilen mineral doygunluk indisleri değerleri incelendiğinde kaynağın en çok doygun olduğu mineralin dolomit olduğu ve doygunluğunun kurak dönemlerde en yüksek değerlere ulaştığı görülmektedir (Şekil 4.39). Obruk Kaynağı’na ait doygunluk indisinin mevsimlere göre değişimini gösteren grafikte (Şekil 4.39) görülebileceği gibi kaynak suyu en çok dolomite doygun özelliktedir. Yağışlı dönemlerde ise sisteme yeni su girişlerinin olması nedeni ile aşırı doygun durumdan doygun duruma doğru bir azalma görülmektedir. Suyun kalsit ve aragonite olan doygunluğu ise genellikle negatif değerdedir. Bunun nedeni de beslenme alanı ve akifer litolojisini oluşturan ana formasyonun dolomit ve dolomitik kireçtaşı olmasıdır. Kırık ve çatlaklarda dolaşan su dolomiti çözerek dolomit için aşırı doygunluğa ulaşırken yaygın dolaşım sisteminde kireçtaşının (kalsit ve aragonitin) dolomite göre daha az bulunması nedeniyle de suyun doygunluk indeksine bu mineraller etkin olarak katılamamaktadır.

Şekil 4.39. Obruk Kaynağı’na ait doygunluk indisinin mevsimsel değişimi

131 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.9.3. Kaynağın Fiziksel Özelliklerine Göre Değerlendirilmesi

Araştırma kapsamında 18 ay boyunca yapılan hidrojeokimyasal örnekleme/analiz çalışmalarında pH, elektriksel iletkenlik (EC, µS/cm), sıcaklık (T, oC), Toplam çözünmüş madde (TDS, mg/l), gibi fiziksel parametreler de ölçülmüştür.

4.9.3.1. Kaynağın Elektriksel İletkenlik (EC) Değerine Göre Değerlendirilmesi

Elektriksel iletkenlik, suyun elektriği iletebilme özelliğinin sayısal ifadesidir. Genelde bütün sular elektriği iletir. Suların elektriksel iletkenlikleri, sudaki iyon varlığına, toplam derişimlerine ve sıcaklığa bağlıdır. Sıcaklık artışı ile suların elektriksel iletkenlikleri de artmaktadır. İyon konsantrasyonları ile doğru orantılı olarak bu iletkenlik artar. Özgül elektriksel iletkenliğin ölçüsü olarak μS/cm kullanılır. Bu birim, mikromho/cm veya mikrosimens/cm olarak, +25 °C’de 1 cm3 suyun iletkenliğidir. Suların elektriksel iletkenliğine göre sınıflaması Çizelge 4.15’de gösterilmektedir. Yüzey sularının elektriksel iletkenlikleri 50-1500 µS/cm arasında değişmektedir. Yeraltısularında bu aralık daha geniştir. Yeraltısularının içerdikleri iyonların toplam derişimi ve dolayısıyla elektriksel iletkenlikleri, suların yeryüzüne çıkıncaya kadar izledikleri yola, temasta oldukları kayaçların cinsine ve çözünürlüklerine, iklime, bölgedeki yağış koşullarına bağlıdır. Elektriksel iletkenlik, cisimlerin elektriği geçirme özelliğidir ve elektriksel direncin karşıtıdır. Su örneklerinde, suda çözünmüş toplam iyon miktarını hızlı bir şekilde tayin etmek için elektriksel iletkenliğe bakılır. Genelde iletkenlik, 50.000 μmho/cm’ye kadar sudaki iyon konsantrasyonu ile orantılı olup, su içindeki çözünmüş madde miktarı fazla ise EC değerleri de artar (Erguvanlı ve Yüzer, 1973). Obruk karstik kaynağı için Nisan 2007-Eylül 2008 arasında ölçülen EC değerleri 255-374 µS/cm civarındadır. Buna göre kaynak suyu “iyi su” sınıfına girmektedir.

132 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizelge 4.15. Suların elektriksel iletkenliklerine göre sınıflaması (Erguvanlı ve Yüzer, 1973)

EC (25 °C’de Suyun Sınıfı μmho/cm) <250 Çok iyi 250-750 İyi 750-2000 Kullanılabilir 2000-3000 Şüpheli

>3000 Kullanılamaz

4.9.3.2. Kaynağın Sıcaklık Derecesine Göre Değerlendirilmesi

Sıcaklık ölçümleri, alkalinite, kalsiyum karbonat doygunluğu ve duraylılığı hesaplamalarında kullanılmaktadır. 18 ay boyunca kaynakta yapılan sıcaklık ölçümlerinde kaynağın sıcaklığının 8.5-15.7 oC arasında değiştiği gözlenmiştir. Kaynak sıcaklığındaki değişimin kurak ve yağışlı dönemlerde farklılıklar göstermesi, kaynağın sürekli olarak atmosfer ile temasından kaynaklanmaktadır.

4.9.3.3. Kaynağın Toplam Çözünmüş Madde (TDS) İçeriğine Göre Değerlendirilmesi

Sularda toplam çözünmüş madde (TDS) aynı zamanda toplam tuzluluğun bir göstergesidir. TDS değerleri elektriksel iletkenlik değeri ile doğru orantılı olarak değişmektedir. Kaynakta su kalitesinin tespit edilebilmesi için ölçülen Nisan 2007 ve Eylül 2008 tarihleri arasında TDS değerleri, 224.1-259.6 ppm arasında değişmektedir. Bu değerler kaynakta herhangi bir olumsuz etki olmadığı (dışarıdan herhangi bir katkı ve kirlenme) taktirde tuzluluk tehlikesinin olmadığını göstermektedir.

133 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

4.9.3.4. Kaynağın Hidrojen İyonu Derişimine (pH) Göre Değerlendirilmesi

pH, sudaki hidrojen iyonu derişiminin bir ölçüsü olup sudaki asit ve bazlar arasındaki dengeyi göstermektedir. Doğal yeraltısularının pH değeri 6.0-8.5 arasında değişmektedir. Sudaki karbonat, hidroksil ve bikarbonat iyonları suyun bazik özelliğini arttırırken, serbest mineral asitleri ve karbonik asit suyun asit özelliğini arttırmaktadır. Sudaki serbest karbondioksit, fiziksel çözünme sonucunda suda çözünmekte ve hidrotasyon sonucunda karbonik aside dönüşmektedir. Bunun sonucunda su, çözücü-aşındırıcı bir özellik kazanmaktadır. Gerek aşındırıcı gerekse kabuk bağlayıcı özellik pH değerine bağlıdır. Kaynağın pH değeri 7.14 – 8.54 arasında değişmektedir. Ölçülen pH değerleri içme suyu standartları açısından 6.5-9.5 arasında olması gerekmektedir. Bu değerler TS-266 standartlarına uygundur.

4.10. İzotop Verilerinin Değerlendirilmesi

Karst akiferlerinin değişik noktalarından boşalan suların çevresel izotop içeriklerinin incelenmesi, akiferler arasındaki dinamik ilişkilerin belirlenmesi ve su kaynaklarının araştırılması, geliştirilmesi ve işletimi sırasında ortaya çıkan ve klasik araştırma teknikleri ile çözülemeyen birçok problemin çözümünde oldukça yararlı bilgiler sağlanmaktadır. Farklı su noktalarından alınan örneklerin izotop içeriklerindeki benzerlik ya da farklılıklar ile su örnekleri arasındaki ilişkilerin belirlenmesi son 40 yıl içinde yaygın bir biçimde uygulanan araştırma teknikleri arasında yer almaktadır. Çevresel izotopların hidrolojide kullanılmasına yönelik ilk araştırmalara günümüzden 30 yıl kadar önce başlanmıştır (IAEA, 1968). Çevresel izotopların karstik havzalardaki yeraltısuyu dolaşım mekanizmasının aydınlatılmasına yönelik ülkemizde yapılan ilk çalışmalar ise 1967 (Payne ve Dinçer) ve 1980 (Yurtsever) yıllarında Antalya traverten alanı ile Batı Toros karst alanında gerçekleşmiştir. Bu çalışmalar ile çevresel izotopların karst havzalarındaki yeraltısuyu dolaşım sistemlerinin aydınlatılmasında kullanılabilecek özellikleri

134 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

belirlenmiştir. 1960-2000 yılları arasında birçok araştırma ile izotoplar, yeraltısuyu akım hızının ve geçiş süresinin hesaplanması, baraj ve rezervuarlardan sızmanın belirlenmesi, akifer parametrelerinin belirlenmesi, yüzeysuları ile yeraltısuları arasındaki ilişkinin araştırılması vb. birçok konuda kullanılmıştır. Yeraltısuyu orjininin belirlenmesinde de çevresel izotoplar çok yararlı bilgiler vermektedirler. Yeraltı ve yerüstü sularının asıl beslenmesi yağışlarla olmaktadır. Bu nedenle yağışların izotopik içeriklerinin değişimi ve bu değişimlere etki eden etmenlerin bulunması, yeraltısuyu beslenme sisteminin belirlenmesi açısından önem taşımaktadır. Çevresel izotoplardan suyun moleküllerini oluşturan hidrojen ve oksijen izotopları, hidrojeolojik sistemde su ile birlikte hareket ettiklerinden ve kimyasal süreçlerden çoğunlukla etkilenmediklerinden, birer ideal izleyicidirler. Suyun kararlı izotoplarından Oksijen-18 (18O) ve Döteryum (2H) yeraltısuyunun kökeni, beslenme kotu ve alanı, farklı suların karışım oranlarının belirlenmesinde yaygın olarak kullanılmaktadırlar. Bu nedenle bu çalışmada, hidrojeolojik sistemin davranışlarının araştırılmasında izotop ve kimyasal yöntemlerden de yararlanılmıştır. Çalışma alanında izotop analizi yapmak amacıyla yağış örnekleri alınamamıştır. Ancak, havzada belirli bir kotdan boşalan ve güncel yağıştan beslenen yegâne kaynak olan Obruk kaynağı bulunmaktadır. Bu kaynak, jeolojik- jeomorfolojik konumu itibariyle boşaldığı kota yakın bölgeden beslenen, debisi düşük (çoğunlukla 1 lt/sn’nin altında), kurak mevsimlerde ve yıllarda debisi oldukça düşen ve yağışların artmasıyla tekrar yoğun akışa geçen bir kaynak özelliğindedir. Obruk Kaynağı’ndan izotop kimyası analizi amacıyla kurak ve yağışlı dönem için (Nisan 2008-Eylül 2008) su numunesi alınmıştır.

4.10.1. Karst Hidrolojisinde Kullanılan Çevresel İzotopların Genel Özellikleri

4.10.1.1. Oksijen-18 – Döteryum İlişkisi

Suyu oluşturan hidrojen ve oksijenin kararlı izotopları δ1H, δ2H, δ16O, δ17O ve δ18O’dir. Bunlar doğada δ1H (% 99,985), δ2H (% 0,015), δ16O (% 99,76),

135 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

δ17O (% 0,04) ve δ18O (% 0,2) oranında bulunmaktadır. Su örneğindeki kararlı izotop oranının değişimi kütle spektrometresi ile ölçülür ve ‰ δ ile ifade edilmektedir. Ölçümlerdeki hassasiyet δ18O için ‰ 0.01 ve Döteryum için 1> ‰’dir.

Hidrolojik çevrimin başlangıç ve sonuç noktası olan okyanus suyunun duraylı izotop içeriği sabit olup, zamanla değişmemektedir. Hidrojeolojik çalışmalarda su örneklerinin duraylı izotop içerikleri, suyun izotopik derişiminin okyanus suyunun ortalama izotopik derişiminden sapma miktarı (SMOW, Standard Mean Ocean Water) ile ifade edilmektedir (Gat, 1971).

18 16 18 16 18 ( O/ O)örnek - ( O/ O)s tan dart 3 d O = 18 16 x10 ‰ (4.22) ( O/ O)s tan dart

2 1 2 1 18 ( H / H )örnek - ( H / H )s tan dart 3 d O = 2 1 x10 ‰ (4.23) ( H / H )s tan dart

Standart “SMOW” (Standart Ortalama Deniz Suyu), okyanus suyunun ortalama izotopik kompozisyonunu temsil eder. Standart olarak okyanus suyunun seçilmesinin nedeni okyanusların hidrolojik çevrimin başlangıç ve bitiş noktalarını temsil etmesi ve izotopik kompozisyon olarak oldukça homojenlik göstermesidir. Doğal suların yoğunlaşma ve buharlaşma süreçleri etkisi altında D/H ve 18O/16O oranlarında değişimler meydana gelir. Atmosferik su buharı ile yüzey suyu arasında oluşan moleküler yer değiştirme, yüzey suyunun ağır izotop içeriğini kontrol eden en önemli olaylardan biridir. Atmosferik buhar yüzde yüz mutlak neme eriştiğinde, hava sıcaklığında azalmalar olduğunda yoğunlaşma olayı başlar. Yoğunlaşma nedeniyle atmosferik su buharının bir kısmı sıvı faza dönüşür ve geri kalan su buharına göre izotop kompozisyonu bakımından zenginleşmiştir. Atmosferik buharın yoğunlaşması ve soğuması sonucunda oluşan yağışın ağır izotop kompozisyonu, meydana geldiği buhar fazının ağır izotop kompozisyonuna göre zenginleşmiş ancak kendisinden önceki yağışın ağır izotop içeriğine göre fakirleşmiştir. Buhar ve sıvı faz dönüşümleri sırasında oluşan izotopik ayrımlanmanın derecesi sıcaklık faktörü ile doğrudan ilişkilidir (Sayın, 1987).

136 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Yağışların kararlı izotop değişimlerine neden olan etkiler; mevsimsel etki, karasal etki, enlem etkisi, miktar etkisi ve yükseklik etkisidir. Yapılan çalışmalar yaz yağmurlarının kış yağmurlarından daha fazla ağır izotop içeriğine sahip olduğunu göstermiştir. Sıcaklığın yüksek olduğu zamanlarda ağır izotop zenginleşmesi daha fazladır. Okyanus ve denizlerden kara içlerine gidildikçe daha fakir izotop içeriğine sahip yağışlar görülmektedir. Ekvatora yakın istasyonlara ait yağışların, yüksek enlemlerde yer alan istasyon yağışlarına göre daha pozitif kararlı izotop içeriğine sahip oldukları görülmektedir. Yükseklik etkisi de hidrolojik çalışmalarda önemli rol oynamaktadır. Yükseklik arttıkça yağışlardaki ağır izotop içeriği azalmaktadır. Yerel iklim ve topoğrafyaya bağlı olarak 18O değerleri her 100 m için ‰ 0,15-0,5 Döteryum değerleri her 100 m için ‰ 1,5-4 arasında azalmaktadır. Ayrıca, yoğun yağışlar daha hafif olan yağışlara göre daha az ağır izotop içeriği göstermektedirler. Yağışların ve yüzey sularının 18O ve Döteryum içeriklerinin değişimi paralellik gösterir. Gözlenen korelasyon şu bağıntı ile verilmektedir:

δD = A δ18O + B (4.24)

Denklemdeki A ve B değerleri küresel ortalama değerler olarak sırasıyla 8 ve 10 olarak belirlenmişlerdir. Bu denklemde B döteryum fazlası olarak tanımlanmaktadır. Döteryum fazlası belirli bir bölgedeki yağışın kaynağını belirten önemli parametrelerden birisidir. Örneğin Antalya dolayında Akdeniz’den buharlaşma sonucu oluşan yağışlarda bu değer +16, Doğu Akdeniz kaynaklı yağışlarda +22, ortalama dünya yağışlarında +10’dur. Çeşitli çalışmalar kapsamında Türkiye'nin değişik havzalarında yürütülen çalışmalarda elde edilen meteorik doğru denklemleri Çizelge 4.16’da yer almaktadır. Buharlaşmanın fazla olduğu bölgelerde döteryum fazlası pozitif değerlere ulaşır. İzotopik yer değiştirme işleminin gerçekleştiği sularda veya buharlaşma etkisindeki sularda, ya da denizsuyu ile temas halindeki sularda suyun döteryum değeri diğer meteorik sularla aynı aralıkta yer alırken; Oksijen-18 değeri kireçtaşı ile

137 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

temas sonucunda daha pozitif bir değere ulaşacağından, meteorik doğrudan sağa doğru sapma oluşmaktadır (Gonfiantini ve Simonot, 1987). Meteorik doğruların δ18O katsayısı olan 8, doğrunun eğimidir ve δ2H ile δ18O arasındaki denge farklılaşmasının (equilibrium fractination) oranıdır (Clark ve Fritz, 1997). Karstik akiferlerde Oksijen 18 ve Döteryum içerikleri kullanılarak ortak veya benzer beslenme süreçleri altında bulunan suların ayırt edilmesi mümkündür.

Çizelge 4.16. Türkiye’deki çeşitli havzalar için belirlenen meteorik doğru denklemleri

Havza Meteorik Doğru Denklemi Kaynaklar Antalya δD=8δ18O + 14,3 Yurtsever, 1978 İç Anadolu δD=8δ18O + 10 Önhon ve diğ., 1979 Doğu Akdeniz δD=8δ18O + 22 Payne ve Dinçer, 1965-Gat, 1971 Keban δD=8δ18O + 17 Önhon ve diğ., 1979 Edremit δD=8δ18O + 9,44 Önhon ve diğ., 1979 Konya δD=8δ18O + 16 Önhon ve diğ., 1979 Genel Meteorik δD=8δ18O + 10 Craig, 1961 Zamantı δD=8δ18O + 24 Bayarı ve Günay, 1991 Göksu Havzası δD=8δ18O + 18 Yeşertener, 1995 Gökova δD=8δ18O + 16 Kurttaş, 1997

Beslenme alanı aynı olan ya da aynı tür yağışlardan beslenen karst akiferlerine örnekler Oksijen-18 – Döteryum grafiği üzerinde birbirine yakın konumda bulunurlar Çalışma alanındaki örneklerin δ18O ve δ2H analiz sonuçları Craig (1961) tarafından tanımlanan Dünya Meteorik Doğrusu (δ2H=8*δ18O+10), Gat ve Carmi (1970) tarafından tanımlanan Doğu Akdeniz Meteorik Doğrusu (δ2H=8*δ18O+22) ile birlikte incelenmiştir. Çalışma alanı için Oksijen-18 ve Döteryum değerleri Çizelge 4.17’de verilmiştir. Buna göre çalışma alanı Oksijen-18-Döteryum grafiği Şekil 4.40’daki gibidir.

138 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Çizelge 4.17. İnceleme alanına ait yağışlı ve kurak dönemdeki Oksijen-18 ve Döteryum değerleri

18 2 Dönem Türü 1000 δ OVSMOW 1000 δ HVSMOW Kaynak Yüksekliği (m)

Obruk-Nisan 2008 (Yağışlı) Kaynak -9,19 -55,47 1280 Obruk-Eylül 2008 (Kurak) Kaynak -9,15 -56,89 1280

Şekil 4.40.Obruk Kaynağı için Oksijen-18 – Döteryum ilişkisi

Grafik incelendiğinde kaynağın; Doğu Akdeniz meteorik doğrusuna yakın olduğu görülmektedir. Döteryum fazlasının yüksek değerleri denizel kökenli yağışların göstergesi olmasına karşılık, düşük değerler karasal kökenli yağışları temsil etmektedir (Kehinde, 1993). Çizilen doğruya ait "Döteryum Fazlası" değerinin Doğu Akdeniz Meteorik Doğrusundaki döteryum fazlası değerine yakın olan bir

139 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

değerde olması kaynağın, havzadaki kısmen hızlı buharlaşma etkisi altındaki Doğu Akdeniz kaynaklı atmosferik su buharınca oluşan yağışlarca kısmen de karasal kökenli yağışlardan beslendiğini göstermektedir. Şekil 4.41 incelendiğinde Obruk Kaynağı’nın Batı Akdeniz (Göksu, Zamantı), İç Anadolu, Antalya, Keban ve Konya meteorik doğruları boyunca da uzandığı görülmektedir.

4.10.1.2. Oksijen-18 – Yükseklik İlişkisi

İzotop hidrolojisi konusunda geçmişte yürütülen çalışmalar sonucunda Oksijen-18 içeriğinin coğrafi konum, enlem vb. gibi bazı diğer parametrelerin yanı sıra esas olarak yükseklik ile ters orantılı biçimde azaldığı tespit edilmiştir (Payne ve Dinçer, 1965). Yerel iklim, cephesel yağış sistemleri ve yağışın oluşumunda etkili olan topoğrafyaya bağlı olarak yağış suyunun δ18O değeri her 100 m'lik kot artışına karşın ‰ 0,15-0,5 arasında azalma göstermektedir. Günay ve Bayarı (1989) tarafından Köprüçay havzasında yapılan çalışmalarda bu azalma ‰ 0,25/100 m olarak belirlenmiştir. Yine, Kurttaş (1997) tarafından Gökova karst kaynakları bölgesinde yapılan izotop hidrolojisi çalışmalarında her 100 m kot artışına karşılık 18O içeriğindeki azalma ‰ 0,15-0,25 olarak elde edilmiştir. Oksijen-18 izotopunun bu özelliğinden yararlanarak karstik kaynakların ortalama beslenme alanı yükseklikleri tespit edilebilmektedir. Ayrıca farklı yüksekliklerdeki ve bir yıllık süre içerisinde rezervuarını yenileyen kaynakların izotop içerikleri kullanılarak da aynı işlem yapılabilmektedir. Yıllık yağışların etkisinde bulunan bu kaynakların, bir su yılı boyunca düşen yağışların ortalama izotop değerlerini temsil edeceği varsayılmaktadır. Bu yöntemin uygulanabilmesi için kar örneklerinin Oksijen-18 miktarının da belirlenmesi gerekir. Bu amaçla çalışma alanı ile iklim ve topoğrafik açıdan çok benzerlik gösteren Zamantı havzasının kar suyu analizleri ve IAEA/WMO ağına dahil olan Adana meteoroloji istasyonunun uzun yıllar ortalaması 5,50 olan Oksijen-18 değeri baz alınmış ve değerlendirme buna göre yapılmıştır (Şekil 4.41).

140 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.41. Kar örneği ve Adana Meteoroloji İstasyonu’nun Oksijen-18–Yükselti ilişkisi (UKAM, 2001)

Bu değerlerden yola çıkarak elde edilen beslenme yüksekliği Çizelge 4.18’deki gibidir.

Çizelge 4.18. Oksijen-18 içeriğine göre Obruk Kaynağı için yaklaşık beslenme yükseltisi

Kaynak δ18O Kaynak Boşalım Yükseltisi (m) Beslenme Yükseltisi (m) Fark (m)

Obruk 9.19 1280 1480 200

4.11. Karst Akiferinin Kavramsal Modeli

Tez çalışması kapsamında Saimbeyli Obruk karst akiferi için hidrojeolojik kavramsal bir modelleme de yapılmıştır. Hidrojeolojik kavramsal modelin doğru bir şekilde oluşturulabilmesi, ortamın jeolojik, hidrojeolojik ve hidrolojik özelliklerinin ve yapısının ortaya konabilmesine bağlıdır. Hidrokimyasal ve izotopsal değerlendirmeler bu yapının anlaşılmasında önemli bilgi sağlarlar. Önceki bölümlerde, yukarıda açıklanan yaklaşım gereği yapılan jeolojik, hidrojeolojik, hidrolojik, hidrokimyasal ve izotop değerlendirmeleri ışığında inceleme alanının hidrojeolojik kavramsal modeli oluşturulmuştur. İnceleme alanındaki hidrojeolojik yapı, büyük ölçüde tektonik yapı tarafından

141 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

denetlenmektedir. Litolojik birimlerin yüzeydeki yayılımları beslenme alanları ve beslenme rejimini belirlemekte; yeraltı jeolojisi ise akifer depolaması, yeraltısuyu dolaşımı ve boşalım şeklini ve rejimini denetlemektedir.

4.11.1. Kavramsal Modele İlişkin Çalışmalar

Karst akiferlerine ait ilk kavramsal model çalışmaları, jeolojik yapının değişimleri ve bu değişimlerin yeraltısuyu akım şekline etkilerini ortaya koyan White (1969) tarafından yapılmıştır. Daha sonraları Schuster ve White (1971) geçirimliliği de dikkate alarak karstik akiferlerde meydana gelen yeraltısuyu akımını kanal/yerel ve yaygın akım bileşenlerine ayırmışlardır. Smart ve Hobbs (1986) ise jeolojik yapının yanı sıra beslenme kaynağı ile akiferdeki depolamayı ve akım koşullarını da dikkate alarak karst akiferleri için üç parametreli bir kavramsal model geliştirmiştir (Şekil 4.42).

Şekil 4.42. Beslenme, depolama ve akım süreçlerindeki değişimlerin karst kaynaklarına ait hidrografa etkisi (Smart and Hobss, 1986).

142 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Karst akiferlerinin kavramsal modelinin oluşturulması için sistemde etki ve tepkinin göstergesi olan beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım bileşenlerinin jeolojik, morfolojik, hidrolojik ve hidrojeolojik çalışmalar sonucunda ortaya konması gerektiği, White (2003) tarafından yapılan bir çalışmada belirtilmektedir. Obruk Kaynağı, Miyosen dönemindeki aşınma ve taşınma faaliyetleri ve daha sonra meydana gelen tektonik hareketlere ve Kuvaterner dönemindeki iklim değişmeleri ile gelişen buzullaşmalara bağlı olarak gelişen ve dört taraftan sınırları belirgin olan bir karst akiferidir. Tez çalışması kapsamında yapılan morfolojik ve hidrojeolojik çalışmalar ile arazi çalışmalarının birlikte değerlendirilmesi sonucunda Obruk Kaynağı için beslenme, depolama, dolaşım ve boşalım bileşenleri değerlendirilmiş ve kaynağın kavramsal modeli oluşturulmuştur.

4.11.2. Beslenme

Jakucs (1959) tarafından yapılan çalışmada beslenme türünün, karst kaynaklarının boşalımlarında gözlenen değişimlerin en önemli kaynağı olduğu ve yıl içinde kaynak boşalımları arasında yüksek değişim katsayısı veya varyans noktasal beslenmeyi, düşük değişim katsayısı ise yaygın beslenmeyi gösterdiği belirtilmektedir. White (2003)'de ise karst akiferlerinde beslenme, allojenik yerel/noktasal, otojenik yerel, otojenik yaygın ve tünek akiferlerden beslenme (recharge from perched catchments) olmak üzere en az dört gruba ayrılmaktadır. Yerel beslenim, toplam havzası karbonatlı kayaç kütlesinde olan (otojenik) akarsuların bir düden veya dolinde sınırlanması şeklinde olabileceği gibi, karbonatlı olmayan (allojenik) bir havzaya sahip akarsuyun karbonatlı kütlede sonlanması ile de olabilir. Otojenik yaygın beslenim ise kireçtaşları üzerine düşen yağış sularının kırık − çatlak sistemleri boyunca ve dolinler içinde biriken topraktan süzülme şeklinde de gerçekleşmektedir. Tezcan (1993)'de yerel beslenimin gözlendiği karstik ortamlarda, karstlaşmanın alansal olarak yayılamayacağı ve bu ortamlarda yerel karstik

143 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

kanalların ve mağara sistemlerinin gelişeceği belirtilmektedir. Tam tersi durumda başka bir deyişle yaygın beslenimin gözlendiği ortamlarda ise daha düzenli ve alansal/yaygın bir karstlaşmanın oluşacağı belirtilmektedir. Bu yaklaşımlara ve hesaplanan hidrolojik bütçeye göre Obruk karstik akiferinde beslenme, allojenik yerel ve otojenik yerel + yaygın beslenim şeklindedir. Yani yan havzalardan giren sular sistemi allojenik yerel olarak beslerken, yağışlardan itibaren kireçtaşları üzerine düşen yağışların kırık-çatlaklardan süzülmesi ve dolinlerde biriken suların süzülerek sisteme dahil olması ise sistemi otojenik yerel + yaygın olarak beslemektedir.

4.11.3. Dolaşım

Karst akiferlerinde yeraltısuyu akımı, kanal/yerel (conduit) ve yaygın (diffuse) dolaşım uç bileşenleri arasında değişmektedir (Schuster ve White, 1971). Yerel dolaşım, karstik kanallar boyunca gerçekleşmekte olup, yüksek yeraltısuyu hızı ve dolayısıyla türbülanslı akım koşullarını karakterize etmektedir. Yerel dolaşımın etkili olduğu sistemleri drene eden kaynak boşalımlarının maksimum ve minimum debi (Qmax/Qmin) oranı ve kimyasal yapılarındaki değişim çok yüksektir. Yaygın dolaşım ise kısmen karstlaşmış karstik kanallar, kırık – çatlak sistemleri ve az da olsa birincil gözenekliliğin baskın olduğu ortamları karakterize etmektedir. Bu ortamlarda drene olan yeraltısularının yıl içindeki kimyasal yapılarındaki değişim küçük veya çok küçüktür. Ayrıca arazide yer yer kireçtaşları üzerinde görülen karst şekilleri (uvala, dolin, polye, karst kaynağı) yerel akımının (conduit flow) bir göstergesidir.

Obruk karstik akiferi Qmax/Qmin oranının yüksek olduğu yani otojenik yerel dolaşımın baskın olduğu karstik akifer özelliğindedir.

4.11.4. Depolama

Heterojen ve anizotrop bir yapıya sahip olan karst akiferleri "kara kutu" modeline benzetilmektedir. Bu akiferlerin heterojen ve anizotrop yapılarından dolayı,

144 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

gözenekli ortamlar için geçerli olan yöntemler ile karst akiferleri hakkında bilgi elde etmek güç ve maliyetlidir. Dolayısıyla karst akiferleri hakkında bilgiyi doğrudan speleolojik araştırmalardan ve dolaylı olarak da izleme deneyleri ve kaynak boşalımları ve kimyasından elde etmek mümkündür. Kaynak boşalımları ile yapılan çekilme analizleri sonucunda, kaynağın çekilme dönemi süresince ait olduğu sistemi neredeyse tamamen drene ettiği gözlenmektedir. Çekilme analizleri sonucunda bulunan azalma katsayısı iletimliliğin büyük ve depolamanın küçük olduğu sistemleri temsil etmektedir. Başka bir deyişle beslenmeden itibaren sisteme dahil olan yağış ve yüzey suları iyi gelişmiş karstik kanallar aracılığı ile sistemi terk etmektedir.

4.11.5. Boşalım

Obruk Kaynağı’na ait Qmax/Qmin oranının oldukça yüksek olması ve yapılan kaynak çekilme analizine göre de, dip savak akımlı (gaining or low – stage underflow) kaynak özelliğinde yani küçük depolamalı yüksek iletimlilik katsayısına sahip kaynaklar sınıfına girmesi, kaynağın allojenik yerel ve otojenik yaygın + yerel beslenimden etkilendiğini göstermektedir.

4.11.6. Kaynağın Kavramsal Modeli

Tez çalışması kapsamında yapılan jeolojik, hidrojeolojik ve hidrojeolojik çalışmaların ve arazi çalışmalarının birlikte değerlendirilmesi ile Obruk Kaynağı için beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım özellikleri belirlenmiştir ve sonucunda da kaynağın kavramsal bir modeli oluşturulmuştur (Şekil 4.43).

145 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

Şekil 4.43. Obruk Kaynağı’nın kavramsal modeli

Yapılan incelemeler sonucunda inceleme alanındaki hidrojeolojik yapının, büyük ölçüde bölgenin tektonik yapısı ile denetlendiği görülmektedir. Şekil 4.44’ de Obruk akiferinin hidrojeolojik yapısına ait model görülmektedir. Şekil 4.44 incelendiğinde sistem girdisinin yağışlardan itibaren kireçtaşları üzerine düşen yağışların kırık – çatlaklardan süzülmesi, dolinlerde biriken suların drene olarak sisteme dahil olması ve yan havzalardan beslenmesi şeklinde olduğu anlaşılmaktadır (Allojenik yerel ve otojenik yerel + yaygın beslenim). Sistemin boşalımı ise, sol yönlü doğrultu atımlı bir fay olan Obrukbaşı fay hattından boşalan Obruk Karstik Kaynağı’ndan gerçekleşmektedir.

146 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

OBRUK

Şekil 4.44. Obruk Kaynağı’nın hidrojeolojik yapısı (Ölçeksiz)

147 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Nilda YALÇIN

148 5.SONUÇLAR VE ÖNERİLER Nilda YALÇIN

5. SONUÇLAR VE ÖNERİLER

“Saimbeyli (Adana) Obruk Şelalesi Karst Hidrojeolojisi İncelemesi” başlıklı tez çalışması kapsamında elde edilen sonuçlar aşağıda özetlenmiştir. 1- Obruk Kaynağı’nın boşalımını gerçekleştirdiği Köroğlutepesi karstik kireçtaşı kütlesi, Saimbeyli ilçesi Adana ili idari sınırları içinde yaklaşık 59,95 km2’lik bir alan kaplamakta olup, kuzeydoğu–güneybatı yönünde yaklaşık 22 km ve kuzeybatı–güneydoğu yönünde ise yaklaşık 2,5 km uzanıma sahip bölgede topoğrafik olarak en yüksek kotları oluşturmaktadır. 2- Formasyon, ileri derecede karstlaşmış, Jura-Kretase yaşlı karstik kireçtaşlarından oluşmaktadır. İnceleme alanı Paleozoyik, Mesozoyik ve Senozoyik Üst Sistemlerine ait kırıntılı ve karbonatlı kayaçlardan oluşan Geyikdağı paraotokton istifinden oluşmuştur. Her iki kontaktı da faylı olan istif, doğuda yüksek açılı ters faylı, batıda ise nispeten daha düşük açılı tektonik dokanakla üzerlenmektedir. Obrukbaşı fayı boyunca boşalımını gerçekleştiren Obruk Kaynağı ise tektonik olarak çok hareketli olan bu bölgedeki fay çıkışlı bir karstik kaynak özelliğindedir.

3- Bölgedeki karstlaşma Ekmekçi (2003)’de yapılan sınıflamaya göre “Batı Toroslar –Evrimsel Karstı” içine girmektedir. Evrimsel karst, genç – aktif karsttan parçalanmış – kalıntı karsta kadar geniş aralıkta karst türlerini kapsamaktadır. Bölgedeki karstlaşma tektonizma ile kontrol edilmekte olup karbonatlı kayacın litolojisi ve Kuvaterner dönemindeki iklimsel süreçlere bağlı olarak oluşmuştur. Köroğlutepesi kireçtaşı üzerinde yapılan kırık ve çatlaklar Dips 3.0 programı ile yapılan gül diyagramı aracılığı ile değerlendirilmiştir. Üst Kretase’den itibaren bölgenin K20B-G20D yönlü kuvvet çiftlerine bağlı olarak bir sıkışmanın etkisinde kaldığı, buna bağlı olarak da K70D-G70B yönlü olan bir açılmaya da maruz kaldığı gözlenmiştir. Bu durum bölgedeki tektonik rejim ile uyum göstermekte olup karstlaşmanın başlangıcı olan eklem takımlarının oluşumuna neden olmuştur. ArcGIS programı aracılığıyla kütle üzerinde toplam 199 adet çöküntü yapısı belirlenmiş, dolinler ve düdenler gibi çöküntü yapılarının kütle üzerindeki sıralanımlarının çizgiselliklerle uyumlu olduğu gözlenmiştir.

149 5.SONUÇLAR VE ÖNERİLER Nilda YALÇIN

4- Obruk Kaynağı için beslenme alanı olarak ArcGIS 9.3 programı kullanılarak Obruk başı fayı baz alınarak 31,95 km2’lik bir beslenme havzası belirlenmiştir. Belirlenen havza 1200-2400 m kotları arasında bulunmakta olup havzanın alan ağırlıklı ortalama kotu 1750 m olarak hesaplanmıştır. 5- İnceleme alanı için havzaya düşen ortalama alansal yağış, kot-yağış ilişkisi ile 348 mm olarak hesaplanmıştır. 6- İnceleme alanı karasal iklimin hâkim olduğu bölgede yer almaktadır. Yağışların düşük, buharlaşma-terleme oranının yüksek olduğu bölgede gerçek buharlaşma – terleme (ETG) kayıpları, Turc eşitliği ile hesaplanmıştır. ETG değeri 262,12 mm olarak bulunmuştur. Buna göre ortalama alansal yağışın yaklaşık %75’i buharlaşmaktadır. Çalışma alanında aylık verilerden hesaplanan yıllık ortalama potansiyel buharlaşma miktarı ise 334 mm’dir. 18 ay boyunca yapılan aylık debi ölçümlerine göre Obruk Kaynağı min. debisi Eylül 2008’de 0,013 m3/sn, max. debisi ise Mart 2008’de 2,311 m3/sn olarak bulunmuştur. Kaynak ortalama 0,35 m3/sn debi ile sistemin boşalımını gerçekleştirmektedir. 7- Hidrolojik bütçe hesaplamalarında beslenme olarak havzaya düşen yağış ve yağışlardan ve yüzey akışından süzülme ile beslenim, boşalım olarak ise gerçek buharlaşma ve terleme miktarı ile Obruk Kaynağı ortalama debisi alınmıştır. Buna göre beslenim 14,250 x 106 m3/yıl, boşalım miktarı ise 20,455 x 106 m3/yıl olarak hesaplanmıştır. Bu sonuçlara göre havzadan toplam beslenim miktarı boşalım miktarından % 35 düzeyinde düşük çıkmıştır. Bu durum havzanın yüksek kotlarda bulunması ve yüksek kotları temsil edecek yağış verisinin bulunmaması nedeniyle yağış-kot ilişkisinin, sistemi doğru temsil etmemesinden kaynaklanabilmektedir. Ayrıca sistemin beslenme alanı doruk ağı ile uyumlu olmayabileceğinden komşu havzalardan beslenim ve kar yağışı ile olan beslenimin de gözönünde bulundurulması gerekmektedir. 8- Çevresel izotop analizleri akiferin yaklaşık beslenme alanını yükseltisinin 1480 m olduğunu ortaya koymuştur. Çalışma alanı için Oksijen-18-Döteryum ilişkisi incelendiğinde su noktasının ‘Döteryum Fazlası’ değerinin Doğu Akdeniz Meteorik Doğrusundaki döteryum fazlası değerine yakın olan bir değerde olması kaynağın, havzadaki kısmen hızlı buharlaşma etkisi altındaki Doğu Akdeniz kaynaklı

150 5.SONUÇLAR VE ÖNERİLER Nilda YALÇIN

atmosferik su buharınca oluşan yağışlarca kısmen de karasal kökenli yağışlardan beslendiğini göstermektedir. 9- Tez çalışması kapsamında Obruk Kaynağı için yapılan hidrojeokimyasal çalışmalar sonucunda kaynak suyunun içme suyu amaçlı olarak değerlendirilmesi amacıyla yapılan Piper diyagramına göre “kalsiyum-kalsiyum+bikarbonat ve kalsiyum+magnezyum bikarbonatlı” sular sınıfına girdiği görülmektedir. Sulama suyu açısından değerlendirme amaçlı olarak yapılan Wilcox diyagramına göre “çok iyi-iyi” sular, A.B.D. Tuzluluk diyagramına göre ise, C2S1 yani “orta tuzlu az sodyumlu sular” sınıfında olduğu belirlenmiştir. Obruk karstik kaynağı sularının Schoeller diyagramına göre değerlendirilmesi 2+ 2+ – sonucunda, hâkim iyonların Ca , Mg ve HCO3 olması suların beslenme alanında kireçtaşı, dolomit, dolomitik kireçtaşı ile temasta olduğunun veya akiferin bu kayaçlardan oluştuğunun bir göstergesidir. Obruk Kaynağı suyu çok iyi sular sınıfında olması nedeni ile içme suyu amaçlı kullanılabilme özelliğine sahiptir. Nitekim de Saimbeyli İlçesi içme suyu ihtiyacını karşılamaktadır. Beslenme alanının çok yüksek kotlarda yer alması, bölgenin oldukça sarp olup yerleşime, hayvancılığa ve tarıma uygun olmaması nedeni ile kaynak suyu kirlenmeye müsait değildir. Yapılan kurak ve yağışlı dönemdeki kirlilik analizi sonuçları da kaynakta herhangi bir kirlenme olmadığını göstermektedir. 10- Köroğlutepesi kireçtaşlarından boşalan Obruk karstik akiferinin hidrodinamik özelliklerinin ve akifer geometrisinin belirlenmesi amacıyla yapılan çekilme analizi sonucuna göre Nisan 2007- Eylül 2008 dönemi boyunca iki ayrı çekilme döneminin olduğu saptanmıştır. I. çekilme dönemi için α=0,0238 gün-1, II. Çekilme dönemi için α=0,0282 gün-1 olarak hesaplanmıştır. Bulunan çekilme katsayısı, hidrolik iletkenlik ve iletimlilik katsayılarının yüksek, depolama kapasitesinin düşük ve türbülanslı akımın baskın olduğu iyi gelişmiş karstik kanallar ve kırık-çatlak sistemlerinin davranışını göstermektedir. Obruk Kaynağı kaynak çekilme eğrisinin şekline göre ise; “küçük depolamalı dip savak akımlı (gaining or low-stage underflow) kaynaklar” sınıfına girmektedir. % 92’ den fazla olan debi değişim yüzdesi ile de “debi değişimi çok fazla olan kaynaklar” olarak

151 5.SONUÇLAR VE ÖNERİLER Nilda YALÇIN

sınıflandırılmıştır. Kaynağın 2007 ve 2008 yılları için rezerv hacimleri sırasıyla 2,541 x 106 ve 4,595 x 106 m3 olarak belirlenmiştir. 2007 yılı için toplam hacmin yaklaşık % 98,6’sı çekilme dönemi süresince kaynak tarafından boşaltılmakta olup % 1,4’ü ise akiferde kalmaktadır. 2008 yılında ise toplam hacmin % 99,7’i kaynak tarafından boşaltılmakta ve % 0,3’ü ise akiferde kalmaktadır. 11- Tez çalışması kapsamında Obruk Kaynağı için yapılan morfolojik, hidrolojik, hidrojeolojik ve hidrojeokimyasal çalışmalar ile arazi gözlemlerinin beslenme, dolaşım, depolama ve boşalım bileşenleri ve bileşenleri etkileyen faktörler açısından değerlendirilmesi sonucunda, Köroğlutepesi kireçtaşını boşaltan Obruk Kaynağı için kavramsal bir modelleme oluşturulmuştur. Buna göre sistemde beslenme, allojenik yerel ve otojenik yerel + yaygın beslenim olmak üzere iki şekilde gerçekleşmektedir. Başka bir deyişle sistem girdisinin yağışlardan itibaren kireçtaşları üzerine düşen yağışların kırık – çatlaklardan süzülmesi, dolinlerde biriken suların drene olarak sisteme dahil olması ve yan havzalardan beslenmesi şeklinde olduğu anlaşılmaktadır. Kütle üzerine düşen yağış suları ve dolinlerde biriken sular sistemi otojenik yaygın+yerel beslemektedir. Yan havzalardan ise allojenik yerel bir beslenme söz konusudur.

152

KAYNAKLAR

ABDÜSSELAMOĞLU, Ş., 1958, Yukarı Seyhan Bölgesinde Doğu Torosların Jeolojisi. M.T.A. rap., No: 2668. AMIT, H., LYAKHOVSKY, V., KATZ, A., STARINSKY A. ve BURG, A., 2002, Interpretation of spring recession curves, Groundwater, Volume: 40, No: 5, 543 – 551 pp. ATABEY, E., 1993, Gürün Otoktonundaki Yanıktepe Formasyonu (Üst Kretase) Dolomitlerinin Petrografisi ve Kökeni, Doğu Toroslar (Türkiye), MTA Dergisi, 1995, 117. 115-123. ATAN, O.R., 1969, Eğribucak-Karacaören (Hassa)–Ceyhanlı-Dazevleri (Kırıkhan) arasındaki Amanos Dağlarının Jeolojisi, M.T.A. yayını, Ankara, No: 139. ATKINSON, T. C., 1977, Diffuse flow and conduit flow in limestone terrain in the Mendip Hills, Somerset (Great Britain), Journal of Hydrology, Volume: 35, Issues: 1 – 2, 93 – 110 pp. AYDIN, H., 2005, Harmanköy–Beyyayla (Bilecik) Karst Sisteminin Morfoloji– Hidroloji İlişkileri Açısından İncelenmesi, Hacettepe Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Ankara, Doktora Tezi, 206 s. AYDIN, H. ve EKMEKÇİ, M., 2005, Sızır (Gemerek-Sivas) Kaynakları Akiferinin Hidrojeolojik ve Hidrojeokimyasal Özellikleri, Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Dergisi, 26/2, 15 - 32. AYHAN, A., 1988, Kozan Elmadağı (Adana) Arasının Jeolojisi (Doğu Toroslar- Türkiye), İst. Ünv. Müh. Fak. Yerbilimleri Derg., 6 (1-2), 37-56. AZİZ, A., ERAKMAN, B., KURT, G. ve MEŞHUR, M., 1982, Pınarbaşı-Sarız- Gürün İlçeleri Arasında Kalan Alanın Jeolojisi Raporu, TPAO Rap., Ankara, No: 1601., 52. AZİZ, A., MEŞHUR, M., ve SERDAR, H. S., 1979, Sarız-Pınarbaşı-Kaynak dolayının jeolojisi ve hidrokarbon olanakları, TPAO. Rap., no, 1357(yayımlanmamış).

153

BARKA, A., REILINGER, R., ŞAROĞLU, F. ve ŞENGÖR, A.M.C., 1997, The Isparta Angle its Importance in the Neotechtonics of the Eastern Mediterranean Region, Proceedings of the İnternational Earth Science Colloquium on the Aegean region, 9 – 14th, October 1995, İzmir, Turkey, 3– 17. BAYARI, C. S. ve GÜNAY, G. 1991. Combined Use of Environmental Isotopic and Hydrochemical Data in Differentiation of Groundwater Flow Patterns Through the Aladağ Karstic Aquifer-Turkey. Application of Tracers in Arid zone Hydrology, First International Symposium on Tracing, 22-26 August 1994, Vienna, IAHS Publication No, 232, 99-117. BEAR, J., 1979, Hydraulics of Groundwater, McGraw-Hill Companies, 544 p. BLUMENTHAL, M.M., 1941, Niğde, Adana Vilayetleri Dahilinde Torosların Jeolojisine Umumi Bakış, M.T.A. Enst. Derleme Rap., Ankara, No: 6., 49. BLUMENTHAL, M.M., 1947, Seydişehir-Beyşehir Hinterlandındaki Toros Dağlarının Jeolojisi, M.T.A. Enst. Der., Ankara, 2, 242. BLUMENTHAL, M.M., 1944, Bozkır güneyinde Toros sıradağlarının serisi ve yapısı: 1st. Univ. Fen Fak. Mec, Seri B, 9, 2, 95-125. BOZKAYA, Ö., 1995, Doğu Toroslardaki (Sarız-Tufanbeyli-Saimbeyli yöreleri) Sedimanter ve Çok Düşük Dereceli Metasedimanter Kayaçların Minerolojisi ve Jeokimyası, Dokt. tezi, Cumhuriyet Ünv. Fen. Bil. Enst., 334 (yayımlanmamış). BOZKAYA, Ö. ve YALÇIN, H., 1998. Doğu Toros Otoktonu Paleozoyik kayalarında sedimanter gömülme ile ilişkili diyajenez ve çok düşük dereceli metamorfizma. Türkiye Petrol Jeologları Derneği Bülteni, 10 (1), 35-54. BÖGLI, J. 1980: Karst Hydrology and Physical Speleology, Springer, Berlin, 285p. BROILLI, F., 1911-1912, Meine Vorderasienexpeditieon: Geol. Und Pal. Ergebnisse-Leipzig. CORNATON, F., 1999, Utilisation des modelès continu discret et a double continuum pour l’analyse des rèponses globales de l’aquifère karstique. Travaille de diplôme. CHYN: Universitè de Neuchatel.

154

CRAIG, H., 1961, Isotopic variations in meteoric waters, Science, 133, 1833-1834. CLARK, I.D. ve Fritz, P., 1997, Environmental isotopes in hydrogeology: New York, Lewis Publishers, 328 p CVIJIC, J., 1918, Hydrographie souterraine et evolution morphologigue du karst : Grenoble, Revue. Trav, Inst. Geogr. Alpin, 6,4, 56 s. DEAN, W.T. ve MONOD, O., 1970, Lower Paleozoic Stratigraphy of the Faunas of Taurus Mountains Near Beyşehir, Turkey, I. Stratigraphy, Bull. Brit. Mus. (Nat. Hist.), Geol., 19 (8), 411–426. DEAN, W.T., ve MONOD, O., 1990, Revised Stratigraph of Lower Paleozoic Rocks, Eastern Taurus Mountains, South Central Turkey, Geol. Mag., Great Britain, 127 (4), 333-347. DEMİRTAŞLI, E., 1967, Pınarbaşı-Sarız-Mağara İlçeleri Arasındaki Sahanın Litostratigrafi Birimleri ve Petrol İmkânları, MTA Rap., 3489 (yayımlanmamış), Ankara. DEMİREL, İ. H. ve KOZLU, H., 1997, Evaluation of burial history, thermal maturity and source-rock assessment of the Upper Paleozoic succession of the eastern Taurus region, southern Turkey. Marine and Petroleum Geology, vol.14, no: 7/8, pp. 867-877. DENİZMAN, C., 1998, Evolution of Karst in the Lower Suwannee River Basin, Florida, PhD thesis, University of Florida, 214 p. DEWANDEL, B., LACHASSAGNE, P., BAKALOWICZ, M., WENG, Ph. ve AL- MALKI, A., 2003, Evaluation of aquifer thickness by analysing recession hydrographs. Application to the Oman ophiolite hard – rock aquifer, Journal of Hydrology, Volume: 274, 248 – 269 pp. DİPS 3.0 Plotting, (1989 – 2002), Analysis and Presentation of Structural Data Using Spherical Projection Techniques User’s Guide, Rocscience Inc. DREYBRODT, W., 1988, Process in Karst Systems: Physics, Chemistry, and Geology. Springer-Verlag, Berlin, 288 p. EGE, İ. ve TONBUL, S., 2003, Tufanbeyli Havzası ve Yakın Çevresinin (Adana) Jeomorfolojisi, Coğrafi Bilimler Dergisi, 1(2), 103-122.

155

EISENLOHR, L., 1996, Variabilitè des rèponses naturelles des aquiferès karstiques. Thèse, Universitè de Neuchâtel. EKMEKÇİ, M., 1998, Karstik Alanlarda Baraj Yeri Hidrojeolojisi Çalışmalarında Morfolojik İndikatörlerin Pratik Yararları, Jeoloji Mühendisliği Dergisi, sayı 52, s 57-62. EKMEKÇİ, M., 2003, Review of Turkish Karst With Emphasis on Tectonic and Paleogeographic Controls, Acta Carsologica, Volume: 32 – 2, 205 – 218 pp. EKMEKÇİ, M., AKDENİZ, U., COŞKUNER, T. ve YURDAER, D., 2003, Tacin (Bünyan-Kayseri) Karst Kaynağının Hidrodinamik Özellikleri, 56. Türkiye Jeoloji Kurultayı Bildiri Özleri Kitabı, 14-20 Nisan 2003, 154-156 s. EKMEKÇİ, M. ve NAZİK L., 2004, Evolution of Gölpazarı-Hüyük karst system (Bilecik-Turkey):Indications of tectonic and climatic controls, International Journal of Speleology, 33, 49-64. EKMEKÇİ, M., 2005, Karst in Turkish Thrace: Compatibility Between Geological History and Karst Type, Turkish Journal of Earth Sciences, Volume: 14, 1 – 18 pp. EKMEKÇİ, M. AYDIN, H., SOYLU, M. E., TEZCAN, L. ve KURTTAŞ, T., 2005, Karst Sistemlerini Paleohidrolojik Kayıt Arşivleri Olarak Değerlendirme Olanaklarının Araştırılması: Harmanköy – Beyyayla (Bilecik) Karst, Sisteminin Paleohidrolojisinin İncelenmesi, Final Raporu, H. Ü. Bilimsel Araştırmalar Birimi Projesi (Proje No: 02.0 .602.009), 220 s,. ERGUVANLI, K., ve YÜZER, E., 1973, Yeraltısuları Jeolojisi (Hidrojeoloji). İ.T.Ü Maden Fakültesi . Yayın No:23. ERGUVANLI, K., ve YÜZER, E., 1987, Yeraltısuları Jeolojisi, İTÜ Maden Fakültesi, s.339, İstanbul. EROSKAY, O. ve GÜNAY, G., 1979, Tecto-genetic classification and hydrogeological properties of the karst regions in Turkey; Proceedings , Int. Seminar on Karst Hydrogeology, Oymapınar, Antalya, Turkey. ESRI, 2009, ESRI ArcMapTM 9.3, Build (580), Copyright© 1999 – 2009, ESRI Inc.

156

FLUGELL, H., 1956, Güney Anadolu Permiyen, Devoniyen Faunaları, M.T.A. dergisi, Ankara, No 46, 47. FORD, D. C. ve WILLIAMS, H.. W., 1989, Karst Geomocphology and Hydrology, Unwin Hyman,, London, 601 p. FRECH, F., 1916, Geologie Kleinasiens im Bereich der Bagdadbahn. Z. deutsch. geol. Gesell., 68, 1-322, Stuttgart. GABROVSEK, F. ve DREYBRODT, W., 2001, A Model of the Early Evolution of Karst Aquifers in Limestone in The Dimensions of Length and Depth, Journal of Hydrology, Volume: 240, 206 – 224 pp. GAT, J. R., 1971, Comments on the Stable Isotope Method in Regional Groundwater Investigations, , Water Resources Research, v.7, pp.980-993 GAT, J. R. ve CARMI, I., 1970, Evolution of the isotopic composition of atmospheric waters in the Mediterranian Sea aera, Journal of Geophysical Research, 75, 3039-3048. GONFIANTINI, R. ve SIMONOT, M., 1987, Isotopic Investigations of Groundwater in the Cul-De-Sac Plain, Haiti, IAEC, Proc. of International Symposium on the Use of Isotope Techniques in Water Resources Development, pp. 483- 504, Vienna. GÖNCÜOĞLU, M.C. ve KOZLU, H., 2000, Early Paleozoic Eevolution of The NW Gondwanaland, Data from Southern Turkey and Surrounding Regions, Gondwana Research, 3, 315-323. GÜNAY, G. ve BAYARI, C.S., 1989, Isotope Survey of Western Taurids Karst Region, HÜ-IAEA Research Contract RB 5019, Progress Report 1, 30 p (unpublished). GÜRSOY, H., TATAR, O., PIPER, J.D.A. ve TEMİZ, H., 2002, Isparta Açısı- Ecemiş Fay Zonu Arasındaki Bölgenin Paleomanyetik Özelliklerinin Araştırılması, TÜBİTAK Rap., No:YDABÇAĞ-198Y008, 109. HEMPTON, M. R., 1982, The North Anatolian Fault and complexities of continental escape. Jour. Struct. Geol. V.4, 502-504

157

http://cografiegitim.blogcu.com/yeralti-sulari-karstik sekiller/3039720 (Erişim tarihi: 30.04.2010). http://www.hidroakim.com/sss.asp, (Erişim Tarihi 03.Mayıs.2010) HUTCHINSON, G.E., 1957, A Treatise on Limnology.Wiley, London, 25 p. IAEA, 1968, Non-Proliferation and international safeguards, pp. 76 with maps. JAMES, N.P. ve CHOQUETTE, P.W. 1984: Diagenesis 9. Limestones- The Meteoric Diagenetic Environment, Geoscience, Canada, 11, 161-194. JAKUCS, L., 1959, Neue Methoden der Höhlenforschung in Ungarn und ihre Ergebnisse. Auffinden von Höhlen aus Indizien, Hydrologie 10 (4), 88-98 pp. KEHINDE, M. O., 1993, Preliminary isotopic Studies in the Bida Basin, Central Nigeria, Environmental Geology, Volume 22, Washington, USA, 212-217 p. KESKİNER, A. E., 2008, Farklı Olasılıklı Yağış ve Sıcaklıkların CBS Ortamında Haritalanmasında Uygun Yöntem Belirlenmesi ve M. TURC Yüzey Akış Haritasının Geliştirilmesi: Seyhan Havzası Örneği, Çukurova Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Adana, Master Tezi, 110 s. KETİN, İ., 1966, Güneydoğu Anadolu’nun Kambriyen Teşekkülleri ve Bunların İran Kambriyeni ile Mukayesesi, MTA Dergisi, 66, 75–87. KIRÁLY, L., 1985, FEM-301-A three –dimensional model for groundwater flow simulation. NAGRA Technical Report 96, 84-49 pp. KOÇYİĞİT, A. ve BEYHAN, A., 1997, A New Intracontinental Transcurrent Structure, Central Anatolian Fault Zone, Turkey, Tectonophysics, 284, 317- 336. KOVÁCS, A., PERROCHET, P., KIRÁLY, L. ve JEANNIN, P. Y., 2005, A Quantitative Method For The Characterisation of Karst Aquifers Based on Spring Hydrograph Analysis, Journal of Hydrology, Volume: 303, Issues: 1– 4, 152–164 pp. KOYUNCU, H., 2003, Batı Toroslar Karst Sistemi Hidrojeolojik Özelliklerinin Uydu Görüntülerinin Sayısal Analizi ile İrdelenmesi, Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Tezi, 129 s.

158

KOZLU, H., FOURCADE, E., GÜNAY, Y., DERCOURT, J., CROS, P. ve BALLIER, J. P., 1990, Doğu Toros bölgesinde Neo-Tetisin konumu, Türkiye 8.Petr. Kongr., Bild., 387-402. KURTMAN, F., 1963, Tecer Dağlarının Jeolojisi ve Alacalı Seri Hakkında Müşahadeler, TJK Bült., Ankara, 8 (1-2), 19-26. KURTTAŞ, T., 1997, Gökova (Muğla) Karst Kaynaklarının Çevresel İzotop İncelemesi, Hacettepe Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Tezi, Ankara, 220 s.,. MAILLET, E., 1905, Mècanique et physique du globe, Essais d`hygraulique souterrainne et fluviatile. Hermann, Paris. MARTIN, J.B. ve SCREATON, E.J., 2001, Exchange of matrix and Conduit water with examples from the floridan aquifer, in U.S. Geological Survery Karst Interest Group Proceedings, St. Petersburg, Florida, Water-Resources Investigations Report 01 – 4011, 38 – 44 p. MC KENZIE, D.P., 1972, Active Techtonics of the Mediterranean Region, Geophys. J.R. Astron. Soc., 30, 109–185. METİN, S., ERGENEKON, I. ve BAYDAR, O., 1967, Elbistan L36-b4 Paftası ile b1 Paftasının Güney Yarısının Jeolojisi, MTA Enst. Jeolojik Haritalar Şubesi Arş., (yayınlamamış). METİN, S., 1982, Doğu Toroslarda Derebaşı(Develi), Armutalan ve Gedikli (Saimbeyli) Köyleri Arasının Jeolojisi, İstanbul Ünv. Fen Bilimleri Enst., Doktora Tezi, 1345 (yayımlanmamış). METİN, S., PAPAK, I. ve KESKİN, H., 1982, Tufanbeyli-Sarız ve Göksün Saimbeyli Arasının Jeolojisi, MTA Rap., Ankara, No: 7219 (yayımlanmamış). METİN, S., 1983, Doğu Toroslarda Derebaşı (Develi), Armutalan ve Gedikli (Saimbeyli) Köyleri Arasının Jeolojisi, İst. Ünv. Müh. Fak. Yerb. Derg. 4 (1- 2), 45-66. METİN, S., 1984, Doğu Toroslar’ da Develi-Saimbeyli Arasının Jeolojisi, İst. Üniv. Müh. Fak., Yerbilimleri Dergisi, 16 (1), 82-100.

159

METİN, S., AYHAN, A. ve PAPAK, I., 1986a, Doğu Torosların Batı Kesiminin Jeolojisi, MTA Dergisi, 107, 1-13. METİN, S., AYHAN, A. ve PAPAK, İ., 1986b, Elbistan-İ22 Paftası, Açınsama Nitelikli Türkiye Jeoloji Haritaları Serisi, 1/100.000 ölçekli, MTA yayını, Ankara, 15. MILANOVIC, P. T., 1981, Karst Hydrogeology, Water Resources Publications, LLC, 434 p. MONOD, O., KOZLU, H., GHIENNE, J. F., DEAN. W. T., GÜNAY, Y., LEHERISSE, A., PARIS F. & ROBARDET M., 2003, Late Ordovician Glaciation in Southern Turkey, Terra Nova, 15, 249–257. NAZİK, L., 2004, The Karst Regions of Turkey (According to the Morphogenesis and Properties).Proceeding of int. Symp. on Earth System Sciences 2004, 77-82, İstanbul- Turkey. ORAL, B.M., 1994, Global Positioning System (GPS) Measurements in Turkey (1988–1992), Kinematics of Africa–Arabia–Eurasia Collision Zone, Ph.D. Thesis, Massachusetts Institute of Technology, Cambridge, 344. ORHAN, Ç. G., 2004, Batı Toroslar Bölgesinde Karst Türü ve Evriminin Neotektonik ve Paleocoğrafik Gelişim İle İlişkilerinin Araştırılması, Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Yüksek Lisans Tezi, 86 s. ÖNALAN, M., 1986, Amanos dağlarındaki Alt Paleozoyik Çökellerinin Çökelme Ortamları ve Bölgenin Paleocoğrafik Evrimi, T.J.K. Bült., 29, 49-63. ÖNHON, E., ERTAN, İ, GÜLER, S., NAZİK, M., KAPLAN, A., YÜZEROĞLU, S., ALİŞAN, M., SAYIN, M., GÜNER, N., ÖZGÜL, N., (1979), Yukarı Çürüksu Ovasının karstik sularının orjinlerinin izotop yöntemleri ile araştırılması, DSİ, 17 sayfa. ÖZGÜL, N., METİN, S. ve DEAN, W. T., 1972, Doğu Toroslar'da Tufanbeyli ilçesi (Adana) dolayının Alt Paleozoyik stratigrafisi ve faunası; MTA Derg., 79/ 9- 17.

160

ÖZGÜL N., 1973, Orta Toroslarda Alt Paleozoyik Yaşta Çaltepe Kireçtaşı ve Seydişehir Formasyonunun Stratigrafisi ve Konodont Faunası Hakkında Yeni Bilgiler, T.J.K. Bült. 16 (2), 39-53. ÖZGÜL, N., METİN, S. ve DEAN, W.T. 1973, Tufanbeyli Dolayının Kambriyen- Tersiyer Kayaları, TJK Bült., Ankara, 16 (1), 82-100. ÖZGÜL, N., 1976, Torosların bazı temel jeoloji özellikleri, Türkiye Jeol. Kur. Bült. C, 19, S. 1, Ankara. ÖZGÜL N., 1983, Stratigraphy and Tectonic Evolution of Central Taurides. In Proc. of Int. sym. On Geology of the Taurus Belt, (eds: Tekeli O. & Göncüoğlu M.C.) 26-29 Sept. Ankara-Turkey. ÖZGÜL, N. ve KOZLU, H., 1993, Kozan-Feke-Mansurlu Arasının Jeolojisi, TPAO, Ankara, Rap. No: 3380, 127 s. ÖZGÜL, N. ve KOZLU, H., 2002, Kozan-Feke (Doğu Toroslar) Yöresinin Stratigrafisi ve Yapısal Konumu ile İlgili Bulgular, T.P.J.D. Bült. 14 (1), 1- 36. PAYNE, B. ve DİNÇER, T., 1965, Isotope Survey of Karst Region of Southern Turkey, proc. of Sixth Int. Conference of Radiocarbon and Tritium Dating, IAEA Publ. PERİNÇEK, D., ve KOZLU, H., 1984, Stratigraphy and Structural Relations of The Units in The Afşin-Elbistan-Doğanşehir Region, Eastern Taurus, International Symposium on the Geology of the Taurus Belt, 1983, Miner Res. Expl. Inst., Geol. Seoc., 181-198. PIPER, A.M., 1944. A graphic procedure in geochemical interpretation of water analyses. Trans Am Gephys Union 25: 914-923. PLUMMER, L.N., JONES, B.N. ve TRUESDALL, A.H., 1976. Wateqf-A Fortran IV version of Wateq A computer program for calculating chemical equilibria of natural water. U.S. Geological Survey Water Resources Investigation Report, 76-13, 61. RICHARDS, L.A., 1954, Diagnosis and Improvement of saline and alkali soils, Agriculture Handbook NO:60, US Dept of Agric, Washington, DC, pp.76-80.

161

ROBERTSON, A.F.H., 2000, Mesozoic-Tertiary Tectonic-Sedimentary Evolution of a South Tethyan Oceanic Basin and its Margins in Southern Turkey, Tectonics and Magmatizm in Turkey and Surrounding Area., Geological Society of London Special Ouplications, 173, 97-138. RODSTAIN, Y., 1984, Counterclockwise Rotation of The Anatolian Block, Tectonophysics, 108, 71-91. SAMANI, N. ve EBRAHIMI, B., 1996, Analysis of Spring Hydrographs for Hydrogeological Evaluation of Karst Aquifer System: Journal of Theoretical and Applied Karstology, Volume: 8, 97 – 112 pp. SAYIN, M., 1987, İzotop Teknikleri Kullanarak Yeraltı Suyu Orijininin Belirlenmesi. Hidrojeolojide İzotoplar ve Nükleer Teknikler, DSİ Teknik Araştırma ve Kalite Kontrol Dairesi Başkanlığı, 177 - 196, Adana. SCHOELLER, 1962. Les eaux souterraines, 642 p, Masson et cie, Paris SCREATON, E., MARTIN, J. B., GINN, B. ve SMITH, L., 2004, Conduit properties and karstification in the santa fe river sink – rise system of the floridan aquifer, Ground Water, 42, 338 – 346 pp. SHUSTER, E. T. ve WHITE, W. B., 1971. Seasonal fluctuations in the chemistry of limestone springs: a possible means for characterizing carbonate aquifers. Journal of Hydrology, Volume: 14, 93 – 128 pp. SMART, P. L. ve HOBBES, S., L. 1986, ‘Characterization of Carbonate Aquifers’ A Conceptual Base, Ptoc. F ‘Environmental Problems in Karst Terraines and Their Solutions. Conference’ Kentucky, 13. SMEMOE, C. M., 1997. Linking Gis Data To Hydrologic Models. http://emrl.byu.edu/chris/documents/watergis.pdf STUMM, W. ve MORGAN, J. J., 1981, Aquatic Chemistry; Introduction Emphasizing Equilibria in Narural Waters, New York., Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication No: 37, 227 – 264 pp. SWEETING, M.M., 1973, Karst Landforms. Columbia University Pres, New York, 362 p.

162

ŞAHİNCİ, A., 1986, Yeraltı suları jeokimyası, İzmir, D.E.Ü. Mühendislik-Mimarlık Fakültesi, MM/JEO-86 EY 99. ŞAHİNCİ, A., 1991, Karst. Reform Matbaası, İzmir, 173 s. ŞENEL, M., BEDİ, Y., USTA, D., , METİN, Y., VERGİLİ, Ö., USTA, M., BALCI, V., KURU, K., TOK, T., ÖZKAN, M. K., ve KOP, A. Doğu Torosların Jeodinamik Evrimi Projesi, MTA Raporu (Yayınlanmamış), 2004. ŞENGÖR, A.M.C., 1979, Mid-Mesozoic Closure of Permo-Triassic Tethys and its Implications, Nature, 279, 590–593. ŞENGÖR, A.M.C., 1980, Türkiye’nin Neotektoniğinin Esasları, Türkiye Jeol. Kurumu Konf. Ser., 2, 40. ŞENGÖR, A.M.C., YILMAZ, Y. ve KETİN, İ., 1980, Remnants of a Pre-late Jurassic Ocean in The Northern Turkey, Fragments of Permian–Triassic– Tethys ? geological society of America bull., 91, 599–609. ŞENGÖR, A.M.C. ve YILMAZ, Y., 1981, Tethyan Evolution of Turkey, a Plate Techtonic Approach, Techtonophysics 75, 81–241. ŞENGÖR, A.M.C. ve YILMAZ, Y., 1983, Türkiye’ de Tetis’ in Evrimi, Levha Tektoniği Açısından Bir Yaklaşım, T.J.K. Yer Bilimleri Özel Dizisi, 1 (75 ). ŞENGÖR A.M.C., 1984, The Cimmeride Orogenic System and The Tectonics of Eurasia, Geol. Soc. Amer., Special paper, 195, 1-82. ŞENGÖR, A.M.C., YILMAZ, Y. ve SUNGURLU, O., 1984, Techtonic of Mediterranean Cimmerides, Nature and Evolution of The Western Termination of Paleo–Tethys. In, Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. (Eds.) The Geological Evolution of The Eastern Mediterranean, Geological society, London, special publications, 17, 77–112. TALLAKSEN, L. M., 1995, A rewiev of baseflow recession analysis, Journal of Hydrology, Volume:165, Issues:1-4, 349-370 pp. TCHIHATCHEFF, P. de, 1866-1869: Asie Mineure, Paleontologie, Carte géologique de Turquie-Feuille, İstanbul, p. 126-130.

163

TEKELİ, O., Aksay, A., Ürgün, B.M. ve Işık, A., 1984, Geology of the Aladağ Mountains, International Symposium on the Geology of the Taurus Belt, 1983, Miner Res. Expl. Inst., Geol. Seoc., 143-158. TEZCAN, L., 1993, Karst Akifer Sistemlerinin Trityum İzotopu Yardımıyla Matematiksel Modellemesi, Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Tezi, 125 s.,. TSE-266, 1997, İçmesuları Standardı (TSE-266), Türk Standartları Enstitüsü, Ankara. TURC, L., 1954, The Water Balance of Soils, Relation Between Precipitation, Evaporation and Flow, Annales Agronomiques, 5, 491 – 569 pp. TUTKUN, S. Z., 1984, Saimbeyli (Adana) Yöresinin Stratigrafisi, C.Ü. Müh. Fak. Yer Bilimleri Dergisi 1 (1), 31-40. TUTKUN, S. Z., 1989, Saimbeyli (Adana) Yöresinin Tektonik Özellikleri, Türkiye Jeoloji Mühendisliği . 34-35, 57-63. USTA, D., ŞENEL, M., METİN, Y., BEDİ, Y., VERGİLİ, Ö., USTA, M., BALCI, V., KURU, K., TOK, T., ÖZKAN, M. K., ve KOP, A., 2004, Kozan- Tufanbeyli (Adana) Arasındaki Yapısal Birimlerin Jeolojik özellikleri, 57. Türkiye Jeoloji Kurultayı, Ankara, 275-276. UKAM, 2001, Pozantı-Şekerpınarı Kaynağı Beslenme Alanının Hidrojeolojisi ve Çevre Etkilerinin Araştırılması Projesi, Final Raporu, Hacettepe Üniv. Uluslararası Karst Su Kaynakları Uygulama ve Araştırma Merkezi (UKAM), Beytepe, Ankara, 294 s. VAROL, B., KAZANCI, N. ve ALTINER, D., 1986, Doğu Toroslar Otoktonunun Geyikdağı Birliğinde Orta-Üst Triyasın Varlığı (Sarız-Tufanbeyli yöresi, Kayseri ), M.T.A. Dergisi, Ankara, 107, 169-171. VAROL, B., 1992, Doğu Toroslar Geyikdağı Birliği’nde Orta Devoniyen (Şafaktepe fm.) dolomitlerinin kökeni (Tufanbeyli-Saimbeyli), MTA. Derg., 114. WILCOX, L.V., 1948, The quality of water for irrigation use, Tech..Bull.962, US Dept Agric, Washington, D.C

164

WILLIAMS, G.D., ÜNLÜGENÇ, U.C., KELLING, G. ve DEMİRKOL C., 1995, Tectonic Controls on Stratigraphic Evolution of The Adana Basin, Turkey, Journal of the Geological Society, 152, 873-882. WHITE, W. B., 1969, Conceptual Models For Limestone Aquifers, Groundwater, Volume: 7 (3), 15 – 21 pp. WHITE, W. B., 1988, Geomorphology and Hydrology of Karst Terrains, Oxford University Press, New York, 464 p. WHITE, W. B., 2002, Karst Hydrology: Recent Developments and Open Questions, Engineering Geology, Volume: 65, Issues: 2 – 3, 85 – 105 pp. WHITE, W. B., 2003, Conceptual Models for Karstic Aquifers, Speleogenesis and Evolution of Karst Aquifers 1 (1), www.speleogenesis.info , 6 pages, re- published from: Palmer, A.N., Palmer, M.V., and Sasowsky, I.D. (eds.), 1999. Karst Modeling: Special Publication 5, The Karst Waters Institute, Charles Town, West Virginia (USA), 11 – 16 pp. WORTHINGTON, S. R. H., 1991, Karst Hydrology of the Canadian Rocky Mountains, Ph.D. Thesis, McMaster University Hamilton, Ontorio, 227 p. WORTHINGTON, S. R. H., 1999, A comprehensive strategy for understanding flow in carbonate aquifers, In: Palmer, A. N., Palmer, M.V., and Sasowsky, I.D. (eds.), 1999. Karst Modeling: Special Publication 5, The Karst Waters Institute, Charles Town, West Virginia (USA), 30 – 37 pp. WMO, 1974, Guide to Hydrological Practices, Publ. No 168, Geneva. YALÇIN, N. M., 1979, K. Maraş-Gaziantep arasındaki allokton birimlerin ayırtlanması ve ilişkileri: İ.Ü.F.F. Tatbiki Jeoloji Kürsüsü Kitaplığı, yayınlanmamış. YALÇIN, N.M. ve GÖRÜR, N., 1984, Sedimentological Evolution of The Adana Basin, In, TEKELİ, O. and GÖNCÜOĞLU, M.C. (eds) Proceedings of the International Symposium on the Geology of Taurus Belt., Ankara, 165-172. YALÇINLAR, İ., 1955, Structures geologiques de la chaine du Taurus dans la region de Feke-Saimbeyli, İst. Üniv. Jeoloji Bölümü, 13, 55-56.

165

YEŞERTENER, C.,1995, Yukarı Ermenek Havzası Karst Hidrojeolojisi İncelemesi, Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Tezi, 224 s. YETİŞ, C., 1983, New Observation on The Age of The Ecemiş Fault, Geology of the Taurus Belt Proceedings Book, TJK-MTA, Ankara, 159-164. YILMAZ, A., BEDi, Y., UYSAL, Ş., YUSUFOĞLU, H. ve AYDIN, N., 1993, Doğu Toroslarda Uzunyayla ile Berit Dağı Arasının Jeolojik Yapısı, TPJD Bülteni, 5(1), 69-87. YILMAZ, İ., 2004, Doğu Torosların Mansurlu-Saimbeyli (Adana) Kesiminin Jeolojisi ve Tektonik Özellikleri, İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı, Doktora tezi, 191 s. YILMAZ, Y. ve ŞENGÖR A. M. C., 1981, Tethyan Evolution of Turkey: A Plate Tectonic Approach; Tectnophysics. 75, 181 – 241 pp. YILMAZ, Y., GÜRPINAR, O., KOZLU, H., GÜL, M., YİĞİTBAŞ, E., YILDIRIM, M., GENÇ, C. ve KESKN, M., 1987, Maraş Kuzeyinin Jeolojisi (Engizek– Berit–Nurhak–Binboğa–Andırın Dağları), Ankara, Turkey, Turkish Petroleam Corporation, Report No. 2028, 218. YOLDAŞ, R., 1972, Kayseri (Sarız) Dolayının (Elbistan L36-b2, L37-a1 paftaları) Jeolojisi ve Petrol Olanakları, MTA derleme rap. No:4729, Ankara, 60. YURTSEVER, Y., 1978, Environmental Isotopes as a Tool in Hydrogeological Investigations in Southern Karts Regions of Turkey. In: Proceedings of the International Seminar on Karst Hydrogeology, Antalya, Ankara, pp 269–293 YURTSEVER, Y., 1980, Environmental izotopes as a tool in hydrogeological investigations of Southern Karst Region of Turkey. Proa. of int. seminar on Karst Hydrology, Oymapınar - Turkey, DSl - UNDP, Publ. (Ed. G.Gunay),269-293

166

ÖZGEÇMİŞ

19.06.1971 yılında Adana’da doğdu. İlk, Orta, lise eğitimini Adana’da tamamladı. Çukurova Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümünden 1992 yılında mezun oldu. Aynı yıl Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü’nün vermiş olduğu bursla Adana Bölge Müdürlüğü’nde jeoloji mühendisi olarak göreve başladı. 1996 yılında Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalında yüksek lisans programını tamamladı.

167

EKLER

EK-1. Saimbeyli (Adana) Obruk ve Yakın Çevresi Jeoloji Haritası (1/25.000) EK-2. Saimbeyli (Adana) Obruk ve Yakın Çevresi Hidrojeoloji Haritası (1/25.000)

168 Sehilgüney T. 31 Dş 23

31 20 25 27 32

32 a b a b 32 32 TOZLUDAĞ 37 35

21 32 67 23 26 32 32 23 28 Sp 34 34

37 35 32 28 31 34 33 Naltaş HARİTA BİRİMLERİNİN AÇIKLAMASI 25 31 42 32 Burunoluk T. 37 25 C Kaklık T.

32 34 41

24 23 27 Dg 42 43 24 Qal Alüvyon 33 32 36 Çardakoluk T. Jkr 32 34 24

22 Sansarın T. Ts Sümbüldağ formasyonu 30 MİYOSEN 27 31 31 Sarıpınar T. 36

25 Cz

Çardak T. 36 38 Dg Jkr Köroğlutepesi formasyonu 38 38 JURA B 37 Trk Bozoğlan T. 48 37 46 Obruk başı Karıncalı T. 35 T Katarası formasyonu 31 37 TRİYAS Rk 38 Şelalesi 32

D Py Yığıltepe formasyonu 37 PERMİYEN 38 31

35

36 31 31 KARBONİFER Cz Ziyarettepe formasyonu

Gök T. 38 42 38 Dg Gümüşali formasyonu Üçkoyak T. 32 31

30 DEVONİYEN Dş Şafaktepe formasyonu Py

33 Dş Da Ayıtepesi formasyonu

32 Da Da 38 Sp Puşçutepe formasyonu Jkr 34 Dş SİLÜRİYEN Sh Halityayla formasyonu

Jkr

2 1 0 1 2 3km ORDOVİSİYEN Eoa Armutludere formasyonu SAİMBEYLİ Jkr A ğcapur T. Eç K Çaltepe formasyonu 34 KAMBRİYEN

Py Ez Zabuk formasyonu

34

32 Geyik T.

Yellibelen T. İŞARETLER 31 Hörç T. 34 Py 34 Dokanak

34 Dş 39 Düşey Fay

Da Olası Fay 33

Doğrultu Atımlı Fay Dg

35 Ts Sümbüldağ formasyonu : Az tutturulmuş, kısmen tutturulmamış çakıltaşı 37 24 39 26 38 33 21

37 32 22 38 39 24 21 35 38 Jkr Köroğlutepesi formasyonu : Orta-kalın tabakalı dolomit-dolomitik kireçtaşı-kireçtaşı 35

31 Sehilgüney T. Dş 23 31 20 25 27 32

32 32 Katarası formasyonu : Orta-kalın tabakalı alacalı renkli marn-kumtaşı-silttaşı ardalanması 32 TRk TOZLUDAĞ 37 35 21 32 67 23 26 32 32 Yığıltepe formasyonu : Orta-kalın tabakalı, gri, koyu gri, siyahımsı gri, bej renklerde kçt. 23 28 Py 34 yer yer kuvarsit, kumtaşı ve şeyl seviyeleri 34 37 35 32 28 31 34 33 Naltaş 31 25 Cz Ziyarettepe formasyonu : Orta-kalın tabakalı, gri, koyu gri, siyahımsı gri renkli kçt., 32 Burunoluk T. 42 37 Kaklık T. 25 dolomitik kçt. ince-orta-kalın tabakalı kuvarsit, dolom 32 34 41 24 23 kçt ve şeyller 27 Dg 42 43 24 33 32 Dg Gümüşali formasyonu : İnce-orta-kalın tabakalı, gri, yeşil, sarımsı gri vb. 36 Çardakoluk T.

32 Jkr renklerde kuvarsit kçt. kumtaşı, şeyl vb. 34 24

22 Sansarın T. 30 27 Sarıpınar T. 31 31 Şafaktepe formasyonu : Orta-kalın tabakalı gri, koyu gri, siyahımsı gri renkli 36 Dş

25 Cz dolomit, dolomitik kçt ve kçt. Çardak T. 36 38 Dg

38 38

37 Da Ayıtepesi formasyonu : İnce-orta-kalın tabakalı beyaz, kirli beyazımsı renkli kuvarsitler, Trk Bozoğlan T. 48 37 ince-orta-kalıntabakalı, gri, kahve, sarımsı kahve, yeşil renkli kumtaşı, 46 Karıncalı T. Obruk başı 35 şeyl ve kçt. 31 37 38 32 Şelalesi Sp Puşçutepe formasyonu :İnce-orta tabakalı şeyl-silttaşı-kiltaşı ardalanması

37 38 31

35 36 Halityayla formasyonu : Orta-kalın tabakalı, gri, sarımsı kahve vb. renklerde 31 Sh 31 kuvarsit ve konglomera

Gök T. 38 42 Eoa Armutludere formasyonu : Alacalı kçt., killi kçt. ara seviyeli, ince-orta, kalın tabakalı 38 kiltaşı ve silttaşları

Üçkoyak T. 32 31

30 Eç Çaltepe formasyonu : Orta-kalın tabakalı gri, bej, sarımsı kahve renkli dolomit, dolomitik kireçtaşı üstte alacalı renkli yumrulu kireçtaşları Py

33

Dş Ez Zabuk formasyonu : Orta-kalın tabakalı mor, pembe, gri , yeşil, sarımsı kahve ve yeşilvb. renklerde kuvarsitler 32 Da Da 38

34 Jkr Dş İŞARETLER

Dokanak

Jkr + Düşey Fay SAİMBEYLİ 0 1 2km - A ğcapur T. Olası Fay

34 Doğrultu Atımlı Fay

Py

34 K 32 Antiklinal Ekseni

Geyik T.

Yellibelen T. Senklinal Ekseni

31 34 Hörç T. Py