Süleyman Demirel Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü Dergisi, 14-2(2010),156-167

Barutlusu ve Pınarba şı Kaynak Sularının (/ ) Hidrojeokimyasal De ğerlendirilmesi

Simge VAROL *, Ay şen DAVRAZ Süleyman Demirel Üniversitesi, Mühendislik Mimarlık Fakültesi, Jeoloji Mühendisli ği Bölümü / Alını ş tarihi:16.12.2009, Kabul tarihi:29.07.2010

Özet: Bu çalı şmada, Burdur ili Tefenni ilçesinde bulunan, bölgede sıcaklıkları ve farklı kimyasal yapıları ile dikkati çeken Barutlusu ve Pınarba şı kaynaklarının hidrojeolojik ve hidrojeokimyasal özellikleri incelenmi ştir. Barutlusu ve Pınarba şı kaynakları, allokton konumlu Triyas ya şlı Kızılcada ğ ofiyolitleri ve Dutdere kireçta şı dokana ğı boyunca geli şen bindirme yüzeylerinden bo şalmaktadır. o o Barutlusu kayna ğının bo şalım sıcaklı ğı 17.6 C ve Pınarba şı kayna ğının ise 27 C’dir. Barutlusu kayna ğı Na-CO 3-Cl, Pınarba şı kayna ğı ise Ca-Mg-HCO 3 hidrokimyasal fasiyesindedir. Barutlusu kayna ğı, adularya, albit, analsim, aragonit, kalsit, kalsedon, dolomit, kuvars, sanidin, illit, kaolinit, mikroklin ve muskovit minerallerine doygundur. Pınarba şı kayna ğı ise adularya, albit, analsim, halit, muskovit, kuvars, sanidin, illit, kaolinit ve mikroklin minerallerine doygundur. Anhidrit, aragonit, kalsit, kalsedon, magnesit ve dolomit mineralleri ise doygunluk altındadır. Yöredeki su kaynaklarına göre daha sıcak olan Barutlusu kayna ğının sıcaklı ğı örtü kayacının bulunmaması nedeni ile artmamı ştır. Pınarba şı kayna ğının hazne kayacı Dutdere kireçta şları, örtü kayacını ise Çameli formasyonudur. Kayna ğın ısıtıcı kayna ğı tektonik rejim ile ba ğlantılı olarak yüksek jeotermal gradyandır. Pınarbaşı sıcak su kayna ğının hazne kaya sıcaklı ğı silika jeotermometreleri ile maksimum 83.29 oC’de olarak belirlenmi ştir. Suların do ğal izotop içeri ğine göre meteorik kökenli oldukları tespit edilmi ştir.

Anahtar Kelimeler: Hidrojeokimya, İzotop, Mineral Doygunluk İndeksi, Jeotermometre

Hydrogeochemical Evaluation of Barutlusu and Pınarba şı (Tefenni / Burdur) Spring Water

Abstract: In this study, hydrogeological and hydrogeochemical properties of Barutlusu and Pınarba şı springs which are called attention due to temperatures and different hydgeochemical properties and are situated in Tefenni district of Burdur province are investigated. Barutlusu and Pınarba şı springs have been discharged from overthrust zone which are developed between allochthonous Kızılcada ğ ophiolite and Dutdere limestone. The discharge temperature of Barutlusu and Pınarba şı springs are 17.6 oC and 27 oC, respectively. Hydrogeochemical facies of Barutlusu and Pınarba şı springs are Na-CO 3-Cl and Ca-Mg-HCO 3, respectively. Barutlusu spring is oversaturated to adularia, albite, analcime, aragonite, calcite, chalcedony, dolomite, quartz, sanidine, illite, kaolinite, microcline and muscovite minerals. Pınarba şı spring is also oversaturated to adularia, albite, analcime, halite, muscovite, quartz, sanidine, illite, kaolinite and microcline minerals. It is undersaturated to anhydrite, aragonite, calcite, chalcedony, magnesite and dolomite minerals. Although Barutlusu spring water has higher temperature than according to springs which are located in this region, its temperature is not increased due to absence of cover rock. The reservoir rock of Pınarba şı spring is Dutdere limestone and the cover rock is Çameli formation. The heat source of Pınarba şı spring is probably the high geothermal gradient resulting from the tectonic regime. The reservoir temperature of the spring was determined max 83.29 oC according to silica geothermometer techniques. These waters are meteoric origin according to natural isotope contents.

Keywords: Hydrogeochemistry, İsotope, Mineral Saturated İndex, Geothermometry

______

Giri ş

Yeraltısuları olu şum sürecinde içerisinden geçtikleri Pınarba şı kaynaklarının hidrojeolojik ve hidrojeokimyasal kayaçlarla sürekli temas halindedir. Bu temas süresinin özellikleri incelenmi ştir. Ayrıca, aynı jeolojik birimler uzunlu ğu ve temasta bulunulan ortamın jeokimyasal içerisinden bo şalan bu kaynakların döngü sırasında, kaya- yapısına ba ğlı olarak yeraltısularının hidrojeokimyasal su etkile şim zamanı, suyun ve ortamın özellikleri ile yapısında de ğişiklik gözlenmektedir. Bu nedende aynı yeraltısuyu miktarı ve akım hızına ba ğlı olarak hidrojeolojik içerisinde farklı hidrojeokimyasal hidrojeokimyasal yapılarındaki de ğişim de irdelenmi ştir. yapıya sahip sularla kar şıla şılabilmektedir. Bu yapı, su Çalı şma alanı, Burdur il sınırlarında ve Burdur Gölü kaynaklarının kalitesiyle ili şkili olarak kullanım kapalı havzasının alt havzalarından biri olan Tefenni ko şullarını sınırlandırmaktadır. Bu nedenle havza ovası içerisinde yer almaktadır. Bu çalı şma kapsamında içerisinde bulunan her kayna ğın optimum kullanım ova içerisinde yer alan farklı karakterdeki iki su alanlarının de ğerlendirilebilmesi için hidrojeokimyasal kayna ğının kaya-su etkile şimine ba ğlı olarak geli şen açıdan ayrıntılı olarak ara ştırılması gerekmektedir. hidrojeokimyasal farklılıkları incelenmi ştir ( Şekil 1). Bu çalı şmada, bölgede farklı özellikteki Barutlusu ve

*[email protected] 156 S.VAROL, A. DAVRAZ

Şekil 1. Çalı şma alanı yer bulduru haritası (ölçeksiz)

Jeoloji ve Hidrojeoloji

Çalı şma alanındaki su kaynaklarının hidrojeokimyasal piroksenit, tabakalı gabro vb. kaya türü ardalanmasından özelliklerinin yorumlanabilmesi amacıyla öncelikle olu şmaktadır ( Şenel vd., 1989). Çalı şma alanında kaynakların bulundu ğu bölgenin jeolojik ve hidrojeolojik gözlemlenen allokton birimlerin sonuncusu Üst özellikleri ortaya konulmu ştur. Bölgede otokton ve Lütesiyen-Priaboniyen (Bilgin vd., 1990; Şenel vd., 1989) allokton konumlu jeolojik birimler yüzeylemektedir. ya şlı Varsakyayla formasyonudur. Polijenik Allokton konumlu birimlerden Üst Triyas- Kretase yaşlı konglomeralar, tabakalı kumta şı, çakılta şı, (Şenel vd., 1989). Kayalısırtı birimi çalı şma alanındaki en kireçta şı, marn, kilta şı, yumrulu kireçta şlarından ya şlı birim olup, pelletik kireçta şı, mikrit, çörtlü mikrit, olu şmaktadır. radyolarit gibi kaya türlerinden olu şmaktadır. Birim üzerinde -Üst Triyas ya şlı ( Şenel vd., 1989) , çe şitli Çalı şma alanında otokton konumlu birimlerden Üst renk ve fasiyeslerde rekristalize kireçta şlarından olu şan Lütesiyen-Alt Burdigaliyen ( Şenel vd., 1989) ya şlı Elmalı Dutdere kireçta şı yine allokton konumlu olarak formasyonu, kumta şı ve şeyllerden olu şmaktadır. Elmalı yerle şmi ştir. İnce- orta- kalın tabakalı, gri, krem renkli, formasyonu üzerinde ya şca daha genç (Pliyosen ya şlı) çok sık kıvrımlı, yer yer bazik volkanit ve radyolarit-çört- (Şenel vd., 1994) ve gölsel kireçta şı, kumta şı, marn, şeyl ara düzeyli çörtlü mikritlerden olu şan ( Şentürk, konglomera vb. kaya türlerinden olu şan Çameli 2003) Orhaniye formasyonu ve tabakalı çört üyesi formasyonu bulunmaktadır. Bölgedeki tüm allokton ve Dutdere kireçta şlarının üzerine allokton olarak otokton birimler üzerindeki en genç birimler, kuvaterner yerle şmi ştir. Birim içerisinde yer alan fosil formlarına alüvyon, eski akarsu taraçaları ve yamaç molozu- birikinti göre Şenel ve di ğ., tarafından (1989) Jura-Kretase ya şlı konileridir. Çalı şma alanında geni ş bir yayılıma sahip ve oldu ğu belirtilmi ş ve bu çalı şmada da aynı ya ş en önemli akifer karakterindeki alüvyon birimi, benimsenmi ştir. Bu birimlerin üzerinde yer alan akarsuların ve yamaç döküntülerinin olu şturdu ğu ofiyolit napına ait ve Üst Senomaniyen ya şlı (Sarp 1976; tutturulmamı ş güncel tortullar olan, zayıf pekle şmi ş çakıl, Poisson 1977) Kızılcada ğ ofiyolitli melanj ve kum ve çamurta şı düzeylerinden olu şmaktadır. Eski olistostromu, farklı renk tonlarında serpantinit bir akarsu taraçaları yuvarlak çakıllı, orta derecede içerisinde Permiyen ya şlı karbonat, Triyas, Jura, Kretase tutturulmu ş konglomeralardan Yamaç molozu ve birikinti ya şlı karbonatlar, ya şı belirlenememi ş olan radyolarit- konileri ise genellikle yuvarlak çakıl ile az oranda kum ve çört, çörtlü kireçta şı ile bazalt, spilit, tüf, gabro, diyabaz çamurta şlarının bir arada bulundu ğu kaba kırıntılılardan vb. blokları kapsamaktadır (Bilgin vd., 1990). Marmaris olu şmaktadır. ofiyolit napı içerisindeki bir di ğer birim ise alt ve üst ili şkisi tektonik olan ve Apsiyen- Albiyen (Thuizat vd., Yapısal Jeoloji 1981) zaman aralı ğını temsil eden Marmaris Peridotitidir. genelde peridotit, serpantinit ve serpantinle şmi ş Jeolojik devirler boyunca Batı Anadolu’da neotektonik peridotitlerden olu şmaktadır. Birim içerisinde aktivitelerin sonucu olarak önemli fay zonları ve graben serpantinle şmenin ileri oldu ğu hakim kaya türü harzburjit sistemleri geli şmi ştir. Çalı şma alanı da, önemli olup, harzburjitlerle birlikte ardalanan dunitler de neotektonik yapılardan ile Burdur Gölü arasındaki izlenmektedir. Marmaris peridotitinin içerisinde yer alan Fethiye-Burdur fay zonu içerisinde yer almaktadır. kümülatların, alt ili şkisi tektonik olup dunit, verlit, Fethiye ile Burdur Gölü arasındaki fay sistemlerini KD-

157 Barutlusu ve Pınarba şı Kaynak Sularının (Tefenni/ Burdur) Hidrojeokimyasal De ğerlendirilmesi

GB, KB-GD ve K-G uzanımlı olmak üzere ba şlıca üç KB-gidi şli faylarla sınırlanmı ş olan ba şlıca dört ayrı grup içerisinde toplamak mümkündür. Özellikle Burdur segmentten biri olan Tefenni segmenti tarafından kontrol Gölü'nü kuzeyden ve güneyden sınırlayan KD gidi şli edilmektedir (Ya ğmurlu vd., 2005). Bilindi ği gibi faylar sol oblik atımlı normal fay karakterine sahiptirler. tektonizma sıcak su kaynaklarının olu şumunda önemli bir Bu faylar ço ğu yerde Kuvaterner olu şuklarını keserek, yer tutmaktadır. Çe şitli şekillerde yeryüzüne dü şen bunlara yüksek e ğimler kazandırmakta ve alüvyonlar ya ğmur suları faylar, kırık-çatlaklar ve geçirimli içerisinde gözlenebilen basamaklı yapılar özellikteki kayaçlar aracılı ğıyla yeraltına süzülmekte, olu şturmaktadırlar. KB uzanımlı faylar ise büyük burada magmatik sokulumlarla temasa geçerek ısınmakta bölümüyle normal fay karakterinde olup; KD gidi şli veya alçalan so ğuk su ile yükselen sıcak su arasındaki fayları de ğişik lokasyonlarda keserek bu faylar üzerinde yo ğunluk farkından olu şan basınç kuvveti ve tektonik farklı segmentlerin olu şumuna sebep olmaktadır ( Şekil 2; yapılar aracılı ğıyla yeryüzüne yükselmektedir (Grant vd., Bozcu vd., 2007). Çalı şma alanı bu fay grupları içerisinde 1982).

Şekil 2. Fethiye Körfezi ile Burdur Gölü arasındaki bölgede Burdur fayını olu şturan segmentlerin konumları ve di ğer fay sistemleri ile olan ili şkileri (Bozcu vd., 2007’den alınmı ştır).

Çalı şma alanında yer alan Marmaris peridotiti ve bulundurabilen kireçta şı, kumta şı, konglomera gibi kümülatlar ile Kızılcada ğ ofiyolitli melanj ve olistostromu birimlerle geçirimli özellikteki bir di ğer birimi genel yapıları itibariyle geçirimsiz birimler olarak olu şturmaktadır. Çalı şma alanındaki Kuvaterner de ğerlendirilmi ştir. Ancak, serpantin ve peridotitler kırık olu şukları olan alüvyon, yamaç molozu ve eski akarsu ve çatlaklarında bir miktar yeraltısuyu taraçaları ise gözenekli akifer ortam niteli ğindedir. bulundurabilmektedir. Çameli formasyonu, Orhaniye formasyonu, Kayalısırtı birimi, Elmalı formasyonu Çalı şma alanında bulunan Barutlusu ve Pınarba şı bölgedeki yarı geçirimli birimlerdir. Dutdere kireçta şı, kaynakları, Kızılcada ğ ofiyolitleri ve Dutdere kireçta şı kırıklı ve çatlaklı yapıları ve bünyelerinde su dokana ğı boyunca geli şen bindirme yüzeylerinden depolayabilme özelli ğinden dolayı geçirimli birim olarak bo şalmaktadır ( Şekil 3a,b; 4a,b). tanımlanmaktadır. Varsakyayla formasyonu, içerisinde su

158 S.VAROL, A. DAVRAZ

Şekil 3a. Barutlusu kayna ğı ve çevresinin jeoloji haritası ( Şenel vd., 1989’dan de ğiştirilerek alınmı ştır.)

Şekil 3b. Barutlusu kayna ğı ve çevresinin jeoloji enine kesiti

Şekil 4a. Pınarba şı kayna ğı ve çevresinin jeoloji haritası ( Şenel vd., 1989’ dan de ğiştirilerek alınmı ştır.)

159 Barutlusu ve Pınarba şı Kaynak Sularının (Tefenni/ Burdur) Hidrojeokimyasal De ğerlendirilmesi

Şekil 4b. Pınarba şı kayna ğı ve çevresinin jeoloji enine kesiti

Hidrojeokimya sıcaklı ğının 20 oC’den dü şük olması nedeni ile so ğuk kaynak suları sınıfındadır. Barutlusu’ya ait majör Hidrojeokimya çalı şmalarında, yeraltısularının, kimyasal katyonlar Na> Ca>Mg>K şeklinde sıralanırken, majör özelliklerinin ve kalitelerinin belirlenmesi, kökenlerinin anyonlar CO 3>Cl>HCO 3>SO4 şeklinde bir dizilim ara ştırılması, yüzey ve ya ğış suları ile muhtemel göstermektedir. Kayna ğın SiO 2 değeri ise 22.335 mg/l’dir ili şkilerinin incelenmesi, yeraltısularının kirlili ği ve (Çizelge 1). iyile ştirme yöntemleri belirlenmeye çalı şılmı ştır. Hidrojeokimyasal tekniklerle birçok eser element ve Pınarba şı sıcak su kayna ğının ise, pH de ğeri 7.1, EC 1372 0 izotop jeokimyasını, kaya ve gazların jeokimyasını µmho/cm’dir. Pınarba şı kayna ğı 27 C olması nedeni ile ara ştırmada da kullanılan hidrojeolojik çalı şmaların sıcak sular sınıfına girmektedir (Schoeller, 1962). vazgeçilmez bir parçasını olu şturmaktadır. Bu çalı şmada Pınarba şı sıcak suyunda majör katyonlar Ca>Mg>Na>K, inceleme alanındaki kaynakların hidrojeokimyasal majör anyonlar ise HCO 3>Cl>SO 4 şeklinde özellikleri, köken ve olu şum mekanizmaları gibi konulara sıralanmı şlardır. Kaynaktaki SiO 2 de ğeri 30.290 mg/l’ dir açıklık getirilmeye çalı şılmı ştır. (Çizelge 1).

Çalı şma alanındaki kaynak sularının hidrojeokimyasal Bunların yanı sıra kaynakların kimyasal analizleri özelliklerinin belirlenmesi amacıyla öncelikle kaynak sonucunda bazı eser elementlerin (B, Fe, Ti, S, Mn, Sr, sularından numuneler alınmı ştır. 100 ml’lik sızdırmaz Ba, Br, Zn, Ag, P, Al, Li, Si) varlı ğı da tespit edilmi ş kapaklı polietilen şişelere alınan su numunelerinin ancak bu de ğerlerin Barutlusu kayna ğı için 0.2 mg/l’i, kimyasal analizleri Acme-Analytical Lab. (Kanada), Pınarba şı kayna ğı için 0.5 mg/l’i a şmadı ğı HCO 3, CO 3, Cl ve SO 4 analizleri DS İ kimya gözlemlenmi ştir. Bu nedenle eser elementlerin bir kısmı laboratuarlarında, δ18 O izotop analizleri University of tabloda gösterilmemi ştir (Çizelge 1). Waterloo Environmental Isotope Lab. (Kanada), δ2H (D) ve tridyum izotop analizleri DS İ TAKK Dairesi İzotop Çalı şma alanındaki su kaynaklarının hidrojeokimyasal Laboratuvarlarında yapılmı ştır. Kaynak sularının sıcaklık, fasiyesini belirlemek amacıyla kimyasal analiz sonuçları, pH, elektriksel iletkenlik (EC) de ğerleri ise arazide Piper diyagramı üzerine yerle ştirilmi ştir (Piper, 1944; yerinde ölçümlerle belirlenmi ştir. Şekil 5). Bu diyagrama göre, Barutlusu kayna ğı, alkali elementlerin (Na+K) toprak alkali elementlere (Ca+Mg) Suların kimyasal analizleri sırasında bazı hatalar ortaya oranla daha fazla oldu ğu, zayıf asit köklerinin çıkabilmektedir. Bu hataların büyüklü ğü, anyon-katyon (CO 3+HCO 3), güçlü asit köklerinden (Cl+SO 4) daha dengesinden hesaplanabilir. İyon bilançosunda hata yo ğun oldu ğu karı şık sular alanına girmekte ve Na-CO 3- yüzdesinin genellikle % 5’den dü şük olması Cl’lu su fasiyesindedir. Barutlusu kayna ğının su tipinin istenmektedir. Pozitif de ğer katyon fazlalı ğına, negatif şekillenmesinde, etkile şimde bulundu ğu Dutdere de ğer ise anyon fazlalı ğına kar şılık gelmektedir. Analiz kireçta şları ile Marmaris ofiyolit napına ait serpantin, yapımı sırasında ortaya çıkan hatalar dı şındaki % 5’den gabro, harzburjit, dunit gibi ma ğmatik ve ultrabazik yüksek hata, suda analizi yapılmamı ş iyonların yüksek kayaçlar etkili olmaktadır. Bu tür ma ğmatik kayaların deri şimde olabilece ği şeklinde yorumlanmaktadır. egemen minerallerini silikat grubu olu şturmaktadır. Çalı şma alanındaki yeraltısularında yapılan kimyasal Magmanın içindeki sekiz önemli kimyasal element analizlerde anyon-katyon dengesi ile belirlenen hata (sodyum (Na), potasyum (K), kalsiyum (Ca), magnezyum oranının % 5’den dü şük oldu ğu görülmektedir (Çizelge (Mg) silisyum (Si), oksijen (O 2), alüminyum (Al),ve 1). demir (Fe)) ma ğmatik kayaçların majör minerallerini olu şturmaktadır. Özellikle ma ğmatik kayaçlarda yüksek Barutlusu kayna ğının yapılan kimyasal analiz sonuçlarına oranlarda sodyum, potasyum, magnezyum ve kalsiyum göre pH de ğeri 9.26, EC 1066.5 µmho/cm ve sıcaklı ğı bulunmaktadır (Öngen, 2009). Yeraltısularındaki o 17.6 C olarak ölçülmü ştür. Barutlu su kayna ğı bo şalım sodyumun bulunu şu mineral cinsine ve miktarına, pH’a,

160 S.VAROL, A. DAVRAZ bozunma süresine, yeraltısularının akım hızına ve Bölgeye bindirme ile yerle şen bu birimin Kızılcada ğ ortamdaki kalsiyum iyon deri şimine ba ğlıdır ( Şahinci, ofiyolitleri ile olan bindirme yüzeyi de daha derinlere 1991). Barutlusu kayna ğının yo ğun karbonat içeri ği, ula şmaktadır. Kayna ğın fiziksel ve kimyasal özellikleri çalı şma alanının pek çok noktasına allokton olarak dikkate alındı ğında kaynakta bindirme yüzeyi boyunca yerle şmi ş Dutdere kireçta şlarına ba ğlı olarak geli şmi ştir. süzülen yeraltısuyu miktarı ve hızının daha fazla oldu ğu Buna ek olarak kireçta şlarının bile şiminde bulunan dü şünülmektedir. + CaCO 3, su içerisindeki H iyonlarını azaltarak suyun pH de ğerini yükseltmekte ve bazik özellik kazandırmaktadır. Çalı şma alanında Barutlusu kayna ğının bo şalım noktasına Ca iyonlarının suda doygunlu ğa ula şması ve ortamın en yakın mesafedeki Kılcan so ğuk su kayna ğı ile bazikle şmesi CaCO 3 çökelmesini sa ğlamaktadır. Pınarba şı kayna ğı civarından bo şalan Elmacık so ğuk su Genellikle pH de ğeri 8,5 ve üstünde olan yeraltısularında kayna ğı, incelenen kaynaklarla hidrojeokimyasal sodyum- karbonat+bikarbonat içeri ği oldukça sık özelliklerinin kar şıla ştırılması amacıyla verilmi ştir. Yarı gözlenmektedir ( Şahinci, 1991). Bununla birlikte geçirimli Çameli formasyonu içerisinde bulunan gölsel ma ğmatik kayaçlardan ofiyolitik olu şumlar gösteren kireçta şı, kumta şı ve konglomera seviyeleri yayılımları ve kayaçlar, yüksek Cl elementi içermekte ve genel yapısı kalınlıklarına ba ğlı olarak bir miktar yeraltısuyu itibariyle ayrı şmalara kar şı daha duraysız kayaç tiplerini bulundurabilmektedir. Bu formasyondan bo şalan Kılcan olu şturmaktadır ( Şahinci, 1991). Barutlusu kayna ğı kaya- ve Elmacık so ğuk su kaynakları, formasyon içerisindeki su etkile şimi sırasında bu kayaçları ayrı ştırarak, birimlerle etkile şimleri nedeni ile Mg-Ca-HCO 3 ve Ca- bünyesine yüksek oranda Na, HCO 3+CO 3 ve Cl Mg-HCO 3’lı hidrojeokimyasal su fasiyesini kazanmı ştır elementlerini kazandırmı ştır. Barutlusu kayna ğı ve (Çizelge 1). çevresinin hidrojeolojik özellikleri dikkate alındığında, su kayna ğının hazne kayacı niteli ğindeki Dutdere Barutlusu ve Pınarba şı kaynak sularına ait kimyasal analiz kireçta şının, yayılımı ve kalınlı ğının az oldu ğu sonuçları kullanılarak Solmineq 88 (Kharaka vd., 1988) gözlenmektedir. Kireçta şının tabanında bulunan bilgisayar programı yardımıyla mineral doygunluk Kızılcada ğ ofiyolitlerinin geçirimsiz özellikte olması indeksi de ğerleri hesaplanmı ştır. Kaynak sularının yeraltısuyu akımını sınırlandıracaktır. Bu durumda, kaya- bo şalım sıcaklıkları ve arazide ölçülen pH de ğerine göre su etkile şim zamanının daha fazla olaca ğı belirlenen mineral doygunluk indeksi de ğerleri çizelge dü şünülmektedir. 2’de verilmi ştir. Barutlusu kayna ğı, adularya, albit, analsim, aragonit, kalsit, kalsedon, dolomit, kuvars, Pınarba şı kayna ğı ise, alkali toprak elementlerinin alkali sanidin, illit, kaolinit, mikroklin ve muskovit elementlerden fazla oldu ğu karbonat sertli ğinin % 50’den minerallerine doygundur. Barutlusu kayna ğının kalsit, fazla ve zayıf asit köklerinin güçlü asit köklerinden daha dolomit ve aragonit minerallerine doygun olması kireçta şı ’ fazla bulundu ğu Ca-Mg-HCO 3 lı su fasiyesindedir ( Şekil akiferi ve ofiyolitik birimlerle etkile şimlerine i şaret 5). Kaynak suyunun HCO 3 iyonu bakımından zengin etmektedir. Manyezit, anhidrit ve halit mineralleri olması, rezervuar kayacının kireçta şı birimlerinden doygunluk altındadır. Bu durum Na ve Cl iyonlarının olu ştu ğunu ve derin kökenli CO 2 gazının suda çözünmesi rezervuarda çözünürlü ğünün hala devam etti ğini ile yakından ili şkili oldu ğunu göstermektedir. İncelenen göstermektedir. Pınarba şı kayna ğı ise adularya, albit, kaynaklardan Pınarba şı sıcak su kayna ğında SiO 2 analsim, halit, muskovit, kuvars, sanidin, illit, kaolinit ve miktarının Barutlusu kayna ğına nazaran daha yüksek mikroklin minerallerine doygundur. Anhidrit, aragonit, olması, derinlere inildikçe, artan sıcaklıkla do ğru orantılı kalsit, kalsedon, magnesit ve dolomit mineralleri ise olarak silisli minerallerin daha çok çözünmekte doygunluk altındadır. Bu durum Ca ve Mg iyonlarının oldu ğunun göstergesidir. Pınarba şı kayna ğı bo şalım rezervuarda çözünürlü ğünün hala devam etti ğini ve bölgesinin hidrojeolojik özellikleri de ğerlendirildi ğinde, kireçta şı akiferi ile etkile şim halinde oldu ğunu kayna ğın hazne kayacı olan Dutdere kireçta şının göstermektedir. yayılımının Çameli formasyonu altında da geni ş alanlara uzandı ğı gözlenmektedir.

161 Barutlusu ve Pınarba

Çizelge 1. Kaynaklara ait kimyasal analiz sonuçları (* İyonlar mg/l cinsinden belirtilmi ştir.) 3 Sıc. EC (µmho/c 18 2 δδδ H - - - Num. Adı o Ph δ O (‰) δ H (‰) Ca Mg Na K SO 4 Cl HCO 3 CO 3 B Fe ş

( C) m) (TU) ıKaynak Sularının(Tefenni/ Burdur) Hidrojeokimyas Kılcan 12.6 6.6 976.5 -7.34 -45.4 6.45 46.84 59.63 3.69 0.41 9 7.45 370 0 0.01 0.05 Barutlusu 17.6 9.2 1066.5 -8.73 -58.9 1.05 16.76 1.25 35.25 0.33 1 46.44 39.5 51 0.03 0 Elmacık 17.2 6.0 1242 -8.90 -59.6 6.75 108.2 33.13 16.13 12.59 24 17.73 340 0 0.04 0.13 Pınarba şı 27 7.1 1372 -8.38 -57.7 0.40 46.041 27.47 17.06 1.33 0.03 10.64 215 0 0.06 0

Ti S Mn Sr Ba Br Zn Ag P Al Li Si SiO 2 Katyon Anyon % Hata Kılcan 0.01 4 0 0.17 0 0.02 0.01 0 0.06 0.03 0 20.93 44.76 110.57Top. 386.45Top. -1.10 Barutlusu 0.01 0 0 0 0 0.19 0.01 0 0.04 0.04 0 10.44 22.33 53.59 137.94 -0.88 Elmacık 0.01 11 0.01 0.52 0.12 0.10 1.57 0.03 0.09 0.06 0 7.62 16.29 170.06 381.73 -0.76 Pınarba şı 0 0 0 0.42 0.02 0.03 0.07 0 0.02 0.02 0 14.16 30.29 91.9 225.67 -0.84

162 162 Çizelge 2. Barutlusu ve Pınarba şı kaynaklarına ait doygunluk indeksleri Barutlusu Pınarba şı Barutlusu Pınarba şı Adularya 1.279 1.200 Halit -7.328 1.594 De al

Albit 2.251 2.431 Muskovit 6.755 9.360 ğ Analsim 2.057 5.953 Kuvars 0.578 0.691 erlendirilmesi Anhidrit -4.447 -4.331 Sanidin 1.417 1.492 Aragonit 0.846 -8.353 İllit 3.318 5.218 Kalsit 0.992 -8.491 Kaolinit 4.118 6.861 Kalsedon 0.413 -3.698 Magnezit -0.425 -0.728 Dolomit 2.145 -18.100 Mikroklin 3.200 3.208

162 S.VAROL, A. DAVRAZ

Şekil 5. Çalı şma alanındaki kaynak sularının Piper diyagramı üzerinde gösterilmesi

Jeotermometre Uygulamaları Bölgede ya ğışlarla beslenen kaynak suyu yerin derinliklerinde ma ğmatik olu şumlarla ısınarak tektonizma Jeotermometre uygulamaları, jeotermal sistemlerde etkisiyle yüzeye ula şmaktadır. suların yüzeyde rezervuar sıcaklıklarının belirlenmesinde önemli bir rol ölçülen sıcaklıkları rezervuar kayaç içindeki oynamaktadır. Kimyasal jeotermometreler yeraltındaki sıcaklıklarından dü şüktür. Termal suların rezervuar sıcaklık ile akı şkanlar arasında kaya-su etkile şimine ba ğlı kayaçtan yüzeye yükselmeleri sırasında sıcaklıklarının olarak geli şen kimyasal alı ş-veri ş dengesinin azalmasına temas etti ği kayaçlarla ısı de ğişimi, so ğuk belirlenmesine yardım etmektedir. Kimyasal yeraltı suları ile karı şımı, rezervuar kayacın atmosferle jeotermometrelerin en sık kullanılanları, çe şitli silika ili şkisini kesen geçirimsiz kayaçların (örtü kayaç) çok minerallerinin çözünürlüklerindeki, sıcaklı ğa ba ğlı ince olu şu veya bulunmayı şı gibi faktörler neden de ğişimlerini esas almakta olan silika jeotermometreleri olmaktadır. Termal sular sıcaklık artı şı ve kaya-su ile Na, K, Ca, Mg içeri ğine ba ğlı de ğişimlerin esas etkile şiminin yo ğunlu ğuna ba ğlı olarak daha fazla mineral alındı ğı katyon jeotermometreleridir (Mutlu, 2009). ve iyonu çözündürür ve bünyelerine katarlar ( Şahinci, 1991; Tarcan, 2002). Jeotermometrelerin sıcak suyun kimyasal yapısına bağlı olarak uygulanabilirli ğinin saptanması amacıyla Pınarba şı sıcak su kayna ğında oldu ğu gibi termal Giggenbach tarafından üçgen şekilli diyagram kaynakların bo şalım sıcaklıkları genellikle rezervuar geli ştirilmi ştir (Giggenbach, 1988). Bu diya ğram ile hem sıcaklıklarından daha dü şüktür. Çalı şma alanında hızlı bir şekilde jeotermometre sonuçları görülebilmekte, Pınarba şı kayna ğının hazne (rezervuar) kayacını Dutdere hem de katyon jeotermometre ba ğıntılarının geçerlili ği kireçta şları, örtü kayacını ise yarı geçirimli Çameli kontrol edilebilmektedir. Giggenbach (1988) tarafından formasyonuna ait birimler olu şturmaktadır. Kayna ğın sıcak suların akifer (hazne) sıcaklıklarının saptanması ve ısıtıcı kayna ğı tektonik rejim ile ba ğlantılı olarak yüksek suların ili şkide oldu ğu kayaçlarla olan denge durumlarının jeotermal gradyandır. Barutlusu kayna ğı, Pınarba şı belirlenmesi için geli ştirilmi ş olan Na-K-Mg birle şik kayna ğı gibi benzer birim dokanaklarından tektonik hatlar jeotermometresi ile sıcak suların hazne sıcaklı ğı hızlı boyunca bo şalmasına ra ğmen, üzerinde örtü kayacının olarak yorumlanabilmektedir. Diyagram kısaca, su-kayaç bulunmaması nedeni ile sıcaklı ğı artmamı ştır. Pınarba şı ili şkisinin dengede olmadı ğı (ham sular), su-kayaç sıcak su kayna ğına ait analiz sonuçları Na-K-Mg ili şkisinin kısmen dengede oldu ğu (karı şmı ş sular) ve su- diyagramı üzerine yerle ştirilmi ş ve kaynağın ham sular kayaç ili şkisinin tam dengede oldu ğu sular olmak üzere 3 bölgesine yer aldı ğı gözlenmi ştir. Buna ba ğlı olarak bölümden olu şmaktadır (Tarcan vd., 2000). Giggenbach rezervuar kayacının sıcaklı ğını belirlemede silis (1988) ham sular bölgesinde yer alan suların katyon jeotermometre ba ğıntıları üzerinde yo ğunla şılmı ştır. jeotermometre sonuçlarının güvenilir olmayaca ğına Silika jeotermometre ba ğıntılarından elde edilen sonuçlara göre; Pınarba şı sıcak su kayna ğının rezervuar dikkat çekmektedir (Davraz, 2003). o sıcaklı ğının 30 ile 83.29 C arasında olabilece ği kabul edilmi ştir (Çizelge 3; Şekil 6).

163 Barutlusu ve Pınarba şı Kaynak Sularının (Tefenni/ Burdur) Hidrojeokimyasal De ğerlendirilmesi

Çizelge 3. Pınarba şı kayna ğı için çe şitli jeotermometre ba ğıntılarına göre hazne kaya sıcaklıkları

Uygulanan Ba ğıntılar (Tüm deri şimler mg/l) Hazne De ğinilen Belgeler Jeotermometreler sıcaklı ğı (oC)

SiO 2 (Amorf silis) t= 731 / (4.52 - log SiO 2) - 273.15 - 32.68 Fournier, 1977a

SiO 2 ( α Kristobalit) t= 1000 / (4.78 - log SiO 2) - 273.15 29.88 Fournier, 1977a

SiO 2 ( β Kristobalit) t= 781 / (4.51 - log SiO 2) - 273.15 -15.39 Fournier, 1977a

SiO 2 (Kalsedon) t= 1032 / (4.69 - log SiO 2) - 273.15 48.34 Fournier, 1977a

SiO 2 (Kuvars) t= 1309 / (5.19 - log SiO 2) - 273.15 79.68 Fournier, 1977a SiO 2 (Kuvars buh. kaybı) t= 1522 / (5.75 - log SiO2) - 273.15 83.29 Fournier, 1977a Na/K t= 933 / (0.933 + log Na/K) - 273.15 186.45 Arnorsson vd., 1983 Na/K t= 1319 / (1.699 + log Na/K) - 273.15 199.60 Arnorsson vd., 1983 Na/K t= 777 / (0.70 + log Na/K) - 273.15 158.51 Arnorsson vd., 1983 Na/K t= 856 / (0.857 + log Na/K) - 273.15 165.82 Truesdell, 1976 Na/K t= 1217 / (1.483 + log Na/K) - 273.15 198.55 Fournier, 1979a Na/K t= 1178 / (1.470 + log Na/K) - 273.15 185.21 Nieva ve Nieva, 1987 Na/K t= 1390 / (1.750 + log Na/K) - 273.15 214.56 Giggenbach vd., 1983 K/Mg t= 4410 / (13.95 - log K²/Mg) - 273.15 17.55 Giggenbach vd., 1983 Na/Ca t= 1096.7/[3.08-log(Na/Ca 0.5 )] - 273.15 134.54 Tonani, 1980 K/Ca t= 1930/[3.861-log(K/Ca 0.5 )] - 273.15 148.15 Tonani, 1980 Na/Li t = 1590/[log(Na/Li)+ 0,779] - 273.15 114.80 Kharaka vd.,1982

Şekil 6. Na- K- Mg diyagramı (Giggenbach, 1988)

Çevresel İzotop De ğerlendirmeleri problemin çözümünde önemli rol oynamaktadır. Çevresel izotoplar aracılı ğı ile yeraltısuyu ve yüzey suyu ili şkileri, Do ğada, do ğal olarak bulunan ve hidrolojik çevrimin suların kökeni, beslenme alanları ve mekanizmalarının de ğişik a şamalarında hidrolojik sisteme giren çevresel belirlenmesi, karı şım süreçlerinin ortaya konması, izotoplar, günümüzde modern hidrolojik ara ştırmaların en yeraltısuyu ya ş da ğılımının belirlenmesi ve kısıtlı da olsa önemli bile şenlerinden biri haline gelmi ştir. İzotoplar, akiferlerin akım ve ta şınım süreçlerini tanımlayan birçok laboratuvarda analiz edilebilir olmaları ve parametrelerin belirlenmesi konularında çok sayıda do ğadaki davranı ş mekanizmalarının ayrıntılı bir biçimde çalı şma bulunmaktadır. Çalı şmada çevresel izotop ortaya konmu ş olması nedeniyle, birçok hidrolojik ara ştırmalarına yönelik olarak yeraltısularında oksijen -18 164 S.VAROL, A. DAVRAZ

(δ18 O), döteryum ( δ2H) ve trityum analizleri ( δ3H) de ğerindeki bu artı ş kaynak sularının daha yüksek yaptırılmı ştır. kotlardaki yağış suları tarafından beslendi ğini göstermektedir. Çalı şma alanındaki kaynakların δ18 O de ğerleri (-7.37) - (- 8.88), δ2H de ğerleri (-45.4) -(-64.1) ve δ3H de ğerleri Radyoaktif izotoplardan biri olan trityum, do ğal (0.40) - (6.75) arasında de ğişmektedir (Çizelge 1). yarılanma yoluyla sürekli bozunmaya u ğramaktadır. Buna Bölgedeki kaynakların, δ18 O ile δ2H izotopları arasındaki ba ğlı olarak belirli bir bölgede yeraltısuyunu besleyen ilişkinin belirlenmesi amacıyla grafik (SMOW) üzerine ya ğışın trityum içeri ğinin bilinmesi durumunda, yerle ştirilmi ştir. Grafikte, Pınarba şı sıcak su kayna ğı yeraltısuyunun a ğırlıklı ortalama ya şının belirlenmesi dı şındaki so ğuk su kaynaklarının Küresel Meteorik Su veya farklı yeraltısularının karı şım durumlarına dair Çizgisi ( δD=8 δ18 O + 10) ile çakı ştıkları Pınarba şı sıcak fikirler öne sürülebilmektedir (Tezcan, 1992). Trityum su kayna ğının ise Küresel Meteorik Su Çizgisinden sa ğa miktarı (TU) birimi olarak ifade edilmektedir. Trityum do ğru bir sapma gösterdi ği gözlenmi ştir ( Şekil 7). bulunmayan suların 50 yıldan daha ya şlı oldu ğu, 2 Küresel Meteorik Su çizgisi buharla şma etkisi altında TU’dan daha dü şük tridyum içeri ğine sahip suların, olmayan atmosferik suları temsil etmektedir (Craig 1961; nükleer bomba denemelerinden daha ya şlı ya ğışlardan Gat ve Carmi, 1987). Daha yüksek kotlardaki ya ğışların etkilendi ği belirtilmektedir (Sayın, 1987). Pınarba şı sıcak besledi ği derin akifer suları, daha dü şük kotlardan yerel su kayna ğı ve Barutlusu kayna ğının dü şük trityum içeri ği ya ğışlarla beslenen yüzey akifer sularından, daha negatif (0.40, 1.05) bu kaynakların derin dola şımlı ve ya şlı ağır izotop içeri ğine sahip de ğerler göstermektedir (Sayın, sulardan beslendi ğini göstermektedir. 10-20 TU civarında 1987). Meteorik kökenli Pınarba şı sıcak su kayna ğı, tridyum içeri ğine sahip yeraltısuları son yıllardaki yüksek kotlardan beslenmekte ve yeraltında daha uzun bir ya ğışlarla beslenmektedir. Yakla şık 5 TU civarındaki dola şım süresine sahiptir. Buna ba ğlı olarak da 18 O de ğerler yeni ya ğışlar ile nükleer denemeler öncesi içeri ğinde yüksek sıcaklıktan kaynaklanan su-kayaç ya ğışların karı şımı olarak yorumlanmaktadır. Çalı şma etkile şimine ba ğlı bir zenginle şme gözlenmektedir. Kılcan alanındaki Kılcan ve Elmacık so ğuk suları ise 6.45 ve kaynak suyunun δ18 O de ğerinin (-7.37) daha az negatif 6.75 TU de ğerleri ile yeni ya ğışlar ve nükleer denemeler de ğerde olması ise kayna ğın, daha dü şük kotlardaki yerel öncesi ya ğışların besledi ği karı şım suları arasına ya ğışlarla beslendi ğini göstermektedir. Barutlusu ve girmektedir. Ya şlı sular beslenmenin zayıf, genç sular ise Elmacık so ğuk kaynak sularına ait izotop de ğerlerinin ise beslenmenin güçlü oldu ğunun göstergesidir (Aksoy ve 18 Filiz, 2001; Çizelge 1). giderek daha negatif de ğerler aldı ğı gözlenmektedir. δ O

Şekil 7. Çalı şma alanındaki kaynak sularının δ18 O- δ2H izotop de ğerlendirmeleri

165 Barutlusu ve Pınarba şı Kaynak Sularının (Tefenni/ Burdur) Hidrojeokimyasal De ğerlendirilmesi

Sonuçlar

Bozcu, M., Ya ğmurlu, F., Şentürk, M. 2007. Fethiye- Bu çalı şmada, aynı beslenme havzası içerisinde bulunan Burdur Fay Zonunun Bazı Neotektonik ve fakat farklı hidrojeokimyasal fasiyese sahip iki kayna ğın Paleosismolojik Özellikleri, GB-Türkiye. Jeoloji hidrojeokimyasal özellikleri incelenmi ştir. Barutlusu ve Mühendisli ği Dergisi 31 (1). Pınarba şı kaynakları bölgede allokton konumlu olarak bulunan Kızılcada ğ ofiyolitleri ve Dutdere kireçta şları Craig, H. 1961. Isotopic Variations in Meteoric Waters, arasında uzanan bindirme yüzeyinden bo şalmaktadır. 17.6 o Science, vol. 133, 1833-1834. C bo şalım sıcaklı ğına sahip Barutlusu kayna ğı piper diyagramına göre Na-CO 3-Cl’ lı su sınıfındadır. Sudaki en Gat J. R., Carmi I. 1987. Effect of Climate Changes on yo ğun katyon sodyum (Na, 35.251 mg/ l), anyon ise The Precipitation Patterns and Isotopic klordur (CO 3, 51 mg/ l). Yeraltısuyu sodyumca zengin Composition of Water in a Climate Transition ofiyolitler ve karbonatca zengin kireçta şları içerisinden Zone: Case of the Eastern Mediterranean Sea Area, geçi şi sırasında kaya-su etkile şimiyle sodyum ve karbonat the Influence of Climate Change and Climatic iyonlarını yo ğun olarak bünyesine katmaktadır. Pınarba şı Variability on the Hydrologie Regime and Water kayna ğı, piper diyagramına göre Ca-Mg-HCO 3’lı su o Resources (Proceedings of the Vancouver fasiyesinde ve bo şalım sıcaklı ğı 27 C’dir. Bu nedenle su Symposium, August 1987). IAHS Publ. no. 168, termal (sıcak) su sınıfına girmektedir. 513- 523.

Çalı şma alanında Pınarba şı kayna ğının hazne (rezervuar) Davraz, A. 2003. Kaya- Su Etkile şimi Üzerine Bir kayacını Dutdere kireçta şları, örtü kayacını ise yarı Çalı şma: Keçiborlu- De ğirmendere Kayna ğı geçirimli Çameli formasyonuna ait birimler (Isparta), Süleyman Demirel Üniversitesi Fen olu şturmaktadır. Barutlusu kayna ğı, Pınarba şı kayna ğı Bilimleri Enstitüsü Dergisi, Özel Sayı, 7(2), 327- gibi benzer birim dokanaklarından tektonik hatlar 335. boyunca bo şalmasına ra ğmen, üzerinde örtü kayacının bulunmaması nedeni ile sıcaklı ğı dü şmü ştür. Pınarba şı sıcak su kayna ğının hazne kaya sıcaklı ğı, silika Fournier, R.O. 1977a. A Review of Chemical and jeotermometreleri kullanılarak maksimum 83.29 oC’de Isotopic Geothermometers for Geothermal olabilece ği belirlenmi ştir. Systems. In: Proceedings of the Symp. on Geoth. Energy, Cento Scientific Programme, , 133- Yeraltısuyu kökenini belirlemek amacıyla yapılan 143. çevresel izotop analizlerine göre çalı şma alanındaki so ğuk su kaynaklarının oksijen-18 ve döteryum de ğerlerinin Fournier, R.O. 1979a. A Revised Equation for the Na-K tamamen buharla şma etkisi altında olmayan atmosferik Geothermometer. Geothermal Res. Council Trans., suları temsil eden Küresel Meteorik Su Çizgisi ( δD= 8 3, 221-224. δ18 O + 10) ile çakı ştı ğı gözlenmi ştir. Pınarba şı sıcak su kayna ğı meteorik kökenli olup yüksek kotlardan beslenen, Giggenbach, W. F., Gonfiantini, R., Jangi, B.L., yeraltında uzun dola şım süresine sahip kaynak suyudur. Truesdell, A.H. 1983. Isotopic and Chemical Yapılan trityum analizlerine göre ise Pınarba şı sıcak su Composition of Parbati Valley Geothermal kayna ğı ve Barutlusu kayna ğı beslenmenin zayıf oldu ğu Discharges, NW Himalaya, Indiana. Geothermics, derin dola şımlı ve ya şlı sulardan beslenen, Kılcan ve 5, 51-62. Elmacık so ğuk suları ise yeni ya ğışlar ve nükleer denemeler öncesi ya ğışların besledi ği karı şım sularını Giggenbach, W. F. 1988. Geothermal Solute Equilibria. temsil eden kaynaklar olarak belirlenmi ştir. Derivation of Na-K-Mg-Ca Geoindicators. Geochimica et Cosmochimica Acta, 52, 2749- Kaynaklar 2765.

Aksoy, N., Filiz, Ş. 2001. Balçova-Narlıdere Jeotermal Grant, M.A., Donaldson, I.G., Bixley, P.F. 1982. Sahasının Çevresel İzotoplarla İncelenmesi. 1. Geothermal Reservoir Engineering. Academic Çevre ve Jeoloji Sempozyumu, Yeraltısuları ve Press,, New York, 369 p. Çevre Sempozyumu, Bildiriler Kitabı, 289-295 s. Kharaka, Y. K., Lico, M.S., Law, L.M. 1982. Chemical Arnorsson, S., Gunnlaugsson, E., Svavarsswon, H. 1983. Geothermometers Applied to Formation Waters, the Chemistry of Geothermal Waters in Iceland. Gulf of Mexico and California Basins. Am. III. Chemical Geothermometry in Geothermal Assoc. Petrol. Geol. Bull., 66, 538-558. Investigations. Geochimica et Cosmoschimica Acta, vol. 47, 567-577. Kharaka, Y.K., Gunter, W. D., Aggarwall, P. K., Perkins, E. H., De Braal, J. D. 1988. Solmineq.88: A Bilgin, Z.R., , T., Öztürk, Z., Şen, A.M. Computer Program Code for Geochemical , A.R. 1990. Ye şilova- Acıgöl Civarının Modelling of Water Rock Interactions. In Jeolojisi: MTA Rap. 9429, Ankara U.S.Geological Survey Water Investigations (yayımlanmamı ş). Report 88-05. 166 S.VAROL, A. DAVRAZ

Mutlu, H. 2009. Jeotermal Akı şkanlarda Su- Kayaç Şentürk, M. 2003. Acıgöl ve Burdur Gölleri Arasındaki Etkile şimi. Makine Mühendisleri Odası, IX. Ulusal Bölgenin Sismotektonik Özellikleri. Süleyman Tesisat Mühendisli ği Kongresi ve Sergisi, Demirel Üniv. Fen Bilimleri Enst. Yüksek Lisans Jeotermal Enerji Semineri Kitabı, Ankara, s: 45-58. Tezi, Isparta, 96 s.

Nieva, D., Nieva, R. 1987. Development in Geothermal Tarcan, G., Filiz, Ş., Gemici, Ü. 2000. Geology and Energy in Mexico, Part 12-A Cationic Geochemistry of the Geothermal Fields, Composition Geothermometer for Prospection of . WGC-2000 World Geothermal Congress Geothermal Resources. Heat Recovery Systems 28 May-10 June, Congress Kyushu-Tohoku, Japan, and CHP, 7, 243-258. CD-Books of Proceedings, R-922, v.6, 1829-1834.

Öngen, S. 2009. Magmatizma, Magmatik Kayalar Tarcan, G. 2002. Jeotermal Su Kimyası. Jeotermalde Bölümü, Jeolojiye Giri ş I. Ders Notları, s:13- 14. Yerbilimsel Uygulamalar, Jenarum Yaz Okulu Ders Notları Dokuz Eylül Üniversitesi, Jeoloji Piper, A.M. 1944. A Graphic Procedure in the Mühendisli ği Bölümü, 11- 21 Haziran, İzmir, sayfa Geochemical Interpretation of Water Analyses, 191- 246. Trans. Am. Geophys. Union 25: 914- 923 Tezcan, L. 1992. Karst Akifer Sistemlerinin Trityum Poisson, A. 1977. Recherces Geologiques Dans Les İzotopu Yardımıyla Matematiksel Modellemesi, Taurides Occidentales (Turquie). These Univ. Doktora Tezi, H.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, Paris- Sud, Orsay, 795s. Beytepe, Ankara, 121 s.

Sarp, H. 1976. Etude Geologi Que et Petrographique du Thuizat, R., Whitechurch, H., Montigni, R., Juteau, T. Cortege Ophiolitique de la Region Situee au Nord- 1981. K- Ar Dating of Some Infraophiolitic ouest de Ye şilova (Burdur- Turquie). These Metamorphic Soles From the Eastren Department de Mineralogie, Universite’de Geneve Mediterranean. New Wvidence for Oceanic no:1731, Geneve, 408 pages. Thrusting Before Obduction. Earth and Planetari Sci. Let. 52, 302-310. Sayın, M. 1987. İzotop Teknikleri Kullanılarak Yeraltısuyu Orjininin Belirlenmesi. Hidrolojide Tonani, F. 1980. Some Remarks on the Application of İzotoplar ve Nükleer Teknikler Semineri. 9-14 Geochemical Techniques in Geothermal Kasım, Bildiriler Kitabı, DS İ Matbaası, Ankara, Exploration. Proceedings, Adv. Eur. Geoth. Res. s.177-196. Second Symp., Strasbourg, 428-443.

Schoeller, H. 1962. Les Eaux Souterraines. Masson et Truesdell, A. H. 1976. Summary of Section III Cie. Paris Geochemical Techniques in Exploration. In: Proceedings, Second United Nations Symposium Şahinci, A. 1991. Do ğal Suların Jeokimyası, 3. Bölüm, on the Development and Use of Geothermal Dokuz Eylül Üniv. Müh. Mim. Fak. Jeoloji Müh. Resources. San Francisco, 1975, vol.1, Washington Böl., Reform Matbaası, İzmir, s:46- 57. D.C., U. S.Government Printing Office, pp. 815- 825. Şenel, M., Selçuk, H., Bilgin, Z.R., Şen, A.M., Karaman, T., Dinçer, M.A., Durukan, E., Arbas, A., Örçen, Ya ğmurlu, F., Bozcu, M., Şentürk, M. 2005. Burdur- S., Bilgi, C. 1989. Çameli ()- Ye şilova Fethiye Arasındaki Bölgede Burdur Fayının (Burdur)- Elmalı (Antalya) ve Kuzeyinin Jeolojisi. Sismotektonik Özellikleri: Tübitak ÇAYDAG, MTA Rap: 9429 (yayımlanmamı ş), Ankara. Proje No:101Y027, (Yayınlanmamı ş Rapor),79 s.

Şenel, M., Akdeniz, N., Öztürk, E.M., Özdemir, T., Kadınkız, G., Metin, I., Öcal, H., Serdaro ğlu, M., Örçen, S. 1994. Fethiye (Mu ğla)- (Antalya) ve Kuzeyinin Jeolojisi. MTA Rap: 9761, Ankara (yayımlanmamı ş).

167