T. C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ

FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

ALAŞEHİR (MANİSA) VE YAKIN ÇEVRESİ JEOTERMAL SULARININ HİDROJEOLOJİK, HİDROJEOKİMYASAL VE

İZOTOP JEOKİMYASAL ÖZELLİKLERİ

Yeşim BOSTANCI

Danışman Prof. Dr. Nevzat ÖZGÜR

YÜKSEK LİSANS TEZİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI

ISPARTA - 2016

© 2016 [Yeşim BOSTANCI]

i

İÇİNDEKİLER

Sayfa İÇİNDEKİLER .................................................................................................. i

ÖZET ............................................................................................................. iii

ABSTRACT ..................................................................................................... v

TEŞEKKÜR................................................................................................... vii

ŞEKİLLER DİZİNİ ........................................................................................ viii

ÇİZELGELER DİZİNİ ..................................................................................... ix

1. GİRİŞ .......................................................................................................... 1

1.1. Jeotermal Sular ................................................................................... 3

1.2. Çalışma Alanının Jeotektonik Konumu ................................................ 7

1.3. Çalışmanın Amacı ............................................................................. 14

2. KAYNAK ÖZETLERİ ................................................................................. 15

3. ÇALIŞMA ALANININ JEOLOJİSİ .............................................................. 21

4. MATERYAL VE METOD ........................................................................... 27

4.1. Metod ................................................................................................. 27

4.1.1. Jeolojik çalışma ........................................................................... 28

4.1.2. Örnek alımı ve in-situ ölçümleri ................................................... 28

4.1.3. Hidrojeokimyasal analizler ........................................................... 29

4.1.4. Jeotermometreler ........................................................................ 31

5. ARAŞTIRMA BULGULARI ........................................................................ 32

5.1. Hidrojeoloji ......................................................................................... 32

5.2. Hidrojeokimya .................................................................................... 36

5.3. Hidrojeokimyasal Analizler ................................................................. 38

5.3.1. Doygunluk indeksi ....................................................................... 40

5.4. Jeokimyasal Termometre Uygulamaları ............................................ 41

5.4.1. Kimyasal jeotermometre uygulamaları ........................................ 42

5.4.1.1. Silika jeotermometreleri ......................................................... 42

5.4.1.2. Katyon jeotermometreleri ...................................................... 44

5.4.1.3. Na/K jeokimyasal termometresi ............................................. 45

5.4.1.4. Na-K-Ca jeotermometresi ...................................................... 46

ii

5.4.1.5. Çalışma alanında termometrelerin jeokimyasal

değerlendirmesi .................................................................................. 47

5.5. Birleşik Jeotermometre Uygulamaları ................................................ 48

5.6. İzotop Jeokimyasal Özellikleri ............................................................ 49

5.7. Alaşehir Jeotermal Alanının Hidrojeolojik Modellemesi ..................... 54

6. TARTIŞMA VE SONUÇLAR ..................................................................... 55

6.1. Alaşehir Jeotermal Alanında Olası Isı Kaynağı, Jeotermal Sistem Ve

Tektonik Arası İlişki ................................................................................... 55

6.2. Çalışma Alanının Hidrojeolojik, Hidrojeokimyasal Ve İzotop

Jeokimyasal Özellikleri ............................................................................. 56

7. KAYNAKLAR ............................................................................................. 59

EKLER .......................................................................................................... 67

EK-1. Menderes masifinin jeolojik haritası ve Çalışma alanı basitleştirilmiş

jeolojik enine kesiti .................................................................................... 68

EK-2. Çalışma alanı birinci jeotermal arama kuyusuna ait kesit ............... 70

EK-3. Çalışma alanı ikinci jeotermal arama kuyusuna ait kesit71

ÖZGEÇMİŞ ................................................................................................... 72

iii

ÖZET

Yüksek Lisans Tezi

ALAŞEHİR (MANİSA) VE YAKIN ÇEVRESİ JEOTERMAL SULARININ

HİDROJEOLOJİK, HİDROJEOKİMYASAL VE İZOTOP JEOKİMYASAL ÖZELLİKLERİ

Yeşim BOSTANCI

Süleyman Demirel Üniversitesi

Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı

Danışman: Prof. Dr. Nevzat ÖZGÜR

Bu çalışma Alaşehir (Manisa) ve yakın çevresi jeotermal sularının

hidrojeolojik, hidrojeokimyasal ve izotop jeokimyasal özelliklerini inceleyen

tez çalışmasıdır. Çalışma alanı Batı Anadolu Bölgesinde Gediz Grabeninde

bulunur. Bölgenin temelini Paleozoik yaşlı şistler, gnasylar ve kristalize

kalkerler oluşturmaktadır. Bozdağ, Uysal Dağı, Dibek Dağı ve Demirci

Dağları bütünüyle Paleozoyik serilerinden oluşmuştur. İl Merkezi’nin

çevresiyle Marmara Gölünün kuzey batısı, Çal Dağı ve Akhisar’ın kuzey

doğusu Mesozoyik yaşlı andezit, tüf gibi parçalanmış volkanik kayalarla masif

kalker, kum taşı, konglomera ve mermer serileriyle örtülüdür. Bunlar bazı

kesimlerde gruplar oluşturmaktadır.

Çalışma alanında dört farklı sıcak su lokasyonundan su örnekleri alınmıştır.

Alınan örneklerde katyon ve anyon analizleri yapılmıştır. İnceleme alanındaki

sıcak sular genel olarak Na-HCO3 tipi sular olarak adlandırılabilir. Alaşehir ve

yakın çevresi jeotermal suları Na+K>Ca>Mg baskın katyonlar ve baskın

HCO3>Cl>SO4 anyonlar olarak sınıflandırılabilir. Tüm jeotermometre

sonuçları ve mevcut kuyuların rezervuar sıcaklıkları birlikte

değerlendirildiğinde jeotermal suların hazne kaya sıcaklığı 185°C

ölçülmüştür.

iv

Termal suların δ2H değerleri -37,07 ile -62,82 arasında değişirken, δ18O

değerleri ise -1,96 ile -10,26 arasında değişim göstermektedir. Çalışma

alanındaki termal suların trityum içerikleri 0,6 ile 5,45 TU olan suların global

meteorik sulardan oluşmaktadır. 0,8-4 TU olan suların güncel ve eski suların

karışımı olduğunu belirtmiştir.

Anahtar Kelimeler: Menderes Masifi, Batı Anadolu Bölgesi, Alaşehir

(Manisa), jeotermal kaynaklar, hidrojeoloji, hidrojeokimya, izotop jeokimyası,

jeotermal modelleme

2016, 72 Sayfa

v

ABSTRACT

M.Sc. Thesis

HYDROGEOLOGICAL, HYDROGEOCHEMICAL AND ISOTOPE

GEOCHEMICAL FEATURES OF THE GEOTHERMAL WATERS IN ALAŞEHİR(MANİSA) AND ENVIRONS

Yeşim BOSTANCI

Süleyman Demirel University

Graduate School of Applied and Natural Sciences Department of Geological Engineering

Supervisor: Prof. Dr. Nevzat ÖZGÜR

In this M.Sc. thesis, hydrogeological, hydrogeochemical, and isotope

geochemical features of geothermal waters in Alaşehir (Manisa) and environs

were studied. The investigated area is located in the Western Anatolia

Region, Gediz Graben zones. Menderes Massif Metamorphics are lie

adjacent of the study area. The basement of the province capital are

composed of Paleozoic schists, gneisses and marbles. Also Bozdağ, Uysal,

Dibek and Demirci mountains are of Paleozoic series.

The centre of the province capital together with Northwestern part of

Marmara Lake, the Çaldağı and the northeastern part of Akhisar are overlain

by Mesozoic andesite and series of volcanic rocks such as tuffs, massive

limestones, sandstones, conglomerates and marbles. The samples of

thermal waters were collected from four different locations. In these samples,

cations and anions were analysed. Generally, the geothermal waters in the

investigation area are classified as Na-HCO3 type waters. The geothermal

waters of Alaşehir and environs are identified to be Na+K>Ca>Mg dominant

cations and HCO3>Cl>SO4 dominant anions.

According to the results of geochemical thermometers, the reservoir

temperature of thermal waters is 185°C. The δ2H values of the thermal

waters are between -37,07 to -62,82 while δ18O values range from -1,96 to -

vi

10,26 respectively. The tritium contents of thermal waters are between 0,6 to

5,45 TU. From the results the thermal waters can be categorized as globaly

meteoric waters. The tritium contents of thermal waters are between 0,8 to 4

TU. These results show that there are mixing between contemporary and old

waters.

Keywords: Menderes Massif, Western Anatolia, Alaşehir(Manisa),

geothermal springs, hydrogeology, hydrogeochemistry, isotope

geochemistry, geothermal modelling

2016, 72 pages

vii

TEŞEKKÜR

Sunulan bu yüksek lisans tez çalışması Süleyman Demirel Üniversitesi

Bilimsel Araştırma Projeleri Koordinasyon Birimi tarafından desteklenen

4454-YL1-15 nolu araştırma projesi kapsamında gerçekleştirilmiştir.

Saygıdeğer danışmanım, Sayın Prof. Dr. Nevzat Özgür’e bu tezin

tamamlanmasında göstermiş olduğu destek, yapıcı eleştirileri ve özveriden

dolayı teşekkür ederim. Tezin sonuçlanmasında ve başarı elde edilmesinde

çabası takdire şayandır.

Araştırmanın yürütülmesinde maddi ve manevi yardımlarını gördüğüm jeoloji

mühendisi Saliha DEĞİRMENCİ, arazi çalışmalarında yardımlarını

esirgemeyen yüksek jeoloji mühendisi İbrahim İbrahim Abubakar ve jeoloji

mühendisi Seher BÜYÜKŞAHİN’e teşekkür ederim.

Alaşehir(Manisa) ve yakın çevresinde yapılan arazi çalışmamda su örnek

alımlarında bize tesisten yararlanmamıza olanak sağlayan Türkerler Holding

A.Ş. Genel Müdürü Metin YAZMAN’a ve ekip arkadaşlarına yardımlarından

dolayı teşekkürü bir borç bilirim. Ayrıca alınan örneklerimizin laboratuar

çalışmasını yaparak bizlere sonuçları ileten Maden Tetkik Arama Genel

Müdürlüğü’ne teşekkür ederim. Alınan su örneklerinde in-situ ölçümlerinin

gerçekleştirilmesine in-situ cihazlarının kullanımını sağlayan Jeoser

Yerbilimleri Servisi Ltd. Şti., teşekkür ederim.

Tezimin her aşamasında beni yalnız bırakmayan, eğitim hayatımın

tamamında maddi ve manevi desteklerini hiçbir zaman esirgemeyen aileme

sonsuz sevgi ve saygılarımı sunarım.

Yeşim BOSTANCI

ISPARTA, 2016

viii

ŞEKİLLER DİZİNİ

Sayfa

Şekil 1.1. Çalışma alanının yer bulduru haritası ............................................. 3

Şekil 1.2. Doğu Akdenizin güncel tektoniğini kontrol eden ana yapıları gösterir harita ................................................................................. 8

Şekil 1.3. Batı Anadolu’nun temel kayalarını oluşturan birimler. .................... 9

Şekil 1.4. Menderes Masifi genelleştirilmiş dikme kesiti. .............................. 10

Şekil 1.5. Menderes Masifinin oluşumu ........................................................ 12

Şekil 1.6. Menderes masifinde gerilme tektoniği sonucu oluşan Gediz, Küçük Menderes ve Büyük Menderes kıtasal rift zonları. ............. 13

Şekil 1.7. Çalışma alanı basitleştirilmiş jeolojik enine kesiti ........................ 14

Şekil 4.1. Alkanlar Köyü'nde bulunan YB-1 jeotermal üretim kuyusunda in-situ ölçümleri. ............................................................................ 28

Şekil 4.2. Çalışma alanında in-situ ölçümleri ............................................... 29

Şekil 5.1. Salihli meteoroloji istasyonu sıcaklık değerleri grafiği 1970- 2012 .............................................................................................. 34

Şekil 5.2. Yağış değerleri grafiği .................................................................. 35

Şekil 5.3. Çalışma alanında bulunan jeotermal suların Piper diyagramında gösterilmesi. ........................................................... 39

Şekil 5.4. Çalışma alanından jeotermal suların Na+K, Ca ve Mg üçgen diyagramında gösterilmesi ............................................................ 39

Şekil 5.5. Na-K-Mg1/2 üçgen diyagramda çalışma alanından termal suların dağılımı (Giggenbach, 1988). ............................................ 49

Şekil 5.6. Alaşehir ve yakın çevresi jeotermal sularında döteryum ve tirityum izotopu ilişkisi ................................................................... 53

Şekil 5.7. Alaşehir jeotermal sisteminin basitleştirilmiş hidrojeolojik oluşum modeli ............................................................................... 54

ix

ÇİZELGELER DİZİNİ

Sayfa

Çizelge 4.1. İn-situ cihazları ve özellikleri .................................................... 30

Çizelge 4.2. Hidrojeokimyasal cihazlar ve özellikleri .................................... 30

Çizelge 5.1. Salihli meteoroloji istasyonu genel sıcaklık değerleri 1970-2012 verileri .............................................................................. 34

Çizelge 5.2. Salihli meteoroloji istasyonu yağış değerleri 1970-2012 .......... 35

Çizelge 5.3. Alaşehir ve yakın çevresi jeotermal sularının in-Situ parametreleri ve hidrojeokimyasal analiz sonuçları .................. 37

Çizelge 5.4. Çalışma alanındaki örneklerde rastlanabilecek bazı minerallerin doygunluk indeksi.................................................. 40

Çizelge 5.5. Silis (SiO2) jeotermometreleri ve bağıntıları ............................. 44

Çizelge 5.6. Na/K jeotermometreleri ve bağıntıları ....................................... 45

Çizelge 5.7. Alaşehir ve yakın çevresinin izotop jeokimyasal analiz sonuçları ................................................................................... 52

1

1. GİRİŞ

Jeotermal yer kabuğunun çeşitli derinliklerinde birikmiş ısının oluşturduğu,

kimyasallar içeren sıcak su, buhar ve gazlardır. Jeotermal enerji de bu

jeotermal kaynaklardan ve bunların oluşturduğu enerjiden doğrudan veya

dolaylı yollardan faydalanmayı kapsamaktadır.

Jeotermal enerji, sürdürülebilirliği nedeniyle yenilebilir enerji türüdür ve

yerküre içinde bulunan termal sıcaklıkla doğrudan ilişkilidir. Aynı zamanda,

termal enerji maddenin sıcaklığını belirleyen enerjidir. Yerkürenin jeotermal

enerjisi gezegenimiz olan yerkürenin orijinal formasyonundan (%20) ve

minerallerin radyoaktif bozunmasından kaynaklanmaktadır (%80) (Turcotte

ve Schubert, 2002). Günümüzde bu kavram yerküre ısısının belirli kısımları

için kullanılmaktadır. Bu ısının kullanımı çeşitli sondaj yöntemleriyle ısıya

ulaşılarak belirli amaçlar için kullanılır. Jeotermal kaynaklar dünyanın birçok

noktasında bulunur. Ancak, işletilebilir seviyede bulunanlar jeotermal

gradyanı normal veya anormal derecede yüksek gradyanlara sahip

yerlerdedir.

Jeotermal enerji, yer kabuğu içinde depolanmış olan ısıl enerjidir. Bu ısıl

enerji yeraltındaki kayaç formasyonlarında ve bu formasyonların

çatlaklarında ve gözeneklerinde bulunan doğal akışkanlarda bulunur.

Jeotermal sistemlerin farklı tiplerinin her biri belirli özelliklere sahiptir ve

bunlar aynı zamanda bu özelliklerinin kimyasal bileşimlerinde ve çeşitli

kimyasal uygulamalarında belirli bir şekilde ortaya koymaktadır. Ancak, hepsi

birkaç kilometre derinlikte, ortak bir ısı kaynağı olan ve konveksiyon içine yer

kabuğunun üst bölümlerinde bulunan, mevcut su birikimleridir (Nicholson,

1993).

Yeryüzüne çıkan jeotermal sulardan İtalya, Amerika, Japonya, Filipinler ve

Meksika borikasit, amonyum bikarbonat, ağır su (döteryum oksit), amonyum

2

sülfat, potasyum klorür gibi kimyasal maddeler elde etmektedir. Jeotermal

suların kullanım alanları çeşitlilik göstermektedir (Rinehart, 1980). Elektrik

enerjisi üretimi, balık ve kereste kurutma, tuz elde edilmesi, şeker sanayi,

damıtma prosesleri, sera, ahır, kümes ısıtılması, mantar yetiştirme, toprak

ısıtma, yüzme havuzları, turizm ve sağlık amaçlı banyolarda kullanımı söz

konusudur.

Dünya çapında jeotermal enerji yaklaşık olarak 10,715 MW gücünde, 24

ülkede kullanılmaktadır. Bununla birlikte; 28 GW doğrudan jeotermal ısıtma

kapasitesi olan bir sistem bölgesel ısıtma, mekan ısıtması, kaplıcalar,

endüstriyel prosesler, arıtma ve tarımsal uygulamalar için kurulmaktadır

(Fridleifsson vd., 2008). Jeotermal kuyular yerin derin kısımlarında sıkışıp

kalan sera gazlarını serbest bırakırlar, ancak bu emisyonların miktarı fosil

yakıtlardan daha düşüktür. Sonuç olarak; jeotermal enerji yaygın fosil

yakıtların yerine konuşlandırılmış ise küresel ısınmanın azaltılmasına yönelik

yardımcı potansiyele sahiptir.

Türkiye’nin jeotermal enerji durumu; Türkiye’nin genç volkanik etkinliklerin sık

rastlandığı Akdeniz Volkan kuşağı üzerinde olmasına ilaveten, Alp zincirinin

meydana gelişi sırasında şiddetli kırılma tekniğine maruz kalması zengin bir

jeotermal potansiyel varlığına işaret etmektedir. Özellikle Denizli-Kızıldere,

İzmir-Seferhisar, Aydın-Germencik, Çanakkale-Tuzla, Afyon-Gecek, Manisa-

Balıkesir, Kızılcahamam ve Kozaklı dolaylarında jeotermal enerji kaynakları

tespit edilmiş olup, Kızıldere, Seferhisar ve Gecek’te de bununla ilgili

sondajlar yapılmıştır.

3

Şekil 1.1. Çalışma alanının yer bulduru haritası (MTA)

1.1. Jeotermal Sular

Ülkemiz jeotermal kaynaklar açısından oldukça zengin ve buna elverişli

jeolojik formasyonlara sahiptir. Jeotermal sistemler, yer kabuğunun üst

kesimlerinde ısı akısının yüksek, yeraltı suyunun derinlere süzülüp ısındıktan

sonra yeniden yükselebileceği geçirimli zonların bulunduğu ve jeotermal

akışkanların konveksiyon ile dolaşıp ısı biriktirebileceği kapanların

oluşabildiği kesimlerinde gelişmektedir. Batı Anadolu'da Ege Bölgesi’ndeki

yaygın faylanma, ısı akısının göreceli olarak yüksek olduğu bölgeler

yaratmıştır. Gediz Grabeni boyunca özellikle grabenin güney kanadında

jeotermal çıkışlar gözlenir. Turgutlu’dan Kula’ya kadar olan alanda doğal

4

olarak gözlenen sıcak su çıkışları yerini çeşitli işletmelere bırakmıştır. Birçok

farklı amaç doğrultusunda kullanılan bu kuyuların verimliliği oldukça

yüksektir. Jeotermal sistemin oluşabilmesi için, akışkanların yer kabuğunun

içinde dolaşabilmesi gerekir. Bu dolaşımın var olabilmesi için kaya, gerekli

geçirimliliği sunmalıdır. Bu ise, çalışma alanının bulunduğu çevrede

çoğunlukla ikincil çatlak geçirimliliği ile sağlanır. Yerkabuğunun uzak ya da

yakın geçmişinde etkisi altında kaldığı tektonik gerilmelerle oluşan her türlü

yapısal süreksizlik, eklem, dilinim, yapraklanma, tabaka, makaslama, fay,

sürüklenme, düzlem ve zonlarının oluşturduğu birbiri ile ilintili ağlar bu

geçirimliliğe olanak sağlar. Bunların tanınması, rezervuarın bilinmesi, üretken

zonların yer ve özelliklerinin doğru biçimde belirlenebilmesi ve kaynağın

doğru modellenebilmesi açısından yaşamsal önem taşır (Öngür, 2005).

Derinlik ve metamorfik kayaçlarda birincil gözeneklilik varsa da çok azdır. Bu

birimlerde yeraltı suyu dolaşımı, çatlaklanma, faylanma veya bozuşma yolu

ile gelişmiş açıklıkların bulunmasına bağlıdır. Çatlaklar; tektonik hareketler,

örtü kayanın aşınmasından dolayı basınç azalması, kaya kütlesinin soğuması

sırasında büzülmesi ve bölgesel tektonik gerilmelerin neden olduğu basma

ve çekme kuvvetleri ile gelişebilmektedir (Fetter, 2001).

Metamorfik kayaçlar jeotermal sistemlerin oluşumları açısından, ülkemizde

önemli bir yere sahiptir. Metamorfik kuşakların, başka yerlere göre iki kata

kadar daha yüksek ısı akısına sahip olduğu bilinmektedir (Fetter, 2001).

Öngür (2005), göreceli olarak genç, örneğin Tersiyer'de oluşan

metamorfizma ortamları, yüksek ısı akısı barındırmaktadır ve metamorfizma

sonrasında bu masifler hızla yükselmesine bağlı olarak aşınma ve sıyrılma

faylarıyla tüketildikleri için daha derinlerdeki daha sıcak kesimleri yeterince

soğuyamadan yüzeye yaklaşarak ısı gradyanının yükselmesini

oluşturduğunu belirtmektedir. Bu tür kaya ortamları ilksel olarak yeterince

geçirimli olmamakla birlikte, masifin yükselmesine eşlik eden sıyrılma fay

zonları ve oluşan graben fayları boyunca oldukça yüksek ikincil geçirimlilik

5

kazanarak da jeotermal sistemlerin gelişmesine olanak sağlarlar (Güneş,

2006).

Karbonat kayalar yüksek geçirimliliği bulunan verimli akiferlerdir (Güneş,

2006). Akışkanların derinlere inip hızla yükselebilecekleri büyük fayların

varlığı, özellikle farklı dönemlerde oluşmuş, farklı yönlenmeli fayların kesiştiği

zonlar, dolaşıma büyük kolaylık sağlar. Bazen bu farklı kırık sistemlerinden

biri yüzeyde izlenemeyebilir, gizli de kalabilir. Ancak, bölgesel jeoloji bilgileri

ve özellikle de jeofizik ölçülerle bunların varlık, duruş ve yerleri öngörülebilir.

Metamorfik birimlerin yükselişlerine bağlı olarak özellikle Menderes Masifinde

olduğu gibi hızlı bir yük kaybı, birimde olağan dışı yapısal süreksizliklerin

ortaya çıkmasını sağlayacaktır. Sıyrılma fayları, çekme gerilmesi ortamında

oluşmuş olan graben fayları ve düşeye yakın duruşlu, aşırı geçirimli

breşleşme zonları; büyük yanal atımlı faylar, makaslama gerilmesi altında

oluşmuş zonlar, içinde oluştukları kayanın özelliklerine göre geçirimsiz yanal

süreksizlikler ya da geçirimli zonları oluşturabilmektedir.

Bu açıdan yapısal süreksizliklerin; eski mi yeni mi güncel mi oldukları,

uzanımları, derinlikleri, bu zonda geçirimlileşme ya da geçirimsizleşme

oluşup oluşmadığı, başka zonlarla kesişip kesişmediği ve benzeri açılardan

ayrıntılı olarak incelenmesi gerekir.

Bu yapısal süreksizliklerle oluşan horst, graben, antiklinal, monoklinal, vb

yapıların tanınması ve uygun bir biçimde modellenmesi de, sıcaklık

yoğunlaşmasını sağlayan ısı çevrimlerini kestirmek, rezervuar geometrisini

anlamak ve saha sınırlarını öngörmek açısından önemlidir. Ülkemizdeki

jeotermal sistemlerin dağılımının öncelikle genç ve bölgesel ölçekli yapısal

çizgilerin üzerinde yoğunlaşmakta olduğu dikkati çekmektedir (Öngür, 2005).

Menderes Masifi’nin yakın dönem ısıl (termal) geçmişi yeterince

bilinmemektedir. Menderes Masifi yükseldikçe ve daha önce daha derinde

iken belli bir ısıl dengeye ulaşmış, o derinlik için uygun sıcaklığa kavuşmuş

olan katmanları yüzeye yaklaştıkça, aynı hızla soğuyup ısıl dengesini

6

koruyabildiği kuşkuludur. Kıtasal kabuğun ısıl dengesini ancak 108 yılda

sağlayabileceği yargısının ışığında (Sclater vd.,1981) bakıldığında Menderes

Masifi’nin ısıl dengesini sağlamak üzere yeterli zamanı bulmuş olamayacağı

anlaşılmaktadır. Menderes Masifi’nin içinde, gerçek anlamda genç ya da

güncel bir volkanik etkinlik yoktur. Bu anlamda en tipik volkanik etkinlik

masif’in KD kenarı yakınındaki Miyosen K­G grabenleri ve çevresindeki eski

volkanik etkinliktir. Bu yaştaki bir volkanikliğin bugünün ısı anomalilerini

açıklayıcı bir yanı, bulundukları yöre için bile olamaz. Masifin iç kesimlerinde,

örneğin Büyük Menderes Grabeni çevresinde ise zaten eski ya da yeni

herhangi bir volkanik etkinlik ürünü ile karşılaşılmamaktadır. En genç

magmatik sokulum fazının yaşı da yine 19,5 milyon yıl ölçülmüştür (Hetzel

vd.,1996).

Bu jeoloji çatısı içinde, Büyük Menderes Grabeni’nde Germencik, Aydın,

Salavatlı, Kızıldere ve Denizli jeotermal alanları; Gediz Grabeni’nde Salihli

Kurşunlu ve Sart, Turgutlu Urganlı ve Alaşehir Kavaklıdere jeotermal

alanları; Dikili­ Bergama Grabeni’nde Kaynarca ve Dikili jeotermal alanları; ve

Gediz­ Simav Grabeni’nde de, Simav jeotermal alanı bulunmaktadır.

Her şeyden önce söylenebilecek olan, ayrıca bir ısıtıcı kütle, bir magmatik

sokulum ya da genç ya da güncel bir volkanik etkinlik kaynağı olmaksızın da,

bu bölgenin her yerinde yüksek bir ısı akısının bulunduğudur. Bu yüksek ısı

akısının yer aldığı bu bölgede uygun koşullar, akışkanların kolaylıkla

dolaşabileceği kırık sistemleri varsa, sıcak su sistemlerinin de oluşabildiği

görülmektedir. Gereksinilen bu kırık sistemleri, bir yandan eski ve yeni

graben sistemlerinin farklı yönlerdeki normal fayları; bir yandan da, kalın ve

bölgesel büyüklükte metamorfit dilimlerinin masifin hızlı yükseldiği orta

kesiminden dışa doğru sıyrılma faylarıyla temsil edilmektedir (Hetzel

vd.,1996).

Ancak, Küçük Menderes Grabeni’nde olduğu gibi ne böylesi sıyrılma

zonlarının ne de derin graben faylarının gelişemediği kesimlerde yüzeysel

suyun derinlere sızamaması ve uzun süre ve derinlerde dolaşamaması

7

nedeni ile olsa gerek, jeotermal sistemler pek görülmemektedir. Özellikle

Büyük Menderes Grabeni’nde jeotermal sistemlerin yerleştiği zonlar güncel

D­B Grabenlerinin K yarılarında, Miyosen grabenlerinin gömülü verev fay

zonları olmaktadır. Bu bölgedeki sular, çok azı dışında alkali bikarbonat

bileşimli, çokça CO2 içerikli, meteorik kökenli suların yan kaya ile etkileşimi

sonunda olgunlaşmış, yükselirken sığ sularla değişik oranlarda karışmış, orta

(entalpili) ısı yüklü, 120­240°C arasında değişen rezervuar sıcaklıklarına

sahip akışkanlardır (Hetzel vd.,1996).

1.2. Çalışma Alanının Jeotektonik Konumu

Batı Anadolu Bölgesinde binlerce km2 alan kaplayan Menderes Masifi,

KD-GB uzanımlı, yumurta biçimli bir görünüm sunar. Yaklaşık D-B

uzan ım l ı Büyük Menderes, Küçük Menderes, Gediz ve Simav grabenleri

masifi dört asmasife bölerler (Dora, 1975). Masifin KB kenarı İzmir-

Ankara Zonu'nun (Brinkmann,1966) ofiyolitik kaya topluluğuyla ve

buna karşın G kenarı ise Toros kuşağı ile sınırlanır.

Batı uzantısı Ege Denizi'ndeki Kiklad adalarında gözlenirken doğuda

parçalanarak kalın Neojen örtünün altında kaybolur. 1960’lı yıllarda

Menderes Masifi'nin Varistik ya da daha yaşlı dönemlerde

metamorfizmaya uğradığı varsayılmaktaydı (Schuling, 1958, 1962; Şekil

1.2).

8

Şekil 1.2. Doğu Akdenizin güncel tektoniğini kontrol eden ana yapıları gösterir harita (Okay vd., 2000’den alınmıştır).

Zamanla Masifin ana metamorfizması'nın Alpin yaşı hakkında daha

kesin verileri kazanılmıştır (Brinkmann, 1967; Dürr, 1975; Çağlayan

vd., 1980; Dora, 1981; Şengör vd, 1984; Dora vd., 1987). 1967'li

yıllarda metamorfik kayaların ilksel malzemesinin çoğunlukla

sedimenter kökenli olduğu görüşü egemendi, Ancak son yıllarda, masif

içinde çok kalın metavolkanit (leptit) istifi v e büyük metagranit ve

metagranodiyorit kütleleriyle, pek çok yörede postmetamorfik asitik ve

bazik sokulumlar ortaya çıkarılmıştır.

Menderes Masifi’nin temelini gözlü gnays, granitik gnays, bantlı gnays

ve migmatitten yapılı gnays birimi oluşturur. Hiçbir yerde gnaysın

tabanını görmek olası değildir. Görünür kalınlığı 2-3 km’yi bulmaktadır

(Şekil 1.3).

9

Şekil 1.3. Batı Anadolu’nun temel kayalarını oluşturan birimler (Okay, 2001).

Gnays b i r im in i , uyumlu o l a r a k metavolkanitler (dar anlamda leptitler)

üstler. Son yıllarda gnays birimi ile metavolkanit birimi arasında yer alan,

5 -300 m kalınlığında bir "mavi gözlü gnays" düzeyi bulunmuştur (Kun vd.,

1988a). Bu düzey içinde bol miktarda, gnayslaşamamış leptit kalıntılarının

gözlenmesi, bunların ilkel kayaçlarının leptitler gibi volkanik kökenli

olduğunu göstermektedir (Kun ve Candan, 1987a).

Gri açık pembe renkli olan metavolkanitler, kötü yapraklanmış, boynuztaşı

benzeri kayalardan yapılıdır ve kısmen porfirik doku sunarlar. Bu nedenle

kayaların ilksel volkanik karakterleri hala tanınabilmektedir. Bu volkanik

kayaçlar andezitten riyolite kadar değişen bir jeokimyasal bileşim sunarlar.

Öte yandan, metavolkanitler i ç inde çok sık rastlanan bazik dayklar zengin

anortit ve piroksen içerir ler (Kun ve Candan, 1987b). Radyometrik yaş

saptamalarına göre, gnays ve metavolkanitler için Prekambriyen-Kambriyen

arası bir yaş kabul edilmektedir. Metavolkanit birimini, ilk bakışta uyumlu

izlenimini veren bir dokanak ile şistler üstler.

10

Şiddetli metamorfizma ve yapraklanma nedeniyle bu dokanağın uyumlu

gözüktüğü, bölgedeki önemli rejim değişikliği ve bilinen ilk metamorfizma

nedeniyle metavolkanitlerle şistler arasında bir uyumsuzluğun varlığı

düşünülmektedir. Tabanda daha çok disten-staurolit-granat şistler

egemenken, tavanda granat mikaşistler bollaşır. Şistler içinde sürekli

metakuvarsit, kuvars şist ve kuvars-muskovit şist ara katmanlarına

rastlanır. Disten-staurolit-granat şistlerde iri granat porfiroblastları

kapsayan koyu renkli amfibolit mercekleri yaygındır. Buna karşın tavan

şistlerinde fillit ve kalkşist düzeyleri artar (Şekil1.4).

Şekil 1.4. Menderes Masifi genelleştirilmiş dikme kesiti (Dora vd., 1995).

11

Çine asmasifi'nde ender de olsa bulunan fosillere dayanarak, şistlerin

üst düzeylerinin senklinasyon yaşının Üst Devon-Üst Permiyen

aralığına düştüğü söylenebilmektedir (Boray vd., 1973). Menderes

Masifi’nin şist zarfının uyumlu bir dokanakla, platform tipi karbonatlı

seriden türemiş kalkşist ve mermerler örter.

Tabanda şistler ile ardalanmalı olan ve iyi katmanlanma sunan

mermerler, tavanda som, kaba taneli ve katmansız bir görünüm

kazanırlar. Beyaz, som mermerlerin alt düzeyleri dolomitiktir; üst

düzeylerinde özellikle masifin güney kanadında kilometrelerce uzanan

eski emersiyon horizonlarını yansıtan zımpara cevherli kuşak yer alır.

Mermer ve rekristalize kireçtaşlarının Üst Triyas Üst Kretase yaşlı oldukları

bildirilmektedir (Dürr, 1975; Çağlayan vd., 1980). Zımpara düzeyli

mermerleri uyumlu olarak Menderes Masifi istifinin en üst birimini oluşturan

Paleosen yaşlı plaketli kırmızı mermerler üstler, Menderes Masifi'nin 6-7

km'ye ulaşan görünür metamorfik kaya istifi post metamorfik

granodiyoritik-tonalitik plütonlar ve bunların vo lkan ik türevleriyle, daha

genç gabroik Plütonlar ve bunların vo l ka n i t l e r i tarafından

katedilmektedir (Şekil 1.5).

12

Şekil 1.5. Menderes Masifinin oluşumu (Dora vd., 1995)

13

Şekil 1.6. Menderes masifinde gerilme tektoniği sonucu oluşan Gediz, Küçük Menderes ve Büyük Menderes kıtasal rift zonları (Bozkurt, 2001).

Granodioritik-tonalitik Plütonlar güneyde (Çine asmasifi) ancak

metavolkanit düzeyine kada r so ku lu r ke n masifin o r ta kes iminde

(Ödemiş-kiraz asmasifi, Bozdağ yöresi) mermer düzeyine kadar

yükselirler. Batı Anadolu'daki sıkışma rejiminin gençleşme rejimine

dönüştüğü devreye rastlar, Gabroik stoklar ise genellikle çizgisel tektonik

hatlar boyunca dizilirler (Kun, 1983). Kimi zaman asidik stokları da

keserler, ancak hiçbir zaman gnays ve leptit biriminden daha üst

düzeylere sokulmamışlardır. Derin sokulum olmaları nedeniyle,

önemli sayılacak dokanak metamorfizmasına neden olmamışlardır

(Şekil 1.7).

14

Şekil 1.7. Çalışma alanı basitleştirilmiş jeolojik enine kesiti (Yazman, 1998)

1.3. Çalışmanın Amacı

Tezin amacı (1) Alaşehir (Manisa) ve yakın çevresi jeotermal alanlarının

jeoloji haritaslarının güncellenmesi, (2) mineralojik, petrografik ve jeokimyasal

çalışma yöntemleriyle jeotermal akışkan-kayaç etkileşimini tanımlamak, (3)

jeotermal suların hidrojeolojik, hidrojeokimyasal ve izotop jeokimyasal

yöntemlerle oluşumunu ve gelişimini incelemek ve (4) jeotermal akışkan-

kayaç etkileşimi çerçevesinde jeotermal sistemin oluşumunu bir kavramsal

model içinde ortaya koymaktır.

15

2. KAYNAK ÖZETLERİ

Egeran (1945), Ege bölgesindeki ayrıntılı jeolojik çalışmalar 19.yy.‟da

başlamıştır. 1944 yılında da Egeran ve İlhan (1944) tarafından bölgede

çalışmalar yapılmış ve ilk kez “Menderes Masifi” terimi kullanılmıştır.

Karamanderesi ve Yılmazer (1982), Gediz Grabeni’nde genç tektonik ve

Jeotermal enerji olanaklarını inceledikleri çalışmalarında D-B doğrultulu

fayların en son oluştuğunu ve daha önce oluşan fayları kestiğini

belirtmişlerdir.

Dora vd., (1992), Menderes Masifi'nin temelini, gözlü, granitik ve bantlı

gnayslarla migmatitten yapılı gnays birimi oluşturur. Bu % birimi uyumlu

olarak, metavolkanit (dar anlamıyla leptit) birimi üstler. Leptitleri uyumlu

izlenimi veren bir dokanakla şistler örter. Şistler alt düzeylerinde disten-

staurolit-granat şist, üst düzeylerinde ise granat-mikaşist ile temsil edilirler.

Şistleri platform tipi kireçtaşlarından türemiş zımpara içeren mermerler

uyumlu olarak örter. Masifin üst düzeylerinde de Paleosen yaşlı plaketli

kımızı mermerler yeralır. Litolojik istifi postmetamorfık sokulmuş

granodiyoritik ve gabroik Plüton stokları tamamlar, Menderes Masifı'nde

alçak dereceli metamorfik kuşaktan yüksek dereceli metamorfik kuşağa

kadar tüm metamorfik diziyi gözlemek olasıdır.

Diaspor/korundum izogradından başlayarak sillimanit-ortoklas topluluğuna

ulaşılması ve kimi yörelerde çok iyi gelişmiş migmatitlere rastlanması,

metamorflzma esnasında 420° ile 650° C arasında sıcaklıkların ve genelde

5-6,5 Kb. arasında basınçların egemen olduğunu ortaya koyar, Gözlü

gnayslar 500 milyon yıl dolayında bir radyometrik yaş vermişlerdir.

Bu da Menderes Masifi'nin ilk metamorfizmasını Kambriyen/Ördovisyen

kısmında geçirdiğini vurgular, İlk metamorfizmanın ürünleri olduğu düşünülen

metagranodiyoritler de yine 480 milyon yıl dolayında bir yaş sergilerler.

Metagranodiyoritlerin yüzeysel eşlenikleri kabul edilen metavolkanitler

16

(leptitler) Pan-African yay volkanikleriyle yaş, kimyasal bileşim ve jeolojik

çerçeve yönünden yakın bir benzerlik sunarlar. Benzer yaşlı (462±48 milyon

yıl) migmatitlere Menderes Masifi'nin batı uzantısı sayılan Kiklad adalarında

da rastlanır.

Paleosen'e kadar uzanan Menderes istifi, Paleosen-Geç Eosen aralığında,

üzerinden geçen okyanusal kabuk bileşeni Likya napları nedeniyle Masife

bugünkü görünümünü veren "Ana Metamorfizmaya uğramıştır, Orta

basınç/yüksek sıcaklık koşullarında gerçekleşen bu metamorflzma

çoğunlukla Barrow tipi mineral topluluklarının oluşumuna neden olmuştur.

Dora, vd., (1995), Menderes kristalin Masifi; taban ve örtü serileri olmak

üzere iki ana birime ayrılır. Erken Kambriyen - Kambriyen yaşlı taban serileri

yüksek dereceli şistler, leptit-gnayslar, gözlü gnayslar, metagranitler,

migmatitler ve metagabrolardan oluşurken onu üzerleyen Ordovisyen -

Paleosen yaşlı örtü serileri ise mikaşistler, fillitler, meta-kuvarsitler,

metabazitler, metalökogranitler, kloritoid-disten şistler, metakarbonatlar ve

meta-olistostromlardan oluşur. Birçok yerde; muhtemelen Geç Jura- Erken

Kratese yaşlı metaboksitler, metakarbonat sekansının üst kısımlarında

görülmektedir. 550 My yaşlı metagranitler ve gözlü gnayslar, magmatik

zirkonların tabanında yer almakta olup bu çalışmada ilk-ve/veya son (syn-

and/or post) metamorfik derin sokulumlu (intrüzyon) kayaçlar olarak kabul

edilmiştir. Böylece, ilk metamorfizma (M1) geçiren kayaç, kambriyen

döneminde üst amfibolitler - gronulit fasiyesleri koşulları altında oluşan

tabandan (basement) etkilenmiştir.

Devamında Paleozoik yaşlı birimlerden oluşan örtü seri sedimanlarının

çökelmesi çoğunlukla Menderes Masifi Variskan Orojenezinin geç

fazlarından ve ikinci metamorfizmadan (M2) etkilenmiştir.

Ancak, metamorfizmayı tetikleyen söz konusu koşullar hala belirsizliğini

korumaktadır. Erken- Orta Triyas yaşlı lökokratik granitler yaklaşık 240-230

My yaşlı olup Variskan’dan sonra gerçekleşmiştir.

17

Orta - Geç Triasik - Paleosen dönemi boyunca üst örtü birimler aşınmış

Paleosik seriler üzerine taban konglomerası olarak çökelmiştir. Aynı şekilde

Menderes Masifi’nin hem taban hemde örtü serilerini oluşturan Kikladik

kompleksi Tersiyer metamorfizmasına maruz kalmış olup İzmir - Ankara

zonunun altında kalan kuzeye doğru yönelimli Anatolid - Torid platformuyla

bağlantılı olduğu düşünülmektedir.

Emre (1996), Sart Mustafa (Salihli – Manisa) ile Dereköy (Alaşehir –Manisa)

arasında Gediz Grabeninin jeolojisi ve tektoniğini incelemiştir. Yapılan

çalışmada grabenin bir ayrılma fayı ile oluşmuş yarım graben olduğunu ve

metamorfik çekirdek kompleksi yapısına göre halen aktif olduğu belirtilmiştir.

Bölgede kuzey ve güney graben kenarları olarak iki farklı fasiyes özelliğinde

çökellerin olduğunu belirten Emre’ye göre, güneyde yaşlıdan gence sırasıyla

Menderes Masifi Metamorfitleri ve granodiyoritten sonra Salihli grubu

gelmektedir. Kuzey kenarında ise Pliyosen, Pleyistosen yaşlı Adala grubu ve

Kula Bazaltları bulunmaktadır.

Özgür ve Pekdeğer (1995) ve Özgür (1998), δ18O, δ2H ve 3H izotop

verilerine bağlı olarak yürüttükleri çalışmada, Kızıldere sahasında yüzeylenen

sıcak suların meteorik kökenli olduğunu, bölgenin yoğun olarak su-kayaç

ilişkisinden etkilendiğini ifade etmişlerdir. Özgür (1998), kıtasal rift

zonlarındaki tektonizmanın etkinliğine bağlı olarak meteorik suların güncel

sub-volkanik aktiviteyle ısındığını belirtmiştir. Araştırıcılar, yüksek sıcaklık ve

su-kayaç ilişkisine bağlı olarak masifteki kristalli kayaçlarla reaksiyona

girdiğini, magmatik CO2 ve H2S gaz boşalımı ile reaksiyonun hızlandığını

belirtirler. Çalışmada hidrolik basınç etkisiyle geçirimli sedimanter kayaçlar

boyunca yükselerek, su-kayaç ilişkisinin sıcak suların kimyasal ve izotop

karakteri üzerinde baskın rol oynadığını ortaya koyulmuştur.

Sarıkaya (2004), Gediz Grabeni’nin güney kenarı boyunca uzanan düzlük

eğim açılı Gediz ayrılma fayı, bölgede çeşitli kataklastik kayaçlar ve milonitik

doku içeren bir ayrılma zonu oluşturmuştur. Kalınlığı yer yer 55 ile 140 m

arasında değişen ayrılma zonunda, temel kayaçlardan itibaren yüzeye

18

doğru, kataklastik kayaçlar kendi aralarında belirli bir dizilim gösterir. Arazi

çalışmaları ve petrografik incelemelere göre ayrılma zonu; (1) geçişli zon,

(2) milonitik zon ve (3) breflik zondan oluşur. Derinlerden itibaren yüzeye

doğru böylesi bir dizilim gösteren kayaçlar, başlangıçta sünümlü ve

sonrasında da kırılgan ilerleyen bir deformasyon sonucu, Gediz ayrılma

zonunu oluşturmuştur. Bu zon, bölgede Miyosen’den beri süregelen kıtasal

açılmaya neden olan deformasyonun türü ve büyüklüğü hakkında önemli

ipuçları vermektedir.

Kavak (2005), Batı Türkiye, Anadolu bloğuna ait önemli paleotektonik ve

neotektonik yapıları içerir. Bunlardan ilki metamorfik bir masif olarak farklı

litolojileri içeren Menderes Masifi, diğeri ise Türkiye’nin karışık jeolojik tarihi

içerisinde bilinen en önemli neotektonik yapılardan olan ve Menderes

Masifi’ni bir takım alt parçalara bölen Gediz Grabeni’dir. Bu çalışmada,

bölgede yüzeyleyen litolojik birimler ve jeolojik yapılar Landsat TM görüntüleri

kullanılarak ortaya çıkarılmaya çalışılmıştır. Birimlerin ayrımlanması için bant

oranlama ve temel bileşen analiz yöntemleri seçilmiştir. Temel bileşen

analizi, bu çalışmada litolojik ayrımlanma açısından daha iyi sonuç vermiştir.

Ayrıca bu çalışmayı tamamlayıcı nitelikte yönsel filtreleme olarak bilinen

yapısal analiz amaçlı çalışma da gerçekleştirilmiştir. Menderes Masifi’ne ait

metamorfik kayaçlar, bölgede bir okyanusal kapanmanın ürünlerini temsil

eden İzmir- Ankara Zonu’ na ait kayaçlar ve Gediz Grabeni’ni örten Neojen

yaşlı kayaçlar görüntü işlem yöntemleriyle ortaya çıkarılmıştır. Bu çalışmadan

çıkan en önemli sonuçları, neotektonik döneme ait çökellerin paleotektonik

döneme ait metamorfik ve ofiyolitik kayaçlardan ayrılabilmesi ve Gediz

Grabeni’ne ait sınırların ortaya çıkarılması olarak ifade etmenin mümkün

olduğunu ortaya koymuştur.

Dora (2011), Günümüzde Menderes Masifi'nin, genleşme tektoniği

rejiminde, bir çekirdek kompleks olarak yüzeylediği konusunda birçok

araştırmacı görüş birliği içindedir. Ana sıyrılma fayının kuzeyde Eğrigöz ve

Koyunoba granitoyidleriyle jenetik bağlantısı olduğu, güneyde ise Menderes

Masifi ile Likya napları arasındaki eski bindirme düzleminin yüzeyleme

19

sınırında sıyrılma fayı olarak işlediği ileri sürülmektedir. Bölgedeki

genleşmenin nedeni, Anatolid-Torid platformunun Sakarya kıtasıyla

çarpışma sonrası gelişen magmatizmanın kalınlaşmış kabukta meydana

getirdiği termal za y ı f l ı k o la rak gösterilmektedir. Eğrigöz ve Koyunoba

granitoyidleri 20-21 My yaşındadır ve sıyrılma fayı 25-19 My arasında

faaliyet göstermiştir. Orta masif'teki simetrik çekirdek kompleks oluşumu ise

Orta-Geç Miyosen'de gerçekleşmiştir. Masifte Pliyosen'de gelişen genç

graben fayları tüm sıyrılma faylarını kesmekte olduğunu belirtmiştir.

Hakyemez (2013), Batı Anadolu’nun en genç ve önemli yapısal

elemanlarından biri olan Gediz Grabeni havzası, Kuvaterner döneminde

dikkat çekici jeolojik ve jeomorfolojik aşamaları olan bir evrim geçirmiştir.

Kuvaterner başından bu yana akmış olan eski ve yeni Gediz nehirleri ile

değişik boyutlardaki göller, K-G genişleme rejimi içinde gelişen tektonik

denetimli bir havza evrimi sürecinde çökellerini dolgulamıştır. Bu çalışmada

Gediz havzasının erken ve geç Kuvaterner sırasında sinsedimanter

tektonizmayla değişen karakteristikleri çökel fasiyesleri ve ortamsal özellikleri

tanıtılmakta, nehrin denizle buluşma serüveninin Kuvaterner sonlarında,

olasılıkla Holosen ortalarında gerçekleştiği vurgulanmakta ve havzanın

Kuvaterner boyunca geçirdiği jeolojik-jeomorfolojik evrim yorumlanmaktadır.

Zorlu Jeotermal Enerji Elektrik Üretim A.Ş. (2013), Manisa İli Alaşehir

İlçesi Erenköy, Osmaniye, Çeşneli Köyleri Mevkii’nde, Zorlu Jeotermal Enerji

Elektrik Üretim A.Ş. tarafından “Alaşehir Jeotermal Enerji Santrali Projesi

(45MWe)” gerçekleştirilmesi planlanmaktadır. Alaşehir jeotermal sahasının

yüksek entalpili bir saha olması dolayısıyla santral tasarımının çift kademeli

buharlaştırma (double-flaş) teknolojisi ile yapılması planlanmaktadır. Bu

sistemde, ayrışma istasyonuna getirilen jeotermal akışkan öncelikle yüksek

basınç buhar ayırıcısında buhar ve sıvı olarak ayrıştırılır. Bu sıvı tekrar düşük

basınçlı buhar ayrıştırıcısına alınarak, düşük basınçlı buhar sıvıdan

ayrıştırılır. Elde edilen yüksek basınçlı ve düşük basınçlı buhar, enerji

üretmek için buhar türbinine, geriye kalan akışkan ise reenjeksiyon sistemine

iletilir. Tesise jeotermal su yaklaşık 180ºC civarında gelecek ve proses

20

sonrasında enerjisi alınan jeotermal su 100ºCnin altında bir sıcaklıkta

reenjekte edilecektir. Soğutma kulesindeki su sıcaklığı ise yaklaşık 32-33ºC

civarında olacaktır.

Yıldırım (2015), Kurşunlu (Salihli, Manisa) ve yakın çevresi jeotermal

sularının hidrojeolojik hidrojeokimyasal ve izotop jeokimyasal özelliklerini

inceleyen tez çalışmasıdır. Çalışma alanı Batı Anadolu Bölgesinde Gediz

Grabeninde bulunur. Deniz seviyesinden 228 metre yükseklikte 38°27'02.5"

K enlem 28°06'55.0" D boylamlarındadır. Bölgenin temelini Menderes masifi

metamorfitleri oluşturur. Çalışma alanında altı farklı sıcak su lokasyonundan

su örnekleri alınmıştır. Alınan örneklerde katyon ve anyon analizleri

yapılmıştır. İnceleme alanındaki sıcak sular genel olarak Na-HCO3 tipi sular

olarak adlandırılabilir. Kurşunlu ve yakın çevresi jeotermal suları

Na+K>Ca>Mg baskın katyonlar ve baskın HCO3>Cl>SO4 anyonlar olarak

sınıflandırılabilir. İnceleme alanındaki jeotermal sular Cl-SO4-HCO3 üçgen

diyagramına göre magma kaynağı tarafından ısıtılan sular sınıfına

girmektedir.

Çalışma alanındaki sularda yapılan Na-K-Mg diyagramı sıcak suların belli bir

kısmının kısmi dengelenmiş sular sınıfına girdiği bir kısmının ise ham sular

sınıfına girdikleri saptanmıştır. Tüm jeotermometre sonuçları ve mevcut

kuyuların rezervuar sıcaklıkları birlikte değerlendirildiğinde jeotermal suların

hazne kaya sıcaklığı 148°C ölçülmüştür. Termal suların δ2H değerleri -45,9

ile -56,0 arasında değişirken, δ18O değerleri ise -8,88 ile -5,16 arasında

değişim göstermektedir. 0,8-4 TU olan suların güncel ve eski suların karışımı

olduğunu belirtmiştir.

21

3. ÇALIŞMA ALANININ JEOLOJİSİ

İnceleme alanında topografik yükseklikler ve eğim değerleri kuzeyden

güneye doğru artmaktadır. Alaşehir İlçesi’nin büyük bölümü topografik eğimi

0-30 arasında olan düzlük alanlarda yerleşmiştir. İnceleme alanında genel

olarak KB-GD ve buna dik yönde gelişen KD-GB doğrultulu iki fay sistemi

bulunmaktadır. İlçenin hemen güneyinden geçen ve topografik yüksekliklerde

düz alanları sınırlayan KB-GD uzanımlı fay aynı zamanda Gediz Grabeninin

güney kanadını da sınırlamaktadır. Bunun kuzeyinde Baklacık ve Akkeçeli

Köyleri arasında aynı doğrultuda uzanan kırık ise 1969 yılında olan Alaşehir

depremi sırasında oluşmuştur. Yörede ayrıca faylara bağlı olarak oluşmuş

birçok sıcak su ve maden suyu kaynakları mevcuttur. Yukarıda bahsedilen

özellikler bu fayların aktif özellikte olduğunu göstermektedir. Yılan çukuru

Mahallesi ve Bahçedere Köyü arasında Neojen yaşlı birimler ile eski alüvyon

birimi içerisinde değişik boyutta gelişmiş çok sayıda heyelan gözlenmiştir.

Ege Bölgesi’nde çok geniş yayılım gösteren eski metamorfik kayalar

Menderes Masifi olarak adlandırılmıştır (Egeran, 1945). Bunun KB’sında yer

alan Mesozoyik yaşındaki çökel kayalar ile ofiyolitlerin oluşturduğu ikinci

bölge ise “İzmir-Ankara Zonu” adı ile adlandırılmıştır (Brikmann, 1966).

Çalışma alanında yaygın dağılım gösteren Menderes Masifi metamorfik

kayaları gözlü gnays, granit gnays, migmatitler, değişik metamorfizma ve

litofasiyes özelliklerini gösteren şist ve mermerlerden oluşmuştur.

Paleozoyik-Mezozoik yaşlı Gnayslar, sahada genelde gözlü gnayslar

şeklinde görülür. Üzerlerine gelen şistlerle olan kontakları tedrici geçişlidir ve

şistoziteleri birbirleri ile uyumludur. Paleozoyik-Mezozoik yaşlı Mikaşistler

ise çalışma alanının her yöresinde dağınık veya toplu olarak göze

çarparlar. Genelde düşük sıcaklık metamorfizma izleri taşırlar. Mermerler,

Menderes Masifi’nin üzerine örtü olarak gelirler.

22

Menderes Masifi örtüsü içinde çok yaygın dağılım gösterirler. Gri beyaz

renkli ince ve kalın tabakalı, iri ve ince yer yer şeker dokulu kireçtaşı

tipindedir. Bu birimler üzerinde Mezozoyik ofiyolotik melanj, serpantinit ve

bu birimlerin lateritleşmesinden türemiş laterit birimi yer alır. Lateritlerin

üzerinde ise Tersiyer sedimanları ayrılmıştır (Ek-1’de verilmiştir).

Paleozoyik-Mezozoik yaşlı Tersiyer çökeller ise en altta Osmaniye fillitleri

ile başlar. Bunların üzerine kırmızı boz renkli çakıltaşı ve kumtaşları

gelmektedir. Üste gelen Pliyosen yaşlı sedimanlar ise eski ve yeni

Kuvaterner alüvyon ve yamaç molozları tarafından üstlenir.

Orta Miyosen zamanına denk gelen Tersiyer-Senozoik yaşlı Alaşehir

Formasyonu (Ta) Kayadibi Üyesi (Tak) ve Evrenli Üyesi (Tae) olarak

ayrılan formasyon Alaşehir İlçesi civarında tipik görüldüğü için bu isim

verilmiştir. Alaşehir İlçesi güneyinde Evrenli Köyü çevresinde, Osmaniye

Köyü ile Çamalan Köyleri arasında olmak üzere iki yerde yüzeylenmiş ve

korunmuş kaya topluluklarıdır.

Önce tabakalı, iri ve ince taneli sedimanter bir istif sunar. Üste doğru,

Osmaniye Köyü dolaylarında Gölcük Tepe’de gözlenen gri beyaz renkli

kireçtaşlarına geçer. Yüzeylerinde erime boşlukları ve yer yer küçük

eklemler gelişmiştir. Üst Miyosen zamanına denk gelen Tersiyer-Senozoik

yaşlı Gediz Formasyonu (Tg), Orta Miyosen zamanına denk gelen Tersiyer-

Senozoik yaşlı Hamamdere Üyesi (Tga) ve Üst Miyosen zamanına denk

gelen Tersiyer-Senozoik yaşlı Salihli Üyesi (Tgs) olarak ayrılan formasyon,

çalışma alanında Menderes Masifi metamorfitleri üzerinde geniş yayılım

gösteren bordo renkli konglomera kumtaşı ve miltaşları bu birim içerisindedir.

Birim yer yer çok iyi boylanmış, iyi yıkanmış ince ve kalın tabakalı kumtaşları

içermektedir. Üste doğru açık sarı ve kahve renkli kumtaşı-konglomera

silttaşı ve çamurtaşlarına geçer (Zorlu, ÇED raporu, 2013). Pliosen zamanına

denk gelen Tersiyer-Senozoik yaşlı Kaletepe Formasyonu, Konglomera-

kumtaşı-miltaşı-kil-tüf birimlerinden oluşan formasyonun yaşı Pliyosen

olarak alınmıştır. Menderes Masifinden beslenen yüksek enerjili ortamda

23

oluşmuş akarsu ve örgülü ırmak tipi çökeller oluştururlar. Çalışma alanında

morfoloji, sedimantolojik aşınma türleri ile kolayca seçilen birim geniş bir

yayılım göstermektedir. Beyaz renkli konglomera–kumtaşı-miltaşı

seviyelerini eski taraça ve alüvyon dolguları diskordans olarak örter (Zorlu,

ÇED raporu, 2013).

Kuvaterner Çökel ve Birikintileri (Qel – Qal – Qtr), Kuvaterner-Senozoik

yaşlı Travertenlerin oluşumları çok eski zamanlardan günümüze kadar

devam etmiştir. Alaşehir’in Badınca ve Elemli Köyleri’nde oluşanlar en eski

travertenler olup bazıları günümüzde hala oluşumlarını devam ettirmektedir.

Eski akarsu yatakları ve yeni vadilerde çimentolanmamış alüvyon çökelleri

gözlenmektedir. Volkanik kayaçlar (Tv), Sahada volkanikler Toygar Andeziti

olarak adlandırılmıştır. Sediman arasında görülenleri tüf ve tüfit seviyeleri

şeklinde ayrılır. Çalışma alanı Batı Anadolu’nun orta bölümünde yer alır.

Ana yapılar graben tektoniği şeklindedir.

Menderes masifi ile İzmir–Ankara zonunun kapanması sırasında oluşan eski

olaylar ile grabenlerin geliştiği Neotektonik dönemin izleri bölgenin belirgin

yapılarıdır. Bölgedeki Menderes Masifi bünyesinde oluşmuş olaylar; Tersiyer

öncesi olaylar, Tersiyer çökellerini etkilemiş tektonik olaylar olarak ikiye

ayrılır. Buna göre iki olay Eski Olaylar (Paleotektonik), Genç Olaylar

(Neotektonik) olarak isimlendirilmiştir (Zorlu, ÇED raporu, 2013).

Çalışma alanında yapılan arazi çalışmasında alınan su numuneleri, 4 ayrı

kuyudan alınmıştır. Bu kuyulardan ilki; 35S0623766D 04251108K

koordinatlarında bulunan YB-1 (BY- 2) kuyusudur. Kuyu başı sıcaklığı 1900C

dir, basınç ise 26 bar’dır. Yüksekliği ise 192 m’dir. Kuyudan alınan

numunelerde yapılan ölçümler sonucu numunenin pH değeri; 210C de 7,31

ve Eh değeri ise; - 296,4 mV’dur. Çözünmüş oksijen miktarı; 26,10C de 2

mg/l, Elektriksel iletkenlik ise; 2,55 mS/cm’dir. Kuyu başından alınan numune

suyun içinden 5 ml su alınmıştır, içerisine r1 çözeltisinden damlattıktan sonra

suyun renksiz kaldığı görülmüştür. Daha sonra içine r2 çözeltisinden 2 damla

damlatılmış ve su mavi renge dönmüştür. Son olarak da r3 çözeltisinden

24

23mmol/l damlatılmış ve su kırmızı renge dönmüştür. Sertlik; kalsiyum,

magnezyum ve karbonat iyonlarının ölçümüyle belirlenir, çalışılan arazinin

yapısı gereği sertlik kalsiyum ve magnezyum iyonları ile bulunacaktır. Bunun

için 5 ml numune suyun içine H1 çözeltisinden 3 damla damlatılmıştır,

ardından H2 çözeltisinden 6 damla (11mg/l) damlatılmıştır. Toplamda 5 şişe

numune alınmıştır (katyon iyonu için ayrılan suyun içine derişik asit

damlatılmıştır). Çalışma alanındaki ikinci kuyu ise; YB-2 (BY-4)’dir. Bu kuyu,

yatay giden bir kuyudur. 35S0623390D 04251470K koordinatlarında yer alan

kuyunun kuyu başı sıcaklığı 1850 C’dir. Kuyunun basıncı 23 bar’dır.

Yüksekliği 175 m’dir. Alınan örnekten edinilen bilgiye göre; numunenin pH’ı;

7,64, Eh’ı ise – 309 mV’dur. Çözünmüş oksijen miktarı; 39,50 C’de 1,2 mg/l

ve Elektriksel iletkenlik değeri; 2,54 mS/cm’dir (Ek-1’ de verilmiştir). Bu

kuyudan alınan numunenin pH değeri 8,2’nin altında olduğu için direk r2

çözeltisini ile başlanılmıştır. 5 ml numunenin içine r2 çözeltisinden 2 damla

damlatılmıştır ve su mavi renk almıştır. Ardından r3 çözeltisinden 22mmol/l

damlatılmış ve su kırmızı renge dönmüştür. Bu kuyudan da 5 şişe numune

alınmıştır (katyon iyonu için ayırılan suyun içine derişik asit damlatılmıştır).

35S0623847D 04251579K koordinatlarında yer alan üçüncü kuyu olan YB-3

(BY-1) kuyusunun kuyu başı sıcaklığı; 165-1700 C, Basıncı ise; 28-29 bar’dır.

Yüksekliği 175 m olan kuyudan alınan numunenin pH değeri; 8,53, Eh değeri

ise; -334,4 mV’dur. Çözünmüş oksijen miktarı; 1,2 mg/l’dir ve Elektriksel

iletkenlik değeri; 2,59 mS/cm’dir. Bu kuyuda da pH 8,2’nin üzerinde olduğu

için yine 5 ml numune su alınmıştır ve yapılan ölçümlerde Ks 8.2 17mmol/l ,

Ks 4 22,8 mmol/l’dir. Bu kuyudan da 5 şişe numune alınmıştır (katyon iyonu

için ayrılan suyun içine derişik asit damlatılmıştır). Dördüncü ve son kuyu

olan BP-1, Reenjeksiyon kuyusudur. 35S0623183D 04251730K

koordinatlarındaki kuyunun kuyu başı sıcaklığı; 680 C’dir ve basıncı 00 bar’dır.

Reenjeksiyon kuyusunun yüksekliği; 152 m’dir. Alınınan numunelerden

yapılan ölçümler sonucunda pH değeri; 7,20-7,22 ve Eh değeri ise; - 227,0

mV’dur. Numunedeki çözünmüş oksijen miktarı; 37,30 C’de 2,7 mg/l iken,

Elektriksel iletkenliği; 2,6 mS/cm’dir. Yine alınan numune sudan 5 ml’lik

numune alınmıştır ve 2 damla r2 çözeltisinden damlatılmıştır. Numune su

25

mavi renge dönmüştür. r3 çözeltisinden 20 mmol/l damlatılmıştır ve numune

su tekrar renksiz hale gelmiştir (Ek-2’de verilmiştir). Kula volkanitleri en genç

volkanizma olup tamamen bazaltik lav akıntılarından oluşurlar. Özellikle, Kula

(Manisa) ilçe merkezi çevresinde geniş bir alanda yayılmıştır. İlk çalışmalar

Washington (1894 ve 1900), tarafından yapılmış ve hornblend minerali ile

karakterize edilen Kula bazaltlarına "Kulaite" adı verilmiştir ve uluslararası

literatüre Kula bu tanımlama ile girmiştir. Volkanların oluşturduğu Kula

bazaltik lavlarının hacmi yaklaşık 2.3 km olarak tespit edilmiştir (Bunbury,

1996). Kula ilçe merkezinden batıya doğru Demirköprü baraj gölüne kadar

olan 30-35 km uzunlukta ve 10-15 km genişlikte bir alanda volkan konileri,

aktüel volkan görünümündedirler.

Son derece ilginç olan bu volkanizma Türkiye'nin kuvaterner yaşlı genç

volkanizmasının ender olarak görüldüğü alanlardan birisidir. 2000 yıl kadar

önce bu yöreyi dolaşan ünlü Yunanlı tarihçi Strabon, Kula bölgesine

“Katakekaumene” Yanık ülke adını vermiş ve daha sonra pek çok sayıda

araştırıcı bu bölgeyi ziyaret etmiştir (Can, 1966).

Kula ilçesi merkezinden başlayarak Demirköprü barajının batısına kadar

uzanan bu volkanik alan, çoğu 600-700 m yükseklikte bir yayla üzerine

yerleşmiştir. Bu yayla kuzeyde Gediz nehri ve güneyde ise Alaşehir-Salihli

grabeni’nin kuzey kısmı ile sınırlıdır. Bu alanda volkan konileri irili ufaklı bir

şekilde dizilmektedirler (Ercan vd.,1979). Bölgede kırkbeşten fazla volkan

konisi saptanmış olup konilerin bir kısmı iyice alınmışlardır. Volkan

konilerinde sık aralı lav püskürmeleri olmuş ve bazı bacalar kapanmış olup

konilerin çoğunluğu çöküp kırılmışlardır. Volkan konileri, yaşları ve aşınma

dereceleri bakımından farklılıklar gösterirler. Bu bazaltik tefra (piroklastikler)

konilerinin en yeni evreye ilişkin olanları aktüel koni görünümünde olup, en

eski evreye ilişkin olanları ise çoğu ayrılmış ve kraterleri belirsizleşmiştir.

Özellikle yaşlı konilerde, kraterler daha iri olup, daha genç konilerde kraterler

nispeten daha küçüktür. Konileri lav, lapilli, sünger taşı ve çeşitli irilikte volkan

bombaları gibi piroklastikle oluşturmaktadır. Kuvaterner yaşlı Kula volkanitleri

26

manto kökenli ve Rifli türü karakterize ederler. Bu taşlar alkali bazaltik lavlarla

temsil edilmekte olup yapılan radyometrik yaş tayininde 1.7 milyon–25000 yıl

arasında değerler elde edilmiştir (Taşkın, 1974).

27

4. MATERYAL VE METOD

Çalışma alanında hidrojeolojik, hidrojeokimyasal ve izotop jeokimyasal

özelliklerinin anlaşılmasını kolaylaştırmak için Alaşehir (Manisa) jeotermal

alanında ayrıntılı bir biçimde kuyu başı ölçümleri ve in-situ analizleri

yürütülmüştür. Bu hedefe ulaşmada yapılan çalışmada su örnekleri alınmış

ve bu örnekler gerekli standartlar ve uygun analiz yöntemleri kullanılarak

analiz edilmiştir. Bu bölümde, kullanılan malzemeler, saha çalışmalarında

kullanılan yöntemler, laboratuvar analizleri ve veriler yorumlanarak

tartışılmıştır. Arazi çalışmaları arazide ölçülen in-situ parametrelerini ve

oradan alınan sıcak su örneklerini içermektedir.

Su örnekleri çalışma alanının farklı lokasyonlarından temsili olacak şekilde

toplanmıştır. Daha sonra bunlar fiziksel parametreleri, anyon ve katyonların

belirlenmesi için analiz gerçekleştirilmiştir.

4.1. Metod

Araştırmanın, bu bölümünde tüm aşamaları içeren jeoloji, jeotermal suların

hidrojeokimyası, izotop jeokimyası, su örnekleri alımı, laboratuvar analizleri

ile elde edilen verilerin değerlendirilmesi ve yorumlanması yöntemleri

tartışılmaktadır. Yapılan saha çalışmalarında anyon ve katyon analizleri için

dört numune alım noktasından su örneği alınmıştır. Bu alınan örneklerde in-

situ analizlerinin yanı sıra hidrojeokimyasal analizler de gerçekleştirilmiştir.

Sıcaklık, pH, elektriksel iletkenlik (EC), toplam çözünmüş oksijen (O2), redoks

potansiyeli (Eh), karbonat tayini için alkalinite ve toplam sertlik gibi analizler

(Şekil 4.1. ve 4.2) arazide gerçekleştirilmiştir. İn-situ cihazları ve ölçülen

birimler (Çizelge 4.1. ve 4.2)’de verilmiştir.

28

Şekil 4.1. Alkanlar Köyü'nde bulunan YB-1 jeotermal üretim kuyusunda in-situ ölçümleri.

4.1.1. Jeolojik çalışma

Çalışma alanının stratigrafi ve yapısal jeoloji özelliklerinin belirlenmesi için

farklı jeolojik haritalar hazırlanmış bulunmaktadır. Önceki çalışmalar ayrıntılı

olarak incelenmiş ve var olan veriler arazide yapılan gözlemlerle

desteklenmiştir, jeolojik enine kesitler hazırlanarak genelleştirilmiş stratigrafik

kesitler kontrol edilmiş ve buradan giderek 1/25.000 ölçekli jeolojik haritanın

tamamlanması gerçekleştirilmiştir.

4.1.2. Örnek alımı ve in-situ ölçümleri

Arazide alınan su örneklerinin fiziksel ve kimyasal özellikleri gibi başka

parametrelerde göz önünde bulundurulmalıdır. Bu parametrelerle ilgili olarak

tüm laboratuvar standartları göz önünde bulundurularak uygulanmıştır.

Örneğin, su örneklerini hidrojeokimyasal analiz etmek için 100 ml olan

polipropilen şişelerde katyon ve anyon olarak ayrı ayrı örnekler alınmıştır.

Örneklerin şişelere alınması ve muhafaza edilmesi sırasında dikkatli

davranılmış ve şişelerin hava almaması için ağızları kapatılırken kapaklarına

29

da su doldurularak kapatılmıştır. Katyon analizi için su örneğinde bazı

maddelerin çökelip reaksiyon göstermesini önlemek için derişik HNO3

konularak pH değeri 2.0 ile 3.0 arasına getirildikten sonra kapağı

kapatılmıştır. Su örnekleri daha sonraki analizler için laboratuvarda 4°C’de

bekletilmiştir.

Şekil 4.2. Çalışma alanında in-situ ölçümleri

4.1.3. Hidrojeokimyasal analizler

Çalışma kapsamında, su örneklerinin in-situ analizleri ve hidrojeokimyasal

analizler Maden Tetkik Ve Arama Genel Müdürlüğü bünyesinde

gerçekleştirilmiştir. Hidrojeokimyasal analizler için kullanılan cihazlar ve

hidrojeokimyasal parametreler (Çizelge 4.2)’de verilmiştir.

ICP-OES (Bağlı Eşleşmiş Plazma-Optik Emisyon Spektroskopisi) hareketli

atomları ve belirli bir elemanın karakteristik dalga boyunda elektromanyetik

radyasyon yayan iyonları üretmek için indüktif plazma birleştiğinde kullanılan

emisyon spektroskopisi türüdür. Bu emisyon yoğunluğu örnek içinde

elementlerin konsantrasyonun göstergesidir. Mekanizmaları ile ilgili ayrıntılar

birçok metin ve Stefansson vd., 2007 gibi makalelerde tarif edilmiştir.

30

Çizelge 4.1. İn-situ cihazları ve özellikleri

In-Situ Parametlereri Ölçüm birimleri Cihaz adı ve marka

Sıcaklık 0C Thermometer-Testo-95-1

pH pH meter-WTW 330i

Redoks potansiyeli (Eh) mV pH meter-WTW pH 95

Elektriksel iletkenlik(EC) μS/cm Electrical conductivity WTW cond 330i and 340i

Çözünmüş oksijen (O2) Mg/l Oximeter-WTW Oxi 340

Alkalinite mmol/l Alkalinity Test kit- Merck Aquamerck 11109

IC (İyon Kromatografi) kendi şarja dayalı iyon ve polar moleküllerin

ayrılmasını sağlayan bir süreçtir. Enjekte edilecek çözelti, genellikle bir örnek

olarak adlandırılır ve ayrı ayrı bileşenlerin analizleri olarak adlandırılır. Örnek

hacmi bir örnek döngü içine, elle veya otomatik örnekleyiciyle de tanıtıldı.

Mobil faz olarak bilinen tamponlu, sulu bir çözelti hareketsiz faz malzeme

döngü içeren bir kolon üzerine örnek taşır. Hedef analit sabit faz üzerinde

muhafaza edilir, ancak ikinci durağan faz, analit iyonlarının yerini aynı yüklü

türlerin konsantrasyonunun arttırılması ile ayrıştırılır. İlgilenilen analit daha

sonra, tipik iletkenliği veya UV/VIS ışık absorbe ile bazı yöntemlerle tespit

edilmelidir.

Çizelge 4.2. Hidrojeokimyasal cihazlar ve özellikleri

Analiz Parametreleri Cihaz ismi Analiz cinsi

Na+, Ca2+, Mg2+, K+, B, Si4+

Perkin Elmer ICP-OES 2100 DV

Katyon analizi

F- , Cl- , SO42-, NO3

- Dionex ICS-3000 Anyon analizi

HCO3- , CO3

-2 Merck-Aquamerck test kitleri

Titrasyon Yöntemi

ICP-MS burada kütle spektrometresi ile yüksek sıcaklık ICP kaynağından

oluşmaktadır. ICP kaynağı burada örnek içinde element atomlarını iyonlara

dönüştürür. Bu iyonlar burada ayrılır ve sonar kütle spektrometresi tarafından

belirlenir.

31

4.1.4. Jeotermometreler

Jeokimyasal termometreler, jeotermal sistemlerin araştırılması ve

geliştirilmesi için önemli bir vasıta olmaktadır. Bu termometreler aynı

zamanda jeotermal rezervuarların üretimi esnasında etkilenmesinin izlenmesi

bakımından önemlidir.

Arama aşaması esnasında, jeotermometreler sondaj çalışmalarında

beklenen çıkış sıcaklığı gibi yeraltı sıcaklığını tahmin etmek için de kullanılır.

Burada sıcak suların ve fumarollerin kimyasal ve izotop jeokimyasal bileşimi

kullanılır. Jeotermal geliştirme ve izlemelerin son aşamasında jeokimyasal

termometreler kuyularda üretim seviyelerinin yerlerine riayet ederek kuyu

deşarjının bileşimini yorumlayabilmek için kullanılır. Soğuk sular tarafından

geliştirilen kaynama ve/veya basınç olayları Jeokimyasal termometreler

ayrıca kuyu çevresinde deşarj oluşumu sonucu oluşan azalma zonlarında

meydana gelen kimyasal reaksiyonları açıklamak için faydalıdır.

32

5. ARAŞTIRMA BULGULARI

5.1. Hidrojeoloji

Mevsimsel olarak sıcak su kaynaklarının azaldığı ve/veya tamamen

kaybolduğu çalışma alanı ve yakın çevresinde açılmış kuyulardan elde edilen

verilere göre; soğuk su ve sıcak su sistemlerinin birbirleri ile bağlantılı

oldukları, bölgedeki jeotermal sistemlerin genellikle derin sirkülasyonlu

oldukları, fakat yüzeylenen sistemlerin sığ beslenmeli oldukları söylenebilir.

DSİ kayıtlarına göre yıllık yağış miktarı 509,5 mm’dir. Süzülme katsayıları ile

hesaplamalar yapılmış ve toplam beslenme miktarı belirlenmiştir.

Birikintilerden %35, alüvyonlardan %20, dağlık alandaki formasyonlardan

%10 akışkan %10 beslenme sonucu, toplam beslenme miktarı 59x106 m³/yıl

olarak belirlenmiştir.

Çalışma alanı ve yakın çevresinde yapılan gözlemlerde sıcak su kaynak

noktalarının genellikle ve çoğunlukla genç faylar ve metamorfik kayaçlarla

ilişkili olduğu belirlenmiştir. Bu belirlemelere göre bölgedeki jeotermal

kaynaklarda hazne kayaların bol çatlaklı kireçtaşı ve mermerlerin olduğu

söylenebilir. Ayrıca, bölgede yaygın, fay sistemleri ile bağlantılı olan genç

çakıltaşı ve kumtaşları da hazne kaya olabilirler. Sonuç olarak bölgede birçok

evrede ısınan jeotermal sistemlerde hazne kayalar menderes metamorfik

ünitesine ait mermer, gnays, kuvarsitler ile Tersiyer sedimanlarının olduğu

söylenebilir (Zorlu ÇED raporu, 2013).

Örtü Kaya ise; çalışma alanı ve çevresinde jeotermal sistemlerin örtü

kayaları, sistemlerin konumlarına bağlı olarak değişiklik gösterebilirler.

Yapılan çalışmalarda, metamorfik temel istifi içindeki mermer-kireçtaşı ile

ardalanmalı şist-şeyl seviyeleri, Tersiyer istif içindeki kil-killi kireçtaşı ve

çamurtaşı seviyeleri örtü kaya olabilirler (Zorlu ÇED raporu, 2013). Ege

Bölgesi Akdeniz yağış rejiminin özelliklerini gösterir. Yağışlar genelde kış

aylarında görülürken, yaz ayları oldukça kurak geçer.

33

Manisa’nın büyük bölümünde de benzer şekilde karasal nitelikli Akdeniz

ikliminin özellikleri egemen olduğundan yaz ayları oldukça sıcak geçer.

Gediz Vadisi’nin daralarak batıda boğaza dönüşen koridoru dışında,

Manisa’nın Spil dağı, Yamanlar Dağı ve Yunt Dağı’nın uzantıları ile kıyı

şeridine kapalı bulunması İl’de; kış aylarının kıyı kuşağına göre daha soğuk

geçmesine neden olmaktadır. Sıcaklık şartları itibariyle yıllık sıcaklık

ortalaması 16,5°C, en soğuk ay olan Şubat ayı ortalaması 7,4°C, en sıcak ay

olan Temmuz ayı ortalaması 27,5°C’dir. Rasat kayıtlarında bugüne kadar

karşılaşılan en yüksek sıcaklık değeri Temmuz ayında 44,8°C ve en düşük

sıcaklık değeri yine Şubat ayında -13,5°C olarak ölçülmüştür(Zorlu ÇED

raporu, 2013).

Manisa İli’nin ortalama kar yağışlı gün sayısı 2,6 ortalama karla örtülü gün

sayısı ise 1,9’dur. Kar yağışları da Aralık ayı sonlarında başlayıp, Nisan

ayına kadar sürmektedir. Yağış itibariyle, yıllık 478,8 mm’lik yağış

ortalamasına sahiptir. En yağışlı mevsim kış olup, sonrasında ilkbahar,

sonbahar ve en az yağışlı mevsim olarak yaz sıralaması görülmektedir.

Temmuz ve Ağustos aylarının büyük bir kısmı oldukça kurak geçmektedir.

Genel olarak en fazla yağış Aralık ayında, en az yağış da Ağustos ayında

görülmektedir. Manisa İli yıllık nem ortalaması %62,6’dır(Zorlu ÇED raporu,

2013).Salihli Meteoroloji İstasyonu gözlem kayıtlarına göre yıllık ortalama

sıcaklık 16,5ºC, aylık ortalama sıcaklığın en düşük olduğu aylar -12,5ºC ile

Şubat, aylık ortalama sıcaklığın en yüksek olduğu ay 44,8ºC ile Temmuz

ayıdır (Şekil 5.1). Ortalama sıcaklık 6,2ºC (Ocak) ile 27,5ºC (Temmuz)

arasında değişmektedir. Sıcaklık, Ocak ayından Temmuz ayına kadar

düzenli olarak artmakta, Temmuz ayından Aralık ayına kadar ise düzenli bir

şekilde azalmaktadır. Hissedilen sıfırın altındaki dereceler ile en soğuk ay

Şubat ayıdır. Temmuz ayı en sıcak ay olup, bu ayda kaydedilen en yüksek

sıcaklık 44,8ºC’dir (Çizelge 5.2).

34

Çizelge 5.1. Salihli meteoroloji istasyonu genel sıcaklık değerleri 1970-2012 verileri (Zorlu ÇED raporu, 2013)

Şekil 5.1. Salihli meteoroloji istasyonu sıcaklık değerleri grafiği 1970- 2012 (Zorlu ÇED raporu, 2013)

Yağış Rejimi ise Salihli Meteoroloji İstasyonu gözlem kayıtlarına göre, yıllık

ortalama yağış miktarı 478,8 mm’dir. En fazla yağış alan ay 71,2 mm ile

Ocak, en az yağış alan ay ise 32,5 mm ile Temmuz ayıdır. Bugüne kadar

35

gözlenen günlük maksimum yağış miktarı 71,2 mm’dir. Yağış değerleri

Çizelge 5.2.’de ve yağış değerleri grafiği Şekil 5.2.’de görülmektedir.

Çizelge 5.2. Salihli meteoroloji istasyonu yağış değerleri 1970-2012(Zorlu ÇED raporu,2013)

Şekil 5.2. Yağış değerleri grafiği (Zorlu ÇED raporu, 2013)

36

5.2. Hidrojeokimya

Çalışma alanının hidrojeokimyasal özelliklerini anlamak için, alanda bulunan

farklı kuyulardan toplam alanı temsil eden 4 adet su örneği alınmıştır. Su

örneklerinin toplanmasından önce, çalışma alanı içindeki her lokasyonda

bulunan jeotermal sularda in-situ ölçümleri gerçekleştirilmiştir. Ölçümler için

kullanılan in-situ cihazları (Çizelge 4.1), Jeoser Yerbilimleri Servisi Ltd. Şti.,

Isparta tarafından sağlanmıştır. Ölçülen in-situ parametreleri sıcaklık, pH,

redoks potansiyeli (Eh), çözünmüş oksijen miktarı (O2), elektriksel iletkenlik

(EC) ve alkalinite olmaktadır. Özet olarak, sıcaklık 68 ile 190°C arasında, pH

7,20 ile 8,53 arasında ve elektriksel iletkenlik aralıkları 2.540 ile 2.600 μS/cm

arasında değişmektedir (Çizelge 5.4).

Aşağıdaki katyonlar ve elementler, Na+, Ca2+, Mg2+ , K+, B , Si4+, ICP-OES ve

ICP-MS analiz yöntemleri kullanılarak analiz edilmiştir. Buna karşın aşağıdaki

anyonlar F-, Cl-, SO4-2, NO3

-, iyon kromatografisi (IC) yöntemi ile analiz

edilmiştir. HCO3– ve CO3

-2 değerleri arazide gerçekleştirilen alkalinite

ölçümleri ile hesaplanmıştır. Hidrojeokimyasal analizlerin

değerlendirilmesinde, Aquachem v.3.7 (Calmbach, 1999) kullanılmıştır

(Çizelge 5.4).

37

Çizelge 5.3. Alaşehir ve yakın çevresi jeotermal sularının in-Situ parametreleri ve hidrojeokimyasal analiz sonuçları

Sıra No

Örnek No Konum X Y

Sıcaklık t (°C ) pH Eh(mV) Ec(μS/cm) Na

+(mg/l) K(mg/l) Ca

2+(mg/l) Mg

2+(mg/l) B(mg/l)

F-

(mg/l) SO4

2-

(mg/l) Cl

-

(mg/l) Si(mg/l) NO

-

3(mg/l)

HCO-

3(mg/l)

1 YB-1 BY-2 35S0623766D 04251108K 190°C 7.31 -296.4 2550 590 53.6 5.15 1 104 3.2 22.5 174 165 0.1 1403

2 YB-2 BY-4 35S0623390D 04251470K 185°C 7.64 -309 2540 539 63.5 3.61 1 103 3.4 22.6 174 190 0.1 1342

3 YB-3 BY-1 35S0623847D 04251579K 170°C 8.53 -334.4 2590 534 54.8 7.93 1 98.1 3 18.9 181 144.9 0.1 1391

4 YB-4 BP-1 35S0625183D 04251730K 68°C 7.22 -277 2600 537 54.1 6.13 1 98.5 2.9 14.3 168 154.3 0.1 1270

38

5.3. Hidrojeokimyasal Analizler

Alaşehir ve yakın çevresinden alınan su örneklerinin hidrojeokimyasal analiz

sonuçları AQUACHEM v.3.7 (Calmbach, 1999) kullanılarak

değerlendirilmiştir. Aynı şekilde Alaşehir ve yakın çevresi jeotermal suların

tanımlamak ve grafiksel olarak gösterebilmek için Piper, Schoeller ve üçgen

diyagramları hazırlanmıştır. Piper diyagramına göre (Şekil 5.2), araştırılan

jeotermal sular Na-HCO3 tipi sular sınıfındadır. Alaşehir ve yakın çevresi

jeotermal suları Na+K>Ca>Mg baskın katyonlar ve baskın HCO3>Cl>SO4

anyonlar olarak sınıflandırılabilir. Çalışma alanından alınan örneklerin Na+K,

Ca ve Mg üçgen diyagramı gerçekleştirilmiştir (Şekil 5.3).

Piper diyagramı anyon ve katyonların (% mek/l cinsinden) ayrı ayrı

gösterildiği iki ayrı üçgenden ve tüm iyonların ortaklaşa gösterildiği bir

eşkenar dörtgenden oluşmaktadır. Üçgen diyagramlar suların hidrokimyasal

su tiplerinin görülmesinde, dörtgen ise suların sınıflamasında ve

karşılaştırılmasında kolaylık sağlamaktadır. Piper üçgen diyagramına göre

çalışma alanındaki sıcak suların büyük bir kısmının Na-HCO3 su tipini

yansıttıkları görülmektedir. Hidrojeokimyasal olarak suları isimlendirmek,

birbiri ile karşılaştırmak, iyonlar arası etkileşimleri araştırmak ve kökeni ile

ilgili yorum yapabilmek amacıyla suların hidrojeokimyasal su tipinin

belirlenmesine yönelik çeşitli yöntemler önerilmiştir. Hidrojeokimyasal fasiyes

kavramı, suların içerdikleri başlıca iyonların oranlarına bağlı olarak

sınıflandırılması esasına dayanmaktadır. Suda çözünen başlıca iyonlardan

anyonlar ve katyonlar ayrı ayrı olmak üzere mek/L cinsinden %50'den fazla

olan iyonlar hidrokimyasal su tipini belirtmektedir. Eğer iyonların hiçbirisi

miktar olarak %50'yi geçmiyorsa karışık su tipini belirtmektedir.

39

Şekil 5.3. Çalışma alanında bulunan jeotermal suların Piper diyagramında gösterilmesi.

Şekil 5.4. Çalışma alanından jeotermal suların Na+K, Ca ve Mg üçgen diyagramında gösterilmesi

40

5.3.1. Doygunluk indeksi

Farklı kullanım alanlarıyla insanlığa hizmet eden termal suların bir yerden bir

yere taşınması sırasında kabuklaşma ya da korozyon gibi çok önemli

sorunlar yaşanabilmektedir. Bu sorunların yaşanmasında suyun mineral

doygunluğu, çökme ve çözülme özellikleri büyük ölçüde etkendir. Genellikle

çökel ürünü olarak gözlenen kalsit, dolomit ve jips minerallerinin farklı sıcaklık

değerlerinde mineral doygunluk indekslerinin hesaplanması ve diyagramının

çizilmesi, bu sorunların önlenmesinde etkin rol oynamaktadır.

Bunun için kullanılan mineral sıcaklık diyagramlarında Pozitif doygunluk

indeksi çökeltici özelliği, negatif doygunluk indeksi ise çözündürücü özelliği

ifade etmektedir. Doygunluk indeksleri, jeotermal sistemde kayaç ile su

arasında meydana gelen kimyasal dengelenmeyi değerlendirmede yararlıdır.

Bu, hidrotermal alterasyona uğrayan kayaçları oluşturan minerallerin

çözünürlüğü ve bu minerallerin aktiviteleri ile ilgili bilgilerin toplanması ile

sonuçlandırılır. Çözeltilerde iyonların, iyon çiftlerinin ve komplekslerin çok

sayıda olması nedeniyle, her tip mineral ve bunların aktiviteleri için doygunluk

indeksleri geliştirmek yazılım programı kullanımını zorunlu kılmaktadır

(Çizelge 5.5).

Çizelge 5.4. Çalışma alanındaki örneklerde rastlanabilecek bazı minerallerin doygunluk indeksi

mineraller YB-1 YB-2 YB-3 YB-4

Anhidrit -1.71 -1.83 -1.39 -3.55

Aragonit 0.81 0.98 -3.18 -0.17

Florit -2.48 -2.44 -2.04 -1.72

Kalsit 0.88 1.05 2.1 -0.05

Kalsedon 0.08 0.15 -0.14 0.86

Dolomit -0.99 -0.47 0.61 -0.39

Jips -3.55 -3.58 -3.15 -3.65

SiO2(a) -0.4 -0.34 -0.63 0.14

Sepiyolit -0.85 0.48 2.16 -2.24

41

5.4. Jeokimyasal Termometre Uygulamaları

Jeokimyasal termometreler, jeotermal araştırmalar bağlamında jeokimyanın

kullanımına bağlı olarak jeotermal rezervuar sıcaklığının değerlendirilmesi

olarak anlaşılır. Jeotermal çözeltilerin bileşimi büyük ölçüde akışkan ile kayak

arasındaki yersel ve kısmi kimyasal dengelenme tarafından kontrol edilir. Bu

kimyasal dengelenme çok durumlarda sıcaklık yönünden hassastır; örneğin

akışkanın bileşimi sistemde sıcaklığın fonksiyonudur. Jeokimyasal

jeotermometreler ölçülen akışkan bileşimlerinden yüzey sıcaklıklarından

anlam çıkarmayı mümkün kılmaktadır. Jeokimyasal termometrelerin kullanımı

konusunda temel varsayımlardan biri jeotermal rezervuar içinde erişilen kısmi

kimyasal denge durumudur. Jeotermal çözeltiler içinde çözülmüş kimyasal

bileşenler ya tutucu komponentler ya da kayak oluşturucu komponentler

olarak ifade edilir. Cl kaynak akışkanlarında ve kayaç çözeltilerinde suların

konsantrasyonları onların başlangıç konsantrasyonları tarafından belirlenir.

Reaktif bileşenlerin konsantrasyonları, öte yandan, akışkan ve akışkan ile

kontantaki kayaçta bulunan mineraller arasındaki dengelenme ile kontrol

edilir. Jeotermal çözeltiler içinde çözünmüş major ve minor elementlerin çoğu

reaktif komponentler olarak kabul edilir. Başka bir temel varsayım farklı

jeotermal akışkanların kompozisyonu yolda yüzeye kadar kaynama dışında

ikincil proseslerden etkilenmez.

Bu varsayım bazı durumlarda geçerli iken, bu olay doğa kanunu anlamında

değildir. Jeotermal su buharları çıkış yolunda yüzey gelinceye kadar

kondensasyon olayından etkilenir; bu bir prosestir ve su buharı içinde

bulunan gazların konsantrasyonunu arttırır. Benzer şekilde, kaynayan

ve/veya soğuyan jeotermal çözeltiler yüzeye doğru çıkarken yolda kayaçlarla

değişen sıcaklık koşulları altında tekrar denge durumuna erişmek için

reaksiyon gösterirler. Öyle ki bir dizi jeokimyasal termometre bulunmaktadır

ve bunlar ikincil değişimlerden farklı yollarla etkilenir. Sonuç olarak, jeotermal

akışkan örnekleri için mümkün olduğu kadar çok jeokimyasal termometre

kullanımı çok önemlidir; bu buhar veya sıvı olabilir, farklı jeokimyasal

termometre sonuçları arasındaki diskrepans akışkanları etkileyen ikincil

42

proseseler için yol gösterici olabilir (D'Amore ve Arnórsson, 2000a).

Jeokimyasal jeotermometreler, silika ve katyon termometreleri olmak üzere

iki gruba ayırabiliriz.

5.4.1. Kimyasal jeotermometre uygulamaları

Çalışma alanında seçilmiş olan sıcak su örneklerinin, akifer sıcaklıklarını

hesaplamada kullanılan bir diğer yöntem ise kimyasal jeotermometre

uygulamalarıdır. Kimyasal jeotermometre eşitlikleri kullandıkları kimyasal

reaksiyon açısından başlıca iki sınıfa ayrılmaktadır. Bunlardan biri; mineralin

sıcaklığa bağlı çözünürlüğünü temel alan jeotermometre yani Silis

jeotermometreleri, diğeri ise çözünmüş iyonların sıcaklığa bağlı iyon takas

(ion exchange) reaksiyonlarına dayanan jeotermometre yanı katyon

jeotermometreleridir (Na-K, Na-Ca, Na-K-Ca, K-Mg, Li-Na vb.) (Doğdu,

2004).

5.4.1.1. Silika jeotermometreleri

Bödvarsson (1960) İzlanda çalışmalarına dayalı olarak empirik ve niteliksel

silika jeotermometrelerini önerdi. Kuvars çözünürlüğü üzerinde

gerçekleştirilen deneysel çalışmalar Kennedy (1950) ve Morey vd. (1962)

tarafından gerçekleştirilmiştir. Bu araştırmacılar silika termometresi kullanımı

adı altında bir teori kurdu. Mahon (1966) Yeni Zelanda jeotermal sularında

silikanın kuvars çözünürlüğü tarafından kontrol edildiğini gösterdi ve Fournier

ve Rowe (1966) rezervuar sıcaklığını belirlemek için bir yöntem tanımlamıştır.

Dikkat edilecek hususlar:

Yüzeye yakın sular için en iyi çalışır T > 150 °C

Yüzeye yakın kaynama dolayısıyla ayrılmış buharın etkisi olabilir

Örneklemeden önce SiO2 çökelmesi olabilir

Kuvars dışında katılar tarafından kontrol edilen çözünmüş SiO2

Kuvars çözünürlüğüne pH Etkisi.

Seyreltme.

43

Sıcaklık aralığı – deneysel olarak elde edilen ve kuvars çözünürlüğünü

tanımlayan denklemler yaklaşık ± 2 °C doğruluk oranı ile 0-250 °C arasında

olmaktadır; > 250 °C sıcaklıkta kuvars çözünürlüğünü tanımlamak için farklı

denklemler gereklidir. Buhar ayrışması (adiyabatik ve konduktif soğuma),

120-130 kg/dakika miktarından daha fazla kütle transferi ile sıcak suların

kuvvetlice kaynaması adiyabatik soğuyacağını ve bu yüzden buhar kaybı

dolayısyla silika konsantrasyonun düzeltileceği varsayılan denklem kullanılır

(silika kaynama üzerinde buharlaşmaz). Düşük deşarj oranlı ve sıcaklıkları

kaynamadan az olan sistemlerde için, adyabatik ve kondüktif soğutma

kombinasyonu olasıdır. Trusdell vd. (1977) bu konuda daha detaylı olarak

tartıştı ve eğer jeotermal akışkan 13 kg/min kütle trasferi gerçekleştirirse 200

°C sıcaklıkta ve 500 m derinlikte bulunan rezervuar akışkanlarının 200 ile

100 °C arasında sıcaklıkta kondüktif soğumaya maruz kaldığını

belirtmişlerdir.

Silika çözünürlüğü: kuvars en fazla duraylı ve az çözünür katı silika biçimidir,

kuvars sıcaklığı > 150°C olan sıcak sularda silika çözünürlüğünü kontrol

eder. Ancak kalsedon ve amorf silika gibi diğer silika komponentleri

çözeltilerle ile kontakta olduklarında kuvarsa gore daha yüksek

çözünürlüklere sahiptir. Bu sıcaklıklar altında çözeltiler kuvarsa karşı silika

çözünürlüğünü tercih etmektedir (Fournier, 1973).

pH etkisi: Artan pH (alkalin çözeltiler) ile kuvars çözünürlüğü artar; ancak, bu

jeotermal sistemlerin yüzey deşarjlarının alkali eğiliminde olmasına rağmen,

birçok jeotermal akışkanlar için büyük bir sorun değildir. Çoğu durumlarda

klorürlü sularda alkalinite kaynama ve CO2 kaybına bağlıdır. Bu koşullar

altında çözünmüş silika pH değeri nötr veya hafif asidik eğilimli rezervuar

içinde daha çok kaynama meydana gelmeden önce elde edilir. Bazı çok nadir

durumlarda pH için bir düzeltme gerekebilir.

Seyreltme: Jeotermal akışkanların yüzeye yakın alanlarda seyreltilmesi silika

içeriklerinin azaltılmasına yol açar.

44

Akışkan ile kayaç arasında bir denge durumu gerçekleştiğinde jeokimyasal

silika jeotermometresi daha soğuk şartları yansıtan sıcaklık belirtir; alternatif

olarak, eğer sıvı ve kaya arasında denge elde edilir ise, silika

jeotermometresine bu soğuk koşulları yansıtan bir sıcaklık veren; denge

eldesi, alternatif değilse, daha sonra silika jeotermometresi hatalı sıcaklıkları

verecektir. Kimya laboratuvarları tarafından en çok kullanılan silika

jeotermometreleri aşağıdaki gibidir:

Kuvars-buhar kaybı olmayan (0-250 °C), Fournier (1977), bu kuyu içi

örnekleri esas olarak uygulanır: t ° C = 1309 / (5.19 - log SiO2) - 273.15

Kuvars-maksimum buhar kaybı olan (0-250 C), Fournier (1977), atmosferik

basınca ayrılmış su kaynakları ve kuyularında genellikle kullanılır: t °C =

1522/(5.75 – log SiO2) – 273.15

Çizelge 5.5. Silis (SiO2) jeotermometreleri ve bağıntıları (Tüm derişimler mg/l)

5.4.1.2. Katyon jeotermometreleri

En çok kullanılan katyon oranlarından yararlanan termometre Na/K

termometresidir. Empirik ve teorik olarak çeşitli kalibrasyonları yayınlanmıştır.

Genel olarak jeotermal çözeltilerde Na/K oranı jeotermal çözelti ile Na- ve K-

45

feldspat arasında eş zamanlı dengelenme tarafından sınırlandığı kabul edilir

ve aşağıdaki denklemle tanımlanır:

NaAlSi3O8 + K+ = KAlSi3O8 + Na+ .

Bununla birlikte, Na/K oranının Na- ve K- kil mineralleri arasındaki iyon

değişimi dengelenmesi tarafından kontrol edildiği varsayılır (Çizelge 5.7).

Katyon oranı termometreleri kalibrasyonu yapıldı ve K/Mg, Na/Ca, K/Ca,

Na/Li ve Li/Mg gibi katyon çifti termometreleri yayınlandı (D'Amore ve

Arnórsson, 2000b).

Çizelge 5.6. Na/K jeotermometreleri ve bağıntıları (Tüm derişimler mg/l)

5.4.1.3. Na/K jeokimyasal termometresi

Tarihi bilgi: Bir çok araştırmacı doğal akışkanlar ve deneysel çalışmalara

dayalı sıcaklıklar ile ilgili olarak Na/K değerindeki sistematik değişiklikleri

kaydetti (White, 1965; Ellis ve Mahon, 1967; Fournier ve Truesdell, 1973;

Fournier, 1979; Giggenbach vd., 1983).

Dikkat edilecek hususlar: Bu jeotermometrenin temeli olarak akışkanların

kayaçlarda bol ve ortak olarak bulunan hidrotermal Na-feldspat (albit) ve K-

46

feldspat (adularya) minerallerinin ile denge durumuna erişildiğinin

varsayılmasıdır,

NaAlSi3O8 + K+ <=> KAlSi3O8 + Na+

Albit Adularya

Bu jeokimyasal termometre sıcaklığı > 180°C olan termal alandan çıkan ve

düşük Ca2+ içeren akışkanlarda çok iyi çalışmaktadır. Bu termometrenin

diğerlerine göre en seyreltme ve buhar fazı ayrımından daha az

etkilenmesidir; burada seyreltilen akışkanın az Na ve K içerdiği varsayılır.

Ayrıca, kaynağın debisinin kuvars jeotermometresine uygulanması için

gerekli olandan daha az olması gerekmektedir.

Fournier ve Truesdell (1973) tarafından önerilen Na/K/Ca jeokimyasal

termometresi ile rezervuar sıcaklığını tahmin etmek için her iki Na/K ve

Na/Ca0.5 oranları kullanır. Bu yöntem bir çok durumda başarılı olarak

uygulandı ve düşük sıcaklıktaki sistemlerde güvenilebilir sonuçlar vermiştir

(D’Amore and Arnórsson, 2000b).

Na – K (düşük albit /K - feldspat)

t °C = 933/(0.993 + log Na/K)-273.15 25-250 °C (a)

t °C = 1319/(1.699 + log Na/K)-273.15 250-350 °C (b)

t °C = 1217/(1.483 + log Na/K) – 273.15 >150 °C (c)

t °C = 855.6/(0.8573 + log Na/K) – 273.15 >150 °C (d)

5.4.1.4. Na-K-Ca jeotermometresi

Tarihi bilgi: Fournier ve Trusdell (1973) Na/K termometresi ile anormal

derecede yüksek sıcaklık veren relatif yüksek Ca+2 içeren akışkanlara

47

açıklama getirmek için bu jeokimyasal termometreyi hazırlamışlardır. Dikkat

edilecek hususlar: Bu termometre birçok sayıda jeotermal su ve petrol

kuyusu suları içeren çeşitli akışkanların analizlerinden empirik olarak

belirlendiği gibi oldukça karmaşıktır. Akışkan mineral dengelenmesinin, Na-

ve K-feldspatlar, kalsik mineraller (kalsiyum feldspat, epidot, kalsit) ve kil

mineralleri arasında kurulduğunu varsayar. Aşağıdaki kurallar uygulanır: İlk

olarak ß = 4/3 uygulanır ve sıcaklık hesaplanır, ve katyon konsantrasyonları

ya mg/l veya ppm olarak belirlenir. Hesaplanan sıcaklık < 100°C ve bu oran

[log (cCa1/2/cNa ) 2.06] ise pozitif, o zaman bu hesaplanan akışkan sıcaklığı

uygundur. Ancak, ß = 4/3 hesaplanan sıcaklık >100°C veya [log

(cCa1/2/cNa) 2.06] ise negatif, akışkan sıcaklığını hesaplamak için ß = 1/3ß

kullanılır. Açıkçası, Na-K-Ca termometresine Na/K termometresine göre daha

çok sıcaklık aralıklı akışkanlar için daha iyi kullanışlıdır. Bu termometre

kaynama ve seyreltmeden etkilenir. Kaynamanın temel sonucu çözünmüş

Ca2+ konsantrasyonunu zaltan kalsit (CaCO3) oluşumudur. Yüksek Mg2

+

konsantrasyonları içeren akışkanlar bulunmaktadır (Giggenbach, 1988;

Fournier ve Potter, 1979). Bir jeotermometrenin denklemi:

t °C = 1647/(log Na/K + ß[log(Ca/Na) + 2.06] +2.47) – 273.15 eğer 100°C ß =

1/3

5.4.1.5. Çalışma alanında termometrelerin jeokimyasal değerlendirmesi

Çalışma alanındaki rezervuarın sıcaklığını anlamak için çalışma alanı

jeotermal suları hidrojeokimyasal analiz sonuçları değerlendirilmiştir.

Jeokimyasal termometrelerin sonuçları Çizelge 5.4'de verilmiştir. Kuvars

termometresi (adiyabatik ve kondüktif) ile YB-1 (BY-1),YB-2 (BY-2) ve YB-3

(BY-3) 202-2220C, 211-2340C ve 194-2120C arasında değişmektedir. YB-1

(BY-1),YB-2 (BY-2) ve YB-3 (BY-3) kuyuları için 92-1750C,104-1870C ve 82-

1640C arasında değişen rezervuar sıcaklığı değerleri vermektedir. Na+K-

CaMg düzeltme termometresi Alkanlar jeotermal sistemi rezervuarında

ölçülen değerlere yakın rezervuar sıcaklıkları vermiştir. Alkanlar için

hesaplanan sıcaklık değerleri 190-1850C arasındadır. Buna karşın diğer

48

katyon termometreleri daha çok yüksek değerler vermektedir (Çizelge 5.4).

Aynı şekilde Na/K jeotermal termometreleri ile (Fournier & Potter 19) yapılan

hesaplamalarda YB-1 (BY-1),YB-2 (BY-2) ve YB-3 (BY-3) kuyularına ait

değerler 229, 259 ve 240’dır. Bu sıcaklıklar çalışılan alanda manuel olarak

ölçülmüştür. Rezervuar sıcaklıkları ile tam olarak uyuşmaktadır. Bu yüzden

kuvars ve Na/K (Fournier & Potter 19) oldukça uygun jeotermometreler

olduğu ortaya çıkmıştır.

5.5. Birleşik Jeotermometre Uygulamaları

Giggenbach (1988) hazırladığı diyagramla suları içerdikleri Na, K ve Mg

iyonlarının mg/l değerlerine dayalı olarak sınıflamıştır. Bu sınıflamaya göre; I.

Bölgeye düşen sular; su kayaç ilişkisi açısından kısmen dengede, II. Bölgeye

düşen sular ise su-kayaç ilişkisi bakımından kimyasal dengelenmenin

sağlanmamış olduğu sulardır.

Gigenbach (1988)’ın hazırladığı bu diyagramı Fournier (1990) yılında revize

etmiş ve diyagram şimdiki halini almıştır. Buna göre diyagram üç bölgeden

oluşmaktadır. I. Bölgede; Su kayaç ilişkisi bakımından dengede sular, II.

Bölgede; Kısmen dengelenmiş sular, III. Bölgede; Ham sular bulunmaktadır.

Fornier II. ve III. Bölgelerin ayrımını, oluşturduğu “Olgunluk Derecesi”

(Maturity İndex) kavramına dayandırmıştır. Olgunluk indeksi (MI) 2.0’ ın

altında bulunan sular ham sular sınıfına girerken (III. Bölge), olgunluk indeksi

değeri 2.0’ın üzerinde bulunan sular ise kısmen veya tamamen olgunlaşmış,

su-kaya ilişkisi dengede olan sular sınıfına girmektedir (I ve II. Bölge). Burada

bahsedilen olgunlaşma su-kayaç arasındaki kimyasal dengeye karşılık

gelmektedir. Na-K-Mg jeotermometrelerinin sağlıklı sonuçlar verebilmesi için

örneklerin mg/l değerlerinin diyagramda dengelenmiş sular sınıfına (I. Bölge)

düşmesi gerekmektedir.

Olgunluk İndeksi (MI) = [0.315 log (K2/Mg) ] – [log (K/Na)] (Giggenbach,

1988).

49

Na-K-Mg1/2 üçgen diyagramı solute termometre uygulamaları ile rezervuar

sıcaklığı uygun jeotermal sular arasında açık ayırım yapmak için bir yöntem

olarak Giggenbach (1988) tarafından önerilmiştir.

Şekil 5.5. Na-K-Mg1/2 üçgen diyagramda çalışma alanından termal suların

dağılımı (Giggenbach, 1988).

5.6. İzotop Jeokimyasal Özellikleri

İzotop, bir atomun aynı sayıda protona, buna karşın farklı sayıda nötrona

sahip olan türevleridir. Atomun ağırlığı proton ve nötronların toplam sayısına

bağlı olduğundan, aynı atomun izotopları farklı atomik ağırlıklara (atomic

mass unit; amu: atomik kütle birimi) sahiptirler. Söz konusu atomik ağırlık

farklılığı aynı atomun farklı izotoplarının fiziksel ve kimyasal süreçlerde farklı

davranmasına neden olur. Bu durumun bir sonucu olarak; örneğin su

molekülünü oluşturan hidrojen ve oksijen atomlarının farklı izotoplarının

birbirine olan oranları değişmektedir. Anılan izotop oranlarındaki değişimin

50

incelenmesi sonucunda herhangi bir suyun etkilendiği fiziksel ve kimyasal

süreçler belirlenebileceği gibi farklı sular arasındaki olası karışımlar hakkında

da yorumlamalar yapılabilir.

İzotoplar; sıcaklık ve su kayaç etkileşimine hassasiyetlerinden dolayı

jeotermal araştırmalarda etkin bir akifer izleme yöntemi olarak kullanılmak-

tadır. Oksijen (δ18O), Döteryum (δ2H) ve Trityum izotopları termal suların

kökeni, yaşı, beslenme alanı, yüksekliği ve yer altında kalış sürelerini tahmin

etmede kullanılır. İnceleme alanı ve çevresinde yer alan kaynaklara ait sıcak

su örnekleri Duraylı Oksijen (δ18O), Döteryum (δ2H) ve Trityum içerikleri

bakımından incelenmiş, analiz sonuçları (Çizelge 5.8)’de verilmiştir. Bu

verilere göre yeraltı suyunun dolaşım sistemi ve hidrojeolojik özellikleri

aydınlatılmaya çalışılmıştır.

Duraylı izotop analiz sonuçları ve örnekleme sırasında ölçülen fiziksel ve

kimyasal parametrelere ilişkin bilgiler (Çizelge 5.8)’de verilmiştir. Çizelge de

görüldüğü üzere termal suların δ2H değerleri -37,07 ile -62,82 arasında

değişirken, δ18O değerleri ise -1,96 ile -10,26 arasında değişim

göstermektedir. Çalışma alanındaki termal suların trityum içerikleri 0,6 ile

5,45 TU arasındadır.

Hidrojen atomunun l proton ve 2 nötronlu izotopu olan trityum radyoaktif bir

izotop olup; yarılanma ömrü 12.43 yıldır. Trityum izotopu çekirdekten elektron

(P ışını) salınması ile yarılanır. Elektronların enerjisi düşük olup; doğal

düzeydeki trityum derişimi insanlar için sağlık riski oluşturmaz. Duraylı

izotoplardakinden farklı olarak trityum izotop miktarı bir derişim birimi olan TU

(tritium unit: trityum birimi) ile ifade edilir, l TU, 1018 hidrojen atomundan

birisinin H olduğunu ifade etmektedir. Atmosferik nemdeki trityumun doğal ve

antropojenik olmak üzere başlıca iki kaynağı vardır. Doğal trityum izotopu

atmosferin üst tabakasında (stratosfer) kozmik 90 kökenli nötronların 5 N

izotopuna çarparak onu 5 C ve 8 H 'a ayrıştırması ile oluşmaktadır. Doğal

yoldan atmosfere yayılan trityumun yağış suyundaki eşdeğeri l O TU 'dir.

Atmosferdeki trityumun bir bölümü antropojenik kaynaklı olup; özellikle

51

1950'li yıllarda başlayan ve 1963 yılında uluslararası antlaşmalar ile

yasaklanan atmosfere açık yerüstü termonükleer bomba denemeleri sonucunda

oluşmuştur.

Bu yolla trityum üretimi 1963 yılında 1000 TU düzeyine ulaşmış olup; 1963

yılından günümüze değin doğal yarılanma yoluyla azalmıştır. Günümüz

atmosferik neminde trityum derişimi doğal fon (natural background) değerine

(l0 TU) yaklaşmıştır. Radyoaktif olan trityum sürekli bozunmaya uğraması

nedeniyle belirli bir bölgede yer altı suyunu besleyen yağışın trityum içeriğinin

bilinmesi durumunda, yeraltı suyunun ağırlıklı ortalama yaşının belirlenmesi

ve/veya farklı yer altı sularının karışımına ilişkin öngörülerde bulunulması

mümkün olmaktadır (Tezcan, 1992). Bu çalışmada Global meteorik su

doğrusu, Marmara meteorik su doğrusu, Akdeniz meteorik su doğrusu

kullanılmıştır. Su doğrularının denklemleri ve referansları aşağıdaki gibidir.

Global Meteorik Su Doğrusu; (GMWL); δD=8*δ18O+10 ‰ (SMOW)

Akdeniz Meteorik Su Doğrusu; δD=8*δ18O+22 ‰ (SMOW) (Gat & Carmi,

1970)

Marmara Meteorik Su Doğrusu; δd=8*δ18O+18 (SMOW)

İnceleme alanı içerisinde yeralan izotop analizi yapılmış sular grafiğe

aktarılmıştır (Şekil 5.6). Buna göre inceleme alanının yakınında bulunan

Manisa Alaşehir jeotermal alanlarıdaki sular meteorik kökenlidir. Manisa –

Alaşehir jeotermal alanındaki termal sular global meteorik sulardan

oluşmaktadır. Alanda su kayaç etkileşiminin Manisa Alaşehir jeotermal

alanlarındaki termal sulardan uzun sürmesine ve farklı özellikte olmasına

bağlı olarak δ18O bakımından zenginleştiği ve bir doğru üzerinde yer aldığı

belirlenmiştir. Clark ve Fritz (1997), kıtasal bölgelerde trityum izotopu içeriği

0.8-4 TU olan suların güncel ve eski suların karışımı olduğunu belirtmiştir.

52

Çizelge 5.7. Alaşehir ve yakın çevresinin izotop jeokimyasal analiz sonuçları (Bülbül, A., 2009)

Örnek no Örnek adı ve yeri Tarih T

EC δ

18O δ

2H

3H

2a Horzum sazdere Ilıcası 16.02.2007 30.6 3720 -3.17 -53.9 0.39

3a Alaşehir ılıcası 16.02.2007 28.4 2630 -7.55 -48.97 0.46

3b Alaşehir ılıcası 03.06.2008 30.5 2240 -8.88 -50.23 2.89

4a AK-1(Jeotermal sondaj) 02.03.2007 21 4450 -4.69 -62.82 0.09

5a KG-1(Jeotermal sondaj) 02.03.2007 25.6 5480 -4.55 -50.17 0.6

17a Acıdere Ilıcası 26.06.2006 28.5 1538 -6.95 -43.67 38 AK-2(derin jeotermal sondaj) 08.05.2005 45.5 3150 -1.96 -40.67 0.11

60 Hayrat Çeşmesi(Alaşehir-Kula) 30.07.2007 33.3 1102 -7.28 -39.85 3.44

65 sondaj Kuyusu(Şendurak-Kasaplar) 30.07.2007 28.5 1848 -5.62 -51.92 87a Sarıkız pınarı maden suyu kaynağı 16.04.2008 14.6 1083 -8.5 -46.11 3.56

87c Sarıkız pınarı maden suyu kaynağı 03.06.2008 21.5 1024 -9.66 -51.89 5.23

87d Sarıkız pınarı maden suyu kaynağı 30.10.2008 19 1120

5.45

88 Dededağ-Ayıdağı civarındaki kar örneği 16.04.2008 0 0 -8.11 -37.07 4.23

109 Sondaj kuyusu(Tariş Tat karşısı) 03.06.2008 57 3690 -10.26 -59.39 0.49

53

Şekil 5.6. Alaşehir ve yakın çevresi jeotermal sularında döteryum ve tirityum izotopu ilişkisi

54

5.7. Alaşehir Jeotermal Alanının Hidrojeolojik Modellemesi

Alaşehir sahası hidrojeolojik bakımdan çok önemlidir. Bu bölgede irili ufaklı

akarsularıyla, gölleriyle, yer üstü ve yer altı su kaynaklarıyla, sıcak sularıyla

jeotermal yatırımlar için dikkate değer bir bölge olduğunun belirtisidir.

Bölgede mevcut akarsular dört mevsimde genellikle su taşımaktadırlar.

Mevsime bağlı olarak debilerinde azalma ve çoğalma izlenebilmektedir.

Gediz Nehri’nden sonra Alaşehir Çayı en büyük akarsulardır. Alaşehir

alanında geniş alüvyon ovaları mevcuttur. Alaşehir Çayı’nın ve Gediz

Nehri’nin getirdiği kırıntılar, killer, kum ve siltler metrelerce kalınlığa ulaşan

genç alüvyon çökelleri oluşturmuştur. Yeraltı suları da oldukça bol ve

yaygındır. Alüvyon kalınlığı 0-100 m arasında su tablası da 0-2 m arasında

değişmektedir (Zorlu ÇED raporu, 2013).

Şekil 5.7. Alaşehir jeotermal sisteminin basitleştirilmiş hidrojeolojik oluşum

modeli (Yazman, 1998)

55

6. TARTIŞMA VE SONUÇLAR

6.1. Alaşehir Jeotermal Alanında Olası Isı Kaynağı, Jeotermal Sistem Ve

Tektonik Arası İlişki

Ülkemizde birçok düşük ve orta sıcaklıkta jeotermal kaynak bulunmakta ve

bunların çoğu oldukça önemli kırık sistemleri bağlı oluşmaktadır (Serpen ve

Mıhçakan, 1999; Palabıyık ve Serpen, 2008). Aynı şekilde, Batı Anadolu

Bölgesinde bulunan jeotermal sistemlerde benzerdir. Ülkemiz, Alp-Himalaya

Dağ Kuşağı içinde yer almaktadır. Batı Anadolu Bölgesinde sınırları

belirlenmiş gerilme tektoniği hüküm sürmekte ve burada litosferik gerilim

daha çok Alp-Himalaya zonu levhalarının kıtasal çarpışması ile ilişkili

olmaktadır. Batı Anadolu Bölgesi, D-B doğrultulu dağlarla ve kalın tortullarla

dolu vadiler ile karakterize edilir. Bölge Geç Miyosen başlangıcına kadar, K-G

yönünde kısalma yaşamıştır. Tortoniyen başında, bölgede gerilme tektoniği

hasıl olmuş, burada kısmi ergimiş kabuk gerilmekte sonrasında ise ince ve

kırılgan kabuk şekil almıştır ( Yılmaz, 1989; Alptekin vd., 1990; Gemici ve

Tarcan, 2002). Türkiye’nin batısında birkaç D-B yönlü uzanım gösteren

grabenler vardır. Türkiye’nin önemli jeotermal alanlarının çoğu saha bu

grabenlerin kenarlarında yer almaktadır. Büyük Menderes grabeni bunlardan

biri ve D-B uzanımlı olup Denizli’nin doğusundan başlayarak Ege Denizi

içinde devam ederek yaklaşık 200 km’ye ulaşır. Büyük Menderes grabeni,

Söke’de 35 km, Nazilli’de 35 km, Denizli’de 40 km, Salavatlı’da 10 km ve

Buharkent’te 5 km genişlik sunar (Şimşek, 1988).

Menderes bloğu 50 milyon yıl önce Sakarya bloğu ile çarpışmış ve daha

sonra yüksek sıcaklık metamorfizması ve granit intrüzyonları meydana

gelmiştir(Van Hinsbergen vd., 2010), Menderes Masifi’nin ortaya çıkması

Neojen döneminde birbiri ardına meydana gelen faylar boyunca oluşmuştur.

Güncel çalışmalar, Menderes Masifi’nin iki veya daha fazla oluşum süreci

yaşadığını göstermektedir (Seyitoğlu vd., 2004. Dudaklar vd., 2001).

56

Menderes Masifi’nin ortaya çıkışının ilk aşaması, Geç Oligosen (25 milyon

yıl) ile Orta Miyosen (16 milyon yıl) (Seyitoğlu vd., 2004) veya En Genç

Oligosen (Purvis ve Robertson, 2005) veya En Son Oligosen-Erken Miyosen

(Cavazza vd., 2009) arasında olmaktadır, ya da Geç Oligosen (25 My) ve

Orta Miyosen (16 My) veya Son Oligosen (Seyitoğlu vd., 2004) arasında

meydana gelen Erken Miyosen zamanıdır (Agostini vd., 2010). Menderes

Masifi metamorfik kayaçlarının yükselmesini ve böylece ortaya çıkışını

graben gerilme tektoniği ve trans-gerilmeli fay sistemlerinin bir sonucu olarak

yorumlamaktadır. Bu yüzden Bozkurt vd. (2011) kuzey Menderes Masifinin

gerilme tektoniğine bağlı ortaya çıkışı için Geç Oligosen (30 milyon yıl)

önermektedir. Cavazza vd. (2011) Ege bölgesini etkileyen gerilme

tektoniğinin Menderes Masifinin ortaya çıkmasında bölgesel anlamda önemli

rol oynadığını belirtmektedir.

Bazı çalışmalarda (i) Erken-Orta Miyosen gerilme tektoniği ve Ege

hendeğinin geriye dönüşü ve (ii) Geç Miyosen-Pliyo-Kuveterner gerilim

tektoniği ve Batı Anadolu’da dalan Ege levhasının başlangıcı olmak üzere iki

belirli bağlantının olduğunu ileri sürmektedirler. Ege Bölgesi graben sistemi

gerilme tektoniğinin zamanlaması Bozkurt ve Sözbilir (2004), Ersoy vd., 2010

ve van Hinsbergen vd. (2010) tarafından detaylı olarak tartışılmıştır. D-B

doğrultulu olan üç graben Simav, Gediz ve Büyük Menderes masifini

bölmektedir. Batı Anadolu’da graben tipi basenlerin tektonik evrimi epizodik

(Bozkurt, 2000; Ersoy vd., 2010) veya darbeli gerilme kuvvetleri (Bozcu,

2010, Purvis ve Robertson, 2004) Geç Senozoyik zamanında kontrol edilir.

Bu havzalarda levha içinde oluşan magma sokulumları bulunmaktadır.

6.2. Çalışma Alanının Hidrojeolojik, Hidrojeokimyasal Ve İzotop

Jeokimyasal Özellikleri

Alaşehir (Manisa) ve yakın çevresinde yapılan gözlemlerde sıcak su kaynak

noktalarının genellikle ve çoğunlukla genç faylar ve metamorfik kayaçlarla

ilişkili olduğu belirlenmiştir. Bu belirlemelere göre bölgedeki jeotermal

kaynaklarda hazne kayaların bol çatlaklı kireçtaşı ve mermerlerin olduğu

57

söylenebilir. Ayrıca, bölgede yaygın, fay sistemleri ile bağlantılı olan genç

çakıltaşı ve kumtaşları da hazne kaya olabilirler. Sonuç olarak bölgede birçok

evrede ısınan jeotermal sistemlerde hazne kayalar menderes metamorfik

ünitesine ait mermer, gnays, kuvarsitler ile Tersiyer sedimanlarının olduğu

söylenebilir (Zorlu ÇED raporu, 2013).

Çalışma alanı içindeki jeotermal suların, sıcaklık değerleri 68 ile 190°C

arasında, pH değerleri 7,20 ile 8,53 arasında ve elektriksel iletkenlik değerleri

2.540 ile 2.600 μS/cm arasında değişmektedir. Alaşehir ve yakın çevresi

jeotermal suları Na+K>Ca>Mg baskın katyonlar ve baskın HCO3>Cl>SO4

anyonlar olarak sınıflandırılabilir. Kuvars termometresi (adiyabatik ve

kondüktif) ile YB-1 (BY-1), YB-2 (BY-2) ve YB-3 (BY-3) 202-2220C, 211-

2340C ve 194-2120C arasında değişmektedir. YB-1 (BY-1), YB-2 (BY-2) ve

YB-3 (BY-3) kuyuları için 92-1750C,104-1870C ve 82-1640C arasında değişen

rezervuar sıcaklığı değerleri vermektedir. Na+K-CaMg düzeltme

termometresi Alkanlar jeotermal sistemi rezervuarında ölçülen değerlere

yakın rezervuar sıcaklıkları vermiştir. Alkanlar için hesaplanan sıcaklık

değerleri 190-1850C arasındadır. Buna karşın diğer katyon termometreleri

daha çok yüksek değerler vermektedir. Aynı şekilde Na/K jeotermal

termometreleri ile (Fournier & Potter 19) yapılan hesaplamalarda YB-1 (BY-

1), YB-2 (BY-2) ve YB-3 (BY-3) kuyularına ait değerler 229, 259 ve 240’dır.

Bu sıcaklıklar çalışılan alanda manuel olarak ölçülmüştür.

Rezervuar sıcaklıkları ile tam olarak uyuşmaktadır. Bu yüzden kuvars ve

Na/K(Fournier & Potter 19) oldukça uygun jeotermometreler olduğu ortaya

çıkmıştır.

Çalışma alanı ve çevresinde yer alan kaynaklara ait sıcak su örnekleri

Duraylı Oksijen (δ18O), Döteryum (δ2H) ve Trityum içerikleri bakımından

incelenmiş, analiz sonuçları elde edilmiştir. Bu verilere göre yeraltı suyunun

dolaşım sistemi ve hidrojeolojik özellikleri aydınlatılmaya çalışılmıştır. Duraylı

izotop analiz sonuçları ve örnekleme sırasında ölçülen fiziksel ve kimyasal

parametrelere ilişkin değerler hesaplanmıştır. Termal suların δ2H değerleri -

58

37,07 ile -62,82 arasında değişirken, δ18O değerleri ise -1,96 ile -10,26

arasında değişim göstermektedir. Çalışma alanındaki termal suların trityum

içerikleri 0,6 ile 5,45 TU arasındadır.

Çalışma alanı içerisinde yer alan izotop analizi yapılmış sular grafiğe

aktarılmıştır. Buna göre inceleme alanının yakınında bulunan Manisa

Alaşehir jeotermal alanlarıdaki sular meteorik kökenlidir. Manisa – Alaşehir

jeotermal alanındaki termal sular global meteorik sulardan oluşmaktadır.

Alanda su kayaç etkileşiminin Manisa Alaşehir jeotermal alanlarındaki termal

sulardan uzun sürmesine ve farklı özellikte olmasına bağlı olarak δ18O

bakımından zenginleştiği ve bir doğru üzerinde yer aldığı belirlenmiştir. Clark

ve Fritz (1997), kıtasal bölgelerde trityum izotopu içeriği 0.8-4 TU olan suların

güncel ve eski suların karışımı olduğunu belirtmiştir.

59

7. KAYNAKLAR

Agostini, S., Tokcaer, M., Yılmaz Savaşçın, M., 2010. Volcanic rocks from Foça-Karaburun and Ayvalık lesves grabens (Western Anatolia) and their petogenic-geodynamic significance. Turkish journal of Earth Sciences 19, 57-184 s.

Alptekin, Ö., Ezen, U., Uçer, S.B., 1990. Heat flow, seismicity and the crustal structure of Western Anatolia. International Esrth Sciences Congression Aegean Regions, Proceedings Vol-II, İzmir.

Boray, A., Akat, Ü., Akdeniz, N., Akçören, Z., Çağlayan, A., Günay, E., Korkmazer, B., Öztürk, EM., Sav, H., 1973. Menderes Masifi'nin güney Kenan boyunca bazı önemli sorunlar ve bunların muhtemel çözümleri: Cumhuriyetin 50. Yılı Yer, Bil. Kong, s. 11-20.

Bozcu, M., 2010. “Geology of Neogene basins of Buldan-Sarıcaova region and their importance in Western Anatolia neotectonics”. International Journal of Earth Sciences,vol. 99, no.4, S. 851-861.

Bozkurt, E., 1995. Deformation during main Menderes Metamorphism (MMM) and its tectonic significance: evidence from southern Menderes Massif, western Turkey. Terra Abstr 7:176.

Bozkurt, E., Park RG , 1994. Southern Menderes Massif: an incipient metamorphic core complex in western Anatolia, Turkey. J Geol Soc Lond 151:213-216.

Bozkurt, E., Park RG., 1997a. Evolution of a mid-Tertiary extensional shear zone in the southern Menderes Massif, Western Turkey. Soc Geo Fr Bull 168:3-14.

Bozkurt, E., Park RG., 1997b. Microstructures of deformed grains in the augen gneisses of southern Menderes Massif and their tectonic significance. Geol Rundsch 86:103-119.

Bozkurt, E., Park RG., 1999. The structure of the Palaeozoic schists in the southern Menderes Massif, western Turkey: a new approach to the origin of the main Menderes metamorphism and its relation to the Lycian Nappes. Geodinamica Acta (Paris) 12:25-42.

Bozkurt, E., Park RG., 2000. The southern Menderes Massif (western Turkey): geochronology and exhumation history. Geol J 35:285-296.

Bozkurt, E., Satır, M., 2000. The southern Menderes Massif (western Turkey): geochronology and exhumantion history. Geol.I J., 35, 285-296 s.

60

Bozkurt, E., Satır, N., Buğdaycıoğlu, Ç., 2011. Surprisingly young Rb/Sr ages from teh Simav extensional detachnment foult zone, northern Menderes Massif, Turkey, Journal of geodynamics, 52, 406-431.

Bozkurt, E., Sözbilir, H., 2004. Tectonic evolution of the Gediz Graben; field evidence for on episodic, two-stage extension in western Turkey. Geol. Magazine. Cambridge Univ. Pres, 141, 63-79.

Bödvarsson, G., 1964. Physical characteristics of natural heat sources in Iceland. Proc. UN Conf.On New Sources of Energy, Volume 2: Geothermal Energy, Rome, August 1961.United Nations, New York, 82-89.

Brinkmann, R., 1966. Geotektonische Gliederung von* Westanatolien: N, Jb. Geol. Paleont. Mh. 10, 603-618.

Brinkmann, R., 1967. Menderes Masifi'nin Milas Bodrum-Ören civarındaki güney kanadı: E.t. raporlar serisi 43, 12s.

Bunbury, J. M. R., 1996. The Kula Volcanic Field, western Turkey: the devolopment of a Holocene alkali basalt province and the adjacent normalfaulting graben Geological Magazine, 133 (3): 275-283.

Bülbül, A., 2009. Alaşehir (Manisa) sıcak ve soğuk su sistemlerinin Hidrojeolojik ve Hidrojeokimyasal açıdan incelenmesi,Dokuz Eylül Üni., Doktora tezi.

Calmbach, L., 1999. AquaChem Computer code-Version 3.7: Aqueous geochemical analyses, plotting and modelling. Waterloo Hydrogeologic, Waterloo, Ontario, Canada, 184 S.

Can, A., 1966. Menderes Masifi Buldan bölgesine ait Uşak L. 21- C4 ve d3 paftaları jeolojisi raporu, MTA Rapor No: 5192, Ankara.

Cavazza, O., Okay, A.I., Zattın, M., 2009. Rapid early-middle Miocene exhumation of the Kazdağ metamorphic care complex (Western Anatolia). International Journal of Earth Sciences 98, 1935-47.

Cavazza, W., Federica, I., Okay, A.I., Zatın, M., 2011. Apatite fission-track thermochronology of the Western Pontides (NW Turkey). Rapid communication: Geological Magazaine, PP.1-8.

Clark, I.D. and Fritz, P., 1997. Environmental Isotopes in Hydrogeology, Lewis Publishers, 327 pp.

Collins, A.S, Robertson AHF., 1998. Processes of Late Cretaceous to Late Miocene episodic thrust-sheet translation in the Lycian Taurides, SW Turkey. J Geol Soc Lond 155:759-772.

61

Çağlayan, M.A. Öztürk, E.M. Öztürk, H.Akat, 1980. Menderes Masifi güneyine ait bulgular ve yapısal yorum: Jeo Müh.Der., s. 9-17.

D’Amore, F. ve Arnórsson, S., 2000. Geothermometry. S. Arnórsson, (Ed.). Isotopic and chemical techniques in geothermal exploration, development and use (152-199). International Atomic Energy Agency, Vienna, 351.

D’Amore, F. ve Arnórsson, S., 2000a. Geothermal manifestations and hydrothermal alteration. In: Arnórsson S., (ed), Isotopic and chemical techniques in geothermal exploration, development and use. International Atomic Agency, Vienna.

D’Amore, F. ve Arnórsson, S., 2000b. Geothermometry. In: Arnórsson S., (ed.), Isotopic and chemical techniques in geothermal exploration, development and use. International Atomic Energy Agency, Vienna,

Doğdu, N., 2004. Maden Tetkik ve Arama Müdürlüğü Denizli Bölgesi Jeotermal Enerji Raporu, Türkiye Joetermal Kaynakları Envanteri 2005.

Dora Ö. O., 2011. Menderes Masifi’ndeki jeolojik araştırmaların tarihsel gelişimi, MTA Dergisi, 142, 1-23, 2011.

Dora, O. Ö., 1981. Menderes Masifi'nde petroloji ve feldspat incelemeleri: Yerbilimleri Derg., 7, 5463.

Dora, O. Ö., Savaşçın, M.Y., Kun, N., Candan, O., 1987. Menderes Masifi'nde post metamorfık plutonlar: Yerbilimleri Derg., 14, 1-11.

Dora, O.Ö., 1975. Menderes Masifi'ndeki alkali feldspatların yapısal durumları ve bunların petrojenetik yorumlarda kullanılması: Türkiye Jeol. Kur, Bült., 18, 111-126.

Dora, O.Ö., Candan, O., Dürr, H., Oberhansli, R., 1995. New evidence on the geotectonic evolution of the Menderes Massif. In: Proceedings of the International Earth Sci. Col. on the Aegean Region (Pişkin Ö., Ergün, M., Savaşçın M.Y, Tarcan, G. -eds), 53-72, İzmir.

Dora, O.Ö., Dürr, S. Und Oberhansli, R., 1995. New evidence on the geotectonic evolution of the Menderes Massif: Piskin, Ö., Ergün, M., Savascin, M. Y. und Tarcan, G. (eds.): Proc. Internat. Earth Sci. Colloqium on the Aegean Region, 9-14 October 1995, İzmir-Güllük, Turkey, v. 1, p. 53-72.

Dora, O.Ö., Kun, N. ve Candan, O., 1992. Menderes Masifi'nin metamorfik tarihçesi ve jeotektonik konumu. Türkiye Jeol. Bült., 35, 1 - 14. Dumont, J.F., Uysal, Ş. ve Karamanderesi, I.H., 1979, Gün.

62

Dürr, S., 1975. Über alter und geotektonische Stellungdes Menderes-Kristallins/SW-Anatolian und seine aequivalente in der mittleren Aegaeis: Habilitation thesis, 107 pp. University of Marburg.

Egeran, N. ve Yener, H., 1944. Notes explicatives de la Carte Géologique de la Turquie, Feville İzmir. Maden Tetkik ve Arama.

Ellis, A.J., and Mahon, W.A.J., 1967. Natural hydrothermal systems and experimental hotwater/rock interaction (part III). Geochim, Cosmochim. Acta 31, 519-538.

Emre, T., 1996. Geology and the Tectonics of the Gediz Graben. Turkish Journal of Earth Science,171-185.

Ercan, T., Dinçel, A., Metin, S., Türkecan, A. ve Günay, E., 1979. Uşak yöresi ve Volkanitlerinin Petrolojisi, MTA Yayınları, Ankara, No: 6354.

Ersoy, Y., Helvacı, C., Sözbilir, H., 2010. Tectono-stratigraphic evolution of the NE-SW trending superimposed Selendi basin: implication for late Cenozoic Crustal extension in Western Anatolia. Tectonophysics 488, 210-232 s.

Fetter, Charles Willard, and C. W. Fetter, 2001. Applied hydrogeology. Vol. 3. No. 3. Upper Saddle River: Prentice hall, 2001.

Fournier, R. O., and A. H. Truesdell. "An empirical Na K Ca geothermometer for natural waters." Geochimica et Cosmochimica Acta 37.5: 1255-1275.

Fournier, R.O and Rowe ,J.J., 1966. Estimation of underground temperatures from the silica content of water from hot springs and wet-steam wells.Amer.J. Sci., 264, 685-697.

Fournier, R.O. and Potter, R.W., 1979. Magnesium correction to the Na-K-Ca chemical geothermometer. Geochim. Cosmochim. Acta 43,1543-1550.

Fournier, R.O., 1977. “Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems”, Geothermics, 5, 41-50.

Fournier, R.O., 1979. A reviced equition for the Na/K geothermometer. Geotermal Resources Council Transactions, 3, 221-224.

Fournier, R.O., 1990. The interpretation of Na-K-Mg relaiton in geothermal waters Geoth. Res. Counc. Trans., 14, 1421-1425.

Fournier, R.O., Trusdell, A., 1973. An emprical Na-K-Ca geothermometer for natural waters. Geochimica at Cosmochimica Acta.

63

Fridleifsson, Invgar B; Bertani, Ruggero; Huenges, Ernst; Lund, John W; Rignarsson Arni; Rybach Ladislaus., 2008. The possible role and contribution of geothermal energy to the mitigaiton of climate change. Huebeck, Germany, pp 59-80, retrieved 2009-04-06.

Gemici, U., Tarcan, G., 2002. Distribution of boron in thermal waters of western Anatolia, Turkey, and examples of their environmental impacts, Environmental Geology, 12, 125-132 s.

Giggenbach, W.F., 1988. “Geothermal solute equilibria - Derivation of Na-K-Mg-Ca Geoindicators” Geochimica et Cosmochimica Acta, 52, 2749-2765.

Giggenbach, W.F., Gonfiantini, R., Jangi, B.L., Truesdell, A.H., 1983. İsotopic and chemical composition of Parbati Valley geotermal discharges, NW-Himalaya, India. Geothermics 12, 199-222.

Güneş, C., 2006. Gediz Kaplıcaları’nın (Kütahya) Hidrojeolojik Ve Hidrojeokimyasal Değerlendirilmesi, DEÜ Fen Bilimleri Enstitüsü Yüksek Lisans Tezi.

Hakyemez, Y., H., 2013. Quaternary Geology and Evolution of the Gediz Graben, Geological Bulletin of Turkey, Volume 56, Number 2, April 2013.

Hetzel R., Passchier CW., Ring U., Dora O.Ö., 1995a. Bivergent extension in orogenic belts: the Menderes Massif (southwestern Turkey ). Geology 23:455-458.

Hetzel R., Reischmann T., 1996. Intrusion age of Pan-African augen gneisses in the southern Menderes Massif and the age of cooling after Alpine ductile extensional deformation. Geol Mag 133:565-572.

Hetzel R., Ring U., Akal C., Troesch M., 1995b. Miocene NNE-directed extensional unroofing in the Menderes Massif, southwestern Turkey. J Geol Soc Lond 152:639-654.

Hetzel R., Romer RL., Candan O., Passchier CW., 1998. Geology of the Bozdag area, central Menderes Massif, SW Turkey: Pan-African basement and Alpine deformation. Geol Rundsch 87:394-406.

Karamanderesi, I. H. Ve Yılmazer, S., 1982. Gediz vadisinde genç tektonik olaylar ve buna bağlı jeotermal enerji olanakları, T.J.K. Bildiri özleri kit., 68.

Kavak, K., Ş., 2005. Menderes Masifi ve Gediz Grabeni civarında paleotektonik ve neotektonik yapıların Landsat TM görüntülenmesi ve incelenmesi, Türkiye Kuvaterner Sempozyumu.

64

Kennedy, G.C., 1950. A portion of the system silica-water. Econ.Geol. 45, 629-653.

Koçyiğit, A., Yusufoğlu, H., Bozkurt, E., 1999. Evidence from the Gediz graben for episodic two-stage extension in western Turkey. J Geol Soc Lond 156:605-616.

Kun, N., 1983. Çine dolayının petrolojisi ve Menderes Masifi'nin güney kesimine ait petrolojik bulgular: (Doktora tezi) D.E.Ü, Fen Bil Ens, 124 s.

Kun, N., Candan, O., 1987a. Ödemiş Asmasifi'ndeki leptitlerin dağılımı, konumları ve oluşum koşulları, TBAG-688 nolu proje, 133 s.

Kun, N., Candan, O., 1987b. Menderes Masifi'ndeki erken paleozoik yaşlı bazik damar kayaları, H.Ü., Yer Bil Derg. c, 14.

Kun, N., Candan, O., Dora, O.Ö., 1988a. Kiraz-Birgi yöresinde (Ödemiş-Menderes Masifi) metavolkanitlerinin (leptitlerin) varlığı:Türkiye Jeol, Kur, Bült, 32, 21-35.

Mahon, W.A.J., 1966. Silica in hot water discharged from drillholes at Warakei, New Zealand. N.Z.J. Sci., 9, 135-144.

Morey, G.W., Fornier, R.O., and Rowe, J.J., 1962. The solubility of quartz in water in the temperature invertal from 25-3000C. Geochim. Cosmochim. Acta 26, 1029-1043.

Nicholson, K., 1993. Geothermal Fluids, Chemistry and Exploration Techniques. Springer-Verlag, Berlin, 263 p.

Okay, A.I. & Satır M., 2000. Coeval plutonism and metamorphism in a latest Oligocene metamorphic core complex in northwest Turkey. Geological Magazine 137, 495–516.

Okay, A.I., 2001. Stratigraphic and metamorphic inversions in the central Menderes Massif: a new structural model. Int. J. Earth Sci., 89, 709-727.

Öngür, T., 2005. Jeotermal Enerji seminer Kitabı, TMMOB Makine Müh. Odası, 7. Ulusal Tesisat Mühendisliği Kongresi, Oda Yayın No: E/2005/393-2 ISBN 975-95-968-0, Jeotermal Sahalarda Jeolojik ve Jeofizik Arama ilke ve Stratejileri s.21-40.

Özgür, N., 1998. “Aktive unf fossile Geothermalsysteme in den kontinentalen Ristzones des Menderes Massives, Wanatolien, Türkei: Habilitationsschrift, Freie Universitat Berlin, 171 S.

Özgür, N., Pekdeğer, A., 1995. Active geothermal systems in the rift zones of the Menderes Massif. Western Anatolia. Turkey: in; Kharaka, Y.K and

65

Chudoev, O.V. (eds.); Proc. Internat. 8th Symp. On Water-Rock Interaction. Vlodivostok/Russia, 10, 529-532.

Palabıyık, Y., Serpen, U., 2008. Geochemical assessment of Simav geothermal field Turkey. Revista mexicana de Ciencias Geologicas, V.25, num,3, P. 408-425.

Purvis, M., Robertson A.H.F., 2004. A pulsed extension model for the Neogene-Recent E-W trending Alaşehir graben and the NE-SW trending Selendi and Gördes Basins, Western Turkey, Tectonophysics 391:371-201.

Purvis, M., Robertson, A.H.F., 2005a. Sedimantation of the Neogene-Recent Alaşehir (Gediz) continental graben systems used to tost alternative tectonics models for western (Aegean) Turkey, Sedimentary Geology, 173, 373-408.

Rinehart, J.S., 1980. Geysers and Geothermal Energy, Springer-Vertag. P: 223, New York, USA.

Sarıkaya, M. A., 2004. Gediz detachment zone: Fault rock stratigraphy and tectonic significance. Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University, 30 (2004), 63-79.

Schuling, R.D., 1958. Menderes Masifi'ne ait bir gözlü gnays üzerinde zirkon etüdü: Maden Tetkik Arama Derg. 51, 38-41.

Schuling, R.D., 1962. Türkiye'nin GB'sındaki Menderes Migmatit Kompleksinin petrolojisi yaşı ve yapısı hakkında: Maden Tetkik Arama Derg, 58, 71-84.

Sclater, J.G., Parsons, B.and Japuart, C.,1981. Oceans and contynents : similarities and differences in the mechanism of heat loss, J. Geophys. Res., 86, B12, 11535­11552, 1981.

Serpen, U., Mıhçakan, M., 1999. Heat flow and related geothermal potentials of Turkey. Geothermal Resources Council (GRC) Annual Meeting. GRC transactions, 23, 485-490.

Seyitoğlu, G., Işık, V., Çemen, I., 2004. Complete Tertiary exhumation history of the Menderes Massif, western Turkey; an alternative working hypothesis. Terra Nova 1616: 358-364.

Şengör, A.M.C., Satır M., Akkök R., 1984. Timing of tectonic events in the Menderes Massif, Western Turkey: Implications for tectonic evolution and evidence for Pan-African bassement in Turkey: Tectonics, 3/7, 693-707.

66

Şimşek, Ş., 1988. Büyük Menderes Grabeni Jeotermal Alanları ve Yararlanma Olanakları. Mühendisik Jeolojisi Bülteni, Erguvanlı Özel sayısı- İstanbul, sayı 10, 39-45.

Taşkın, C., 1974. Manisa ili Alaşehir ilçesi civarında çimento hammadde imkanlarının araştırılması, MTA yayn. Ankara, No: 5298.

Tezcan, L., 1992. Karst Akifer sistemlerinin trityum izotopu yardımıyla Matematiksel Modellemesi, Doktor Tezi, Hacettepe Üniversitesi. Fenbilimleri Enstitüsü, Beytepe, Ankara, 121 s.

Truesdell, A.H., Nathenson, M., Rye, R.O., 1977. The effects of subsurface boiling and dilution on the isotopic compositions of Yellowstone thermal waters. J. Geophys. Res., 82, 3694-3703.

Turcotte, Donald L., and Gerald Schubert., 2002. "Geodynamics(; Cambridge." Press, Cambridge University , 2002.

Van Hinsbergen, D.J.J., Dekkers, M.J., Bozkurt, E., Kopman, M., 2010b. Exhumation with a twist: paleomagnetic constraints on the evolution of the Menderes metamorphic core complex, Western Turkey. Tectonics 29. DOI: 10.1025/2009T/002596.

Verge NJ, 1995. Oligo-Miocene extensional exhumation of the Menderes Massif, western Anatolia. Terra Abstr 7:117.

Washington, H.S., 1894. On the basalts of Kula: American Journal Science, 47:114-123.

Washington, U.S., 1900. The composition of Kulaite: Journal of Geological Education, 8:610-620.

White, D.E., 1965. Saline waters of sedimentary rocks. In Fluids in Subsurface Environments. Symp. Amer. Assoc. Petroleum Geologists, 324-366.

Yazman, M., 1998. Alaşehir Grabeninin değerlendirme raporu, TPAO Ankara,3864,146 s.

Yıldırım, B., 2015. Kurşunlu (Salihli, Manisa) ve yakın çevresi jeotermal sularının hidrojeolojik, hidrojeokimyasal ve izotop jeokimyasal özellikleri, Yüksek lisans tezi.

Yılmaz, Y., 1989. An approach to the origin of young volcanic rocks of western Turkey. In: Tectonic Evolution of the Tethyan Region (Şengör, A.M.C.,eds.), 159-189, Kluwer.

Zorlu ÇED raporu, 2013. ZORLU Jeotermal Enerji Elektrik Üretim A.Ş, 45 MWe Alaşehir jeotermal enerji santrali projesi Çevresel Etki Değerlendirmesi başvuru dosyası.

67

EKLER

68

EK-1. Menderes masifinin jeolojik haritası ve Çalışma alanı basitleştirilmiş jeolojik enine kesiti (Yazman, 1998)

69

70

EK-2. Çalışma alanı birinci jeotermal arama kuyusuna ait kesit (Yazman, 1998)

71

EK-3. Çalışma alanı ikinci jeotermal arama kuyusuna ait kesit (Yazman, 1998)

72

ÖZGEÇMİŞ

Adı ve Soyadı : Yeşim BOSTANCI

Doğum Yeri ve Yılı : Samsun/Vezirköprü, Türkiye. 1991

Medeni Hali : Bekar

Lise : 2005-2009 Gümüşpala Anadolu Lisesi, İzmir

Lisans : 2009-2014 Süleyman Demirel Üniversitesi, Isparta

Jeofizik Mühendisliği

Yüksek Lisans : 2015-2016 Süleyman Demirel Üniversitesi, Isparta

Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Mineroloji

petrografi Anabilim Dalı