Seminer; Ýzotoplar ve Hidrojeolojide Kullaným Alanlarý Selma (Altýnkale) Demer Jeotermal Enerji, Yeraltýsuyu ve Mineral Kaynaklarý Araþtýrma ve Uygulama Merkezi selma@mmf.sdu.edu.tr Öz: Ýzotoplar, ayný elementin farklý sayýda nötrona sahip çeþitleridir. Ýzotop jeolojisi, jeolojik araþtýrma, geliþtirme ve izleme çalýþmalarýna önemli bir yere sahiptir. Bunun baþlýca nedenleri (i) izotop ayrýmlaþmasýnýn sýcaklýk, kayaçakýþkan etkileþimi, sýcak-soðuk su karýþýmlarý ve buhar ayrýþmasý gibi fiziko-kimyasal süreçlere son derece duyarlý olmasý ve (ii) izotoplarýn fiziksel ve kimyasal özelliklerini korumalarý nedeniyle, sularýn kökenlerini ve bölgesel akým yönlerini belirlemede iz sürücü parametreler olarak kullanýlabilmesidir. Suyun duraylý izotop bileþimi meteorik proseslerle nitelendirilir ve böylece kýsmi bir çevrede beslenim sularý karakteristik izotopik iþarete sahiptir. Çevresel izotoplar yeraltýsuyunun varlýðý ve yaþýný belirlememizi saðlayan verilerdir. Sudaki izotoplara bakarak yeraltýsuyu kalitesi, jeokimyasal evrim, beslenim prosesleri, sukayaç iliþkisi, tuzluluk ve kirlilik proseslerinin kökeni hakkýnda bilgi vermektedir. H, C, N, O ve S gibi elementlerin duraylý izotoplarý su, karbon, besin ve katý döngüsünün izleyicisi olarak hizmet eder. Radyoaktif çevresel izotoplar da hidrojeolojide önemlidir. Bu izotoplarýn bozuþmalarýndan zaman ölçümü yapýlýr. Ýzotoplar Hakkýnda Genel Bilgiler Bir elementin her atomunda proton sayýsý ayný olmasýna karþýn, nötron sayýlarý deðiþebilmektedir. Farklý nötron sayýlarýna sahip atomlarýna o elementin izotoplarý adý verilmektedir. Yani izotoplar, ayný elementin farklý sayýda nötrona sahip çeþitleridir. Ýzotoplarýn kimyasal bileþimleri ayný olmasýna karþýn kütlelerinde farklýlýklar vardýr. Ýzotoplar genel olarak iki gruba ayrýlabilirler: duraylý ve duraysýz (radyoaktif) izotoplar. Duraylý izotoplar: Buharlaþma ve yoðunlaþma gibi fiziko-kimyasal proseslerle konsantrasyonlarý deðiþmesine raðmen zaman içinde deðiþmeyen izotoplardýr. Yani duraylý (kararlý) izotoplar, radyoaktif bozuþma göstermeyen izotoplardýr. Hidrojenin 1 H, 2 H (D, döteryum) ve 3 H (T, trityum) izotoplarý vardýr ve trityum izotopu radyoaktiftir. Duraysýz (radyoaktif) izotoplar: Bunlar, radyoaktif bozuþma yoluyla ( -bozuþmasý, -bozuþmasý, nükleer fizyon gibi) baþka bir elemente dönüþen izotoplardýr. 87 Rb, 147 Sm, 235,238 U, 232 Th ve 40 K gibi radyoaktif izotoplar, yaygýn olarak radyometrik yaþ ölçümlerinde kullanýlýrlar. Duraylý izotoplar jeokimya ve fiziksel jeolojiyi tamamlayan bazý araþtýrmalara katkýda bulunmaktadýr. Suyun duraylý izotop bileþimi meteorik proseslerle nitelendirilir ve böylece kýsmi bir çevrede beslenim sularý karakteristik izotopik iþarete sahiptir. Bu iþaret yeraltýsuyunun varlýðý için doðal bir izleyici olarak iþlev görür. Diðer deyiþle radyoizotop bozuþmasý sirkülasyon zamanýnýn ölçümünü bize verir. Böylece yeraltýsuyu yenilenebilir. Çevresel izotoplar yeraltýsuyunun varlýðý ve yaþýný belirlememizi saðlayan verilerdir. Sudaki izotoplara bakarak yeraltýsuyu kalitesi, jeokimyasal evrim, beslenim prosesleri, su-kayaç iliþkisi, tuzluluk ve kirlilik proseslerinin kökeni hakkýnda bilgi vermektedir (Clark ve Fritz, 1997). 11
Duraylý izotoplar çevremizde bol bulunan H, C, N, O ve S gibi elementlerin izotoplarýndan oluþmaktadýr. Bunlar hidrolojik, jeolojik ve biyolojik sistemlerin baþlýca elementleridir. Bu elementlerin duraylý izotoplarý su, karbon, besin ve katý döngüsünün izleyicisi olarak hizmet eder. Bunlar ayný zamanda hafif elementtirler. Bunlarýn izotoplarý arasýndaki relative kütle farklýlýklarý fiziksel ve kimyasal reaksiyonlar süresince ölçülebilir ayrýmlaþmalarý belirten þekilde büyüktür. Örneðin 2 H, 1 H in kütlesinden %100 kat daha fazla kütleye sahiptir. Buna karþýlýk bromun 2 duraylý izotopu ( 81 Br ve 79 Br) sadece %2,5 lik bir kütle farkýna sahiptir. Radyoaktif çevresel izotoplar da hidrojeolojide önemlidir. Bu izotoplarýn bozuþmalarýndan zaman ölçümü yapýlýr. Böylece çevresel radyonüklidler ( 13 C ve 3 H gibi) yeraltýsuyunun yaþý ve sirkülasyonunu belirlemekte kullanýlabilir. Biyokimyasal döngüler ve toprak-su-atmosfer proseslerinin araþtýrýlmasýnda bunlarýn önemi gittikçe artmaktadýr ve kirlilik hidrojeolojisinde yeni uygulama alanlarý geliþmektedir (Clark ve Fritz, 1997). Suyun Duraylý Ýzotoplarý ( 18 O ve D) Oksijen (Z=6) yerkabuðunda en bol bulunan kimyasal elementtir ve suyun yapýsýnda hidrojen ile birleþmiþtir (H 2 O). Oksijen, yaklaþýk bolluk oranlarý 16 O=%99,63, 17 O=%0,0375 ve 18 O=%0,1995 olan 3 duraylý izotopa sahiptir. Hidrojenin (Z=1) 1 H ve 2 H (D) olmak üzere 2 adet duraylý ( 1 H=%99,985, 2 H=%0,0148) izotopu vardýr (Lederer ve dið., 1967). Hidrojenin izotop jeolojisi, izotoplarý arasýndaki büyük kütle farklarý nedeniyle ilginçtir. Büyük kütle farklýlýklarý nedeniyle karasal örneklerin D/H oraný %70 e kadar deðiþmektedir. Hidrojen hidrosferde ve biyosferde oluþmakla kalmayýp ayný zamanda kil mineralleri, zeolitler, mikalar, amfiboller, klorit, serpantin, jips ve bazý oksit minerallerini içeren bazý mineral oluþumlarýnda da önem taþýmaktadýr. Hidrojen ve oksijen, yeryüzünde jeolojik proseslerin büyük bir kýsmýna beraberce katýlýrlar (Faure, 1986; Friedman ve O neil, 1978; Hoefs, 1980). Oksijenin üç, hidrojenin iki duraylý izotopunun olmasý nedeniyle su molekülleri 9 farklý konfigürasyonda olurlar. H 2 16 O, H 2 17 O, H 2 18 O, HD 16 O, HD 17 O, HD 18 O, D 2 16 O, D 2 17 O ve D 2 18 O Suyun farklý izotopik moleküllerinin buhar basýncý izotoplarýn kütleleri ile ters orantýlýdýr. Örneðin, H 2 16 O, D 2 18 O dan daha yüksek buhar basýncýna sahiptir. Bu nedenle, suyun buharlaþmasý sürecinde buhar fazý hafif izotoplarca (H ve 16 O) zenginleþirken, aðýr izotoplar (D, 18 O) geriye kalan artýk sývý fazýnda deriþmektedir (Þekil 1; Faure,1986). Oksijen ve hidrojenin kararlý izotoplarý hidrolojik çalýþmalarda genellikle izleyici olarak kullanýlmaktadýr. Genel olarak duraylý izotoplar, verilen elementin iki en bol izotopunun oraný olarak ölçülür. Oranlardaki bu deðiþimler ancak kütle spektrometreleriyle saptanabilir. Kütle spektrometresi, iyonlaþtýrýlmýþ ölçüm gazýnýn hýz süzgecinden geçtikten sonra manyetik alan uygulanmasý esnasýnda farklý iyonlarýn farklý dairesel yörüngeler çizerek kolektörlerde toplanmasý ve yükselteç ve diðer elektronik sistemler aracýyla ölçülmesi prensibi ile çalýþýr (Çifter ve Sayýn, 2002). Oksijen ve hidrojenin izotopik bileþimleri, 18 O/ 16 O ve D/H oranlarýnýn farklýlýklarý açýsýndan belirtilmektedir. Deniz suyunun izotopik bileþimi referans olarak kullanýlan SMOW olarak bilinir. SMOW (Standard Mean Ocean Water) ilk defa Craig (1961a,b) tarafýndan tanýmlanmýþtýr. SMOW, okyanus sularýnýn ortalama izotop bileþimini yansýtmakta ve D=0 ve 18 O=0 deðerleriyle tanýmlanmaktadýr (Þekil 1; Gonfiantini,1978; Gat ve Gonfiantini, 1981). 12
Jeolojik malzemelerdeki duraylý izotop bileþimleri, belli bir standardýn bileþiminden olan sapmalar þeklinde, (delta) parametresi ile ifade edilir: (aðýr izotop / hafif izotop) örnek - (aðýr izotop / hafif izotop) standart aðýr izotop ( ) = -------------------------------------------------------------------------- x 10 3 (aðýr izotop / hafif izotop) standart Oksijen ve hidrojen izotoplarý için bu durum (D / H) sample - (D / H) SMOW D ( ) = ------------------------------------------- x 10 3 (D / H) SMOW ( 18 O/ 16 O) sample - ( 18 O / 16 O) SMOW 18 O ( ) = ------------------------------------------- x 10 3 ( 18 O / 16 O) SMOW þeklinde olmaktadýr. ä deðeri baðýl bir deðerdir. Yani ä deðeri, numunenin 18 O/ 16 O veya 2 H/ 1 H oraný bir standardýn 18 O/ 16 O veya 2 H/ 1 H oranýndan farklýlýðýdýr (Çifter ve Sayýn, 2002). Þekil 1. Farklý su kaynaklarýnýn izotop bileþimini ve fiziko-kimyasal süreçlerin su bileþimi üzerine etkilerini gösterir D - 18 O diyagramý (Güleç ve Mutlu, 2003) (veri kaynaklarý: magmatik sular - Taylor, 1974; Sheppard, 1977; metamorfik sular - Taylor, 1974; Sheppard, 1981; fosil sular - Taylor, 1974; magmatik biyotit ve hornblend Taylor, 1974) 13
Yeraltýsuyu, jeotermal akýþkan, kayaç veya mineral gibi jeolojik malzemelerde yürütülen H- ve O-izotop analizleri, H/D ve diðer oksijen izotoplarýna oranla 17 O izotopunun doðadaki deriþiminin çok küçük olmasý nedeniyle 16 O/ 18 O oranlarýnýn ölçümünü hedef almaktadýr (Clark ve Fritz, 1997). Standarda göre suyu karakterize eden negatif deðerler izotopik olarak tükenmeyi (yani aðýr izotop açýsýndan fakir olduðunu), pozitif deðerler ise su örneðine göre izotopik zenginleþmeyi (aðýr izotop açýsýndan zengin olduðunu) göstermektedir. Ölçüm doðruluðu 18 O için 0,15 ve 2 H için 1 dir (IAEA, 1998). Okyanuslardaki buharlaþma süreci (hafif izotoplarýn buhar fazýna geçmesi) ve bunu takiben bulutlarda meydana gelen yoðunlaþma (kondense olma) süreci sonucunda, meteorik yaðýþlar ile oluþan yüzey sularý deniz suyuna oranla daha düþük 18 O ve D deðerlerine sahip olmaktadýr. Dünya üzerindeki farklý lokasyonlardan alýnan çok sayýdaki yaðýþ (yaðmur, kar) sularýnda gerçekleþtirilmiþ olan izotop analizleri, meteorik sularýn 18 O ve D deðerlerinin D = 8 ( 18 O ) + 10 denklemi ile tanýmlanan (Craig, 1961a) çizgisel bir iliþkiye sahip olduðunu göstermiþtir (Craig, 1961b; Güleç ve Mutlu, 2003; Þekil 1). Þekil 2 de hidrojeolojide sýk kullanýlan þematik äd-ä 18 O grafiði ve bu grafik üzerinde olasý karýþým sularýnýn bulunabileceði ortamlar gösterilmiþtir. Þekilde gösterilen Dünya Meteorik Su Doðrusunu (DMD) tanýmlayan eþitlik þöyledir: äd=8ä 18 O+d Bu eþitlikteki d deðeri ya da Þekil 2 de Dünya Meteorik Doðrusunun (küresel meteorik doðru) y eksenini kestiði nokta Döteryum Fazlasý olarak tanýmlanýr ve yaðýþa kaynak oluþturan deniz suyunun buharlaþma miktarýnýn bir göstergesidir. Dünya Meteorik Doðrusunun d deðeri 10 dur ve okyanuslarýn üzerindeki atmosferdeki baðýl nemliliðin fonksiyonudur. Bu özelliði ile paleoiklim çalýþmalarýnda önemli bilgiler saðlamaktadýr. d deðeri buharlaþmanýn fazla olduðu bölgelerde daha pozitif deðerlere ulaþýr ve jeolojik devirlerde hakim olan iklim koþullarýna baðlý olduðu gibi dünya üzerinde yerel olarak da deðiþmektedir. Örneðin ülkemizin de içinde bulunduðu Doðu Akdeniz iklimi için bu deðer +24 dir (Gat, 1971). Bu nedenle izotop çalýþmalarý sýrasýnda öncelikle yerel meteorik doðrunun oluþturulmasý gerekmektedir. Çünkü bölgedeki tatlý sularýn kaynaðý bu doðruyu oluþturan yaðýþlardan kaynaklanmaktadýr (Kurttaþ, 2002). Þekil 2. Þematik äd-ä 18 O grafiði ve karýþým oluþturan uç sular (Kurttaþ, 2002) 14
Þekil 2 de önemli bir buharlaþmanýn olmadýðý yüzey ve yeraltýsularý Dünya Meteorik Doðrusu (DMD) üzerinde bulunurlar. Ýlkbahar ve yaz yaðýþlarý ile alt kotlardaki yaðýþlarý temsil eden sular äd ve ä 18 O doðrusu üzerinde B noktasý yönünde, sonbahar ve kýþ yaðýþlarý ile topoðrafik olarak üst yüksekliklerdeki yaðýþlar ise doðrunun A noktasýna yakýn yerleþirler. Þekil 2 de gösterilen buharlaþma etkisi altýnda olan sular eðimi DMD ndan (eðimi 8) daha düþük bir deðere sahiptir ve genellikle 3 ile 8 arasýnda deðiþen doðrular üzerinde yer alýrlar. (Coplen et. al., 2000). Buharlaþma doðrusunun eðimi nemlilik, sýcaklýk, tuz konsantrasyonu gibi etkenlere baðlýdýr (Gat, 1981) ve meteorik doðru ile olan kesiþme noktasý ise yüzey sularýnýn buharlaþmadan önceki izotopik kompozisyonunu gösterir (Kurttaþ, 2002). Meteorik sularýn 18 O deðerleri 0 ile 60, D deðerleri ise +10 ile 400 arasýnda deðiþmektedir. Meteorik sularýn 18 O ve D deðerleri yýllýk ortalama hava sýcaklýðýna baðlý olarak deðiþim göstermektedir. Sýcaklýk düþtükçe izotop ayrýmlaþma faktörü, dolayýsýyla sularýn aðýr izotop/hafif izotop oranlarý artmaktadýr (Dangsgaard, 1964). Ayrýca bu deðerler, bulunulan bölgenin enlemine ve deniz seviyesinden olan yükseltisine baðlý olarak da deðiþmektedir; enlem ve yükseklik arttýkça, 18 O ve D deðerleri düþmektedir (Faure, 1986). Yapýlan çalýþmalar doðal sularýn 5 ana bileþene (kaynaða) sahip olduðunu göstermiþtir. Bunlar 1) meteorik sular (yaðýþlar, akarsu ve göl gibi yüzey sularý ve yeraltý sularý), 2) deniz suyu, 3) derin kökenli fosil sular, 4) metamorfizma sürecinde salýnan metamorfik sular ve 5) magmatik sulardýr (Güleç ve Mutlu, 2003). Bunlarýn her biri kendilerine özgü izotop bileþimlerine sahiptir (Þekil 1). Fosil sular sedimanter havzalarda, diyajenetik süreçler sýrasýnda, sedimanlar içerisinde hapsedilmiþ olan (ve esas olarak meteorik ya da deniz suyu kökenli) olan sulardýr. Magmatik sularýn izotop bileþimi, magmatik kayaçlarýn izotop bileþimlerinden yola çýkýlarak tanýmlanmýþtýr ve 18 O ile D deðerleri, sýrasýyla, +5.5 ile +13 ve -40 ile -80 arasýnda deðiþmektedir (Taylor, 1974; Sheppard, 1981). Metamorfik sularýn izotop bileþimleri, (300-600 o C civarýndaki sýcaklýklarda) metamorfizma sýrasýnda, oksijen ve hidrojen içeren mineraller ile akýþkan arasýndaki denge durumuyla kontrol edilmektedir. Bu sularýn 18 O ile D deðerleri, sýrasýyla, +3 ile +25 ve -20 ile 65 arasýnda deðiþmektedir (Taylor, 1974; Sheppard, 1981). Su buharýnýn yoðunlaþmasý (kondense olmasý) ile oluþan ilk yaðmur damacýklarý, D ve 18 O gibi aðýr izotoplarca zengin olmaktadýr (Þekil 1). Yaðýþ devam ettikçe, buhardan D ve 18 O ayrýþmasý da devam etmekte ve sonuçta geri kalan buhar fazý hafif izotoplar olan H ve 16 O izotoplarýnca deriþmektedir. Dolayýsýyla havadaki buhar fazý, yaðmur, kar veya dolu yaðýþlarý devam ettikçe, daha negatif D ve 18 O deðerlerine sahip olmaktadýr. Buhar fazý bu negatif deðerlere sahip oldukça, yaðýþlarda da zaman içinde negatif D ve 18 O deðerleri geliþmektedir (Güleç ve Mutlu, 2003). Jeotermal akýþkanlarýn H- ve O-izotop bileþimleri sadece akýþkanýn kaynaðýný deðil ayný zamanda akýþkanýn yeraltý dolaþýmý sýrasýnda maruz kaldýðý fiziko-kimyasal süreçleri irdelemede de kullanýlabilmektedir. Buharlaþma (ani basýnç düþmelerine baðlý olarak yeraltýnda da meydana gelebilmektedir), yoðunlaþma (buhar fazýnýn sývý fazda kondense olmasý) ve kayaç-akýþkan etkileþimi, söz konusu fiziko-kimyasal süreçlerin baþlýcalarýdýr (Güleç ve Mutlu, 2003). 15
Radyoaktif Ýzotoplar Hidrojeolojide en çok kullanýlan radyoaktif izotoplar ise trityum ( 3 H) ve karbon-14 ( 14 C) tür (Dansgaard, 1964). Yarý ömrü 12.32 yýl (4500±8 gün) olan ve beta bozunmasý veren trityum, atmosferin üst tabakalarýndaki azot atomlarýyla kozmik nötronlarýn etkileþmesinden doðal olarak oluþtuðu gibi, termonükleer denemeler sonucunda da oluþmaktadýr. Trityum atomlarý doðada 1.10-15 oranýnda bulunur. Trityumun sulardaki konsantrasyonu Trityum Birimi (Tritium Unit, TU) cinsinden ifade edilmektedir. 1 TU = 1 atom 3 H / 10 8 atom H dir. Radyoaktif olmasýndan dolayý uðradýðý zamansal deðiþim nedeniyle yeraltýsularýnýn baðýl yaþýnýn (eskilik derecesi) belirlenmesi çalýþmalarýnda kullanýlmaktadýr. Ayrýca yeraltýsularýnýn rezervuarda yenilenme sürelerinin tahmini yapýlmaktadýr. Yenilenme süresinin tahmini yeraltýsuyu hareket hýzýnýn belirlenmesinde rol oynamaktadýr. Radyoaktif izotoplarýn bir baþkasý ise karbon-14 dür. Karbon -14, 5730 yýl yarý ömre sahiptir ve 156 kev maksimum beta enerjisi verir. Doðada 1.10-12 bolluðunda bulunan bu izotop da trityum izotopu gibi atmosferde doðal olarak ve nükleer denemelerle oluþarak hidrolojik çevrime girer. Karbon- 14 genelde yeraltýsuyu yaþýnýn belirlenmesi amacýyla kullanýlýr. Trityum ve karbon-14 analizlerinde yaygýn olarak kullanýlan sistemlerden birisi sývý sintilasyon sayma sistemidir. Sývý sintilasyon sayma sistemi, sayým için bir yöntemle hazýrlananmýþ sintilatör ilaveli numunenin sayma sisteminde sayýlmasý prensibine dayanýr. Numune içindeki beta parçacýklarý atom çekirdeklerinden yayýnlanýr, sintilatör atomlarý uyararak fotonlarý oluþturur ve bu fotonlar fotoçoðaltýcý tüp aracýlýðýyla elektriksel darbelere dönüþtürülerek çýkýþ sinyali olarak ölçülür (Çifter ve Sayýn, 2002). Ýzotoplarýn Hidrojeolojide Kullaným Alanlarý Ýzotop jeolojisi, jeolojik araþtýrma, geliþtirme ve izleme çalýþmalarýna önemli bir yere sahiptir. Bunun baþlýca nedenleri (i) izotop ayrýmlaþmasýnýn sýcaklýk, kayaç-akýþkan etkileþimi, sýcak-soðuk su karýþýmlarý ve buhar ayrýþmasý gibi fiziko-kimyasal süreçlere son derece duyarlý olmasý ve (ii) izotoplarýn fiziksel ve kimyasal özelliklerini korumalarý nedeniyle, sularýn kökenlerini ve bölgesel akým yönlerini belirlemede iz sürücü parametreler olarak kullanýlabilmesidir (Güleç ve Mutlu, 2003). Hidrolojik dolaþýmda, hidrojen ve oksijenin kararlý izotoplarýnýn izotopik içeriklerinde baþta sýcaklýk olmak üzere yersel ve zamansal faktörlere baðlý olarak birtakým deðiþiklikler oluþur. Bu izotopik deðiþimler, sularýn hareketlerinin izlenmesini saðlar. Radyoaktif izotoplar ise yarýlanma ömürleri nedeniyle sularýn eskilik derecelerinin belirlenmesi, sularýn akiferde kalýþ ve yenilenme süresinin belirlenmesinde izleyici olarak kullanýlýrlar. Yerüstü ve yeraltý sularý, nehirler, sýcak ve mineralli sular, yaþlý sular ve göllerde yapýlan çalýþmalarda kullanýlan izotop tekniklerinin uygulama alanlarý aþaðýda özetlenmiþtir (Çifter ve Sayýn, 2002): Yeraltýsularýnýn beslenme alanlarýnýn belirlenmesi; Baraj ve göl kaçaklarýnýn etüdü; Çeþitli su kütlelerinin birbirleriyle iliþkilerinin saptanmasý; Akiferlerin su taþýma özelliklerinin belirlenmesi; Kar-su eþdeðerinin belirlenmesi; Nehir ve deniz tabanýndaki sürüntü maddesinin ölçülmesi; Yeraltýsuyu eskilik derecelerinin belirlenmesi; Yeraltýsuyunun akiferde kalýþ ve yenilenme sürelerinin belirlenmesi; Farklý su kütlelerinin karýþým oranlarýnýn belirlenmesi çalýþmalarýnda kullanýlmaktadýr. 16
Sonuç olarak H- ve O-izotoplarý, sularýn beslenim ve boþalým alanlarýnýn kaynaðýný tanýmlamada (örneðin düþük kotlardaki yaðýþlar ile beslenen sýð/yüzey akiferleri, yüzey akiferden geçirimsiz tabaka ile ayrýlan ve daha yüksek kotlardaki yaðýþlardan beslenen derin bir akifere oranla daha yüksek 18 O ve D deðerlerine sahip olmaktadýr), beslenim zamanýnýn mevsimsel deðiþikliklerini tanýmlamada (sýcaklýk etkisinin kullanýmýyla yapýlabilir), farklý akiferlerden ve/veya farklý kaynaklardan (meteorik, magmatik, metamorfik vb.) gelen sularýn karýþýmlarýnýn belirlenmesinde, yeraltýnda ani basýnç düþmelerine (sularýn derin dolaþýmlarý sýrasýnda bir fay zonuna rastlamalarý sonucu oluþabilen ve/veya iþletilmekte olan jeotermal sahalarda sondaj kuyularýndaki üretimden kaynaklanan) baðlý kaynama-buharlaþma süreçleri, kayaç-akýþkan etkileþimleri gibi konularda uygulama alanlarý bulmaktadýr (Clark ve Fritz, 1997; Güleç ve Mutlu, 2003). Tablo 1 de izotoplarýn hidrolojide kullaným alanlarý özet olarak verilmiþtir. Tablo 1. Ýzotoplarýn hidrolojide kullaným alanlarý (Tezcan, 2002) Hidrolojik süreç D 13 C 15 N 18 O 87 Sr H 14 C 36 Cl Beslenme ve Akým hesabý Yüzey-Yeraltýsularý iliþkisi Ortalama yeraltýsuyu hýzý 5 yýldan genç sistemler 5-30 yaþ arasý sistemler Yeraltýsuyunun kökeni 30 yýldan genç yerel sistemler Bölgesel sistemler Beslenme Bölgesi ya da Köken suyun belirlenmesi Yerel sistemler Bölgesel sistemler Akiferler arasý sýzma Karstik Sistemler Çatlaklý Kayaçlar Yeraltýsuyu Akým ve Depolama 17 Özelliklerinin Belirlenmesi Dispersivite çalýþmalarý Yeraltýsuyu ve Yüzey suyu akým bileþenlerinin belirlenmesi Çözülü maddelerin kökeni Jeokimyasal reaksiyon modeli Yeraltýsuyu Yaþýnýn Belirlenmesi 5 yýldan genç sistemler 5-50 yýl 50-1000 yýl 1000-40000 yýl 60000-1200000 yýl Kaynaklar Altýnkale, S., 2004. Duraylý izotoplar ve hidrojeolojide kullanýlmasý. Süleyman Demirel Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Semineri III, 23s. Clark, I. ve Fritz, P., 1997. Environmental isotopes in hydrogeology, Lewis Publ., Boca Raton, 328p. Coplen, T.B., Herczeg, A.L. ve Barnes, C, 2000. Isotope engineering, using stable isotopes of the water molecule to solve practical problems. Environmental Tracers in Subsurface Hydrology (editors. P.G. Cook and A. L. Herczeg), Kluwer Academic Publishers, Australia, 529p. Craig, H., 1961a. Isotopic variations in meteoric waters. Science 133, 1702-1703. Craig, H., 1961b. Standard for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18 in natuarl waters. Science, 133, 1702-1703. Çifter, C. ve Sayýn, M., 2002. Ýzotoplarýn Hidrolojide Kullanýlmasý. 1. Ulusal Hidrolojide Ýzotop Tekniklerinin Kullanýlmasý Sempozyumu, 21-25 Ekim 2002, 1-14, Adana. Dansgaard, W., (1964) Stable isotopes in precipitation. Tellus 16, 436-469. Faure, G., 1986. Principles of Isotope Geology. (2nd edition), John Wiley and Sons, New York, 589p. Friedman, I. ve O'neil, J. R., 1978. Hydrogen. In K. H. Wedepohl, ed., Handbook of geochemistry. Springer-Verlag, Berlin. Gat, J.R., 1971. Comments on the stable isotope method in regional groundwater investigations. Water Resources Research, v.7, pp.980-993. Gat, J.R., 1981, Isotopic fractination, in stable isotope hydrology, deuterium and oxygen-18 in water cycle. Technical Report Series 210, IAEA, Vienna, pp.21-34. Gat, J. R. ve Gonfiantini, R., 1981. Stable isotope hydrology, Deuterium and Oxygen-18 in the water cycle. IAEA, Tech. Rept. Series No.210, 337pp. 39 Ar 85 Kr Gonfiantini, R., 1978 Standards for stable isotope measurements in natural compounds. Nature 271, 534-536. Güleç, N. ve Mutlu, H., 2003, Jeotermal Alanlarda Ýzotop Jeokimyasý, Jeotermalde Yerbilimsel Uygulamalar, 11-21 Haziran 2002 Yaz Okulu Ders Kitabý (editörler: M.Y. Savaþçýn, N. Güleç, Þ. Þimþek ve M. Parlaktuna), Dokuz Eylül Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Yayýnlarý, Ýzmir, No. 306, s. 64-88. Hoefs, J., 1980. Stable isotope geochemistry, 3rd edition, Springer-Verlag, 241pp. IAEA, 1998. Analytical quality in the IAEA isotope hydrology laboratory: Some recent improvements. Water and environment news, IAEA, No.3, pp 5-7. Kurttaþ, T., 2002. Karýþým Sularýnda Kökensel Katkýlarýn Belirlenmesi. 1. Ulusal Hidrolojide Ýzotop Tekniklerinin Kullanýlmasý Sempozyumu, 21-25 Ekim 2002, 287-302, Adana. Lederer, C. M., Hollander, J. M. ve Perlman, I., 1967. Table of Isotopes. Sixth ed. John Wiley, New York, 594 p. Sheppard, S. M. F., 1977. Identification of the origin of ore-forming solutions by the use of stable isotopes. Volcanic Processes in Ore Genesis. Geological Society London, Special Publication, 7, 25-41. Sheppard, S. M. F., 1981. Stable isotope geochemistry of fluids. Rickard, D. T. and Wickman, F. E. (eds.), Chemistry and Geochemistry of Solutions at High Temperatures and Pressures. Phys. Chem. Earth, 13/14, 419-445. Taylor, H. P., 1974. The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition. Economic Geology, 69, 843-883. Tezcan, L., 2002. Hidrolojik çalýþmalarda kullanýlan yeni izotoplar ve kullaným alanlarý. 1. Ulusal Hidrolojide Ýzotop Tekniklerinin Kullanýlmasý Sempozyumu, 21-25 Ekim 2002, 15-24, Adana.