PDF Dosyası - Ankara Üniversitesi Kitaplar Veritabanı

MNIMMilMiffliMi

ANKARA ÜN İVERS İTES İ FEN FAKÜLTES İ YAYINLARI NO:60CEVHERM İ KROSKOB İSİGüner GÖYMENŞükrü KOÇANKARA • 2000

ÖNSÖZMaden mikroskobisi incelemeleri, bir maden yata ğının tüm özelliklerinin belirlenmesiiçin ç ıkılan yolda, her şeyden önce mineral tayinleri (parajenezi belirleme), minerallerinolu şum s ıras ı (süksesiyon) ve yap ı-doku ili şkileri gibi baz ı temel bilgilerin eldeedilmesini sağlar. Sonraki ara şt ırmalar ın daha bilinçli bir şekilde sürdürülebilmesi buçal ışmalar ın verilrinin uygun kullan ılmas ına bağl ıd ır.Maden yataklar ının olu şum prosesleri ve fizikokimyasal şartlar ının ortayakonulmas ında, mineralojik tayinler ve minerallerin yap ı-doku özellikleri di ğermetodlarla elde edilen bilgilerle beraber de ğerlendirildi ğinde önemli hale gelmektedir.Maden mikroskobisi, pahal ı ve zaman al ıc ı bir yöntem olan elektron mikroskopincelemelerinin yönelebilece ği hedefleri belirleme noktas ında da kaç ın ılmaz birbasamakt ır. Ayr ıca minerallerin dokusal ve boyutsal tan ımlamalarının yap ılmas ıylacevher zenginle ştirme i şleminin ilk çal ışmalar ına da ba şlanmış olmaktad ır.Lisans ve maden yataklar ı konusunda ara ştırma yapacak olan lisansüstü ö ğrencileri içinfaydal ı bir ba şvuru kayna ğı olacağın ı dü şündüğümüz bu kitap, şimdiye kadar dilimizdeyayınlanan birkaç kitaptan farkl ı bir biçimde haz ırlanm ıştır. Tüm yerbilimcilerinistifadesine sunulan eserde, Ramdohr'un (1965,1975) tan ımlamalarmdan ve tipikfoto ğraflar ından yararlan ılarak ayr ınt ılı yap ı-doku aç ıklamalar ı yap ılmışt ır. Ülkemizdegiderek artmakta olan maden mikroskobik ara şt ırmalarda, böylece mineral tayinlerininötesinde, yap ı-doku tiplerinin belirlenmesi ve bu özelliklerin cevher yata ğın ınoluşumunu aç ıklamada kullan ılmas ı konular ında eksikliği hissedilen Türkçe bir kayna ğakavu şulmu ş olmaktad ır.Kitapta ayr ıca, refleksiyon mikroskobunun tan ıtılmas ı, gerekli optik bilgiler,minerallerin iç yap ı özelliklerinin ortaya ç ıkarılmas ına yönelik a şınd ırma yöntemlerigibi konular da yer almaktad ır.Bu türden eserler çok say ıda ara şt ırmac ının çal ışmalarına dayal ı olarak haz ırlandığı için,kaynaklar bölümünde konuyla ilgili tüm yay ınların verilmesi gereksiz bir sayfa art ışınasebep olaca ğından, yaln ızca seçilmi ş olanlar ı verilmi ştir.Gösterilen bütün gayret ve titizli ğe rağmen kitapta eksiklikler ve hatalar bulunmas ın ıokuyucalar ın anlay ışla karşılayacaklar ını ve sonraki bask ılarda eksikliklerin giderilmesive hatalar ın düzeltilmesi için katk ıda bulunacaklar ını ümit ediyoruz."Maden Mikrokobisi" adl ı kitab ımızın haz ırlanmas ı sıras ında yoğun bir emek harcayanyüksek lisans ö ğrencimiz Şeyda Aydoğdu'ya te şekkür borçluyuz. Ayr ıca kitab ınbas ılmas ı sürecinde destek ve yard ımlarını gördüğümüz tüm üniversite personelinete şekkür ederiz.Ankara, 2000Güner GöymenŞükrü Koç

IÇINDEKILER1. Giri ş 12. Tarihçe 23. Maden Mikroskobik Ara şt ırma Metodlar ı3.1 Maden Mikroskobunun Yap ısı 33.1.1 Opakillüminatör 33.1.2 I şıkland ırma Tertibat ı 43.1.3 Objektif 53.1.4 Oküler 63.1.5 Apertür Nedir? 64. Maden Mikroskobunda Optik Gözlemler 74.1 Teorik Ön Bilgiler 74.2 Opak Minerallerin Kristal Opti ği 84.3 Opak Minerallerin Özellikleri 114.3.1 Fiziksel Özellikler: 114.3.2 Kimyasal Özellikler: 295. Maden Minerallerinin Yap ı-Doku Şekillerinin S ın ıflamas ı 415.1 Madenlerin Yap ı ve Doku Özelliklerinin Jenetik S ın ıflamas ı 425.1.1 Primer Yap ı ve Doku Özellikleri 425.1.2 Değ i şim Şekilleri (Kimyasal ve fizikokimyasal de ğ i şme ile meydanagelen şekiller) 435.1.3 Deformasyon Yap ısı (Mekanik-Kimyasal) 435.2 Madenlerin Yap ı ve Doku Tiplerinin Formal ( şekle göre) S ınıflanmas ı 445.2.1 Tanelerin Büyüme Şekillerine Göre Meydana Gelen Yap ılar 445.2.2 Tane Büyüklüğüne Göre Yap ılan Ay ırma 445.2.3 Bir Hac ım içine Da ğılma Tarz ına Göre Yap ılan Ay ırma 445.2.4 Hacim Dolduru ş Şekline Göre Ayr ılm ış Olan Tipler 455.3 Schwartz S ın ıflamas ı (1951) 455.3.1 Primer Yap ılar 455.4 Geometrik Esaslara Göre Yap ılan S ınıflama 465.5 Betechtin S ın ıflamas ı 475.5.1 Jenetik esaslara göre s ın ıflama 475.5.2 Morfolojik Esasalara Göre Yap ı lan S ınıflama 476. Maden Yataklar ı Tiplerine Göre Yap ı-Doku Şekilleri 486.1 Magmatik Yataklarda Görülen Yap ı-Doku Tipleri 486.2 Kontakmetazomatik Yataklarda Görülen Yap ı-Doku Tipleri 486.3 Hidrotermal Yataklar ın Yap ı-Doku Tipleri 496.4 Atmosferik Etkenlerle Te şekkül Eden Yataklar ın Yap ı-Dokusu 516.5 Sedimanter Maden Yataklar ının Yap ı-Doku Tipleri 526.6 Metamorfik Maden Yataklar ın ın Yap ı-Doku Tipleri 527. Maden Minerallerinin Yap ı Çe şitleri 537.1 Kristalle şme ve Kristalizasyon Yap ılar ı 537.2 Kat ı Eriyiklerin Ayr ı l ım Yap ılar ı 557.3 Kolloidlerin Kristalle şmesi İle Meydana Gelen Yap ılar 577.4 Ornatma (Verdrüngung, korrozyon) Yap ı lar ı 587.5 Bas ınç Yap ılar ı (Dinamo Metamorfizma Yap ılar ı) 598. Cevher Minerallerinde Görülen Yap ı Doku Tiplerinin Jenetik S ın ıflamas ı 608.1 Yap ı Ve Doku Tiplerinin Jenetik S ın ıflamas ı 618.1.1 Birincil Çökelme Dokular ı 618.1.2 Deği şim dokular ı 798.1.3 Deformasyon Dokular ı 1058.1.4 Radyoaktif de ğişim dokular ı 108

1. Giri şMaden mikroskobik ara şt ırma, ışığı geçirmeyen (opak) maddelerin (maden mineralleri,metal ala şımları, meteoritler, kömür) incelenmesinde kullan ılan bir metodtur. Yans ımakanununun esaslar ı göz önünde tutularak yap ılmış olan opakilluminatörlü polarizasyonmikroskobuna refleksiyon veya maden mikroskobu denir.Maden minerallerinin maden mikroskobu ile inceleme metodu ta şların polarizasyonmikroskobu ile petrografik incelenmesi için kullan ılan metotdan tümüyle farkl ıdır.Opak yani ışığı geçirmeyen maddeler en ince kesitlerinde dahi ışığı absorbeettiklerinden ötürü optik özellikleri polarizasyon mikroskobu ile incelenemez. Opakmaddenin optik özelliklerinin incelenmesi ancak bunlar ın parlat ılmış yüzeylerindeyans ıyan ışığın titre şim durumlar ının analizi ile ola ğandır.Objenin optik sabitelerinin ölçülmesi ve bunlar ın formüllerle gösterilmesi kantitatifrefleksiyon mikroskobunun problemlerindendir. Kantitatif ölçmeler kalitatifsaptamalardan daha zordur ve zaman al ıcıdır. Genel olarak opak maddelerinözelliklerinin kalitatif olarak saptanmas ı, bunların tan ınmas ı için yeterlidir.Refleksiyon mikroskobu ile yap ılan ara şt ırmalar ın gayesi iki önemli noktada toplan ır.1- Opak minerallerin tayini,2- Opak maddelerin strüktür ve tekstür özelliklerinin tespiti.Teknikteki geli şmeler refleksiyon mikroskobunun kullan ılma alan ın da geli şmesinesebep olmu ştur. Maden yataklar ı biliminin yard ımc ı metodu olan refleksiyonmikroskobu, fosille şmiş kömürlerin saptanmas ında ve kömür petrografisinde dekullan ılmaktad ır.Son senelerde bu metod ile çe şitli kömür cinslerinin verebileceklerienerji de ğerleri refleksiyon şiddetlerinden hesaplanabilmektedir. Pik demirin, dökmeçelik demirin, çekme demirin özellik ve strüktürlerinin tetkiki, bak ırdaki enklüzyonlar ınrafinasyona tesirinin incelenmesi, bak ırın çinko, kalay, alimünyum ve nikel ile olanala şımlar ını, strüktürlerinin ve di ğer özelliklerinin tayini metal olmayan inklüzyonlar ınçelik üzerindeki olu şum etkilerinin tespiti maden mikroskobunun son senelerdekibaşlıca kullan ılma alanlar ıdır.Maden mikroskobik çal ışmalarda ön bilgi olarak mineralojiye ihtiyaç duyulur. Madenmikroskopisi mineralojinin geç geli şmeye ba şlam ış bir dal ıd ır. Röntgenografi,röntgenspektroskopi, mikrokimyasal analizler gibi di ğer baz ı metodlar da madenmikroskopik ara şt ırmalar ın yard ımc ı metodlar ıdır.Maden mikroskobik ara ştırmalar maden yataklar ı ile ilgili çalışmalar için zorunlu olarakyap ılmas ı gerekli olan incelemelerdir. Yerkabu ğunun geli şigüzel bir yerinde bircevherle şmenin, yani bir mineral konsantrasyonunun varolmas ı, o yerde meydanagelmi ş olan jeoteknik ve jeolojik olaylarla ilgilidir. O halde jeolojik-mineralojik birvarl ık olan maden zuhurunun olu şumunun incelenmesi, ancak mineralojik ve jeolojikmetodlardan her ikisinden de yararlanmakla mümkündür. Maden mikroskobik

ara şt ırmalar cevherle şmelerin olu şlarının incelenmesinde kullan ılan mineralojikmetodlardan biridir. Yaln ızca maden mikroskobik incemelerle jenezle ilgili do ğrusonuca var ılamaz. Doğru bir fikre varmak ancak zuhurun jeolojik-tektonik durumununve yanta şlar ın ın mikroskobik özelliklerinin maden mikroskobik veriler ile korelasyonusureti ile mümkündür. Bilindi ği gibi bir cevherle şmenin olu şumunun do ğru olarakbilinmesi prospeksiyon çal ışmalar ın ın ve maden ç ıkartma i şlerinin ekonomik bir şekildegeli şmesi için şartt ır. Hiçbir maden zuhuru tek mineralli de ğildir. Her cevherle şmede azveya çok çe şitli mineraller birarada bulunur. Ayr ıca bu minerallerin iç yap ılar ındagizlenmi ş olarak bulunan k ıymetli eser elementler de var olabilir. Cevherle şmeninçoğunlukta olan minerallerinin elementlerinden ba şka gizlenmi ş olan elementlerden deikincil üretim olarak yaralan ılabilir. Bunlar ın tespiti için maden mikroskobikincelemelerin tamamlay ıcısı olarak röntgenografik ara ştırmalar ın yap ılmas ı gerekir.Fakat ara şt ırmalar ın ilk basama ğı maden mikroskobik incelemelerdir.Bir cevherle şmenin bir maden yata ğı yani ekonomik bir mineral konsantrasyonudurumuna getirilip getirilemeyece ğine karar vermek zuhur ile ilgili olarak sorulan pratiksorular ı cevapland ırmak, çok büyük masraflara yol açabilecek sorumlu bir i ştir. Birmaden yata ğından maksimum ekonomik yararlanma bu yata ğın madeninden enekonomik şekilde metal elde etmekle mümkündür. En ekonomik şekilde metali şletebilmek de öncelikle ayr ınt ıl ı teknik ara şt ırmalar ı gerektirir. Bu teknik ara ştı' masafhalanndan birini maden mikroskopik incelemeler te şkil eder. Maden haz ırlamai şlemlerinde maden minerallerinin birlikte büyüme şekilleri, tane büyüklükleri bilinmesigerekli olan özelliklerdir. Madenin ç ıkarılmas ı süresinde cevherin strüktür ve tekstürözelliklerinin, yata ğın yatay ve dü şey doğrultular ında gösterdi ği deği şimlerin izlenmesirasyonel şekilde maden i şletebilmek için zorunludur. Maden minerallerinin strüktür vetekstür özelliklerinin çe şitli s ınıflamalar ı yap ılmıştır. S ın ıflamalardan bir k ısm ı yaln ızformal şekle göredir. Di ğer bir kısmı ise jenetik esaslar göz önüne al ınarak yap ılm ıştır.Ayrıca maden zenginle ştirme i şleminin gerektirdi ği özellikler dikkate al ınarak dayap ılm ış geometrik s ınıfland ırmalar vard ır.2. TarihçeBu metod minerolojinin geç geli şmi ş bir koludur. İlk kez 1813 y ıl ında madenmikroskobik incelemeler, J.J. BERZELIUS tarafından yap ılarak yaz ılmışt ır.1832 yıl ında C.B. COTTA silisle şmi ş ağaçlardan parlat ılmış yüzeyleri mikroskoptaincelemi ş ve resim çekmi ştir. Bundan sonra çe şitli mineraloglar refleksiyon mikroskobuile çal ışmalar yapm ışlard ır. 1906-1907 y ıllannda W. CHAMPBELL ve C.W. KNIGHTile ilk kez bir maden yata ğın ın incelenmesinde maden mikroskopik çal ışmalardanyararlanm ışlard ır. Bu nedenden ötürü maden mikroskobik metodun kurucusu olarak W.CAMPBELL' i söyleyebiliriz. 1907 y ıl ından sonra maden yataklar ının incelenmesindemaden mikroskobik incelemeler geli ştirilerek zaman ımıza kadar gelmi ştir. 1910yılandan beri de maden mikroskobik metod çe şitli amaçlarla kullan ılmaya ba şlanm ışt ır.1920 yılında ise ilk kez maden haz ırlama imkanlann ın maden mikroskopik incelemesiyap ılmış ve böylelikle refleksiyon mikroskobu teknik alanda kullan ılmışt ır.2

3. Maden Mikroskobik Ara ştırma Metodlar ı3.1 Maden Mikroskobunun Yap ısıMaden mineralleri opakt ır. Bunlardan yap ılan çok ince kesitlerde bile ışık yutulur,k ır ılan ışın hemen hemen s ıfıra denktir. Böyle minerallerin absorbsiyon katsay ısı çokyüksektir. Dolay ı s ıyla polarizasyon mikroskobu ile bunlar ın tayini yap ılamaz. Böylemineraller ancak çok iyi parlat ılmış olan yüzeylerine dik olarak dü şürülen ve buradayans ıyan ışıkta incelenirler. Opakilluminatör denen ve polarizasyon mikroskobunamonte edilen bir sistem parlat ılmış maden yüzeyine ışığın dik olarak dü şürülmesini veyüzeyde yans ıyan ışınların okülere kadar eri şmesini sağlar.Bir maden mikroskobunun polarizasyon mikroskobundan fark ı aşağıdaki iki noktadad ır:1. Mikroskop devresine eklenen opakilluminatör,2. Özel objektifler.3.1.1 OpakillüminatörOpakilluminatör objektif ile mikroskop tüpü aras ına yerle ştirilir.İki tip opakilluminatör vard ır;1. Pirizmal ı opakilluminatör ( Şekil la)2. Cam levhal ı opakilluminatör ( Şekil lb)Baz ı mikroskoplarda her iki tip illuminatör de monte edilebilir. ihtiyaca göre biri veyadiğeri kullan ıl ır.3

Şekil la prizmal ı illuminatörde ışık durumunu göstermektedir. I şık kaynağından (1)ç ıkan yatay ışınlar opak illuminatörün iris diyafram ından (2) geçerek küçük merce ğe (3)eri şirler. Bu ışık band ı bir yüzeyi gümü şletilmi ş, tam iç refleksiyonlu prizma taban ındadik ışınlar meydana getirmek üzere k ırılır, mikroskobun objektifinden geçerekparlat ılm ış maden yüzeyine dik olarak dü şer. Burada yans ıyan ışınlar geri dönerler.Objektiften ve mikroskop tüpünden geçerek okülere gelirler.Prizma ışın kaynağından bütün ışınlar ı a şağı doğru yans ıtır. Ancak parlat ılmış opakmineral yüzeyinde yans ıyan ışın ın bir k ısmı göze kadar gelir.Yans ım ış ışınlar ın birk ısm ı mikroskop tübünün enine kesitinin yar ısını işgal eden prizma taraf ındanyakalan ır.Bu sebepten yar ı objektif aç ığı ile çal ışıl ır. Parlat ılm ış yüzey dü şürülen ışığınyaln ız c/050 sinden istifade edilir.Pirizmal ı illüminatörün iki durum için olumsuz etkisi vard ır.1.Mikroskobun görü ş alan ının ışıkland ırılmas ı muntazam değildir.2.Objektif aperturundan tam istifade edilemez ve görülen resimler çok net olmaz.Bu sebeplerden dolay ı prizmal ı illüminatör ile büyütmesi orta şiddette olan objektiflerin(9x,12x) kullan ılmas ı tavsiye edilir. Büyümesi az olan objektiflerle çok kontrasl ıresimler elde edilebilir. Objektifin büyütmesi fazla ise görü ş alan ının muntazamolmayan ayd ınlat ılmas ı dolayısıyla çal ışmak güçle şir.Cam levhal ı illuminatörde ( Şekil lb) prizma yerine ince cam bir levha vard ır. Bu levhaışık kaynağından gelen ışınların ekseni ile 45 ° lik bir aç ı te şkil edecek şekildemikroskop aks ına yerle ştirilmi ştir. Horizontal gelen ışının bir k ısmı bu levhadan geçerekkaybolur. Bir k ısm ı a şağıya doğru gider, objektiften geçer, parlat ılm ış maden yüzeyindeyans ır ve yine objektiften geri dönerek gözümüze kadar gelir. I şınlar geri dönerken yinecam levhaya rastlarlar ve bu ışınlardan yine bir k ısmı yana do ğru fırlat ıl ır.Bu tip opakiluminötörler kullan ıldığında bütün objektif aç ıklığından faydalan ılır. Fakatgörü ş alan ının ayd ınlanma şiddeti pirizmal ı illüminatör kullan ıldığı zamankinden dahaazd ır. Çünkü, ancak mikroskoba ilk gelen ışın ın % 25 inden istifade edilebilmektedir.Cam levha ile görü ş alan ında e şit bir ayd ınlanma elde edildi ğinden foto ğraf çekmeyeçok müsaittir. Bütün objektif aç ığı ile çal ışılabilir. Objektifin bütün aperturundanistifade edilebilir. Böylelikle maddenin en küçük strüktür özellikleri bile tan ınabilir.Fakat ışık kayb ı çok olduğundan şiddetli ışık kaynağına ihtiyaç vard ır.Pratikte cam levhal ı illuminatör ile hem büyütmesi çok olan objektiflerle (100x) ve hemde zayıf büyütmeli objektiflerle çal ışılabilir (4x).I şıkland ırma Tertibat ıMaden mikroskobu ile çal ışırken lambadan istifade edilir. Gün ışığı bu çal ışma için çokzay ıf kal ır.Işıkland ırma sistemi a şağıdaki k ısımlardan meydana gelmi ştir.4

1. I şık Kaynağı : Dü şük voltlu bir lambad ır.2. Apertur (Aç ıkl ık) Diyafram ı : Işık kaynağı ile opakilluminatör aras ında bulunur.Bu aç ıkl ık diyafram ı vas ıtas ı ile ışın konisinin aç ıkl ık aç ıs ı değiştirilir ve obje üzerinedüşürülen ışın ayarlan ır. Büyütmesi yüksek olan objektif kullan ılırsa, bu aç ıkl ıkdiyafram ına muhakkak ihtiyaç vard ır. Fotoğraf çekenlerde bu diyafram muhakkakkullan ılmal ıd ır.3. Görüş Sahas ı Diyafram ı: Opakilluminatörün tübü içindedir ve görme sahas ın ınhudutland ırılmas ında kullan ı l ır. Diyafram kapal ı iken görü ş alan ın ın parlakl ığıdeği şmez. Fakat resimdeki renk kontraks ı fazlala şır. Bu diyafram küçük tanelerin incebüyüme şekillerinin ve anizotropi özelli ğinin tetkikinde biraz kapat ılarakkullan ılmal ıdır.3.1.3 ObjektifHer objektifte bir ön mercek ve arkada optik hatalar ı düzelten korrektur merceklerivard ır.3.1.3.1 Objektif TürleriAdi bir mercekte ışınlar 3 ayr ı ışık demeti meydana getirirler.Akromatik objektifte sar ı ve k ırm ız ı ışınlar bir noktada birle şirlerken, apokromatobjektifte ise 3 ışın cinsi bir noktada toplan ır.Pratikte genellikle akromat objektif kullan ılır. Fotoğraf çekerken sadece küçükbüyültmeler için bu tip objektif uygundur.Apokromat objektiflerde merceklerin optik hatalar ı tamamen düzeltilmi ştir. Çok keskinhatl ı resimler verirler. Bütün çal ışmalara, özellikle foto ğraf çekme ğe çok uygundurlar.Farkl ı oküler ile de kullan ılabilirler (Kompensasyon oküler ve periplanoküler).Fluorit sistem özellikle çok fazla büyütmelerde kullan ıl ır.Objektifler kuru ve ya ğ objektifleri olmak üzere de ikiye ayr ıl ırlar. Kuru objektiflerde önmercek ile obje aras ında hava bulunur. Ya ğ objektiflerinde hava yerine su veya ya ğvard ır. Bir damla yağ veya suyun k ırma indisi havan ın k ırma indisinden büyüktür.Işınlar konsantre olur, daha aç ık ve net resim elde etmeye yarar.Maden mikroskobik incemelerde özellikle a şağıdaki tetkiklerde ya ğ objektifikullan ılmas ı tavsiye olunur.1. Çok büyütmek gerekti ği hallerde,2. İç refleksiyonun tetkikinde,5

3. Anizotropi ve refleksiyon özelliklerinin tayininde,4. Opak minerallerin refleksiyon renginin ve refleksiyon kabiliyetinin ya ğ içindede ği şmesini tetkik etmekte3.1.4 OkülerHuygens-Okülerleri basit bir konstrüksiyona sahiptirler. Akromatik objektifler ilebirlikte kullan ılırlar. Genel olarak bu okülerler üzerinde Romen ve Arap say ılar ı ileonların büyütmeleri yaz ıl ıdır (3x, 5x, vb.). Apokromatik objektiflerle ve fluoritobjektiflerle kompensasyon okülerleri kullan ıl ır. Bu tip okülerlerin üzerinde çift say ılaryaz ı l ıd ır (6, 8, 12). En kuvvetli objektifle poriplan oküler kullan ılmas ı gereklidir.Düzlem bir resim elde edilir.3.1.5 Apertür Nedir?Objektiflerin optik kabiliyetlerini tayinde apertür önemli rol oynar. Say ısal apertüra şağıdaki formüle göre hesaplan ır.a = n.Simpa = Apertürn = I şınlar ın geçti ği ortam ın k ırılma indisi(f) = Yar ı mercek aç ıklığı (bir noktadan gelerek objektifin ön merce ğine dü şen ışınlar ınte şkil etti ği aç ının yarı s ı).Objektifin apertürü ne kadar büyükse resmin görüntüsü o derece yak ındad ır ve o derecefazla ayr ınt ı gözlenir.Apertur n ve qı değerlerinin büyütülmesi ile büyütülebilir. q ı aç ısı için maksimum değer90° dir.(Sin90° = 1)n hava = 1, n su = 1.33, nyağ(zederol) = 1,514 olduğuna göreDemek ki;Kuru sistemde apertur için maksimum de ğer a = lx1 = 1Yağl ı sistemde apertur için maksimum de ğer a= 1.5 x 1 = 1.5Mikroskobun büyültmesi objektif büyültmesi ile oküler büyültmesinin çarp ımına e şittir.V=Vl.V26

V = Mikroskopta büyültmeV I = Objektifin büyültmesiV2= Okülerin büyültmesiÖrneğin objektifin büyültmesi 9 ve okülerin büyültmesi 8 ise mikroskobun büyültmesi72 olur.Kullandığım ız objektif ve ışık cinsine göre mikroskopta görülebilecek olan en küçükparçan ın hesaplanmas ı :Bunun için a şağıdaki formülden faydalan ılır.T = X/aT = Mikroskopta görebilece ğimiz parçan ın büyüklüğü (mikron olarak)X = Işığın dalga uzunluğua = Kullandığım ız objektifin apertürüÖrne ğin sar ı ışıkta say ısal apertürü 1.4 olan bir objektifle görebilece ğimiz en küçükparçan ın hesaplanmas ı :X, = 0.589 (Sar ı ışık için)T = 0.589/1.4 = 0.4gUltraviyole ışığında (X = 0.270) apertür 1.4 olan bir objektif ile foto ğraf çekersekresmini elde edebilece ğimiz en küçük parçan ın büyüklüğü:T = 0.270/1.4 = 0.2114. Maden Mikroskobunda Optik Gözlemler4.1 Teorik Ön BilgilerIşığı tamamiyle geçiren kristallerde, farkl ı dalga boyundaki bütün ışınlar zay ıflamadangeçerler. Fakat genellikle kristallerin ince tabakalar ında dahi ışığın farkedilir birzayıflamas ı (absorbsiyonu) mevcuttur. I şığın aldığı yol ne kadar uzunsa zay ıflama okadar fazlad ır. Farkl ı dalga boylar ı için farkl ı olan bu zay ıflama neticesinde kristallerrenkli görülürler. I şığı absorbe eden kristallerin optik kanunlar ı , ışığı geçiren kristallerinoptik kanunlar ından tamamen farkl ıd ır. Pratikte de mineraller renkli ( ışığı geçirenkristaller) ve opak ( ışığı geçirmeyen) metalik veya yan metalik görünü şlü olarak7

ayr ı l ırlar. Absorbe eden bütün kristallerde k ır ılma indisi (n) yan ında absorbsiyonkatsay ı s ı (k) önemli rol oynar. Absorbsiyon katsay ıs ı, kristalde ışığın yay ılmas ıesnas ında meydana gelen ışık zayıflamas ı derecesidir.(k = n. x) x = Absorbsiyon İndisiAnizotrop cisimlerde (k) ve (n) yönlere ba ğl ı olarak de ğişir. Her (n) için bir (k) de ğerivard ır. Bundan dolay ı opak kristallerde çift k ır ılma özellikleri ve ışık hareketleritamamen de ği şiktir. Renkli geçirgen kristallerde (k) n ın değeri küçüktür (10 -4-1 mertebesinde olup, renkli ışığımertebesinde). Opak minerallerde ise bu büyüklük 10geçiren kristallerde (k) n ın büyüklüğü yan ında ihmal edilebilir. I şığı tamamen geçirenkristallerin optik özellikleri ışığı zay ıf absorbe eden renkli geçirgen kristallere geçi şgösterir. I şık absorbsiyonu renkli geçirgen kristallerde vektöriyel bir özelliktir vemaddenin yap ı s ına bağlı olarak de ği şir.İzotrop cisimlerde (amorf ve küp sisteminde kristallenen maddeler) absorbsiyon heristikamette ayn ıd ır. Bundan dolay ı ayn ı kahnl ıktaki tabakalar ın üzerine beyaz ışıkdüşürüldüğünde ayn ı kal ınl ıktaki kesitlerde her istikamette ayn ı absorbsiyon ve aynirenk tespit edilir.Optikçe anizotrop renkli geçirgen kristallerde farkl ı absorbsiyon ve genel olarak farkl ırenk görülür.Optik tek eksenli kristallerde iki ba ş k ır ılma indisine uyan iki ba ş absorbsiyon katsay ı s ıvard ır. Sonuncular ın optik durumlar ı k ırılma indislerinin optik pozisyonlar ına uyar.İki optik eksenli kristallerde, ba ş absorbsiyon katsay ı s ı olduğundan pleokroizmadan(çok renklilik) bahsedilir.Rombik kristallerde yaln ız bir baş absorbsiyon istikameti (b) ekseni ile ayn ıd ır. Di ğerleri(010) düzleminde bulunurlar. Fakat bunlar biribirlerine dik olmad ıklar ı gibi o düzlemdebulunan ba ş kırılma indisleri ile de ayn ı istikametli değildirler.Triklinal kristallerde ba ş absorbsiyon ekseni herhangi bir istikamette olabilir veindikatriks eksenlerine uymaz.Renk eksenlerinin istikametleri birbirine dik de ğildir.4.2 Opak Minerallerin Kristal OptiğiI şığı kuvvetle absorbe eden metal ve yar ı metal (Opak) kristallerde absorbsiyonkatsayısının büyük olu şu opak görünü şlerini çok kompleksle ştirir. M. BEREKtarafından konan esaslara göre, opak kristallerin optik görünü şleri kompleks birindikatriks ile karakterize edilir. Bu indikatriks k ırılma indisi (n) ve absorbsiyonkatsayısı (k) n ın bir kombinasyonudur.İndikatriks dalga yüzeyleri genel olarak çok kompleks bir şekil meydana getirir.8

Her indikatriksin dalga yüzeyinin 3 ba ş ekseni biribirine dik de ğildir ve aralar ındansimetri düzlemi geçmez.Herhangi bir istikamette geli şen dalgalar ın polarizasyonunu tayin etmek için (x) ve (n)indikatrikslerinin dalga yüzeylerinin E düzlemindeki ( Şekil 2) izlerinin her ikisini degöz önünde tutmak gerekmektedir. Genel halde bu izler elips te şkil etmezler. Çünkütitre şim istikametlerinin kanunu çok komplekstir.Şekil 2. Absorblay ıc ı Bir Kristalde Genel Durum : (E) düzlemi dalga normaline (N) diktir. Kompleksindikatriksin (x) ve (n) yüzeylerinin kesitleri görülmektedir.I şığı geçiren kristallerde ışık dalgalar ı "homojen" dir.Yani ayn ı fazdaki yüzeyler ayn ıgenliğe sahiptirler. Opak maddelerde ışık dalgalar ı eğik gelirlerse homojen de ğildirler.Çünkü kuvvetli absorbsiyondar ı dolayı ışık şiddeti katedilen çok k ısa mesafelerde bileazal ır. Dolay ıs ıyla opak bir maddede k ırılmadan sonra dalga cephesinde ayn ı faz ve ayn ıgenlikte (amplitütdeki) yüzeyler meydana gelmez. Böyle homojen olmayan dalgalar ınmatematiksel ifadeleri çok kar ışıkt ır ve tart ışmal ıdır. Anizotrop maddeler için ise, ilkdenemeler 1952 y ıl ında ba şlamıştır. Opak maddelerin opti ği ile ilgili matematikselifadelerde basitle ştirme gayesi ile n yerine n' kompleks k ırılma indisinin konulmas ıdenenmi ştir.n'. n (1-i x)x = Absorbsiyon İndisix = k7ni = -1k = n.xOpak maddelerde n yerine n' ile çal ışı l ır ise esas denklemler ışığı geçiren maddeler içinverilenlerin ayn ısı olarak kalabilir. Yaln ız denklemin kompleks karakterinin aç ıklanmas ılaz ımd ır.Demek ki, ışığı absorbe eden kristallerin optik özellikleri ortam ın absorbsiyonunu ifadeeden bir sabite (k) veya (x) ve ortam ın k ırılma indisi (n) ile aç ıklanmaktad ır.P. Drude ve W. Voigt absorbe eden kristallerin indikatriksi için 3 eksenli bir elipsoidkabul etmi şlerdir. Bu indikatriks ışığın yayılma ve polarizasyon karekterlerinden elde9

edilmi ştir. Bu indikatriks matematiksel olarak çok komplekstir (-1 de ğerinden dolay ı ) vekompleks bir simetri sistemi mevcuttur. Kompleks indeks elipsoidi k ısmen yanyana ikitane 3 eksenli elipsoidden meydana gelmi ştir. Bu elipsoidlerin merkezleri ayn ıdır fakatba ş eksen do ğrultular ı ve uzakl ıklar ı birbirinden farkl ıd ır.Titre şim şekilleri ışığı geçirenminerallerdeki dalgalar ın titre şiminden esasl ı surette farkl ıdır. I şığı absorbe edenkristallerde genel halde sadece eliptik titre şim mümkündür ( Şekil 3).Şekil 3. Dönü ş yönleri ayn ı , farkl ı h ızda ve ba ş eksenleri birbirine dik iki eliptik titre ş im.Dalga normallerinin baz ı özel istikametlerinde çizgisel ve dairesel titre şim şekillerivard ır. Bu özellikle absorbsiyonun olmad ığı optik eksenler istikametinde böyledir.Genel halde optik eksenler optikçe izotrop olma özelliklerini kaybederler. Buistikamette dairesel polarize olan bir dalga yay ıl ır. (n) İndikatrisinin eliptik şekli, (k)indikatrisinin büyüklü ğüne bağl ı olarak de ği şir. Eğer bu küçük ise, ışığı absorbe edenkristalin optik özellikleri ışığı geçiren kristalin optik özelliklerine yakla şır. Optik ikieksenli absorblay ıcı kristallerde üç ana k ırılma indisi ve üç ana absorbsiyon katsay ı s ımevcuttur. İnce tabakalar halinde iken ışığı geçirebilen kristallerde dönme eksenleriaras ındaki aç ı çok küçüktür. Eliptik titre şim şekilleri dönme ekseni yak ınlar ındagörülebilir.Optik tek eksenli absorblay ıcı kristallerin optik karekterleri o kadar kar ışık de ğildir.Çünkü kuvvetli absorbsiyon esnas ında (n) ve (k) indikatrisleri dönme yüzeyi olarakgörülürler ve dönme elipsoidine yakla şırlar. Her iki yüzeyin dönme eksenleri hakikioptik eksen te şkil ederler. (n) ve (k) e ğrileri normal yüzeyi ile ayn ı elipsleri te şkilederler. Bu elipslerin eksenleri birbirine diktir ve simetriktir ( Şekil 4).Şekil 4. Tek Optik Eksenli Kristalin İndikatrisi. K ırma İndisi eğrisi (n) ve absorbsiyon indeksi e ğrisi (x)hemen hemen elipsoidtirler. Bu elipsoidlerin eksenleri bibirlerine diktir.1 0

Dönme simetrisi ile bu eksenler birbirleri üzerine gelebilirler. Optik eksen haricindekibütün yönlerde çizgisel polarize dalgalar te şekkül eder.4.3 Opak Minerallerin ÖzellikleriOptikçe izotrop olan absorbe edici kristallerde optik ili şkiler oldukça basittir. Bunlarda(n) ve (k) e ğrileri art ık bir daire te şkil ederler. Bundan dolay ı herhangi bir istikametteyaln ız bir tane polarize olmam ış dalga yayıl ır.Opak maddelerin mikroskobik tetkikinde a şağıdaki özelliklerden faydalan ıl ır.4.3.1 Fiziksel Özellikler:1. Refleksiyon kabiliyeti2. Refleksiyon rengi3. Birefleksiyon4. İç refleksiyon5. İzotropi ve anizotropi özelli ği6. Sertlik7. M ıknat ıs özelli ği8. Elektriksel iletkenlikMaden mikroskobik incelemelerde genellikle opak minerallerin optik konstantlar ınınölçülmesine luzum yoktur. Kalitatif özelliklerin tespiti yeterlidir.Refleksiyon kabiliyeti mineralin optik konstantlar ından en önemlisi ve çe şitli amaçlarlaen çok ölçülenenidir.Maden mikroskobik metod ile maden minerallerinin (Opak ve yar ı opak) tayini eminolarak yap ılabilir. Maden parças ı içinde bulunan ve ışığı geçiren minerallerin (Gangmineralleri) tetkiki ise refleksiyon mikroskobu ile olmaz. Bu ışığı geçiren minerallerrefleksiyon ışığında tamamen koyu görülürler. Onlann ayr ıca polarizasyon mikroskobuile incelenmesi gereklidir.4.3.1.1 Refleksiyon Kabiliyeti (Yans ıtma Katsay ıs ı)Refleksiyon rengi kalitatif olarak de ğerlendirilen bir renk tesiridir. Refleksiyonkabiliyeti ise mikroskopta görülen parlakl ık olup ölçülebilen bir de ğerdir. Refleksiyonkabiliyetinin yaklaşık bir değerlendirmesi için aletler vard ır. Refleksiyon kabiliyetininbüyüklüğü yani refleksiyon katsay ıs ı, reflekte olan ışının parlatma üzerine dü şen ışınaoran ına e şittir.

R = Ir / I ı = (n-1) 2 + n 2 . x 2 / (n+l) + n 2 . x 2Bu formülün kullan ılmas ı için a şağıdaki şartlar gereklidir.1.I şık parlatman ın yüzüne dik dü şecektir.2.Madde izotrop olacakt ır.ıı = k ırma İndisix = absorbsiyon İndisi (absorbsiyon katsay ısının bir fonksiyonudur. Ya ğ objektifikullan ılırsa R nin de ğeri ona göre de ği şir). Refleksiyon kabiliyetinin tespiti bir nikol ileyap ı l ır.Aşağıdaki formül kristalin normalleri istikametinde yay ılan dalgalar için R de ğerininhesaplanmas ında kullan ıl ır.R = ((n 1 -1) 2 +n ı 2.x12 (n1+0 2 4. n ı 2. x12)cos2X/-, ),...0s- (p,+ ((n2-1)2 + n2 2 . X2 2 ı , (n2+1) 2 + n„ 2 .R = refleksiyon kabiliyeti (ref. katsay ısı)n ı ve n2 mineralin en büyük ve en küçük k ırılma indislerix 1 ve x 2 mineralin en büyük ve en küçük absorbsiyon indisleri91 ve 91 polarizörün titre şimi ile kristaldeki titre şimler aras ındaki aç ılar.Yukar ıdaki formülde n.x yerine k (absorbsiyon katsay ısı) konursa e şitlikler dahabasitle ştirilmi ş olur.(p ı = O°92 = 90° olduğu halde Ri = ((n ı -1) 2 + n ı 2 . XI 2 / (n ı +1) 2 n ı 2 . XI 2 )(p2= 00(P ı = 90° olduğu haldeR2 = ((n2-1)2 + n2 2. x22 /,(r 2+1) 2 + n2 2 . X2 2 )Burada R 1 ve R2 nin değerleri maksimum ve minimum refleksiyon katsay ısı de ğerleriniifade ederler (anizotrop - opak mineral için). Mikroskop masas ın ın 90° döndürülmesindebu değerdeki (yani max. ve min. değerdeki) yönler tespit edilir. Refleksiyonkabiliyetinin büyüklüğü % ile ifade edilir. R 1 ve R2 aras ındaki en büyük farkaBirefleksiyon denir.Rb = R ı+ R2Birefleksiyonun mikroskopta gözlemi mikroskop devresine bir nikol sokmakla vemikroskop masas ını döndürmekle mümkündür. Obje masas ının 90° döndürülmesindeparlakl ık veya renk de ği şmesi görülür. Bu özellik anizotrop maden minerallerinintan ınmas ında oldukça önemlidir ( Ş ekil 5).12

R%10I I I I I I I O0 10 20 30 40 50 60 70 80 90706050403020Şekil 5 . Refleksiyon katsay ıs ı (R) n ın nikoller aras ındaki (d) aç ıs ın ın deği şimine bağl ı olarak de ği şiminigösteren e ğri.R i ve R2 nin ortalama de ğerine anizotrop cisimlerde refleksiyon katsay ıs ı denir.Ortalama De ğer: Ro = (R + R 2)/2Refleksiyon katsay ısı maden minerallerinin tayini için önemlidir. Ölçülebilen önemli biroptik konstantt ır.Yukar ıdaki formüllerden de anla şılacağı gibi maden minerallerinin refleksiyon katsay ı s ı2 büyüklük ile tayin edilebilir: n ve x. (x = k/n; k = x.n; k = Absorbsiyon katsay ısı).Metaller ve metalik elementler (alt ın, gümüş, bak ır) çok yüksek absorbsiyon katsay ısına(k) ve küçük k ırma indislerine (n) sahiptirler. Böyle minerallerde (n) nin de ğerininrefleksiyon kabiliyetine tesiri çok azd ır. Refleksiyon katsay ı s ı metalik elementlerde çokyüksektir. Yüksek parlakl ıkları sayesinde kolayca di ğer minerallerden ay ırt edilebilirler.Absorbsiyon katsay ısın ın 0.5 den küçük oldu ğu hallerde refleksiyon kabiliyeti (R)üzerindeki tesiri görülür.Bu minerallerin (Örne ğin galenit, tennantit, kalkopirit) parlakl ıklan metalik elementlereyakla şır.Tablo l'de izotrop birkaç mineral için k ır ılma indisleri (n), absorbsiyon katsay ı s ı (k) verefleksiyon katsay ı s ı (R) verilmi ştir. (R) formül (1) e göre hesaplanm ışt ır (J. Orcel' egöre).Maden minerallerinin refleksiyon katsay ıları sadece (n) ve (x) e ba ğl ı olmay ıp ışığıntabiat ına da bağlıd ır. Işığın farkl ı karakteri renkli filitre kullan ılarak bertaraf edilir.Yaln ızca belirli bir dalga uzunlu ğu olan ışın geçirilir.13

Refleksiyon kabiliyetinin ışığın tabiat ına göre değişmesi baz ı maden minerallerinintan ınmas ında çok önemlidir. Yine baz ı minerallerde de ği şiklik çok büyüktür (Örnek:alt ın). Di ğer baz ı minerallerde ise de ği şiklik nisbeten azd ır (Örnek: platin).MINERAL İSMİKIRILMA İND İS İ(n)ABSORBS İYONKATSAYISI(k)REFLEKS İYONKATSAYISIR%Gümüş 0.18 20.3 93.0Alt ın 0.50 6.2 83.0Platin 2.06 2.06 70.1Galenit 3.912 0.51 44.3Çinkoblend 2.421 0.019 17.2Tablo 1 Baz ı İzotrop Minerallerin n, k ve R de ğerleriTablo 2'de bir kaç maden mineralinin refleksiyon katsay ısının ışığın tabiat ına göre nas ıldeği ştirildiği görülmektedir.MINERAL REFLEKSIYON KATSAYISI R%Ye şil520Turuncu520K ırm ız ı665Alt ın 47.0 82.5 84.0Platin 67.5 65.3 63.5Pirit 57.4 51.5 48.5Tetraedrit 20.8 28.5 27.0Sfalerit 18.8 17.7 16.7Kromit 15.7 14.7 13.3Tablo 2. I şığın Farkl ı l ığına Göre Refleksiyon Katsay ılar ı Deği şimiR genellikle sar ı ışıkta ölçülür. Anizotrop maden mineralleri farkl ı istikametlerdeölçülen ve 2 nolu formüle göre hesaplanabilen iki refleksiyon katsay ı s ına sahiptirler.Tablo 3'de Optik bir eksenli ve optik iki eksenli iki kristalde ölçülmü ş olan Rde ğerlerini vermektedir. R de ğerleri sar ı ışıkta ölçülmü ştür.14

Maden minerallerinin refleksiyon kabiliyetleri mikroskobik gözlemin yap ıldığı ortamabağlı olarak da de ğişir. Hava objektifleri, ya ğ objektifleri ve su objektifleri ileçal ışıldığında farkl ı neticeler al ınır. Yağ objektiflerinin kullan ılmas ı ile minerallerinrefleksiyon katsay ıları Zederöl içine bat ınlmalanndan dolay ı dü şer (Tablo 4).MINERALLERREFLEKSIYON KATSAYISI(%)Antimonit (Rombusal) R = 37.8 R = 34.2 R = 26.4 İki eksenliMolibdenit (Hegzagonal) R0 =31.5 Re= 18.0TekeksenliTablo 3. Anizotrop Minerallerde R de ğerleriGÖZLEMORTAMIORTAMINKIRILMAİNDISI (n)REFLEKSIYONKATSAYISI(%)Pirit Zinober Çinkoblend TennantitHava 1.0 54 30.0 18.5 29.5Zederol(Zederol ya ğı) 1.515 46 13.0 6.5 14.0Tablo 4. Gözlem Ortamlar ına Göre R DeğerleriRefleksiyon katsay ısının değeri yan geçirgen maden minerallerinde (Sfalerit, Limonit,Realgar) ya ğl ı ortamda kuvvetle dü şer. Bu özellik bu tip minerallerin kolayl ıklatan ınmas ına yard ım eder.4.3.1.2 Minerallerin Renkliliği, Refleksiyon ve Oksidasyon RenkleriBir kristalin yüzeyine dü şen ışığın bir k ısmı daima yans ır. Bu yans ıma baz ı faktörlerebağl ıd ır. I şığın mineral yüzeyine geli ş aç ısı, k ırılma indisi, absorbsiyon katsay ısı , ışığındalga uzunluğu ve kristalin yüzeysel özellikleri gibi.Normal ince kesit kal ınlığında renkli görülen minerallerde absorbsiyon katsay ısı çokküçüktür. Bu durumda kristal üzerine dü şürülen ışınlar çok az yutuluyor demektir. I şığıaz absorbe eden böyle mineraller polarizasyon mikroskobu ile incelenebilirler.Eğer mineral kuvvetli bir özrenge sahipse hem ortoskopik hemde konoskopikincelemelerdeki karakteristik renklerin te şhisi güçle şir. Mineralin kuvvetli öz rengik ısmi bir absorbsiyona i şaret eder. Yani mineral üzerine dü şürelen ışınlardan baz ı lar ıyutuluyor demektir. Beyaz ışığın k ısmen absorbsiyonu neticesinde mineral renkligörülür.Demek ki bir optik ortamdan di ğer bir optik ortama geçen ışınlar k ısmen yans ımakta,k ısmen k ırılıp geçmekte, k ısmen de yutulmaktad ır. Minerale ışık düşürüldüğündegörülen renkler kar ışım renkleridir. Yans ıyan ışınlar, kınlıp geçen ışınlar ve absorbsiyon15

katsay ısı renk üzerine etki eder. Genel olarak rengin karakteri üzerine k ırılan ışınmiktarının ve absorbsiyon katsay ıs ının tesiri çoktur.Tabii ışığın bütün dalga boylu ışınları kristalden geçiyorsa mineral geçirgendir ( Ş effaf).Eğer mineral içinde k ırılarak geçen ışın, hemen hemen s ıfıra e şit ise, absorbsiyonkatsay ısı bilhassa yüksek demektir. Böyle mineraller çok ince kesit halindeyken bileışınları yutarlar. Bu minerallere opak mineraller denir.Tamamen ışığı geçiren mineraller nadirdir. Ayn ı şekilde ışığı tamamen absorbe edenmineraller de çok de ğildir. Her mineral çok ince kesildi ğinde (metaller de dahil olmaküzere) belirli ışın cinsleri için geçirgendir.Işığın mineral içinde k ır ılan k ısm ının miktar ı deği ştikçe mineralin kar ışım renkleri dedolayı s ıyla de ği şmektedir. E ğer k ırılan ışın çok az ve absorbsiyon katsay ı s ı çok yüksekise metalik renkler (gümü ş beyaz ı, bak ır k ırm ız ısı, pirinç sar ısı) görülür. E ğer k ır ılanışın miktar ı fazla ve absorbsiyon katsay ısı küçük ise adi renkler (yakut k ırm ız ıs ı, gökmavisi gibi) meydana gelir. K ırılan ve absorbe olan ışın miktarı bak ımından iki gruparas ına giren minerallerin renkleri de yar ı metaliktir.Kal ın tabakalar halinde iken metalik olan bir mineral ince kesitinde adi renkli olabilir.Örnek olarak hematiti verebiliriz. Hematit kristal halinde iken metalik renklidir. İncekesitinde k ırm ızı geçirgendir.Mineraller ayr ıca idiokromatik ve allokromatik mineraller olarak da ikiye ayr ı l ır.İdiokromatik minerallerde renk, do ğrudan do ğruya mineralin kendi rengidir.Allokromatik minerallerde ise renk, mineralin içinde kar ışık olarak bulunanmaddelerden veya pigmentlerden dolay ı olu şan renktir.İdiokromatik minerallere örnek olarak kükürt, alt ın, galenit ve malahit'i gösterebiliriz.Allokromatik minerallere örnek olarak hematit pulcuklar ı ihtiva eden feldispat, renklifluorit, renkli kayatuzu ve kuvars' ı verebiliriz.Metalik parlakl ığı olan minerallerden baz ıları bir süre hava ile temasta kal ıncaüzerlerinde ince bir film halinde oksidasyon zar ı meydana gelir. Bu oksidasyon zar ınınrengi mineralin kendi rengini örter.Örnek olarak kovelin üzerinde meydana gelen ve k ısmen limonitten olu şan oksidasyonzar ın ı, antimonit üzerindeki mavi oksidasyon zar ını, bornitin kahverengile şmesinisayabiliriz.Maden minerallerinin tayininde refleksiyon rengi çok önemli bir özelliktir. Refleksiyonrenkleri karma şık renklerdir. Renk dalga uzunlu ğuna bağl ı olarak de ği ştiğinden birmineralin renk tesiri de ışık kaynağına göre de ği şir. Örneğin bir maden mineralininrengi gün ışığında ve lamba ışığında farkl ı görülür.Maden minerallerinin mikroskobik rengi daima opakillüminatör ile ayd ınlat ılarak tesbitedilir.Beyaz ışıkta mineralin rengi refleksiyon kabiliyetinin dispersiyonunun karakterine göredeği şir. Yani parlat ılmış yüzeye dik dü şürülen ışığın dalga uzunlu ğunun de ği şmesine16

ağl ı olarak de ği şen refleksiyon kabiliyetine göre de ği şir. Şekil 6 pirit ve galenitindispersiyon eğrilerini göstermektedir.0 600X.0.500R•------_---Pirit0.400ıı'--------,___Galent0.300400Mor450Mavi500Ye sil550Sar ı600TuruncuŞekil 6. Pirit ve galenitin refleksiyon kabiliyetinin dispersiyon e ğrileri.650KirmiSarı ve turuncu ışınlar piritte en büyük refleksiyon kabiliyetine sahiptirler. Mor ışınlaradoğru ise refleksiyon kabiliyeti birdenbire dü şer. Bundan dolay ı pirit beyaz ışıkta sar ıolarak görülür. Galenitin dispersiyon e ğrisi ise mor ve mavi ışınlar ın galenitte dahakuvvetli olarak yans ıdığını gösterir. Mavi ve mor ışınlar için göz daha az hassasolduğundan galenitin renk tesiri beyaz-renksizdir.Genel olarak maden minerallerinin renkleri refleksiyon ışığında soluk tonlu olarakgörülürler. Bundan dolay ı tayinleri güçtür. Bir maden mineralinin rengini kesin birşekilde söylemek imkans ızdır. Çünkü renk tayininde kullan ılan çe şitli aletlerle renk azçok farkl ı görülür.Önemli olan herhangi bir mineral için bellekte bir renk tesirine sahip olmakt ır.Ayn ı bir maden mineralinin refleksiyon rengi a şağıdaki sebeplerden dolay ı bazen farkl ıgörülebilir:1. Işık kaynağı deği şince renk tesiri de de ği şir.2. Yap ılan parlatman ın mükemelliyetine göre değişir.3. Mineralin rengi içinde bulundu ğu fonun etkisi alt ındad ır.Dolayı s ıyla bir mineralin renk tesiri, yan ındaki diğer mineral veya minerallerin etkisialt ında deği şik olabilir.Örne ğin kromit serpantin içinde aç ık gri görünmesine rağmen, beyaz platinin yan ındakoyu renk tesiri ile ay ırt edilir.4. Konstant bir kimyasal karışımı olmayan minerallerin renk tesiri de bulundurduklar ıyabanc ı elemente ve miktar ına göre deği şir. Bütün izomorf bile şimler böyledir. Örne ğinlineit grubu mineralleri içinde bulunan Co",Fe ııı , Nı• ııCo,p 1 , Ni " 1 , Cr, Cu miktar ınagöre renk değiştirir.17

Lineit grubu minerallerinin genel formülü : R ı ı R2 ı ı ı s4 R ı 1 yerine Co 1 , Ni, Cr" ! veR" yerine Fe l ı , Ni", Co", Cu geçebilir.Diğer bir örnek olarak sfaleriti verebiliriz. Formülü ZnS olan sfalerit strüktüründe Feihtiva ediyor ise rengi koyu gri olarak görülür. Fe miktar ına göre renk tonu de ği şir.5. Renk tesiri mikroskop ile yap ılan gözlemin şartlar ına bağl ı olarak da de ği şir.Yağobjektifı kullan ıldığı zaman renk havadaki tesirinden farkl ı tesir eder. Ya ğ sisteminderenk kontras ı daha fazlad ır.Örneğin yağ sisteminde magnetit ile ilmenitin ay ırt edilmesi daha kolayla şır. Magnetitpembemsi bir ton, ilmenit ise, ondan farkl ı bariz k ırmız ıms ı kahverengi bir ton gösterir.Eğer mineral çok kuvvetli birefleksiyona sahipse renk tespiti güçle şir.4.3.1.3 Birefleksiyon (Refleksiyon Pleokroizmas ı)Anizotrop kristallerde absorbsiyon yönlere ba ğl ı olarak deği şir. Yani baz ı yönlerdetitre şen ışık dalgalar ı farkl ı derecede yutulurlar. Birefleksiyonun mikroskop alt ındagözlemi bir nikol ile yap ıl ır. Obje masas ının döndürülmesinde her 90 ° de bir parlakl ıkveya renk de ği şmesi görülür. Bu özellik minerallerin tan ınmas ı için önemlidir. I şığıgeçirmeyen bir kristalde refleksiyon katsay ılarının minumum ve maksimum de ğerleriaras ındaki fark birefleksiyonun de ğerini verir.R = R ı - R2Birefleksyon geçirgen minerallerdeki çift k ırma ve çok renklilik ile mukayese edilebilir.Minerallerdeki birefleksiyon özelli ğine refleksiyon pleokroizmas ı da denir. Refleksiyonmikroskobunda bir polarizör ve mikroskop masas ının döndürülmesi ile tespit edilebilenbu özelliğin gözlemi esnas ında ışıkland ırma yeterli derecede kuvvetli olmal ıd ır.Mikroskobun görü ş alan ının ayd ınlat ılmas ı da her noktada ayn ı şiddette olacak tarzdaayarlanmal ıdır. Yağ objektifleri kullan ıldığı zaman birefleksiyon daha kolayl ıkla tespitedilebilir. Bilhassa birefleksiyonu zay ıf olan minerallerde daima ya ğ objektiflerindenfaydalan ılmas ı tavsiye edilebilir. Örne ğin ilmenit, götit, zinober minerallerinde oldu ğugibi. Kovellin gibi baz ı minerallerde de birefleksiyon renkleri ya ğ objektifleri ilebak ıldığı zaman deği şebilir.Örneğin, kovellin havada incelendiği zaman birefleksiyon koyu mavi ve aç ık soluk maviolarak izlenir, fakat yağ objektifleri ile bak ıldığında birefleksiyon renkleri morumsukırm ız ı ve ye şile döner.Schneiderhöhn maden minerallerinde tesbit edilen refleksiyon pleokroizmas ın ı ışıkşiddetine göre 5 gruba ay ırmışt ır. Çok yüksek, yüksek, belirli, zay ıf (veya çok zay ıf) vebelirsiz.Çok yüksek refleksiyon pleokroizmas ı olan mineraller tabakal ı iç yap ısı olan bir optikeksenli minerallerdir.Bunlardaki birefleksiyon çok belirgin renk fark ı ve şiddet fark ı ile izlenebilir. Yüksekrefleksiyon tek tane üzerinde kolayca tan ınabilir. Birefleksiyon ise ancak tane18

hudutlar ında farkedilebilir. Zay ıf birefleksiyon çok dikkatli bir gözlemle tanehudutlarında farkedilebilir. En dü şük şiddetteki birefleksiyon teorik olarak mevcutolmas ına rağmen tane hudutlar ında dahi tan ınamaz.Refleksiyon pleokroizmas ın ın tespiti için mikroskop masas ın ın 360° döndürülmesigerekir. Bu döndürme esnas ında 2 durumun gözlemi mümkündür: 1. Hiç bir şiddet veyarenk deği şmesi görülmez. 2. Dört kere şiddet ve renk de ğişmesi görülür. Bu farkl ı renkve intensitetlerin maksimum ve minimum de ğerleri birbirinden 90 ° lik aç ılarla ayr ıl ır.Birinci hal a şağıdaki şartlarda tespit edilir:a.Optik izotrop maddelerin her istikametinden geçen kesitlerde,b.Optik tek eksenli kristallerde dönme eksenine dik veya dike çok yak ın geçenkesitlerde,c.Bütün optik anizotrop minerallerde ışık şiddeti fark ın ın hemen hemen mevcutolmadığı kesitlerde.4.3.1.4 İç RefleksiyonIşığı geçiren ve yar ı opak mineraller maden mikroskobu ile yap ılan incemelerde içrefleksiyon gösterirler. İç refleksiyonun derecesi mineralin absorbsiyon özelli ğine bağl ıolarak de ği şir. Mineralin refleksiyon kabiliyeti ile iç refleksiyon ters orant ılıdır.Refleksiyon katsay ıs ı yüksek olan minerallerde (R>%40) iç refleksiyon normal durumdagörülmez. Refleksiyon katsay ısının değeri %20-40 aras ında ise iç refleksiyon izlenebilir.Dü şük refleksiyon katsay ılı minerallerin (R

İç refleksiyonun tayininde kullan ılan diğer bir metod mineral tozunun ya ğdakigözlemidir. Bunun için mineralin tozu bir elmas i ğne ile kaz ılarak ç ıkar ıl ır. Hemen yağobjektifi ile mikroskopta incelenir.Genel olarak maden mikroskobu ile ilk defa çal ışmaya ba şlayanlar a şağıdaki hatalar ıyapabilirler :1. Gün ışığın ın mavi ışık lekesi sert minerallerde iç refleksiyon zannedilebilir.2. Çapraz nikol ile çal ışı l ırken anizotropi rengi ile iç refleksiyon rengi kar ıştırılabilir.3. Parlatma üzerindeki çiziklerde yans ıyan ışınlar iç refleksiyon hissini uyand ırabilir.4. Tamamen ışığı geçirgen minerallerin üzerindeki çiziklerin kenarlar ında renksizkuvvetli ışık lekeleri bir refleks olarak görülebilir. Bu mineraller aç ık gökku şağırenklerine sahiptirler. Bu renkler beyaz ışığın dispersiyonundan meydana gelirler.5. Eğik ışıkta iç refleksiyonu zor görülebilen veya hiç görülemeyen minerallerde buözellik polarize ışıkta çapraz nikol ve ya ğ objektifi ile tespit edilebilir. Örne ğin; kromit,wolframit ve hematitte oldu ğu gibi.6. İç refleksiyon daima görülmedi ği için (ayn ı bir mineral agregat ında) bir tek taneninincelenmesi ile yetinilmemelidir.4.3.1.5 Anizotropi Özelli ğiOpak minerallerin anizotropi özelli ği refleksiyon mikroskobunda çapraz nikollerdetespit edilir. Anizotropinin görünü şü parlatma üzerine dü şen ışığın polarizasyon durumuile çok s ıkı bir bağınt ı gösterir.Anizotropi özelli ğinin izlenebildiği hallerde ışık şiddeti a şağıdaki formülle ifade edilir.R = (Sin22 + 9tan2 2 20)ff = nOX2 [ (n ı -ng) (n ı x ı -n2A2) -r ı l„knOl) 2 1- 111Al 2 (Cf) k-Jk HO'rru2) 2ı 2-• \ ,,n22x22) İcp mineralde meydana gelen çizgisel polarize ışının titre şim doğrultusu ile polarizörüntitre şim doğrultusu aras ındaki aç ı 0, eliptik tire şimlerin baş eksenlerinin oran ı (a / b)tg=0 al ındığında titre şimlerin eliptik sapmalar ı .no = Anizotropinin izlendi ği ortam ın k ırılma indisi (hava veya imersion ya ğı)ni ve n2 = not ınaller do ğrultusunda mineralin k ırılma indislerix i ve x ) = normaller istikametindeki absorbsiyon indeksi (x = k/n)k = absorbsiyon katsay ıs ı, n = n(1-ix), i = -1Mineralin noııııallerinin doğrultular ında ışık şiddeti en dü şük değerdedir (q) = 0 veya90°).20

Rinin = f.tg 2 .20Mineralin diagonal durumlar ında ışık şiddeti maksimum de ğere eri şir. (cp = + 45 ° )Rma, = f (1 + tg 2 20)Rmax Rm ın = f ( ışık şiddetleri aras ındaki max. fark.)(f) faktörü anizotropi özelli ğinin büyüklüğünü karakterize eder. Mineralin 360 °ışık şiddetleri aras ındaki max. fark (f) ile ifade edilir. Formülden döndürülmesi halindede anla şılacağı gibi anizotropinin büyüklü ğü gözlem ortam ının k ırılma indisi (no),mineralin çift k ırmas ı (n ı - n2) ve dikroizma (n ı x ı - n2x2) ne kadar büyük ise o kadarartar. İmersiyon ya ğın ın kırılma indisi havan ınkinden büyük olduğu için yağ objektifi ileçal ışıldığında anizotropi renkleri daha parlak (canl ı) görülür. Çünkü ışık şiddetiyüksektir. Demek ki, çift kn ınas ı ve dikroizmi büyük olan minerallerde anizotropiyüksektir. Mineral normal durumda yani cp = O ° veya 90° ise karanl ık durum izlenebilir.Parlat ılmış yüzeye dü şen ışınlar çizgisel polarize oluyorlar demektir. Bu durumda eliptikpolarizasyon yoktur(0 = O).Refleksiyon mikroskobunda görülen anizotropi renkleri ile giri şim (interferans) renkleriaras ında hiç bir ili şki yoktur. Genel olarak nerede parlak renklerin, nerede koyurenklerin beklenece ği söylenemez. Kuvvetli dispersiyon ve x de ğerinin farkl ıdo ğrultularda de ği şik değerler göstermesi renk üzerine etki eder.Anizotropinin Mikroskopta izlenmesiAnizotropinin kuvvetli ve sabit ışık şiddeti ile tetkiki gereklidir. Mikroskop lambas ı tampolarizatörün kar şısına gelmelidir ve parlatman ın yandan ışık almas ına maniolunmal ıd ır. Zayıf anizotrop minerallere bak ıl ırken konsantre olmu ş kuvvetli ışıkkullan ılmal ıd ır.Opakillüminatörün simetri düzlemi ile polarize ışınının titre şim düzlemi birbirine tamparalel olmal ıd ır. Analizörün nikolu devreye sokuldu ğu zaman polarizörün nikolününtitre şim istikameti ile tam 90 ° te şkil etmelidir. E ğer bu şart sağlanmazsa çapraz nikoldetamamiyle karanl ığa eri şilemez.Polarizatörün devreye konulmas ından sonra diyafram kapat ılmal ıd ır. Gözlem zay ıf veyaorta büyütmeli objektiflerle yap ılmal ıd ır (9x, 21x). Büyütmesi 40x veya 62x olanobjektifler ile anizotropi özelli ği zor tesbit edilir.Analizatör devreye konduktan sonra apertur diyafram ı ile ışık kayna ğından gelen ışıkkonisi ayarlanmal ıd ır. Ayr ıca gözlemin ba şlang ıc ında görüş alan ını alan diafram ı iledaraltmak gereklidir. Gözleme ba şlamadan önce mikroskop tam olarakmerkezle ştirilmelidir.Anizotropi özelli ği nikollerin tam çapraz olmad ığı durumda da izlenebilir.Eğer nikoller tam çapraz durumda ise (titre şim istikametleri birbiri ile 90 ° lik aç ıyap ıyorsa) mikroskop masas ının döndürülmesinde her 90° de bir karanl ık, her 45 ° de birayd ınl ık görülür.21

Mikroskop masas ının 360° döndürülmesinde 4 kere ayd ınlık ve 4 kere karanl ık durumgeçer. E ğer nikollerin titre şim istikametleri aras ında tam 90° lik aç ı yoksa, anizotropmineralin döndürülmesinde yine 360°de 4 kere karanl ık ve ayd ınl ık görülür. Fakat bukaranl ık ve ayd ınl ık durumlar aras ında 90° lik aç ı yoktur. Bu 90 ° den sapma miktar ınikoller aras ındaki 90 ° lik aç ı durumunun bozulmas ına bağlı olarak de ği şir.Pratikte zay ıf anizotrop olan mineraller tam çapraz olmayan nikollerle incelenir.Polarizör veya analizörün hafifçe 90 ° den sapt ırılmas ı bu tam çapraz durumunbozulmas ına yeter.Anizotropi özelli ğinin tesbitinde dikkat edilmesi gereken noktalar şunlard ır: Büyükmineral tanelerinde anizotropi özelli ğini görmek çok zordur. Çünkü ayd ınl ık ve karanl ıkdurumlar aras ındaki kontakt izlenemez. Çok ince taneli agregatlarda da anizotropigözlemi hemen hemen imkans ızd ır. Zira nokta halindeki tanelerin karanl ık ve ayd ınl ıkdurumlar ı birbirine kar ışır. Eğer görü ş alan ında farkedilebilen belirli taneler varsa, budurumda anizotropi özelli ği kolayl ıkla tespit edilebilir. Fakat anizotrop minerallerinizotrop kesitlerininde de bulunaca ğı unutulmamal ıdır. Bundan ötürü tek bir taneninincelenmesi ile yetinilmemelidir.Genellikle anizotropi yağ objektifı ile daha kolay görülür. E ğer kuru objektif ileanizotropi tam olarak tan ınamazsa gözlemi yağ objektifi ile tekrarlamal ıdır.Mineraller polarize ışıkta çapraz nikolde gösterdikleri özelli ğe göre izotrop, zay ıfanizotrop ve kuvvetli anizotrop diye gruplara ayr ıl ırlar. İzotrop mineraller mikroskoptablas ın ın 360° döndürülmesi süresince hiç bir renk ve ışık şiddeti de ği şikliğigöstermezler. Fakat döndürülme esnas ında tam bir karanl ıkta elde edilmez. Çünkü ışığınmuayyen bir kısmı eliptik polarize ışın olarak analizörden geçer.Küp sistemindeki minerallerden baz ılar ı anomali olarak anizotropi gösterirler. Örne ğin;pirit, bornit, kuprit böyledir. İzotrop olan en önemli mineraller: Galenit, pirit, sfalerit,tetraedrit, magnetit, kromittir. Zay ıf anizotrop olan minerallerde anizotropi özelli ğiancak kuvvetli ışıkland ırma ile tesbit edilebilir. Bu minerallerde polarizatör ile tespitedilen birefleksiyon nadiren görülebilir. Zay ıf anizotrop olan en önemli madenmineralleri kalkopirit, bournonit, vurtzit, braunit ve wolframittir.Kuvvetli anizotrop olan minerallerde çapraz nikolde kuvvetli ışıkland ırma alt ındamikroskop masas ının hafifçe döndürülmesi halinde tespit edilebilirler. Kuvvetlianizotrop minerallerde birefleksiyon özelli ğide genellikle kolayca görülür. Kuvvetlianizotrop olan en önemli maden mineralleri kovelin antimonit, markazit, pirotin,arsenkis, nikelin v.s dir.Anizotropinin gözlemi esnas ında yap ılmas ı muhtemel olan hatalar:1. Tam düz olmayan bir mineral yüzeyindeki çukurluklar ve ç ıkınt ılar mikroskopmasas ının döndürülmesi esnas ında karanl ık ve ayd ınl ık görünü şlere sebep olabilir.Bundan dolay ı parlatma i şleminin çok dikkatle ve tam mükemmel olarak yap ı lmas ıgerekmektedir.Eğik olarak duran bir parlatmada da anizotropi ile ilgisi olmayan karanl ık ve ayd ınl ıkdurumlar görülebilir.22

3. Baz ı kristallerde e ğik olan yüzeylerde (Örne ğin pirit) 180 ° de bir sönme veayd ınlanma görülebilir. ( Şekil 7) Bir pirit kristalinin e ğik yüzeyinin meydanda kalmas ıile görülebilecek olan yalanc ı anizotropide e ğik ışık istikametini ve fena parlatmadandolayı serbest kalm ış eğik yüzeyi göstermektedir.Şekil 7. Parlat ı lm ış bir pirit kristalinin yüzeyinde fena parlatmadan dolay ı eğik bir k ı s ım meydandakalm ışt ı r. Burada e ğik ışıkland ırma olay ı ile psödoanizotropinin meydana gelmesi olur.4. Anizotrop mineraller izotrop kesitler verebilirler. Bunun için birkaç tanesinin tetkikigerekmektedir.5. Zay ıf ışık veya opak illuminatör ve nikolün iyi ayarlanmamas ı halinde anizotrop birmineral izotrop olarak görülebilir.6. Baz ı minerallerde çapraz nikolde çok kuvvetli iç refleksiyon görülebilir ki, bu durumizotropik görünü şü örtebilir.7. Bilhassa büyütmesi fazla olan objektifler ve opakilluminatörün kendi, eliptik polarizeışınlar ın te şekkülüne sebep olabilir.8. Baz ı minerallerin üzerine ince amorf bir film bulunabilir. Bu hal anizotropi özelli ğinigizleyebilir. Bunun için anizotropinin tespit edilece ği parlatman ın çok temiz olmas ıgerekmektedir.4.3.1.6 SertlikGenel olarak minerallerin sertli ği çizilebilme kabiliyetlerine göre tayin edilir, Mohscetveline göre de ölçülür. Fakat bu ölçe ğin kademeleri aras ındaki interval ayn ıolmadığından kesin tayinler yap ılamaz. Daha kesin tayinler yapabilmek için ucunda birağırl ık bulunan (gr. olarak) elmas i ğneden istifade edilir.Sertlik yönlere do ğru deği şebilen vektöriyel bir özelliktir.Sertlik tayini belirli metodlara göre yap ıl ır. Maden mikroskobik incelemelerde a şağıdakimetodlardan faydalan ıl ır.1. Parlat ılmış yüzeyin karakterine göre sertlik tayini2. Işık çizgisi ile tayin edilen röliyefe göre sertlik tayini3. Eğik ışıkland ırma ile tayin edilen röliyefe göre sertlik tayini23

4. Mohs cetveli mineralleri ile çizerek yap ılan sertlik tayini5. Metal iğnelerle sertlik tayini6. Talmage mikrosklerometre ile sertlik tayini7. Parlatma çizgilerine göre sertlik tayini8. Elmas sivri uç darbesi ile sertlik tayini4.3.1.6.1 Parlat ılmış Yüzeyin Karakterine Göre Yap ılan Sertlik TayiniMinerallerin kolay ve mükemmel olarak parlayabilmeleri, sertlikleri ile ilgilidir.Dilinim, k ır ılganl ık gibi diğer baz ı özellikler de mineral yüzeylerinin iyi parlat ı labilmesiüzerine tesir eder.Sert mineraller genellikle düz olmayan pürüzlü üst yüzeylere sahiptirler. Bunlarparlat ıldığı zaman çukurluklar ve derinlikler şeklinde parlatma ile giderilmemi ş olanpürüzlü k ısımlar gösterir. Örne ğin pirit, kasiterit ve kromitte oldu ğu gibi. Genelliklesertli ği orta de ğerde olan mineraller kolay ve iyi tarzda parlarlar. Sfalerit, kalkopirit,tetraedrit gibi. Birkaç yumu şak mineral (Örn: molibdenit) parlatma esnas ındaçamurla şırlar. Böyle minerallerden parlat ılmış bir yüzey elde etmek güçtür. Mükemmeldilinimli mineraller, örne ğin galenit mikroskop alt ında karekteristik üç kö şeli bo şluklargösterir. Bunlar mineralin dilinim parçalar ının düşmesi ile meydana gelir.Bu kopan parçalar galenitin dilinim istikameti olan ve kolay ayr ılma kabiliyeti gösteren(111) yüzeyine paralelel yüzeylere sahiptirler ve bo şluklar ın kenarlar ı da (100)yüzeylerinin kenarlar ına kar şılık gelir.Monomineralli bir agregat ın strüktürü (özellikle sert minerallerde) mükemmel olmayanbir parlatmada görülebilir. Bir agregattaki taneler muhtelif düzenlenmi şlerdir. Busebepten dolay ı baz ı taneler iyi parlar, baz ılan ise parlamaz. Bu özellik titanomagnetitve kromit için karakteristiktir.Eğer mineralin yüzeyi mükemmel parlat ılmış ise, bütün taneler ayn ı şekilde düzdür.Agregat ın yap ı s ı ancak çapraz nikolde veya a şınd ırma ile belirli hale getirilebili4.3.1.6.2 I şık Çizgisi İle Tayin Edilen Röliyefe Göre Sertlik TayiniBu metod sertlik fark ı çok az olan minerallerin hangisinin daha sert hangisinin dahayumuşak olduğunu tespite imkan verir. Fakat sadece iki mineralin sertli ğini mukayeseyeyarar.Bez üzerinde parlatma esnas ında yumu şak mineraller daha çabuk ufalan ırlar. Sertmineraller sert adalar te şkil eder. Yumu şak minerallerde ise küçük çukurluklar olur. Busert minerallerin hudutlar ı genellikle dik de ğildir, hatta yuvarla ğıms ıd ır. Bununneticesinde meyilli yüzeye dü şen ışın iki tarafa do ğru reflekte olur. Tane hudutlar ı24

mikroskopta siyah çizgiler halinde görülür.Böyle siyah çizgiler bilhassa sert mineralleriçevirirler. Örne ğin pirit, kasiterit, kromit.Sert minerallerin içinde bulunan yumu şak mineraller siyah çizgili hudutlara sahiptirler.Eğer birbiri ile temas halinde olan iki mineralin sertlik fark ı az ise, bu iki mineralaras ındaki siyah hat hemen hemen gözle farkedilemeyecek kadar zay ıft ır. Fakat objektifile obje aras ındaki mesafe büyütülünce sert mineralden itibaren gölge kenar ına paralelolan bir ışık parlak bir kenar halinde hareket eder. Bu kenar ( ışık çizgisi) 40x ve 20xobjektif ve zay ıf bir oküler ile (6x) iyi görülebilir. I şık çizgisi objektif ile obje aras ındakiuzakl ık artt ırıl ınca sert mineralden yumu şak minerale do ğru hareket eder. Bu mesafeninküçültülmesi halinde tersi olur.Bu metod yard ımı ile sertlik fark ı az olan mineraller birbirinden ay ırt edilebilir. Örne ğinkalkopirit ve sfalerit gibi. Ya ğ objektifi ile sertlik tayini yap ılmaz.Eğer opakilluminatörün önündeki apertür diyafram ı kısmen kapat ılırsa ışık çizgisi dahakolayl ıkla görülebilir. Eğer ışıkland ırma tertibat ında bir apertür diafram ı yoksa ince birteneke ve pirinç yaprakç ığında 1 mm çap ında ufak bir delik aç ıl ır ve bu yaprakç ık lambaile opak illuminatör aras ına getirilir.Yaln ız burada dikkat edilecek nokta ışık ile aperturdiafram ın ın birbirine göre tam merkezle ştirilmi ş olmas ıdır.4.3.1.6.3 Eğik I şıkland ırmada Görülen Röliyef Yard ım ı İle Sertlik TayiniBu metod sertlik fark ı çok olan minerallerin sertliklerinin tayini için bilhassakullan ılm ıştır. Böyle minerallerde ışık çizgisi görülmez. Bu e ğik ışıkland ırmaopakilluminatör prizmas ın ın ve ışık lambas ının biraz kayd ırılmas ı ile temin edilir.Böylelikle ışık mineralin bir tarafında konsantre edilmi ş olur.İlk önce röliyefi bilinen iki mineralin bu tarz ışıklandırmadaki ayd ınlanma durumu tesbitedilir. Elde edilen neticeler sertlikleri ve röliyefleri bilinmeyen minerallere tatbik edilir.4.3.1.6.4 Mohs Cetveli Mineralleri İle Yap ılan Sertlik TayiniParlatma üzerindeki minerallerin sertlik tayini a şağıdaki tarzda yap ıl ır :Mohs cetvelindeki minerallerden herhangi birinden yap ılan iğne ile parlatma boydanboya çizilir. Bu çizgi mikroskop alt ında incelenir. Örneğin sertli ği tayin edilmek istenenmineral ortoklas ile çizilmemi ş ise bu sefer ayn ı deneme kuars ile tekrarlan ır. Gerekli isedenemeye topaz ve korund ile devam edilir.4.3.1.6.5 Metal İğnelerin Yard ımı İle Sertlik TayiniBak ır ve çelikten yap ılmış iki iğne ile minerallerin sertlikleri 3 gruba ayr ılarak tayinedilir.a. Sertli ği az olan mineraller, bak ır ve çelik i ğne ile çizilebilir. Mohs cetveline göresertliği 3 ün alt ında olan mineraller.25

. Sertli ği orta olan mineraller, çelik i ğne ile çizilebilir. Fakat bak ır i ğne ile çizilemezler.Bu minerallerin sertli ği Mohs cetvelinde 3-5 aras ında bulunur.c. Sert mineraller. Her iki i ğne ile de çizilemezler. Mohs cetveline göre sertlikleri 5 denyukarıdır.Bu metod maden mikroskobik çal ışmalarda kolayl ıkla tatbik edilebilmektedir. Dikkatedilecek husus i ğnelerin ucunun daima sivri olmas ıdır. Büyütmesi küçük olanobjektiflerle tabiat ıyla daha kolay çal ışılabilmektedir.4.3.1.6.6 Talmage Mikrosklerometresi İle Sertlik TayiniSklerometre sertlik tayin eden bir alettir. Bu aletin çe şitli tipleri vard ır.Mikrosklerometre maden mikroskobik çal ışmalarda kullan ıl ır. Alet bir ucunda elmasiğne bulunan bir terazi tarz ındad ır. A ğırl ık s ıfırda iken terazi denge durumundad ır.Ağırl ık kayd ır ıl ınca terazinin kolu e ğilir ve Elmas uca kuvvet biner.Parlatma mikroskop masas ına tespit edilir. Elmas uç minerale temas edecek şekilde aletkonur. Mikroskopta mineral ve ona temas eden uç görülebilmelidir. Bu anda alets ıfırdad ır. Sonra a ğırl ık kayd ınl ır ve böylelikle Elmas uca bir bas ınç tatbik edilmi ş olur.Parlatma i ğne alt ından çekilir. Bu anda i ğne minerali çizer. Mineral üstündeki çizginingeni şliği, mukayese için haz ır olan çizgi ile kar şıla ştırılarak Talmage sertlik cetvelinegöre tayin yap ıl ır. Talmage cetvelinde sertlikler harflerle ifadelendirilmi ştir (Tablo 5).Mineralin sertli ği elmas uca tatbik edilen a ğırl ık (gr olarak) ve bu a ğırl ığın bas ınc ın ınhas ıl etti ği çizginin geni şliğine göre ölçülür. Kesin neticeler elde edilir.SERTLİKT İP İK MINERALAĞIRLIĞINTERAZIÇ İZELGES İNDEKİYERIA az Argentit 0.2 0.105B Galenit 0.4 0.210C Kalkopirit 0.7 0.365D orta Tetraedrit 1.0 0.520E Nikelin 1.5 0.775F Magnetit 2.0 0.035G Yüksek İlmenit 3.0 0.550UCA TATB İKEDILENBASINÇ(gr)Tablo 5. Talmage Sertlik Cetveli26

4.3.1.6.7 Parlatma Çizgilerine Göre Sertlik TayiniNormalde basit metodlarla parlatma yaparken parlat ılan mineral yüzeyi üzerinde çizgilermeydana gelir. Bu çiziklerin sebebi parlatma esnas ında kopan sert mineral parçalar ınındaha yumu şak mineralin yüzeyini çizmesidir.Bu çiziklere göre minerallerin izafi sertlikleri tespit edilir. Bu gaye ile mikroskop alt ındaince bir çizik aran ır. Bu çizi ğin çok büyük sertlik fark ı göstermeyen iki mineralikatetmesi gereklidir. Sert mineralde çizik izi küçüktür. Daha yumu şak olanda ise dahaderin ve geni ştir. Çizik izleri büyütmesi fazla olan objektifler ve kapal ı görü ş alan ıdiafram ı ile incelenmelidir.Fakat sert minerallerdeki çizikler tekrar parlat ılma ile giderilemez. Yumu şakminerallerdeki çizikler ise düzelebilir.4.3.1.6.8 Elmas Sivri Uç İle Sertlik TayiniKullan ılan alet bir mikroskop ve özel tertibatl ı elmas bir piramittir. Mineralin sertli ğiküçük piramit ile yap ılan bas ınç deneyinden hesaplan ır.Mineral üzerinde piramit uç ile meydana gelen şekilden sertlik a şağıdaki formüle görehesaplan ır.H = 2 Sina/2 . P/d 2 kg/mm 2H = SertlikP = Tatbik edilen bas ınç (kg)Piramitin iki yüzeyi aras ındaki aç ıd = Mikroskopta izlenen bas ınç izinin diagonal geni şliğiBu tertibat ile elastisite, plastisite, kmlganl ık, bas ıç şekilleri, çatlak ve darbe şekillerininizleri ile tayin edilebilmektedir.Yap ılmas ı mümkün olan hatalar :1.Deneme i ğneleri tam sivri olmazsa yanl ış netice al ınır.2.Denemeden önce mineralin yüzeyi çok temiz olmal ıdır.3. İğne ile çizik meydana getirdikten sonra, parlatman ın yüzeyi bir fırça ile daimasüpürülmelidir. Ufac ık bir parça çizik gibi görülebilir.4.Çok küçük tanelerin sertlikleri i ğne ile tespit edilemez.27

E ğer taneler sert ise ve yumu şak mineralin taneleri bunlar ın aras ında çok miktardabulunuyorsa i ğne ile yumuşak tanecikler kolayca atlanabilir.4.3.1.6.9 M ıknat ı s ÖzelliğiBaz ı mineraller m ıknat ıs özelli ğine sahiptirler. Örne ğin nabit demir, magnetit, pirotin,kübanit, magneziyoferrit. Di ğer baz ı mineraller de zay ıf bir m ıknat ıs özelli ği gösterirler.Bunlar demirli platin, troilit, demirli kromspinel, jakopsit, franklinit, ferberit, wolframit,maghemit ve melnikovittir.M ıknat ıs özelli ğinin tespiti:M ıknat ıs iğnesi ile yap ılan deneme:Eğer m ıknat ıs i ğnesi mineral istikametinde saparsa o mineral magnetiktir. I ğneninsapma aç ısının miktar ı m ıknat ıs özelliğinin büyüklüğünü verir.Toz haline getirilen mineralin incelenmesi :Parlatma üzerinden elmas i ğne ile kaz ınan toz m ıknat ıs iğnesi tarafından çekiliyorsamineral magnetiktir. Bilhassa m ıknat ıs özelliği zay ıf olan mineraller bu şekildeincelenmelidir.4.3.1.6.10 Elektriksel İletkenlikMinerallerin elektrik ak ımı geçirildiğinde gösterdikleri direnç farkl ıd ır. Baz ı minerallertamamen iletkendir (Örne ğin bak ır ve gümüş). Baz ı mineraller ise elektrik ak ım ı n ıhemen hemen hiç iletmezler (mika, kalsit).Maden minerallerinin elektriksel iletkenli ği bir çok kimseler taraf ından incelenmi ştir.Davy ve Farnham maden minerallerinin elektriksel iletkenli ğini bir cep lambas ının kurubataryas ı ve bir voltametre ile ölçerek 3 grupta toplam ışlard ır. 1. grup minerallerelektri ği bak ır gibi iletenlerdir. 2. grup minerallerin iletkenli ği bakırdan daha zad ır. 3.Grup mineraller ise, elektri ği iletmezler.Harvey minerallerin elektriksel iletkenliklerini daha kesin ölçmü ştür. Harvey' in aletibak ır ve platin uçlu i ğneleri olan bir potansiyometredir. Bak ır iğnelerin çifti devreyebağl ıdır. Böylece mineralden ak ım geçmesi temin edilir. Platin i ğne çifti birpotansiyometre ile irtibattad ır. Devredeki ak ım bir galvanometre ile ölçülür. Mineralindirenci ise öhm Kanununa göre hesaplan ır.Harvey incelemeleri neticesinde mineralleri dirençlerine göre (elektrikseliletkenliklerine göre) 3 grupta toplam ışt ır (Tablo 6).28

ELEKTRİKSEL İLETKENLİĞİNDERECESIMİLİAMPERMETREMINERAL İSMİYüksek 10-15 Gümü şBak ırMilleritNikelinWizmutKovellinPentlanditPirotinAz 1-9 ArsenkisBornitMagnetitPiritGalenitKalkopiritMarkasitTennantitIlrnenitPsilomelanTesbit edilemiyor. 1 den az KupritKassiteritBraunitZinoberLimonitAntimonitÇinkoblendKromitTablo 6. Önemli maden minerallerinin elektriksel iletkenlikleri gösterilmektedir.4.3.2 Kimyasal Özellikler:1. Aşınma özellikleri2. Mikrokimyasal testler3. I şıkta a şınd ırma4.3.2.1 Yüzeysel A şındırma Metodlar ıBir mineralin yüzeysel olarak a şındırılmas ı iki amaç için yap ılır.a.Mineralin tayini için29

.Mineralin strüktür özelliklerinin tespiti içinBirinci durumda mineralin tan ınmas ına yard ım eden baz ı karakteristik özellikler tespitedilir. İkinci durumda ise mineral yüzeysel olarak a şındırıl ır ve strüktür özelliklerigörülebilir duruma getirilir.Üç çe şit aşındırma metodu vard ır:1. Kimyasal A şınd ırma: Mineralin parlat ılmış yüzeyine bir damla reagens (tesirmaddesi) damlat ılarak yap ıl ır.2. Elektrolitik A şınd ırma: E ğer reagens damlas ı mineralin yüzeyinde bir a şınd ırmayapmaz ise elektrik ak ım ından istifade ederek reagens aktif hale getirilir.3. Işıkla a şındırma: Mineralin parlat ılmış yüzeyi şiddetli ışıkland ırma ile a şınd ır ı l ır.Özellikle gümü şlü mineraller için bu metodtan faydalan ıl ır. Işıkla a şındırma sadecete şhis gayesine hizmet eder. Elektrolitik a şındırma ise ayn ı zamanda strüktür aç ığaç ıkarmada da kullan ıl ır.4.3.2.1.1 Kimyasal Aşındırma MetoduAşınd ırma denemelerine önce zay ıf reagenslerle ba şlanmas ı tavsiye edilir. Deneylerdes ıras ı ile ve genellikle a şağıdaki reagensler kullan ıl ır.HgC12, FeC1 3, KCN, KOH, HC1, HNO3, Kral suyu (1HNO 3 + 3HC1).Reagens damlas ı bir pipet veya bir cam çubuk ile mineralin parlat ılmış yüzeyinedamlat ıl ır. Damlan ın büyüklüğü 1-2 mm olmal ıdır. Büyütmesi 3,7x olan objektif ilemikroskop alt ında köpürme olup olmad ığına ve damlan ın renginin de ği şipdeği şmedi ğine bak ıl ır. Birkaç dakika sonra filitre ka ğıd ı ile mineralin yüzü silinir vesonuçlar yine mikroskop ile tespit edilir. A şındırılan k ısım bir damla su ile ve pamuklatemizlenir.Temizlenen k ısmın fazla büyütmeli olan objektiflerle (Örne ğin 9x) tetkikedilmesi tavsiye olunur.Eğer netice negatif ise s ıra ile bir sonra gelen reagens denenir. Çe şitli mineraller içinreagenslerin tesir etkileri farkl ıdır.İkinci reagens de yine ayn ı kısma damlat ılmal ıdır.4.3.2.1.2 I şıkla A şındırmaMaden mikroskobik incelemelerde ışıkla a şındırma çok dar bir sahada kullan ı l ır.Gümü şün birçok bile şikleri ışık tesiri ile kimyasal olarak bozulurlar ve renklerikoyula şır.Baz ı gümüş ihtiva eden minerallerde mikroskop alt ında kuvvetli ışıkland ırmadabulan ıkla şır. Bunların üzerinde ışık etkisinin görülebilmesi için taze parlat ılmış mineral30

yüzeyinin siyah foto ğraf kağıdı ile örtülmesi sadece ufak bir k ısm ın ışıkland ırmayamaruz b ırak ılmas ı tavsiye edilir. Böylelikle ışığın etkiledi ği k ı s ım ile ışık etkisi olmayankıs ım kolayl ıkla kar şıla ştırılabilir.Işığın mineral yüzeyine etki etmesi için geçen süre minerale göre de ği şir.A şağıdaki minerallere ışık etki eder : Argentit, stromeyerit, polybasit, petzit, hessit,andorit, stefanit, pirargirit, proustit.4.3.2.1.3 Hata Kaynaklar ıDikkat edilmedi ği takdirde hatal ı sonuçlar elde edilebilir.Aşağıdaki hususlara dikkat edilmelidir.1. Mineralin parlat ılm ış yüzü denemeye ba şlamadan önce temiz olmal ıd ır.2. Eğer mineral tanesi çok küçükse damlan ın sadece inceledi ğimiz minerali kapatmas ıimkans ızd ır. Bu durumda iki farkl ı mineral aras ında bir potansiyel fark ı olduğundanreagens az kuvvetle tesir eder. Örne ğin bornit ve galenit yanyana bulunsun. Böyle birhalde FeC1 3 eriyiği damlas ı, bornite çok, galenite ise hiç etki etmeyecektir. Halbuki bumineraller ayr ı ayrı bulunsalard ı FeC13 eriyi ği galenite şiddetle, bornite ise orta şiddetteetki edecektir. Böyle hatalardan kaç ınmak için mümkün olduğu kadar iri tane seçmelive küçük reagens damlalar ı ile çal ışmalıdır.3. Reagenslerin doygun eriyikleri (Örne ğin HgC12 eriyi ği) s ıvı buharla şınca kristalizeolur ve reagens minerale tesir etmez. %5 lik HgC12 eriyi ği kullan ılmas ı tavsiye edilir.4. Maden mineralleri aras ında gang minerali olarak genellikle kalsit bulunur. Birparlatman ın yüzeyine damlat ılan 1 damla asit bu kalsite temas edebilir ve kalsit köpürür.Bu mineralin köpürmesi gibi görülebilir ve CaCO 3 asiti nötralize etti ğinden madenmineraline tesirini önler. Bu ihtimalleri de gözönünde tutmal ı ve iri tanede denemeyapmal ıdır veya CaCO3 l ı bo şluklar mum ile doldurulmal ıd ır.5. Bazen reagens tesir etmeden kendi bozulur. Örne ğin H202 mangan minerallerinedamlat ıldığı zaman köpürmeye ba şlar. Fakat mineralde a şındırma olmaz.6. Mineral yüzeyindeki bo şluklarda bulunan küçük hava kabarc ıkların ın yerlerinireagenzin almas ı ile kabarc ıklar aç ığa ç ıkarlar. Bu hava kabarc ıklarının ç ıkışın ıaşınd ırma olay ına bağlamamal ıd ır.7. Maden yata ğın ın üst kıs ımlar ından al ınan numuneler çok bozulmu ş olabilirler. Budurum aşındırma olay ının geli şmesini kolaylaştır ır. Örne ğin oksidasyon zonundanal ınmış olan kalkopirit ve tetraedrit minerallerine HNO3 etki eder. Fakat normal olarakHNO3 bu iki minerali etkilemez. Yine örne ğin serpantinle şmi ş ta şlardaki platine kralsuyunun tesiri taze dünitlerde bulunan platine tesirinden çok daha kolayd ır.31

8. İzomorf kar ışımlar halinde bulunan minerallerle çal ışırken (Örne ğin fahlerz grubumineralleri) bile şimlerine göre a şınd ırma olay ının de ği şiklik gösterece ğini hat ırdanç ıkarmamal ıd ır.9. Bir mineral agregat ında ayn ı bir mineralin kristallografik oryantasyonlar ı farkl ı olantaneleri yan yana bulunabilece ğinden reagenslerin reaksiyon h ızlan bu tanelerde farkl ıolacakt ır. Bu taneleri farkl ı mineral sanmamal ıd ır.4.3.2.1.4 A şınd ırma Esnas ında Meydana Gelen Görünü şlerReagens mineral üzerine damlat ıl ınca kimyasal reaksiyon ba şlar. Mineral maddesindenbir k ıs ım erir, tekrar çökelir veya gaz halinde uzakla şır. Parlatma üzerinde mm' nin1/1000 kadar kal ınl ıkta amorf bir film örtü halinde kal ır. Bu amorf madde parlatmaiçindeki mikroskobik küçüklükteki çatlaklar ı, dilinim yar ıklar ını doldurur. Birkaç saniyesonra bu amorf film çözülür ve mineralin karakteristik olan strüktür özellikleri izlenir.Reagens parlatma üzerine damlat ılır damlat ılmaz mikroskobik izlenim de ba şlamal ıd ır.Hemen a şağıdaki hususlar görülebilir:A. Bir köpürme olabilir. Örne ğin HNO 3 (1:1) ile pirit ve arsenopirit köpürür.B. Reagens damlas ı bazen renklenir. Örne ğin HC1 (1:1) magnetit üzerinedamlat ıldığında damla sarar ır. Cu ihtiva eden mineraller üzerine asit damlat ı l ınca maviolur. Reagens damlas ı filitre ka ğıd ı ile dikkatle al ınır. Reagens damlat ıld ıktan sonraönce ve sonra damlan ın bulunduğu yer mikroskopta incelenir. Örne ğin KOH antimonitüzerinde karakteristik turuncu renk meydana getirir. Kral suyu fahlerz grubuminerallerine etkir. Fahlerz üzerine S çökelir. Kuprit üzerinde HNO 3 (1:1) ile metalikCu ihtiva eden bir çökelek olu şur.A şındırma esnas ında olu şan çökelek bir bez ve su ile temizlenir. A şınd ırılan k ı s ımdaa şağıdaki izlenimler yap ılabilir.1. Mineralin yüzeyi üzerinde renklenme olur. Örne ğin kalkosin üzerine HNO 3 (1:1) veya%20 lik FeC1 3 eriyi ği damlat ıl ırsa mineral mavi olur. Bornit FeC1 3 tesiri ile turuncu,KOH tesiri ile kahverengi olur.2. Mineralin rengi koyula şır. Çünkü yüzeyde madde yenilmesi olur (korozyon). Örne ğingalenit ve gümü ş HNO 3 (1:1) ile ayn ı şekilde a şındırıl ır.3. Mineralin yüzeyinde kat ı bir çökelek halinde ince yan ıl ıt ıcı bir film olu şur. Örne ğinKOH damlat ılırsa pirotin gök ku şağı renginde bir film ile örtülür.4. Dilinim yar ıklar ı, ikizlik, zon yap ısı, taneli yap ı a şındırma ile aç ığa ç ıkar. Örnekler:HNO3 (1:1) ile kalkosinin taneli yap ısı izlenebilir duruma gelir. KMn 4O4 ve KOH ilekalkopiritin taneli yap ı s ı aç ığa ç ıkar. KMn4O4 + H2SO4 veya kral suyu sfaleritteki ikizyap ısını ve dilinimleri eksen görülebilir hale getirir.5. Bir yüzük olu şturur. Minerallerin birço ğuna s ıv ı reagens tesir etmez. Fakat bunlar ınbuharlar ı etki eder. Bu durumda damla etraf ında bir yüzük görülür. Örne ğin böyle32

yüzükler HCI buharlar ının etkisi ile jamesonit ve bizmutinitte de görülür. Pirit vesfalerite HNO 3 buharlar ı tesir eder.Eğer reagens damlas ı mineral yüzeyine damlat ıl ır ve yukarıda belirtilen hususlardan birigörülürse, reaksiyon pozitiftir denir. E ğer reagens mineral üzerinden temizlendiktensonra hiçbir iz kalmaz ise reaksiyon negatiftir.4.3.2.2 Mikrokimyasal DenemelerDaha önce anlat ılm ış olan fiziksel ve kimyasal özellikler minerallerin özelliklerinigösteren tablonun da yard ımı ile mineral tayinleri için genellikle yeterlidir. Fakat bazenmineraller o derece birbirine benzer özellikler gösterirler ki, yukar ıda belirtilen metodlarbunlar ın birbirinden ay ırt edilmesi için yeterli de ğildir. Örneğin tennantit ve tetraedritAs ve Sb reaksiyonlar ı yard ımı ile birbirinden ayr ıl ırlar. Arsenopirit (Fe-As) velölingitin (Fe-As 2) özellikleri birbirine çok benzer. Bunlar ın ayr ım ı kükürt reaksiyonuile mümkündür.Özellikle mi şkristal (kar ışım kristal) bulunduran minerallerin özellikleri devaml ıkademeli bir deği şiklik gösterir. Bu mi şkristallerin birbirinden ayr ımı da güçtür.Mineraller karakterlerine göre gurupland ırılmışt ır. Özellikleri geçi ş gösteren minerallerde vard ır. Bunlar iki grup mineral aras ında bulunurlar. Bu minerallerin tayini de güçtür.Kolayl ıkla hataya dü şülebilir.Bütün şüpheli hallerde kalitatif kimyasal reaksiyonlarla minerallerdeki belirli elementlertesbit edilerek tayinler yap ılabilir. Kalitatif kimyasal reaksiyonlar belirli metodlar tatbikedilerek yap ıl ır. Bunlar ı şöylece s ıralayabiliriz: Üfleç denemeleri, mikrokimyasalanalizler. Son senelerde bask ı denemeleri çok yayg ın olarak kullan ılmaktad ır. Madenmikroskobik ara ştırmalar, mikrokimyasal analizler en çok kullan ılan ıd ır.Mikrokimyasal analizlerle en küçük mineral taneleri incelenebilir. Kristalin bir çökelekelde edilir ve mikroskop alt ında izlenir.Bu metodun bilinen kalitatif metotdan fark ı şudur:1. Maddenin en küçük taneleri ile çal ışılabilir. Mineralojik olarak saf numune alma venadir mineralleri tayin etme imkan ını verir.2. Refleksiyon çok k ısa sürede yap ıl ır (3-5 dakikada).3. Basit bir laboratuvarda yap ılabilir. Çünkü az madde ile çal ışıl ır.4. Reagens sarfiyat ı çok azd ır.4.3.2.2.1 Gerekli AraçlarÖrnek almak için gerekli araçlar:33

Numune genellikle çelik bir i ğne ile al ınır. İğne keski biçiminde olmal ı ve keski yüzeyiile eksen 60° lik aç ı te şkil etmelidir. Diki ş makinas ı iğnesi de kullan ılabilir. İğne birmetale ba ğlı olmal ıdır.Sert minerallerden numune almak için el kuvveti yetmez ise oyma makinas ı dakullan ılabilir. Genel olarak oyma makinalar ı bir gramafon i ğnesinin küçük birelektromotora civata ile ba ğlanmas ı sureti ile yap ılmışt ır. Di şçilerin kulland ığı oymamakinelerinden de istifade edilebilir.Çok sert minerallerden numune alabilmek için elmas uç kullanmak gereklidir.Parlatman ın kenar ına rastlayan mineral taneleri adi bir törpü ile de al ınabilir. Denemeler25x10 mm lik bir lam üzerinde yap ılır. Denemeden önce lam K2Cr 2O7 + H2SO4,sabunlu su ve en sonunda dam ıt ık su ile y ıkan ır. Lam ın temizli ği çok önemlidir. Kirli birlam üzerinde damla daha çok yay ıl ır. Is ıt ılma an ında gerekti ğinde çabuk ve kaynamadanbuharla şır, numunenin çözülmesine vakit kalmaz. Küre şeklindeki bir damlakristalizasyon şartlan için yayg ın bir damladan daha uygundur. Çünkü yayg ın damladanumuneye madde ilavesi ayn ı değildir. Reaksiyonun hassasiyeti de yay ılmış damladadaha azd ır.Lamlar ın bir eksikkatör içinde saklanmas ı tavsiye edilir. Parmak ile sadece lamlar ınkenarlar ından tutulmal ıd ır. Lam ın üst yüzeyine parmak de ğmemelidir.Reagens bir cam pipet veya son ucu kabar ık olan bir cam çubuk ile al ınmal ıdır. Damlaispirto oca ğında ı s ıtılabilir. Eriyiğin filtrasyonu için mikrokimyasal analizlerde kapilerborucuklar kullan ı l ır. Bu bizzat yap ılabilir. Cam bir boru al ın ır. İspirto oca ğındayumu şayıncaya kadar ısıt ılır ve alevden uzakla şt ırılarak çekilir.Baz ı mineraller (Wolframit, Kassiterit) bir platin telin bükülmü ş ucunda soda veyaboraks ile ergitilir. Gerekli s ıcakl ık üfleç ile temin edilir. Denemelerle elde edilençökelek polarizasyon mikroskobunda incelenir.4.3.2.2.2 A şınd ır ıc ı İlavesiReagenzin incelenecek olan mineral eriyi ğine ilave edilmesi için 4 metod vard ır.1. Reagens damlas ı doğrudan do ğruya incelemesi yap ılacak olan eriyik damlas ına ilaveedilir.2. Eğer reagens kat ı ise, incelenecek eriyik damlas ı içine bu küçük reagenz tanesi at ı l ır.Reagens tanesi toplu i ğne ba şından büyük olmamal ıdır. Kuru reagenslere örnek olarakKj, CsCl, vs. kullan ılır.3. Reagens damlas ı incelenecek damlan ın yan ına getirilir. Sivri uçlu bir cam çubuk ilebu iki damla aras ında bir kanal aç ıl ır ( Şekil 8). Her iki damlan ın temas noktas ındakristaller olu şur. Bu en hassas metotdur. E ğer incelenen materyal reagens miktar ındanaz ise bu metod tercih edilmelidir.4. Reagens damlas ı asitin buharla şmas ı ile lamel üzerinde kalan kuru art ık üzerinedamlat ılır. Lamel daha önce so ğumuş olmal ıd ır. Örne ğin dimethylgloxim ile nikel veammonyummolibdat ile arsen aran ır.34

•2 30abcŞekil 8. Mikrokimyasal analizde iki reagens damlas ının kar ışt ır ılmas ı .a) Kar ışm ış damlab) Reagenzin mineral tanesi üzerine damlat ılm ış hali,c) Tanelerin birbiri içine ak ışı .4.3.2.2.3 Reaksiyon Sonuçlar ının GözlemiKristal çökele ğinin mikroskop alt ında polarizasyon mikroskobu ile incelenir. Büyütmesi(9x) ve nadiren de (20x) olan objektifleri kullanmak yeterlidir.Eğer inceledi ğimiz eriyik içinde madde konsantrasyonu fazla ise, reagens ilave ediliredilmez kristaller meydana gelir veya 5-10 dakika beklemelidir. Baz ı hallerdekristallerin meydana gelmesi için bir ince cam çubu ğu damlan ın içine bat ırmak ve lamelüzerine kat ı taneleri ezmek gerekir.Zayıf konsantrasyonlu eriyiklerde kristaller damlan ın kenarlar ında (1.metotda) veyadamlalar ın temas noktalar ında (3. metotda) daha çabuk meydana gelirler.Kristal çökele ğinin oluşumu görülebilir. Kristallerin boyutlar ı , şekilleri, renkleri vepolarize ışıkta çapraz nikoldeki özellikleri incelenir. Bunlardan en önemlileri kristallerinrenk ve şekil özellikleridir.Yabanc ı elementlerin mevcudiyeti halinde reaksiyon güçle şir veya imkans ızlaşır.Meydana gelen kristallerin şekilleri karakteristik şekillerinden farkl ı olabilir. Renkleride deği şebilir.4.3.2.2.4 Numunenin Çözülmesi ve Lam Üzerine Ta şınmas ıiğne ile kaz ılarak ç ıkarılan materyal, bir çubuk (cam) ile al ınarak cam üzerinetaşınabilir. Daha önce cam çubu ğun dam ıtık su ile rutubetlendirilmesi gerekir. Lam ınkenar ında bir damla HNO3 (1:1) damlat ıl ır. Çöpün ucu asite bat ırılır. Asit içindegenellikle numunenin HNO3 (1:1) içinde ısıtılarak çözülmesi gerekir. Is ıtılan damlalam ın ucuna yak ın olmal ıdır. Eğer damla lam ın ortas ında ise ispirto oca ğındaki ısıtmaesnas ında cam çatlar. Alev lama de ğmemelidir. Damla ısıtılarak buharla ştırılır. Eğerkuru art ık içinde mineral taneleri kalm ış ise (bu lup veya mikroskop ile incelenir) tekrarHNO 3 (1:1) dam ıtıl ır ve i şlem tekrarlan ır. Bazen eritme ve ısıt ılarak kurutma i şlemininbütün mineral taneleri bitinceye kadar 3 - 4 defa tekrarlanmas ı gerekir.Mineral HNO3 içinde çözülmüyorsa kral suyu denenir. E ğer kral suyu da mineral tozunatesir etmiyorsa, mineral tozu soda veya boraks ile kar ıştırılarak bir platin tel ucundaüfleç alevinde ergitilir.35

Asitin buharla ştırılmas ından sonra lamel üzerinde kalan kuru art ık lamelinsoğumas ından sonra çözülmelidir. Genellikle bu HNO 3 (1:7) ile çözülür. İçinde asitdamlas ı bulunan pipet kuru art ığa temas ettirilir. Pipetin lastik t ıpas ın ın s ıkılmas ı veserbest b ırak ılmas ı sureti ile damla "art ık" üzerine ak ıt ıl ır ve sonra eriyik pipet içinetekrar al ın ır. Bu birkaç kere tekrarlan ır. Sonra eriyik di ğer lamel üzerine pipet iledam ıt ı l ır ve üzerine reagens ilave edilir.4.3.2.2.5 FiltrasyonBaz ı hallerde lamel üzerinde asitle çözme esnas ında bir çökelek olu şur. Kapiler borucukvas ıtas ı ile çökelek al ımr. Kapiler borucuk bütün damla içine dald ır ıl ır. S ıvı kapiler tesirile borunun içinde yükselir. Sonra borucuk d ışar ı çekilir ve içindeki s ıvı lamelin di ğerbir k ısmına boruya üflemek sureti ile b ırak ıl ır. Bu birkaç kere tekrarlanarak s ıv ın ınbüyük bir k ısm ı çökelekten ayr ılmış olur. Geri kalan çökelek üzerine bir damla sudamlat ıl ır ve su tekrar kapiler boru ile çekilir.4.3.2.2.6 Çal ışma MetoduNumune alma i şlemi mikroskop alt ında zayıf büyütmeli objektifler ile yap ı l ır. 0.1 - 0.4mm çap ındaki taneler denemeler için çok uygundur. Daha küçük tanelerle çal ışmadareaksiyonun hassasiyeti azal ır. Daha büyük taneler ise, çok ince taneli veya amorfçökelek meydana getirebilirler.Eğer mineral taneleri çok büyük ise (0.5 - 1 mm) ve a şındırma bu taneler üzerinde iyinetice veriyorsa, bu takdirde mineralden ç ıkar ılan toz numune bizzat parlatma üzerindeolduğu yerde b ırak ıl ır ve reagenz damlas ı oraya damlat ılarak deneme yap ılır. HNO 3ı veya kral suyu bir pipet ile mikroskop alt ında mineral üzerine getirilir. (1:1) damlasBirkaç dakika gaz ç ıkmas ı beklenir. Sonra damla mineralden pipetle al ın ır ve larnüzerine getirilir. E ğer asit minerale tesir etmediyse mineral elektrik ak ım ı ile aktif halegelen bir asit ile çözülür. Bunun için mineral üzerine bir damla HCI damlat ıl ır.Damlan ın üst k ısm ına bir katoda ba ğl ı platin tel ile dokunulur. Minerale yak ın olandamlan ın alt k ısmına ise bir çelik i ğne ile temas edilir. Ak ım kaynağı olarak bir ceplambas ı pili kullan ılır.incelenen mineral tanesi 0.2 - 0.5 mm büyüklü ğünde ise, deneme bizzat parlatmaüzerinde yap ılabilir. Mineral etraf ında bulunan diğer mineraller herhangi bir tarzdaörtülür. Örne ğin yakla şık 5 mm çap ında bir vaks dilim al ınır. Ortas ına bir delik aç ı l ır.Bu delik incelemek istedi ğimiz mineral üzerine gelmek üzere parlatmaya s ıkıcayerle ştirilir. Bu i şlem mikroskop alt ında yap ıl ır. Damla bu deli ğe damlat ılır. Deliktehava kalmamas ına dikkat etmelidir.İğne ile numune al ın ırken i ğne, parlatma üzerindeki mineral yüzeyi ile aras ında yakla şıkolarak 60° lik aç ı olacak şekilde tutulmal ıdır. İğne s ıkı tutulmal ıd ır. 180° sağa, 180° soladöndürülerek mineral yüzeyi kaz ıl ır. Sert minerallerde kaz ıma uzun sürer. İğne zamanzaman z ımparalanmal ıdır. Mineral de aç ılan deliğin derinliği çap ı kadar olmal ıd ır. Aksihalde daha alttaki di ğer bir mineral de yanl ışl ıkla kaz ınm ış olabilir. Bazan dabuharlaşmadan dolay ı bizzat reagens kristalize olur. Bunlar deneme sonucu meydanagelen çökelek ile kar ışt ırılmamal ıd ır. Şüpheli hallerde bir yanl ış lığa sebebiyet vermemek36

için kurutulmu ş reagenz damlas ının bizzat kendi art ığı mikroskopta izlenerektan ınmalıdır.Öyle haller olabilir ki, reaksiyondan sonra hiçbir kristal olu şmayabilir. Fakat damlakarakteristik olan renge boyan ır (Örne ğin demir için yap ılan ammoniumrodanitdenemesinde oldu ğu gibi).4.3.2.3 Önemli Baz ı Mikrokimyasal Denemeler4.3.2.3.1 ÇinkoÇinko için en iyi netice veren reaksiyon 2NH 4CNS.Hg(CNS) 2 (Ammonyum civa IIrodanit) eriyi ği ile yap ılan denemedir. Bu reagenz Zn, Cu, Cd, Ni, Fe, Ag ve Pbara şt ırmak için kullan ılabilir. 3 gr. civaklorür (sublimat) ve 3.3 gr. ammonyum rodanital ın ır ve tuzlar oda s ıcakl ığında 5 cm 3 suda çözülür.İçinde çinko aranacak olan eriyik nötr olmal ıdır. Zayıf sirke asidi ve nitrik asitli deolabilir. Alkali eriyikte çökelek meydana gelmez. Az miktarda reagenz sivri bir camçubuğun ucu ile eriyik içine ilave edilir. Beyaz tüy görünü şlü, kar tanesi gibiZn(CNS) 2.Hg(CNS) 2 (Çinko - civa rodanit) kristalleri meydana gelir. Incelenen eriyiken az %0.01 nisbetinde Zn(C2H302)2.2H20 ihtiva etmelidir. E ğer konsantrasyon %1nisbetinde olursa amorf bir çökelek olu şur. En iyi netice eriyikteki konsantrasyon %0.1 -0.2 aras ında olursa elde edilir. E ğer eriyikte Cu mevcut ise, çinko ile birlikte kar ışımkristal olu şturur. E ğer eriyikte Zn %0.5 ve Cu %0.2 ise, çinkonun ispat ı güçle şir.4.3.2.3.2 Bak ırAyn ı çinko için kulland ığımız reagenzi bak ır tayini için de kullanabiliriz. Denemeninşartlar ı da çinkoda olduğu gibidir. Reaksiyon sonucu olarak Cu(CNS) 2 .Hg(CNS) 2ır-civa rodanit) olu şur.(BakKonsantrasyonu yüksek olan eriyiklerden ye şilimsi sarı renkte olan yosunumsu dentritdemetleri çökelir. Dü şük konsantrasyonlu eriyiklerden prizmatik, i ğne şekilli ye şilimsisar ı kristaller ayr ıl ır.Genellikle eriyikte di ğer elementlerin mevcut olu şu bakır tayinini güçle ştirmez.Reaksiyonun pozitif netice verebilmesi için, konsantrasyonun en az %0.01 olmas ıgereklidir.4.3.2.3.3 KobaltÇinko ve bak ır için kullan ılan ayn ı reagenz kobalt için de kullan ıl ır. E ğer eriyikte Covarsa kimyasal olay neticesinde Co(CNS)2.Hg(CNS)2 (Kobalt - civa rodanit)çökelir.Eriyikte Co konsantrasyonu fazla ise koyu kahverengi prizmatik kristal demetleriçökelir. Eğer Co konsantrasyonu dü şük ise mavi sferolitler te şekkül eder. Reaksiyonunmeydana gelebilmesi için eriyikte HNO3 (1:7) çözücü olarak bulunmal ıd ır. Co(NO3)2miktarı %0.004 den a şağı ise reaksiyon elde edilmez.37

Eğer eriyikte Fe miktar ı yüksek ise, damlan ın kenarlar ında mavi sferolitler meydanagelir. Fe az miktarda ise reaksiyonu bozmaz. E ğer Co:Fe (1:5) ise siyah veya koyu maviprizmalar ve sferolitler meydana gelir.4.3.2.3.4 NikelNikel de yine Zn, Cu ve Co için kulland ığımız reagens ile ispatlan ır. Aç ık kahverengisferolitlerin olu şmas ı eriyikte Ni bulundu ğuna i şaret eder. Bu aç ık kahverengi sferolitlerNi(CNS) 2 .Hg(CNS) 2 bile şimindedirler. Eriyikte demir mevcutsa sferolitler pembe renkliolur.Ni mevcudiyetini ispatlamak için en hassas mikroreaksiyon dimetilgliuksim ileyap ılan denemedir.Dimetilglioksin'in alkoldeki %2 lik eriyi ği ayn ı hacimdeki su ile inceltilerek %1 likalkollü sulu eriyik elde edilir. Çökelti nötr, zay ıf alkali ve zay ıf sirke asitli ortamda olur.Incecik pembe i ğneler (Ni (C4H7N202)2) çökelir. Bu i ğnecikler çapraz nikolde ye şilgörünürler.Fe ll iyonlar ı dimethylglyoxim ile k ırm ızıms ı çökelek verir ve Ni mevcudiyetiniispatlayacak olan reaksiyonu bozar. Bundan dolay ı Feil iyonları %1 lik amonyakl ıeriyikte çöktürülür.Dimetilglioksim direkt olarak amonyakl ı eriyik içine ilave edilir. Fe hidroksitlerin jelşeklinde çökelmesinden sonra Ni ile olan reaksiyon yap ılabilir.Ni (NO3)2 konsantrasyonu eriyikte en az %0.2 miktar ında olmal ıdır.4.3.2.3.5 DemirDemir de çinko, bak ır ve kobalt için kullan ılan reagenz ile ispatlan ır ve çiftrodanit tuzuhalinde çökelir. Fe ll iyonunun varl ığı halinde eriyik kiremit k ırm ız ıs ına boyan ır. Bureaksiyon çok hassast ır. Eğer eriyikte Fe(NO3)2 en az %0.02 miktar ında mevcutsareaksiyon (+) d ır. Demirin varl ığı potasyum demir (II) siyanid ile de ispatlanabilir. Maviamorf bir çökelek elde edilir.4.3.2.3.6 Kur şunKurşun varl ığını ispatlamak için en iyi mikrokimyasal reaksiyon HNO 3 (1:1) ve hafif ısıile yap ılan denemedir. Mineral konsantre olmayan HNO3 de çözülür. Damla tamamenbuharla ştırıl ır ve art ık %5 lik sirke asidinde çözülür. Bu çözelti çok küçük KJ tanecikleriile reaksiyona sokulur. E ğer Pb iyonlar ı mevcut ise 6 kö şeli ye şilimsi sarı PbJ-,levhac ıkları olu şur. Büyütmesi 21 kere olan objektifle bu levhac ıklarDamlan ın kurutulmas ı esnas ında kenarda renksiz i ğneciklerin olu ştuğu görülür. Buiğnecikler 2KJ , PbJ2 bile şimindedirler. Bak ır ve bizmut reaksiyonu bozar. En az %0.005miktarında Pb(NO3)2 bulunan eriyiklerde reaksiyon (+) netice verir.38

Kurşun ispatlamak için ikinci bir reaksiyon HC1 (1:5) ile yap ılır. Uzun beyaz i ğne şekilliPbC1 2 kristalleri olu şur. Bizmutun varl ığı reaksiyonu bozmaz.4.3.2.3.7 GümüşGenellikle gümü ş amonyum nitrat ile ispatlan ır. Bir küçük (NH 4) 2Cr2O7 tanesi nitrikasitte çözülmü ş mineral eriyi ği içine at ıl ır. Çözelti hafif asit reaksiyonu göstermelidir.Gümüş dikromat ve kromat olarak çöker. Gümü ş dikromat yakut k ırm ız ıs ı triklinalkristaller te şkil eder. Hemen hemen hiç pleokroizma görülmez.Gümü ş kromat çokşiddetli pleokroizma gösteren rombusal sar ı kristaller halinde çökelir.Damlan ın buharlaşmas ı halinde san amonyumdikromat kristalleri olu şur. Bunlar %1 likHNO3 eriyi ğinde tekrar çözülürler. Gümü ş kromat ve gümü ş dikromat ise çözülmedenkal ır. En az %0.02 lik AgNO3 eriyi ği (+) reaksiyon verir.Kurşun amorf sar ı bir toz halinde çöker. Kur şun gümü ş oran ı 10/1 ise bu metod iyisonuç verir. E ğer Pb miktar ı fazla ise Pb ayr ılmal ıdır. Bunun için Ag' lü PbS 2-3 mm liktüp içine konur, hafifçe ıs ıt ılarak HNO 3 içinde çözülür. So ğutulduktan sonra HCl (5:1)ilave edilir.AgC1 ve PbC12 den olu şan çökelek s ıcak su ile birkaç kere y ıkan ır. PbC12 çözülür. Olaymikroskop alt ında incelenir. Buharla şma neticesinde damlan ın kenarlar ında renksiz.ışığı kuvvetle k ıran AgC1 küpleri olu şur.4.3.2.3.8 Alt ınMikroskobik olarak karakteristik özellikleri olmayan ve mikroskobik olarak tan ınmas ıgüç olan alt ın telluritlerin tayininde mikrokimyasal reaksiyonlardan istifade edilir. Alt ıntelluritleri HNO 3 (1:1) ile muamele edilir. Amorf yo ğun beyaz tellur asidi ve metalikalt ın oluşur. Tellur asidi HC1 (1:1) de çözülür. Geri kalan alt ın bir damla kral suyundaıs ıtılarak eritilir ve eriyi ğik inceltilir. Eriyikteki alt ını ispatlamak için a şağıdakireagensler kullan ılır.1. SnC1 2 ün HCl (1:1) deki lik eriyiği reagens olarak kullan ılır. Reagens damlas ı iledenenecek eriyik damlas ı üst üste ak ıt ıl ır. Temas yüzeylerinde amorf bir çökelekmeydana gelir. Bu k ırm ızı çökelek ince taneli metalik alt ındır. %0.1 lik AuCl bu yollaispatlanabilir. Benzer şartlarda selen asidi k ırm ız ı bir çökelek, tellur asidi mat siyah birçökelek verir. Bu durum alt ın için yap ılan reaksiyonu bozar.2. Alt ın tayininde kullan ılan ikinci reagens 1 hacim pyridin ve 9 hacim %40 l ıkhbreriyin den yap ıl ır. İçinde altın aranan eriyik ile reagenz damlas ı karıştırılır.Pleokroitik olan prizmatik veya tüy şekilli kristaller olu şur. Kristallerin renkleri kestanerengi ile turuncu aras ında deği şir. 0.002% lik AuCl eriyikleri bu reagenzle müsbet neticeverir.39

4.3.2.3.9 KalayÇok bulunan Sn minerali kassiterittir (Sn02). Bu mineral a şağıdaki şekilde çözülür.Ufak bir mineral tanesi soda ile platin ucunda ergitilir. Ergimi ş madde HC1 (5:1) deçözülür. Eğer kalay sülfat tuzu halinde ise mineral HNO3 (1:1) de çözülür. Nitrat ınuzakla şt ır ılmas ı için çökelen 3 damla (1:7) lik HNO3 içine at ıl ır ve sonra su ile y ıkan ır.Kalay çökelek halinde kal ır ve bir damla HCl (5:1) ile çözülür. Bu çözelti bir CsC1 veyaRbC1 ile incelenir. Renksiz, ışığı şiddetle k ıran sesyum klorostannat CsSnC16 veyaRubidyumklorostannat RbSnC1 6 olu şur. %0.01 lik SnC12 eri ği ile müsbet netice eldeedilir.4.3.2.3.10 ArsenMineral HNO 3 (1:1) veya kral suyu ile muamele edilir. Art ık HNO3 (1:7) de çözülür.Antimon mevcut ise çözülmeden art ık olarak kal ır. Eriyik damlas ı lam üzerinde ispirtoocağında çok yava ş olarak kurutulur. Preparat tamamiyle kuruduktan sonraamonyummolibdat ın HNO 3 (1:7) deki %1.5 luk çözelti ise preparata ilave edilir.Yeniden bu çözelti buharla ştırıl ır. Bu esnada lam ispirto oca ğından 10 cm kadarmesafede tutulmal ıd ır. Kuruyan art ığa 1 damla (1:7) lik HNO 3 ilave edilir veamonyummolibdat ın fazlas ı çözülür.Büyütmesi fazla olan objektif ile mikroskop alt ında damla izlenir. E ğer küçük sar ı renklioktaederler görülüyorsa arsen mevcuttur ve ammoniumarsenomolibdat kristalleriolu şmu ştur. %0.01 lik (NH4)3 As04 eriyi ği ile müsbet sonuç elde edilebilir.4.3.2.3.11 Antimon ve BizmutBu iki element için ayn ı mikrokimyasal denemeler yap ıl ır.Mineral 1:1 lik HNO3 içinde çözülür. Hafifçe ı s ıtmak gerekir. Kuruyan art ık lam ınbaşka k ısm ına nakledilir ve üzerine reagens ilave edilir. Damlan ın yan ına küçük bir KJtanesi konur. Buna ufak bir CsC1 tanesi, KJ çözülür çözülmez ilave edilir.Eğer eriyikte antimon varsa alt ıgen ve y ıld ız şekilli sarı renkli kristaller meydana gelir.%0.01 lik SbC1 3 eriyi ği ve %0.005 lik BiC1 3 eri ği müsbet netice verir. E ğer antimon vebizmut beraber bulunuyorsa mikro kimyasal reaksiyon zordur. Bazen de imkans ızd ır.4.3.2.3.12 KükürtKükürtlü minerallerin bir ço ğu kral suyunda ısıtılarak çözülürken, kükürtün bir k ısm ıH2SO4 halinde okside olur. Bir k ısm ı ise kat ı element halinde kal ır. Kuru art ık 1:5 likHCl de çözülür.40

Bir damla seyreltilmi ş klorür asidi çözeltisi kalsiyum asetat ile muamele edilir. Renksiziğneler ve prizmatik jips (CaSO4.2H20) kristalleri olu şur. Güvercin kuyruğu ikizlerihalindedirler. Eriyikte arsenasidi veya demir klorür varsa jips olu şumu gecikir.%25 lik H2SO4 eriyi ği müsbet netice verir.5. Maden Minerallerinin Yap ı-Doku Şekillerinin S ınıflamas ıMadenlerin incelenmesinde strüktür ve tekstür özelliklerinin tespiti, hem bilimsel hemde pratik yönden çok önemlidir. Maden yataklar ının oluşlarının aç ıklanmas ındamadenlerin yap ı özelliklerinin bilinmesinin önemi göz önünde tutularak, yap ışekillerinin jenetik esaslara göre de bir s ınıflamas ı yap ılmışt ır. Ayr ıca s ırf şekle göreyap ılmış olan formal s ınırflama ve teknik problemler dikkate al ınarak haz ırlanm ış olangeometrik s ınıflamalar da vard ır.Baz ı mineraloglar taraf ından birbirinden az çok farkl ı, fakat genel olarak birbirinebenzeyen s ınıflamalar yap ılmışt ır.Madenlerin yap ı özelliklerini aç ıklayabilmek için bu s ınıflamalar ın herbirindenfaydalan ılmaktad ır. Bunun yan ı s ıra daha önce yap ılmış olan çalışmalara ait bilgilerdende büyük çapta istifade edilebilmektedir. Baz ı madenlerin tekstür tipleri incelenirkenhemen her madenin kendine has özel tekstür şekilleri olduğu görülür. Çünkü yerkabuğunun iki ayr ı yerinde, iki ayrı zamanda meydana gelen bir zuhurun olu şumuesnas ında rol oynam ış olan fıziko kimyasal ve tektonik şartlar ın tıpa t ıp ayn ı olmas ıimkans ızdır. Ancak arada çok fazla bir benzerlik bulunabilir. Madenlerin yap ılar ındabazen öyle şekillere rastlanabilir ki, hiç bir s ınıflamada bu şekiller bulunamaz. Otakdirde, bunlar ın detayl ı bir deskripsiyonunu yapmak ve di ğer jeolojik ve mineralojikmetodlarla jenezin aç ıklanmas ı yap ıldıktan sonra, bu şekillerin de jenetik ifadeleriniç ıkarmak gereklidir. Böylelikle madenlerin strüktür tiplerine bir yenisi eklenmi ş olur.Bir kristal tanesi, kristalizasyon şartlar ın ın etkisi alt ında oluştuğundan, tanenin strüktürücevherin jenezi ile ilgilidir. Yani madenin kristalizasyon kabiliyeti, tanenin çizgiselbüyüme h ız ı ve kristalizasyon enerjisi, strüktürü etkileyici faktörlerdir. Bu faktörler dedoğrudan do ğruya kristal toplulu ğunun oluşum ortam ın ın fiziko kimyasal şartlar ınabağl ıd ır. Farkl ı mineral topluluklar ının tekstür özellikleri baz ı fizikokimyasal şartlar ınetkisi ile meydana gelmi ştir.Mineral agregatlar ının kurall ı oluşumlan genellikle jeolojik etkenlerin sonucudur.Segragasyon, metazomatoz, enjeksiyon ve bunlar gibi di ğer olaylar ayn ı tekstürşekillerini meydana getirebilirler. Baz ı hallerde ise, ayn ı bir mineralin kristalizasyonuesnas ında ortam ın az çok farkl ı bir kimyasal bile şimde olmas ı tekstüre tesir eder.Kitapta yap ı şekilleri (strüktür ve tekstür) önce herhangi bir s ın ıflamaya bağl ı olarakanlat ılmayacakt ır. Yap ı şekilleri teker teker izah edilecek ve ayr ıca s ın ıflamalardan enönemlileri verilecektir. S ınıflamalar incelenince, farkl ı jenetik gruplar ın tekstürlerindebenzerlikler olduğu görülecektir. Örne ğin masif tekstür, magmatik, kontak metozomatikve hidrotermal şartlarda görülebilir. Bantl ı tekstür magmatik, hidrotermel ve metamorfgruplarda bulunabilir. Bunlar ın, yani birbirinden farkl ı fizikokimyasal şartlarda olu şanyap ı şekillerinin aras ında muhakkak ki, mikroskopla tespit edilemeyen farklar vard ır.41

Belki de mikroskop ile de görebilece ğimiz ayr ıntılar mevcuttur. Fakat madenmikroskobisi halen geli şmekte olan bir metodtur. Halen kulland ığımız s ın ıflamalar ınzamanla çok daha ayr ınt ıl ı hale gelece ği muhakkakt ır. Çünkü gün geçtikçe madenmikroskobisinin yard ımc ı metodlar ı olan röntgenografik metodlar ve eksprimentalmineralojik çal ışmalar ilerledi ği gibi mikroskoplar ın yap ıs ını mükemmelle ştiren optikaletler tekni ği de ilerlemektedir.Mgdenlerin yap ı özelliklerini incelemeden önce tekstür ve strüktür terimlerininanlamlar ın ı aç ıklamak gerekmektedir.Tekstür ve strüktür terimleri İngiliz ve Alman literatüründe tamamen birbirinin tersiolan manalara sahiptirler. Almanya'da "Strüktür" tanelerin büyüme şekilleri,büyüklükleri tane içi özellikleri ile ilgili şekiller için kullan ıl ır. "Tekstür" tanelerin birhacim içinde da ğıl ış tarz ı ile ilgili şekilleri aç ıklayan terimdir. Almanca "Gefiige"kelimesi kar şılığı olarakta "yap ı şekilleri" terimi kullan ılacakt ır. Türkçe literatürde genelolarak tekstür kar şılığında "doku" kelimesi, strüktür kar şılığında "yap ı" kelimesikullan ılmaktad ır.5.1 Madenlerin Yap ı ve Doku Özelliklerinin Jenetik S ın ıflamas ı(Grigor ıeff (1928) ve Ramdohr (1952))5.1.1 Primer Yap ı ve Doku Özellikleri1. Büyüme şekilleri (Ergimi ş maddeden ve çözeltilerden olu şum)a. Likid magmatik olu şumb. Pegmatitik olu şumc. Pnöymatolitik olu şumd. Hidrotermal olu şume. Dü şük ıs ılı çözeltilerden meydana gelen olu şum2. Kolloidal şekiller (Kolloidlerden meydana gelen olu şlar ve kristalize olan jeller)a. Hidrotermal olu şlarb. Düşük ıs ıl ı çözeltiden meydana gelen olu şlar3. Sedimantasyon ile ilgili şekiller (klastik parçac ıklar ın suda çökelmesi ile meydanagelen oluşlar)42

5.1.2 Deği şim Şekilleri (Kimyasal ve fizikokimyasal de ği şme ilemeydana gelen şekiller)1. Paramorfizma ile ilgili Yap ılar2. Eksolisyon (=Entmi şung) Yap ıları3. Parçalanma (=Bozulma) Yap ılar ı4. Remplasman (=Ornatma) Yap ılarıa. Likid magmatik parajenezlerde otohidratasyonb. Pegmatitlerdec. Kontak pnöymatolitik parajenezlerded. Pnöymatolitik ve hidrotermal parajenezlerdee. Düşük s ıcakl ık parajenezlerinde5. Termik deği şme yap ılarıa. Kontakt zonlar ındab. Kontakt d ışında6. Sementasyon yap ıları7. Oksidasyon yap ıları8. Diyajenez yap ıları (Dü şük s ıcakl ıkta olu şumlar, çimentolanma, toplu kristallenme vs.)5.1.3 Deformasyon Yap ısı (Mekanik-Kimyasal)1. Kataklastik Yap ılar (Bre ş Yap ıs ı, Milonitik Yap ı)2. Plastik Halde Deformasyon Yap ısı3. Rekristalizasyon Yap ısı4. Kompleks ve Polimetamorf Yap ılarSon üç grup daha pek çok say ıda alt gruplara ayr ılabilir.43

5.2 Madenlerin Yap ı ve Doku Tiplerinin Formal ( şekle göre)S ınıflanmas ı5.2.1 Tanelerin Büyüme Şekillerine Göre Meydana Gelen Yap ılar1. Basit tane yap ılar ıa. Allotriomorf yap ılarb. Hipidiomorf yap ılarc. Panidiomorf yap ılard. Porfırik yap ılar2. İç içe Büyüme ve İmplikasyon Yap ılar ıa. Ofitik veya intersertal yap ılarb. Mirmekitik-grafik yap ılarc. Entmi şung yap ılar ı (Ekssolüsyon yap ılar ı)d. Poiklitik yap ılare. Arteritik yap ılarf. Diyablastik-Diyalitik yap ılar5.2.2 Tane Büyüklüğüne Göre Yap ılan Ayırma1. Rölatif tane büyüklü ğüa. Tane büyüklükleri ayn ıb. Tane büyüklükleri farkl ı5.2.3 Bir.Hac ım içine Da ğılma Tarz ına Göre Yap ılan Ay ırma1. İstikametsiz taneler halinde da ğılma2. Yönlü basit dokulara. Lifli dokular44

. Yapra ğıms ı dokularc. Yönlenmi ş taneli dokulard. Radial (I şınsal) dokulare. Konsantrik kabu ğumsu dokular3. Bile şik ve ritmik tabakalar ve bandlar halindeki doku tipleria. Düzlem yataklarb. Bükülmü ş tabakalarc. Konsantrik kabu ğumsu ritmik (tekrarlanan) yap ılard. Oolitik ve konkresyon yap ılar ı5.2.4 Hac ım Dolduru ş Şekline Göre Ayr ılmış Olan Tiplera. Kompakt dokularb. Poröz taneli dokularc. Kö şeli taneler-miyarolitik dokulard. Ofitik dokulare. Ağ tarz ında kabuğumsu dokularf. Mandel ştayn yap ı s ıg. Bo şluklu dokular5.3 Schwartz S ınıflamas ı (1951)5.3.1 Primer Yap ılar1. Bandl ı doku2. Kö şeli, az konkav veya konveks s ın ırl ı taneler3. Sement dokusu (Çimentolu, ba ğlayıcı maddeli yap ılar)4. Kokade veya yüzük doku ( İç içe geçmi ş kabuklar)45

5. Kolloform, jel veya kolloid doku6. Tarak doku7. Kristalografik doku8. Dentritik, yalanc ı dentritik, buz çiçe ği doku9. Diabazik doku10. E şit taneli, taneli, allotriomorfik, polihedral veya mozaik doku11. Tüy şeklindeki doku12. Oval veya kö şeleri yuvarlanm ış taneler13. Paralel olarak s ıralanm ış levhams ı doku14. Grafik, mikrografik, mirmekitik, yalanc ı ötetik, subgrafik doku5.4 Geometrik Esaslara Göre Yap ılan S ınıflama(Tablo 7)'de verilmi ş olan s ın ıflama maden zenginle ştirme i şleminin gerektirdi ğihususlar göz önüne al ınarak yap ılmışt ır. Zaten geometrik s ınıflaman ın esas gayesi debudur. Mineralleri parçalama i şlemleri s ıras ında en kolay ayr ılan tipler la,lb ve 3atipleridir. Bir maden yata ğından maden ç ıkarma esnas ında cevherin yatay ve dü şeyistikametlerde gösterdi ği strüktür ve tekstür de ği şikliklerinin takip edilmesi rasyonelolarak maden i şletebilmek için şartt ır.46

Tip la. Basit birlikte büyüme şekli. İki mineralin hududu kö şeli veya yayşeklinde olabilir.Tip lb. Lekeli tekstür.Tip lc. Grafik, mirmekitik, ötektik büyüme şekli.Tip ld. Dissemine, emülsiyon, damla şekilleri.Tip 2a. Kabuk, taç, yüzük kenar, manto ve atol şeklinde tekstürler.Tip 2b. Konsantrik, sferolitik, tekrarlanan tabakalar halinde kabuk tekstürü.Tip 3a. Damar, iplik veya sandaviç gibi büyüme şekilleri.Tip 3b. Lamelli, tabakal ı, polisentetik büyüme şekilleri.Tip 3c. Ağ ve şebeke şeklinde olan büyümelerTablo 7. Geometrik S ın ıflama (Amstutz, 1969)5.5 Betechtin S ınıflamas ıBetechtin madenlerin tekstürlerini jenetik ve morfolojik olarak iki farkl ı esasa görea şağıdaki tarzda s ınıflam ıştır.5.5.1 Jenetik esaslara göre s ın ıflama1.Magmatik olu şumlu dokular2.Kontak metazomatik olu şumlu dokular3.Hidrotermal olu şumlu dokular4.Atmosferik tesirlerle meydana gelen sekonder dokular5.Sedimanter olu şumlu dokular5.5.2 Morfolojik Esasalara Göre Yap ılan S ınıflama1.Basit şekiller47

2.Uzun şekiller3.Yuvarlak şekiller4.Gayrimuntazam şekiller de k ırm ız ı geçirgendir.6. Maden Yataklar ı Tiplerine Göre Yap ı-Doku ŞekilleriA şağıda baz ı s ınıflamalarda belirtilen doku ve yap ılann basitle ştirilmi ş aç ıklamalar ıyap ılmaktad ır (Tablo 8).6.1 Magmatik Yataklarda Görülen Yap ı-Doku TipleriMasif tekstür, kromit ve titanomagnetit yataklar ı gibi magmatik yataklarda çokyayg ınd ır. Madenin tekstürünün monoton olu şu karakteristiktir. Taneleri birbiri ile s ıkıs ıkıya temas eden agregatlar olu şur. Eğer mineral taneleri gang mineralleri içindemuntazam olarak da ğılmış ise böyle bir tekstür basit taneli tekstürdür. Yine bu tipyataklarda taksitik veya şiliren tekstürü nadir de ğildir. Nodüllü tekstür kromityataklar ında yayg ınd ır. Oval şekilli agregatlar (kromit topluluklar ı) gang mineralleriiçinde görülürler. Nadiren yuvarlak kromit agregatlar ı da vard ır. Genellikle bu ovalkromit agregatlar ı taş içinde bantlar te şkil ederler. Kromit yataklar ında kromit bantlar ıbirbiri üzerine gelen bantlar halinde görülür. Bu bantlar birbirinden hem cevhermiktar ında ve hem de büyüklük bak ım ından farkl ıdırlar. Genellikle kromit yataklar ındakontaktlarda olu şan bu bantl ı cevherler gravitatif diferansiyon ile olu şurlar.6.2 Kontakmetazomatik Yataklarda Görülen Yap ı-Doku TipleriBu yataklar ın karakteristik tekstür tipleri kontakmetazomatik demir ve bak ıryataklar ında görülür. Zira bu yataklar ın yüksek s ıcakl ıktaki uçucu komponentlercezengin olan eriyikleri ta şları ramplase eder ve masif tekstürlü madenler olu şur.Selektif metazomatozda relikt tekstür meydana gelir. Böyle durumlarda maden mineralitaş içinde sadece muayyen baz ı kısımları ramplase eder. Örne ğin tüfler içindeki kireçta şıara katk ılar ının kalkopirit tarafından ornat ılmas ı (ramplase edilmesi) gibi.Metazomatik yataklarda lekeli tekstür de çok görülür. Kompak maden, lekeler halindeta ş içinde yer yer izlenir. Lekeli tekstür için orjinal bir örnek taneli magnetit agregat ıiçinde lekeler halinde feldispat ın görülmesidir. Baz ı mineraloglar bu tekstürü selektifmetazomatoz ile ilgili olarak kabul ederler. Jeod tekstürü, bo şlukların kenarlar ındakabuk halinde görülür. İyi kristalize olmu ş mineraller karakteristiktir.Kontak metazomatik yataklarda s ık s ık karmaşık oluşumlar görülür. Bu durum kontakolaylar ın pnöymatolitik ana faz ını takip eden hidrotermal olu şumlar ın varl ığına i şareteder.48

6.3 Hidrotermal Yataklar ın Yap ı-Doku TipleriBu tip yataklara örnek olarak alt ın yataklar ın ı, nadir metal damarlar ını, bak ırl ı kumta şıyataklar ın ı, polimetalli maden yataklar ını vs. verebiliriz. Bu s ınıftaki yataklar ınmadenlerinin tekstür şekilleri çok çe şitlidir.Kalkopiritli ve polimetalli yataklarda genel olarak masif tekstür görülür. Lekeli tekstürde nadir de ğildir. Lekeli tekstür hemen bütün yataklarda, di ğer tekstür tipleri ile birlikteizlenebildi ği gibi, müstakil bir yatakta da olu şabilir. Bantl ı yap ı, sülfit yataklar ın ın birço ğunda izlenebilir. Birbirinden farkl ı tertipte olan mineralojik ku şaklar ın üst üstes ıralanmas ı ile meydana gelir. Örne ğin bir pirit ku şağı üstüne bir kalkopirit ku şağın ıngelmesi ve bunun da üstünde bir sfalerit band ının bulunmas ı gibi. Genellikle bantl ı yap ıyatağın hudutlar ına paralel olur veya yanta şın şisti yap ısına uygunluk gösterir.Bantl ı madenler tabakal ı veya şistli yanta şların hidrotermal metozomatozu ile de olu şur.Ağ tekstür, iyi te şekkül etmi ş maden mineralleri ile dolu olan incecik damarlar ın madeniher istikamette kesmesi ile olu şur. Bu damarc ıklarda mineralizasyonun son evrelerindegelen sülfitlerin kristalleri görülür.Mercek tekstür, yanta şın veya madenin içinde mercek şeklinde görülen olu şumlar ınmeydana getirdi ği tekstürdür.Kabuğumsu tekstür, yar ık ve bo şluklara mineral maddesinin periyodik olarak çökelmesiile meydana gelir. Bu çökelme kenardan ortaya do ğru dar tabaka ve zonlar te şkil eder.Bu zonlar ve tabakalar birbirine ve yar ık duvarlar ına paraleldirler. E ğer yarığın ikitarafındaki olu şum simetrik ise, simetrik kabu ğumsu tekstürden bahsedilir. Kabu ğumsuolu şum az derinlerde, bas ınc ın çok az, hemen hemen tesirsiz oldu ğu yataklarda görülür.Kokardontekstür nadirdir. Az derinlerde olu şan yataklar için karakteristiktir. Bu tekstürtipi maden minerallerinin yanta ş parçalar ını veya yuvarlanm ış taneleri kabuk şeklindeçevirmesi ile meydana gelir.Jeod tekstür, kristaller aras ı küçük bo şlukların (gerek maden, gerekse gang minerali)maden mineralleri ile doldurulmas ı sureti ile olu şur. Jeod olu şumu genellikle eriyiktegaz halindeki komponentlerin mevcudiyeti ile meydana gelir. Hidrotermal olaylar ile bubo şluklar çe şitli mineraller ile dolar.Polimetalik yataklarda s ık s ık lekeli tekstür görülür. Bu tekstür izometrik veya çe şitlibüyüklükteki tanelerin ve de ği şen tertipteki mineral agregatlann ın mevcudiyeti ilekarakteristiktir.49

FORMALJENET İ K G RUPLAR(MORFOLOJ İK)MAGMATİKKONTAKTH İ DROTERMALATMOSFER İ KSED İ MANTERMETAMORF İ KGRUPLARMETAZOMATİKETKENLER İLEHHOMOJENMAS İFTANEL İMAS İFTANEL İPÖROS TOZHALINDEMAS İ FOMOÇUBUĞUMSULEVHAMSIBANDLI TEKSTÜR(FLU İDAL TEKSTÜR)TABAKALITEKSTÜR(REL İKTTEKSTÜR)BANTLI TEKSTÜRMERCEĞİMS İAĞ ŞEK.ÇATLAK DOLGUSUTABAKALIMERCE ĞİMS İŞİ ST-BANTLITEKSTÜRREL İKTJENOYUVARLAKNODÜLER TEKSTÜR(KÜRE TEKSTÜRÜ)KOKARD TEKSTÜRKOLLOMORFKONSANTR İK-KABUĞUMSUKONKROSYONELOOL İT İK TEKSTÜRBÖBREĞİMS İOOL İT İKKONGLOMERAT İKREL İKT TEKSTÜRLMAYGAYR İMUNTAZAMŞEK İLL İTAKS İTİK( ŞİL İREN TEKSTÜRÜ)BRE Ş TEKSTÜRÜLEKELI TEKSTÜRJEOD TEKSTÜRBRE Ş TEKSTÜRLEKELI TEKSTÜRJEOD TEKSTÜRBRE Ş TEKSTÜRKABUĞUMSU TEKS.JEOD TEKSTÜRSTALAST İK TEKS.TAKS İT İKORGANEGEN TEKS.(REL İ KT T.)BRE ŞİK TEKSTÜRORGANOGEN(REL İ KT TEKSTÜR)KIVRIMLI TEKSTÜRBRE ŞİK TEKSTÜRANTablo 8 . Maden yataklar ı n ı n olu şumlar ı na göre yap ı doku tipleri

Kollomorf tekstür, kolloidlerden meydana gelen mineral olu şumlann ın tekstürüdür.Kolloidler sadece ekzoj en yataklarda de ğil, endojen yataklarda da önemlidirler.Hidrotemal eriyiklerin bir çok komponentleri jel olarak ayr ılırlar ve kollomorf yap ıgösterirler.Fakat şu noktayı unutmamal ıd ır ki, böbreğimsi şekillerin hepsi ve intergranüler filmhalindeki olu şumların tümü kolloid jelden olu şmam ışt ır. Kolloid jellerden olu şanböbre ğimsi olu şumların içinde, radyal yar ıkc ıklar, jelin kat ılaşmas ından olu şankarakteristik buru şuklar görülür.Kollomorf görünü şler mikroskobik ve makroskobik olabilir.Bre ş tekstürü, maden keskin kenarl ı kır ık parçalar ihtiva eder. Örnek olarak polimetalikyataklardan baz ı tekstürler verilebilir. Keskin kenarl ı şist ve maden minerali parçalar ıgang minerallerinden bir çimento ile ba ğlanmış olabilir.6.4 Atmosferik Etkenlerle Te şekkül Eden Yataklar ın Yap ı-DokusuLateritle şme sonucunda oluşmuş yataklar ın, çe şitli sülfit yataklar ının oksidasyon vesementasyon zonu olu şumlann ın tekstürleri bu tip tekstürlerdir. Atmosferik etkenlerlebozulman ın ve oluşumun ilk safhas ında, kabuğumsu olu şumlar meydana gelir. Dunitleriçindeki limonit kabuklar ı örnek olarak verilebilir. Kolayl ıkla çözülüp götürülebilenmineraller bo şluklu tekstür gösterirler. Hücreler halindeki tekstür, silikat bir iskelet veiskeletin hücreler şeklindeki bo şluklarında limonit (toz halinde) dolgusununmevcudiyeti ile meydana gelir.Atmosferik etkenlerin çok fazla tesir etti ği durumlarda toz tekstür izlenir. Mesela tozhalindeki limonit olu şumu.Ekzojen şartlar genellikle kolloidlerden meydana gelen olu şumlara sebep olur. Jellerinsu kaybetmesi ile de kollomorf tekstürler görülür. İnce taneli kriptokristalin tabakal ıtekstür şekilleri bu tip yataklar ın karakteristik tipleridir. Örnek olarak oksidasyonzonlar ında malakit ve azuritin olu şumu veya piritten limonitin oluşumu gösterilebilir.Bo şluklar ın dolmas ı ile de jeod tekstürleri ve kabu ğumsu tekstürler meydana gelir.Konkresyon tipindeki limonit yataklar ında ve siderit yataklar ının oksidasyon zonlar ındabu tip tekstürler vard ır. Yine bo şluklarda çekim kuvvetinin tesiri ile üzüm salk ımı gibive böbre ğimsi oluşumlar izlenir. Örnek olarak malakit, smitsonit vs. gösterilebilir.Bo şluklu yataklarda konkresyonlar s ık izlenebilen kolloid oluşumlardand ır. Örnekolarak mangan yataklar ının oksidasyon zonlar ındaki böbreğimsi tekstürler verilebilir.Sülfıt yataklar ının sementasyon zonlar ında kalkopiritin sekonder sülfitler taraf ındanornat ılmas ı sureti ile madeni gayrimuntazam kesen damarc ıklar halinde bir tekstür şeklimeydana gelir. Damarc ıklar bornit, kalkosin, neodigenit ve kovelinden ibarettir.51

Özellikle sülfitlerde görülen, yar ıklar boyunca geli şen şebeke tekstürünü (hücrelitekstür) bu tip olu şumlar aras ında belirtmek gereklidir. Bu hücreli tekstürün yar ıkdolgular ı limonit, pirit ve di ğer süperjen minerallerden ibarettir.Organojen (relikt) tekstür bu tip yataklarda izlenebilir.6.5 Sedimanter Maden Yataklar ın ın Yap ı-Doku TipleriBilindiği gibi bu yataklar madenlerin kimyasal ve mekanik olarak sulu ortamdaçökelmesi ile olu şurlar. Örne ğin sedimanter demir, mangan, boksit, yataklar ı ve alüviyalplaserler gibi. Kolloid eriyiklerin de bu sedimentasyon olay ında k ısmi bir rolleri vard ı r.Karalardan nehir sular ı ile sürüklenip gelen kolloid eriyikler deniz suyunun elektroliztesiri ile koagule olurlar. Böylelikle denizel sedimanlar ın kolloidal variyasyonlar ıolu şur. A şağıdaki tekstür tipleri sedimanter yataklar için karakteristiktir.Tabakal ı tekstür, gerek maden minerallerinde olu şan tabakalar ve gerekse sedimanteryanta şlar münavebeli olarak tabakal ı bir tekstür meydana getirirler. Maden tabakalar ıincedir. Büyük yüzeyler boyunca yay ılırlar. Mangan yataklar ı klasik bir örnektir.Merceğimsi tekstür, tabakal ı tekstürün di ğer bir türüdür. Maden tabakalar ın ın doğrultuistikametinde incelmeleri ve nihayet kamalanmalar ı ile oluşurlar.Oolitik tekstür, sedimanter yataklar için oolitik tekstür karakteristiktir. Madenminerallerinin hafif hareketli sularda kum tanecikleri etraf ında tabakalar halindeçökelmesi ile oolitik tekstür meydana gelir. Oolitik tekstürlü agregatlar kolloidalolu şumlu mineraller için tipiktir.Sedimanter demir ve mangan yataklar ında oolitik tekstüre çok rastlan ır.Konglomeratik tekstür, maden parçalar ının (yuvarlanm ış) herhangi bir ba ğlay ıcı maddeile çimentolanmas ı ile meydana gelir. Örnek olarak limonit ile çimentolanm ışkonglomeratik madenler gösterilebilir.Bre şik tekstür, sedimanter boksit ve demir yataklar ında çok görülür.Organojen tekstür, sedimanter yataklarda nadir görülür ve maden içinde cevherle şmi şcanl ı art ıklar ın ın bulunmas ı ile kolayca tan ınır. Örnek olarak demir cevheri taraf ındanornat ılmış kavk ılar ın görüldüğü dokular verilebilir.6.6 Metamorfik Maden Yataklar ının Yap ı-Doku TipleriBu tip yataklar di ğer maden yataklar ından gerek morfolojik ve gerekse mineralojikbile şim bak ım ından çok farkl ıdır. Çok tesirli olmayan s ıcakl ıklar ve bas ınçlar k ısmi biryeniden kristalle şme olay ına sebep olurlar. Bu durumda relikt strüktür olu şur.52

Örneğin rekristalize olmu ş oolitik hematit cevherlerinde bazen art ık olarak oolitiktekstür tespit edilebilir. Büyüme ikizine sahip olan minerallerde bas ınç etkisi ileikizlenme k ısmen bozulabilir veya rekristalize olmu ş agregat içinde sadece "art ık"olarak ikizlenmeBas ınç etkisi tekstürde genel bir deformasyon yapar. K ırılgan mineraller parçalanm ış, içyap ı s ı translasyona müsait olan kristaller bükülürler.Rejyonal metamorf sahalarda büyük derinliklerde hem ilk tekstür ve hem de ilk mineralmuhtevas ı deği şir. Şisti tekstür olu şur. Şistlenme ile tabakalanma aras ında paralellikolmas ına luzum yoktur. E ğer tabaka yüzeyleri k ıvrılmış ise k ıvrımlı tekstür meydanagelir. Eğer maden kataklastik ise ve kataklastik parçalar, kö şeli bir çimento ilebağlanm ış ise tekstür bre şiktir.Bir tarafl ı bas ınç bantl ı tekstüre sebep olur. Dinamometamorfizma ile meydana gelmi şbantl ı tekstür gösteren olu şumlar çoktur.7. Maden Minerallerinin Yap ı Çe şitleriMaden minerallerinin strüktürleri ancak mikroskobik olarak incelenir. E ğer maden çokiri taneli ise strüktür özellikleri makroskobik olarak görülebilir.Madenlerin strüktür özellikleri ta şlarınkinden çok farkl ıd ır. Bu fark a şağıda maddelerhalinde verilmi ştir.1.Taşların strüktürü her ta ş cinsi için geni ş sahalarda de ği şmeyen karakteristik birözellik te şkil eder. Madenlerin strüktürü ise maden zuhurunun muhtelif yerlerindedeği ştiği gibi mikroskobun görü ş alan ı kadar küçük bir sahada da de ği şebilir.2.Madenlerin sülfitleri silikatlardan daha az stabil oldu ğu için tam bir yenidenkristalle şme meydana gelme ihtimali ta şlara nisbeten daha fazlad ır. Böylelikle ilkstrüktür özelli ğinden genellikle hiç iz kalmaz.3 .Maden minerallerinin tanelerinin şekilleri çok çe şitlidir. Agregatlarda birbirinden çokfarkl ıdır.4.Maden minerallerinin çapraz nikoldeki özellikleri mikroskop alt ında ta şlarda olduğukadar belirgin değildir.7.1 Kristalle şme ve Kristalizasyon Yap ılar ıBir kristalin olu şumunda rol oynayan olaylar a şağıdaki tarzda özetlenebilir:1.Gazlar ın süblimasyonu ile olu şum2.Eriyiklerin kristalizasyonu ile olu şum53

3.Bir kristalin de ği şen fizikokimyasal şartlara göre yeniden kristallere ayr ılmas ı4.Kolloidal maddelerin kristalizasyonu ile olu şumBu olaylarla olu şan maden mineralleri sonradan de ğişikliğe maruz kalabilirler. Madenminerallerindeki bu de ği şikliklere göre yap ılar iki grupta toplanabilir.a. Hipojen veya süperjen ornatma yap ılar ıb. Mekanik deformasyon yap ılarıBu gruba dahil olan kristalizasyon strüktürleri magmadan kristalizasyon ile meydanagelen minerallerde, hidrotermal veya so ğuk eriyiklerden olu şan kristallerde, yanta şlarınmetazomatik olarak de ği şmesinden meydana gelen olu şumlarda görülürler.Bu strüktürlerin olu şumlarında kristalize olan maddenin kristalizasyon özelliklerine tesireden faktörler kristalizasyon h ız ı ve kristalizasyon kabiliyetidir. Kristalizasyon kabiliyetibir zaman birimi içinde bir maddede meydana gelen kristalizasyon merkezlerinin say ı s ıile de ğerlendirilir. Kristalizasyon kabiliyeti ne kadar yüksek ise meydana gelen agregat okadar küçük tanelidir. Kristalizasyon h ız ı ise kristallerin bir zaman birimi içindekibüyüme h ız ı ile değerlendirilir. Kristalizasyon h ızı ne kadar büyük ise kristaller o kadarçabuk büyürler ve kristalografik şekilleri o derece eksiklidir. E ğer kristalizasyon h ız ıçok yüksek de ğilse, olu şan kristaller ayn ı büyüklükte ve kristalografik kanunlarauygunluğu da o derece fazlad ır.Kristalizasyon s ıcakl ık ve bas ınca da ba ğl ıdır. Kristalizasyonun ba şlang ıc ındas ıcakl ığın ın düşmesi ne kadar ani olursa o kadar çok say ıda kristalizasyon merkeziolu şur. E ğer so ğuma h ızl ı olmazsa, agregat belirli kristaller halindeki tanelerden olu şur.Kristalizasyon kabiliyetinin ve kristalizasyon h ız ının maksimum oldu ğu durumlardaince taneli ve kriptokristalin strüktürler görülür.Çok ani so ğuma halinde jel olu şur. Eriyiğin doygunluk derecesi de olu şan mineralinstrüktürü üzerine etki eder. Seyreltik eriyiklerden büyük ve mükemmel kristallermeydana gelir. Doygun eriyikler küçük kristaller, ince taneli agregatlar ve kolloidlerinoluşumunu mümkün k ılar. Bas ınc ın yükselmesi kristal olu şumunu müsbet yönde etkiler.Örneğin kolloidlerin kristalize olmas ını temin eder. Bas ınc ın ın düşmesi eriyikten gazkabarc ıkalar ının ç ıkmas ına, kriptokristalin ve kolloid olu şumlann meydana gelmesinesebep olur.Kristalizasyon strüktürlerinde a şağıdaki tipler ay ırt edilir:Panidiyomorf taneli strüktür: Panidiyomorf taneli strüktür de taneler idiyomorf (öhedral)olur. Örne ğin dunit içinde kromit taneleri gibi.Hipidiyomorf taneli strüktür: Hipidiyomorf taneli strüktür de ise mineral tanelerisubhedral veya hipidiyomorftur. Kristal yüzeyleri k ısmen olu şmuştur. Tam idealşekillerini alamam ışlard ır.Allotriyomorf taneli strüktür: Allotriyomorf taneli strüktürlerde mineraller şekilsizdir.Hiçbir kristal yüzeyi görülemez. Tane şekli anhedral (ksenomorf) tur. Bu tipe sülfitlerde54

çok rastlan ıl ır. Eğer silikatlann (olivin, piroksen) aras ındaki bo şluklar madenmineralleri ile dolmu ş ve çimentolanma görünü şü meydana gelmi şse ( İlmenit, magnetit,kromit) bu tip allotriyomorf strüktüre sideronitik strüktür denir.Porfiroyid strüktür: Porfiroyid strüktüründen bahsedebilmek için büyük öhedral birmineralin tanelerinin küçük taneli di ğer bir mineralin içinde görülmesi gereklidir.Poyiklitik strüktür: Poyiklitik strüktürde ise bir mineralin küçük tanelerinin kapan ımolarak iri kristalli bir mineralin içinde görülmesi ile tespit edilir. Bu kapan ımlar ındağılışı düzenli değildir.Kriptokristalin veya jel tekstürü yukar ıda bahsedildi ği gibi aşırı doygun eriyiklerden veani so ğuma ile oluşmaktad ır. Metamorfik olaylar ile kolloidler kolayl ıkla kristalizeolmaktadırlar. Bundan dolay ı madenlerde jel strüktürlerine nadiren rastlanmaktad ır.( Şekil 9)'da minerallerin kristalizasyon özelliklerinin ani so ğuma ve doygunlukderecesine göre nas ıl deği ştiğini göstermektedir.7.2 Kat ı Eriyiklerin Ayrılım Yap ılarıCevherin olu şumu esnas ında fizikokimyasal şartlarda olagelen de ği şmeler neticesindeayrı l ım strüktürleri meydana gelir. Yeni şartlar alt ında ilk komplike bile şik instabilduruma geçer ve basit di ğer iki minerale ayr ı l ır. Bu olay ile kat ı eriyik veya izomorfkan şım halindeki mineralin bile şiminde bulunan komponentlerden bir k ısm ı s ıcakl ıkdüşmesi neticesinde müstakil bir bile şik olarak ayr ılır. Kat ı eriyiklerin ayr ılımstrüktürleri (ince muntazam şekiller halinde) büyütmesi fazla olan objektifler ileizlenebilmektedir. Bu tip strüktürler ilmi olarak büyük de ğere sahiptirler. Muayyenmaddelerden meydana gelmi ş olan kat ı eriyikler ancak muayyen s ıcakl ıklardakomponentlerine ayr ıldıklarından bu ayr ışım strüktürleri belirli s ıcakl ıklara i şaretetmektedirler. Deneysel olarak da bu strüktürler elde edilebilmektedir.Denemelerle a şağıdaki neticeler elde edilmi ştir.Ayrı l ım strüktürlerinin meydana gelebilmesi için s ıcaklığın yava ş yava ş dü şmesigereklidir. S ıcakl ık ani düşerse kat ı eriyik tamamen homojen bir madde olarak izlenir.Genel olarak kat ı eriyiklerin ayr ıl ım strüktürünü bir cevherde izleyebilmek için herhangibir eriyiğin soğumas ı esnas ında 3 durumun tespit edilmesi gerekmektedir.a. Kristalizasyon noktas ı üzerinde homojen bir s ıv ı halib. Kristalizasyon noktas ından itibaren s ıcakl ığın dü şmesine bağlanarak de ği şen veayrı l ım noktas ına kadar devam eden e ğri ile hudutlanan alana tekabül eden homojen kat ıeriyi ğin mevcudiyeti.c.Ayr ılım noktas ı alt ında (Bu noktaya kar şılık gelen s ıcakl ık derecesinin alt ında)mineraller aras ında ince kaidesel ili şkilerin mevcudiyeti (Ayr ılım strüktürü).55

Kat ı eriyiklerin ayr ı l ımı muayyen parajenezlerde belirli bir s ıcakl ık e ğrisi alt ındameydana geldi ği için cevherlerde bu strüktürlerin tespiti olu şum s ıcakl ıklar ın ın tayinibak ımından objektif bir ölçüdür (Strüktüre dayanan minerolojik termometre).Ayr ıl ım strüktürleri ile di ğer baz ı strüktür şekillerinin kar ışmamas ı için a şağıdakihususlara dikkat etmelidir.1. Adi enklüzyonlar (kapan ımlar) kesin, düzlem yüzeye sahiptirler.2. Lamel sisteminde kesi şme yerlerinde keskin hatlar görülmez.3. Adi kapan ımlar ın tane hudutlar ı, genellikle dilinim ve di ğer olu şumlarla bağlant ı l ı d ı r.4. Adi kapan ımlar çok kere birden fazla mineralden meydana gelir.Kat ı eriyiklerin ayr ılmas ı ile meydana gelen karakteristik şekiller:1.Taneler aras ı ince zar (intergranülerfilm): Bir mineral di ğer bir mineralin çevresini zarhalinde çevirir.2. Şebeke strüktürü: Bu şeklin meydana gelmesi için iki mineralin kristalografikistikametlerinin birbirine uymas ı gereklidir. İki mineral bir şebeke sistemi meydanagetirecek tarzda bir arada görülürler. Örnek olarak ilmenit ile magnetit, kalkopirit ilebornit aras ındaki yap ı gösterilebilir.3.Lamelli strüktür: Bir mineralin lamelleri di ğer bir mineral içinde belirli bir istikamettes ıralanm ış durumda izlenir. Örne ğin kalkopirit içinde kübanit lamellerinin bulunu şu gibi4.Emülsiyon strüktürü: Çok küçük damla şeklindeki mineral tanecikleri di ğer birmineral olan ana madde içinde görülürler. Kat ı eriyiklerin çok yava ş soğumas ı halindeba şlang ıçta iri taneler ayr ılır. S ıcakl ık daha çabuk dü şmeye ba şlarsa homojen da ğılmagösteren tanecikler izlenir. Örnek olarak sfalerit içinde pirotin ve sfalerit içindekalkopirit ve platin içinde osmiridyum tanelerini verebiliriz.5.Yönlü yap ı : S ıcakl ığın çok yava ş düşmesi halinde kristal şebekesindeki k ı s ımlarbirbiri ile birle şirler ve geçi ş şekilleri meydana gelebilir. Örne ğin lamelli bir görünü ş ile,ana maddeyi olu şturan kristalin dilinim istikametine paralel olarak ayr ılmış k ıs ımlararas ında irtibat has ıl olur. Böylelikle bir şebeke veya a ğ yap ısı meydana gelebilir.56

Alabandin-PirotitBizmutit-ArjentitBizmutit-EmplekitBornit-KalkopiritBornit-LinneitBornit-KalkosinKassiterit-TantalitKalkopirit-StromeyeritKalkopirit-KübanitKalkopirit-ValleriitKalkopirit-PirotitFamatinit-KalkosinGalenit-PirargiritGalenit-TetraedritGalenit-Stromeyerit(?)Hematit-Rutilİlmenit-Hematitİlmenit-Hematit-RutilJakopsit-HausmannitLinneit-MilleritMagnetit- İlmenitMagnetit-PirofanitMagnetit-RutilMagnetit-SpinelMagnetit-ZinkitPlatin- İridiumÇinkoblend-KalkopiritÇinkoblend-PirotitStannit-KalkopiritStannit-KübanitStannit-SfaleritStannit-TetraedritStromeyerit-Arjentit(?)Tantalorutil- İlmenitTennantit-Kalko •iritTablo 9. Aralar ında exsolüsiyon strüktürü görülen ve tabiatta çok rastlanan maden minerallerindenörnekler.7.3 Kolloidlerin Kristalle şmesi İle Meydana Gelen Yap ılarKolloid maddeler tabiatta yeterli derecede stabil olarak bulunmazlar. Belirli zamansonunda ve belirli şartlarda kristalin duruma geçerler. Bu kristalle şme esnas ında agregatiçinde çok ince çatlaklar meydana gelir. Agregat ın kristalleri bir eksen etraf ındauzayarak radyal şekiller meydana getirirler. Veya kristalize olan heterojen jellerde farkl ıbile şimdeki mineraller ışınsal olarak küremsi jel olu şumdan bir matriks içinde dizilirler.A şağıdaki şartlar kolloidlerin kristalize olmas ına imkan haz ırlar.1.Bas ınc ın yükselmesi2.Uzun bir zaman süresinde s ıcaklığın yükselmesi3.Uzun süre devam eden mekanik tesirler4.Radyoaktif ve ultraviyole ışınların tesiri5.Maddenin kendi kristalizasyon özellikleri. Yani yeni olu şan mineralin kristalografikşekillenmeye olan dayamm ı (Kristalizasyon kuvveti).Kolloidal madde kristalin duruma geçerken baz ı ara şekiller meydana gelir. Jel halindenkolloid haline geçme gösteren maddelere metakolloid denir.TablolO'da kolloidlerden meydana gelen birkaç metakolloid gösterilmektedir.57

KolloidlerLimonit Fe0.0H.3H 20Hidrotroilit FeS.nH2ORobertsonit ZnS.nH 2OOpal S i02.nH20MetakolloidlerGötit FeO.OH.Hematit Fe 203Pirit, Markasit FeS2Wurtzit, Çinkoblend ZnSKalsedon, Kuvars Si 02Tablo 10. Kolloidlerden olu şan baz ı metakolloidlerBurada görüldü ğü gibi bir kaç metakolloid de suyun olmay ışı veya azalmas ı ile kimyasalolarak fark bulunmaktad ır.Jelin kristalizasyonu esnas ında kristalizasyon merkezleri te şekkül eder, sonra grupla şmaolur. Olu şan minerallerin şekli kristalizasyon h ız ına ve kristal merkezlerinin hac ımsaldağı l ışlarına bağlıd ır.Basit bile şimli jellerin kristalizasyonunda ışınsal agregatlar meydana gelir.Çekirdekleri birbirine çok yak ın bulunan kristallerin olu şumu esnas ında birbirleri iletemas ederse, büyüme bir merkezden itibaren olur ve sferolitik olu şumlar meydana gelir.Markasit, pirit, hematit, pirotit, götit, psilomelan, malahit, simitsonit, wurtzit vb. Birçokmineraller sferolitik ve ışınsal strüktür gösterirler.Granoblastik strüktür de bir jelin kristalizasyonundan olu şur. Kö şeli veya yuvarla ğıms ıtanelerin toplulu ğunda görülür.Porfiroblastik strüktür büyük mineral tanelerinin ince taneli bir ana madde içindegörülmesi ile tan ınabilirler. Porfiroblastik bir tanenin karakteristik büyüme şekilleri devard ır.Porfiroblastik tane içinde "Porfiroblast kapan ımı" denen ve tanenin büyümesi esnas ındatane içinde kapan ıp kalan gang mineralleri ve daha önceki inklüzyonlar da bulunabilir.Poyiklitik strüktür, ksenoblastik ve büyük bir mineralin içinde di ğer bir mineralinidiyoblastik tanelerinin bulunu şunu ifade eder.7.4 Ornatma (Verdrngung, korrozyon) Yap ılarıHem endojen ve hemde eksojen yataklarda çok yayg ın görülen bir strüktür tipidir.Ornatma olay ı iki maden aras ında ve maden ile yanta ş aras ında olabilir. Bir mineralveya mineral grubunun, di ğer bir mineral veya mineral grubunun yerine ornatma suretiile geçmesine denir. Burada hacim de ği şmesi olmaz. Bir mineralin çözülüp gitmesi ilediğer mineralin onun yerine geçmesi ayn ı zamanda olur.Karakteristik ornatma strüktürleri metazomatik yataklarda görülür.58

Bu strüktürün yataklarda tespiti jenetik bak ımdan çok önemlidir. Hangi mineralinhangisinin yerine geçti ği ve mineralin hangisinin daha önce olu ştuğu hakk ında bilgiedinilebilir.Karakteristik ornatma strüktürleri a şağıdaki hallerde izlenebilir:Korrozyon strüktürü: Bir mineralin di ğer bir mineralin içine nüfuz etmesi ile olu şur.Nüfuz eden mineral şekilsizdir. Di şli tane hudutlar ı görülür. A şınan mineral ilk şeklinibiraz de ği ştirir. Ba şlang ıçta mineralin hangisinin önce olu ştuğu kolay anla şıl ırsa daornatma ilerleyince s ırayı bulmak güçle şir. Eğer sonradan gelen mineral damarc ıklarte şkil ediyorsa veya dilinim istikametini takiben gelmi şse olu şum s ıras ını bulmakkolayla şır.Ağ strüktürü: Bir mineral di ğer bir mineralin içinde gayri muntazam a ğ yap ısı meydanagetirir.Ornatma (relikt) strüktürü: İkinci bir mineral tarafından çevrilmi ş olan tanenin ortas ındailk mineral oryantasyonu bozulmaks ız ın kalm ışt ır.İskelet strüktürü: E ğer ornatma olay ı neticesinde ilk mineralin sadece iskeleti kalm ış saiskelet yap ı s ından bahsedilir.Grafik strüktürü: İki mineral iç içe büyümü ş gibi bir görünmesine rağmen nufuz edenmineralin geli ş yolu tespit edilebilmektedir.Şebeke strüktürü: Bir mineralin dilinim istikametlerinden itibaren di ğer bir mineralinyerini almaya ba şlamas ı ile meydana gelir.Çimentolu strüktür: Örne ğin bir kumta şın ın çimeto maddesi cevherli eriyikler taraf ındanornatıl ır. Bilhassa kireçta şı çimentolu ta şlarda görülen bir yap ı tipidir.7.5 Bas ınç Yap ıları (Dinamo Metamorfizma Yap ılar ı)Mekanik ve k ısmen s ıcakl ık tesiri alt ında madenler defol' lasyona maruz kal ırlar.Strüktürlerinde de ği şiklikler meydana gelir. Maden sülfitleri ve oksitleri bile şiklergenellikle stabil de ğildirler. Bu bak ımdan silikatlardan olu şan ta şlardan ayr ıl ırlar.Bir madenin deformasyonu mineralin özelli ğine ve bas ınc ın derecesine ba ğlıdır.K ır ılgan mineraller kolayl ıkla k ırılırken, plastisitesi yüksek olan mineraller bükülürler.Metamorfizma çok fazla ise hem mineralin strüktürü ve hem de mineralojik bile şimideği şir.Bazen metamorfizma o derece ileri olur ki, ilk strüktürden hiç iz kalmaz. Bundan dolay ımadenleri çe şitli gruplara ay ırma bak ım ından bas ınç strüktürleri çok önemlidir.Bas ınç olu şturan strüktürler (Mekanik Deformasyonlar) 3 tipe ayr ıl ırlar:59

a. Kataklastik strüktürler: Sert ve k ırılgan mineraller için karakteristiktir. Örne ğin pirit,arsenopirit, kromit vs. gibi. Böyle minerallerde bas ınçla çatlaklar, a şağı yukar ı ayn ıbüyüklükte k ıym ıklar (granoklastik strüktür, porfiroklastik strüktür) meydana gelir.b. Bas ınç strüktürü: Bas ınc ın daha plastik olan mineraller üzerindeki etkisidir. Örne ğinkalkopirit içindeki bükülmü ş ikiz lamellerinin strüktürü, antimonitin bükülmesi,galenitin bükülmesi, galenitte dilinim bo şluklarının s ıkışmas ı ile görülen bas ınç yap ı s ıvs.c. Yeniden kristalle şme: S ıcakl ık ve bas ınc ın yükselmesi ile olu şur. Örne ğin iri taneliantimonitin hareket hatlar ı boyunca bas ınca maruz kalm ış materyal içinde ince taneliagregat haline geçi şi (genellikle C istikametinde kristaller veren ilmenitin taneli agregathaline geçi şi).Kollomorf pirit bas ınç tesiri ile, kristalin taneli pirit agregat ı haline kolayl ıkla geçer.Ayn ı şekilde iri taneli sfalerit ince taneli bir agregat olu şturur. Böyle bir rekristalizasyondurumunda sfaleritin büyüme ikizleri k ısmen kaybolabilir.8. Cevher Minerallerinde Görülen Yap ı Doku TiplerininJenetik S ınıflamas ıBir maden zuhurunun bulunmas ından sonraki en önemli a şama, parajenez, süksesyon veminerallerin yap ı doku özelliklerinin ortaya konmas ıdır. Bilindi ği gibi maden yataklar ıgenellikle birden fazla mineral içermektedir. Parajenezin tam olarak bilinmesi, madenyata ğın ın ekonomik değerinin tam olarak bilinmesi için gereklidir. Yap ı-doku tiplerinins ın ıfland ır ılmas ı ve özelliklerinin ayr ınt ıl ı olarak sergilenmesi ise maden zuhurununekonomik bir yatak haline getirilip getirilemeyece ğinin belirlenmesi yan ında dahasonraki a şamalara (cevher zenginle ştirme gibi) ön bilgiler sa ğlamaktad ır.Maden minerallerinin yap ı-doku özelliklerinin aç ıklanmas ı ve buradan jenetikyorumlara gidilmesi çal ışmalar ı henüz yayg ın değildir. Ayr ıca bu özelliklerinin birsistemati ğe göre toplu olarak ele al ınmadığı da bilinen bir gerçektir.Maden minerallerinin gösterdi ği yap ı-doku tipleri, Ramdohr (1969) taraf ından 4 anagrupta s ın ıfland ırılm ıştır:1. Birincil çökelrne dokular ı ,2. Deği şim dokular ı ,3. Deformasyon yap ılar ı ,4. Radyoaktif de ği şim dokular ı .Bu ana ba şl ıklar alt ında daha pek çok tipler bulunmaktad ır. Kitab ın bu bölümündekikonusu, çe şitli tiplerin özelliklerini aç ıklamak ve jenetik yorumlar ın ı yapmakt ır.60

8.1 Yap ı Ve Doku Tiplerinin Jenetik S ınıflamas ıMaden minerallerinde görülen yap ı ve doku tipleri ve bunlar ın s ınıfland ırılmalar ıhakk ında bugüne kadar birçok çal ışma yap ılmışt ır. Bunlardan en önemlileri, Grigorieff(1928), Schneiderhöhn (1929) ve Ramdohr'un (1969) taraf ından yap ılmışt ır. Bunlararas ında da en geni ş ve en anla şıl ır çal ışma Ramdohr'un (1969) çal ışmas ıd ır. Bu kitaptadaha çok onun ve Grigorieff in çal ışmalar ına bağlı kal ınmışt ır. Doku tipleri için verilenfoto ğraflar Ramdohr'dan (1969) al ınmışt ır.8.1.1 Birincil Çökelme Dokular ıErgimi ş maddenin ve sulu çözeltinin safl ık derecesi, s ıcakl ığı, s ıcakl ığın dü şme h ız ı ,mineralin kristalle şme kabiliyeti gibi faktörlerden biri veya birkaç ının kristalle şmeesnas ında etken olu şu, magmatik olu şuma sahip olan cevherle şmede benzer yap ı vedokular ın olu şmas ına sebep olur. Bu dokular ı da kendi içinde gruplara ay ırabiliriz(Tablo 11).DOKU TIPLERININ JENET İK SINIFLAMASI\B İRİNC İLÇÖKEL İMDEĞIŞIMDOKULARIDEFORMAS YON DOKULARIRADYOAKTIFDOKULAR1. Büyüme Dokusu 1. Paramorflar2. Kolloidal Doku 2. Eksolüsyonlar3. Sedimanter Doku 3. Bozunma Dokusu4. Ornatmalar5. Termal De ği şim6. Sementasyon7. OksidasyonTablo 11. Ramdohr'a göre doku tiplerinin jenetik s ın ıflamas ı8.1.1.1 Büyüme Dokular ıBüyüme dokular ı, likid-magmatik, pegmatitik-pnömatolitik, hidrotermal, dü şük s ıcakl ıkçözeltilerinden geli şebilmektedir. Burada eriyiklerin özellikleri yani s ıcakl ık-so ğukluk,asidik-nötr-bazik olmalar ı, kristal-kolloid olmalar ı, s ıcakl ık dü şme fark ı, kristalizasyonmerkezi say ısı ve kristalizasyon h ız ı gibi faktörler şekil geli şmesini etkilemektedir.Büyüme yap ılar ını da kendi içinde bölümlere ay ırabiliriz (Tablo12).61

TaneliKüreselPorfiritikGrafikPoiklitikZonluBandla şmışOolitik-BakteriyelMineralle şmi ş BakterilerTablo 12. Büyüme Dokular ı .8.1.1.1.1 Taneli DokuDo ğrudan çökelme sonucu geli şen bu dokular, cevher yataklar ında, okyanusal tuzyataklar ınkinden ve magmatik kayaçlardakinden daha azd ır. Özellikle kristalle şmeoran ının da de ği şmesi sebebiyle "düzensiz tanelenmeler" geli şebilir.8.1.1.1.2 Küresel DokuEriyiklerden şekillenen "küresel" dokular, damlaya benzer şekilleri ile kolayca di ğerşekillerden ay ırtedilebilirler. Poiklitik kapan ımlar bunlara çok benzeyebilirler ( Şekil 10).Küresel dokular, magman ın kat ılaşma evresinde kat ı çözelti eriyiklerinden bir mineralindamlac ıklar halinde silikatlardan ayr ılmas ıyla olu şurlar. Örne ğin kalkopirit ve (Ni,Fe)Skat ı eriyiklerindeki pirotinin damlac ıklar halinde ayr ılmalarını verebiliriz. ( Şekil 11,12).Yine hidrote ııııal alanlarda erime kürecikleri olarak olu şan (örne ğin 280 °C üstündekibizmut gibi) erime noktas ı çok dü şük olan baz ı elementler de, bu dokuyu gösterirler.Sülfidler içerisinde de çok nadir olarak silikat damlac ıklar ı ortaya ç ıkabilir ( Ş ekil 13).ŞekiI.1045xManyetit kapan ımlar ından olu şan idiyoblastik elektekstürü. Koyu gri mineral korund. Çevredeki beyazalanlar manyetit.62

ŞekiI.1150xOjitli nefelin içinde küresel pirotin (k ısmenokside olmu ş) ve kalkopirit.Şeki1.12 35x-Y.O N+ Emülsiyonyap ısı ; kar ışmayan dört faz ın oluşturduğu hakikibir ötektik yap ıs ı. Demir (aç ık beyaz), pirotin(gri beyaz, en çok yoğun olan), magnetit (koyugri) ve silikatik cam (siyah).Şekil.1330xKürecik şeklinde gang minerali içerennikelpirotin. Gang mineralleri burada(al ışılm ışın d ışında) sülfıdlerden dahauzun zaman eriyik olarak kalm ışt ı r.8.1.1.1.3 Grafik dokularCevherlerde en fazla görülen doku tipidir. Ramdohr'a (1969) göre bu dokular, ötektikolu şumlar olarak hidrotermal cevher parajenezlerinde bol bulunurlar. Ayr ıca magmatikeriyiklerden de şekillenebilmektedirler. Fakat bu ötektik olu şumların bir grafik içbüyüme mi yoksa tam tersine grafik olu şumların bir ötektik olu şumu mu olduklar ıtamamen aç ıklanamam ışt ır. Bu oluşum, iki mineralin çok ince damarc ıklar şeklinde,63

eraber büyümeleri ile şekillenirler. Magmatik eriyiklerden şekillenen grafik doku( Şekil 14)'de ve hidrotermal çözeltilerden olanlar da ( Şekil 15,16)'da gösterilmi ştir.Şekil.l417xÇok tipik mirmekitik büyüme gösteren kromit (gri),serpantin (siyah). Bu büyüme çok al ışı lmam ış bir tiptir vebelki de sadece bir defa gerçekle şmi ş bir ötektik kat ı d ır.Şeki1.1521xBornit (koyu gri) ile kalkosinin (beyaz) mirmekitik (grafik) büyümesi.Bunlar ın yan ında idiyomorf hematit tanecikleri (beyaz ve yüksek rölyef) yer al ıyor.64

8.1.1.1.4 Poiklitik dokuSekil.1625x-Y.OPirotinli (koyu) ile mirmekitik büyüme gösteren bir alt ın tellürid(muhtemelen krennerit veya montbrayit).Tipik olarak harzburjitte görülen bu doku, magmatik eriyikten iki komponentin yakla şıkayn ı zamanda ayr ılmas ı ve bunlardan birinin benzer şekilde yönlenmi ş, diğerininde elekşeklinde hücresiyle birinciyi içine almalar ıyla meydana gelmi ştir.Büyük bir mineral içinde küçük taneli minerallerin s ık bir şekilde da ğılmış kapan ımlar ıile kolayca tan ınabilen elek şeklindeki dokudur ( Şekil 10). Bazen ornatma olaylar ısonucu yalanc ı poiklitik doku da görülebilir ( Şekil 17).Sekil.17Bilinmeyen bir mineral tarafından ornat ılan ilmenit eksolüsyonlamelleri ile iri taneli spinel'in olu şturdu ğu psöydo-poyiklitikdoku (Sağ alt kö şedeki resim).8.1.1.1.5 Zonlu dokuBu dokular, fiziko-kimyasal şartlar ın deği şmesiyle ortaya ç ıkan bir bo şluktan, mineralinbol miktarda inklüzyon band ı içermesinden, çabuk yada yava ş büyümesindengeli şebilirler. Zonlu doku nispeten dü şük s ıcakl ıklarda daha fazla meydana gelir. Birçokörnek verilebilir ( Şekil 18,19,20).65

Sekil.1815xÇok belirgin zonlu yap ı gösteren sfalerit. Ortak ı s ımlarda bulunan kalkopiritler mükemmeleksolüsyon kapan ımlar ıdır. Kenar k ı s ımlar ında iseeksolüsyon kapan ımlar ı çok az miktardad ır. Sfalerit(gri), kalkopirit (beyaz).SekiI.197xİ ri taneli kumta şı n ın b4,1ay ıc ıs ı olarak çokbelirgin zonlu galenit (ortadaki beyaz).Buradaki zonlu yap ı seruzit' inalterasyonundan dolay ı meydana gelmi ştir.Seki1.2015x-Y.0-AKuvars içinde mükemmel zonlu yap ı gösterencolusit.8.1.1.1.6 Bandla şnu ş dokularBu dokular, çok yayg ın ve k ısmen çok incedir. Tek bir tanede veya münferit mineralagregatlar ında da görülebilen bir dokusal özelliktir. Hidrotermal damarlarda büyükmiktarda "bandl ı" cevherler olarak ortaya ç ıkarlar. Epitermal cevher damarlar ında iseince bandla şmalar karakteristik önem ta şır (Örnek: Au, Ag, Hg, Sb; Ş ekil 21).66

Şekil.214xBir epitermal cevherde bandl ı doku. Esas madde (kuvars ın yan ında)hematitten dönü şerek olu şmuş manyetittir. Yukar ıdaki iri taneler galenit(beyaz), a şağıda dar band ise sfalerittir (koyu gri).8.1.1.1.7 Oolitik - bakteriyel dokularOolitik dokular asl ında sedimantasyon dokular ı olmas ına rağmen, çözeltilerden veeriyiklerden olu şan büyümelerde de bunlara çok benzer şekiller bulunmaktad ır. Bunlar,bakterilere olan büyük benzerlikleri sebebiyle literatürde uzun süre tart ışılmışt ır. Piritşeklinde mineralle şmi ş olan bu bakteriler, daha sonra geli şen reaksiyonlar ile tekrar Sbakterilerine geri dönebilmektedirler ( Şekil 22). Son yap ılan çal ışmalar bu dokular ınbüyük ço ğunluğunun kesinlikle hidrotermal kökenli oldu ğunu ortaya ç ıkarm ışt ır ( Şekil23-24). Bunlar ın büyüklükleri de de ği şken boyutta olabilir. Örnek olarak alabandiniçinde pirotin küreciklerini verebiliriz.Şeki1.22Rammelsberg bandl ıcevherle şmelerinde görülençok çe şitli boyutlardacevherle şmi ş bakteriler.67

Seki1.2310xBüyük oranda cevher yap ı s ı gösteren piritle şmi ş bakteriler.Bo şluklar genellikle sfalerit (gri) taraf ından doldurulmu ştur.Olu şumun kendine özgü kabuk yap ı s ı bazan çok iyitan ınmaktad ır.Sekil.2440xOrganik madde oldu ğu kesinlik kazanm ışcevherle şm i ş bakteriler. Bunlar kompleks bre şözelli ği gösteren gang mineralleri taraf ındansar ı lm ışlard ır. Strüktürler tipik ve mükemmel birşekilde görülmektedir.8.1.1.2 Kolloidal dokularBu şekiller ilk defa Schneiderhöhn (1929) tarafından sedimantasyonun belirteci olarakkullan ılmışt ır. Kolloidal çözeltiler, hidrotermal ve oda s ıcakl ıllarında kesinlikle jenetikbir anlam ta şırlar. Schneiderhöhn bunu iki alt grupta ele alm ıştır. Birincisi, yenidenkristalle şme olmaks ız ın genellikle s ıcakl ığın ı büyük ölçüde kaybetmi ş hidrotermaleriyiklerden, ikincisi ise yine ayn ı şekilde oda s ıcakl ığındaki (so ğuk) çözeltilerdençökelme sonucu olu şurlar. Fiziko-kimyasal kanunlara göre bütün kolloidal çökelmeler,kolloidal çözeltilerin su kayb ından dolay ı kristalle şmeye e ğilim gösterirler. Kolloidaldokular, kolloidlerin mikrokristalin kütlelere dönü şmesi ile olu şan doku olup, bumikrokristalin tane hacimlerinin büyümesiyle kristalle şme ortaya ç ıkar.68

Ayrıca gaz faz ından do ğrudan do ğruya çökelmi ş kolloidal şekiller de tabiatta önemli roloynayabilirler.Cevherle şmelerde de, kolloidal çökelimler gang minerallerinde sülfidlerden daha fazlagörülürse de bir çok sülfid olu şumlarında primer kolloidal çökelim görülür. Kolloidalözellikler, çinko, sülfid ve melnikovit pirit ile ço ğu kez çok dü şük s ıcakl ıklardaşekillenen sülfidlerde görülürler.Kolloidal çökelim, çözelti konsantrasyonunun artmas ı, z ıt yüklenmi ş kolloidlerinbirbirine temas ı, organizmalar ın hemen kristalle şmesi sonucu geli şen ilk flokülle şme ileba şlar ve bunlar tabiatta çok de ği şik şekillerde görülürler. Çökelim bo şluğun çeperindentane içine do ğru geli şir.Kolloidal şekilleri a şağıdaki gibi s ınıfland ırabiliriz (Tablo 13).Botriodal (Salk ım) — Böbreğimsi; İnce konsantrik kabu ğumsu (kolloWn)Bir kütle içerisindeki bo şluklara benzeyen kabarc ık şekiller yada küreciklerKonsantrik bantl ı, ekseriya ışınsal, küresel kütleler (küresel, bandl ı)Organik dokuya benzer cam şekillerinden farkl ı jel strüktürüAğ yap ılar ıAğ benzeri yap ılarTablo 13. Kolloidal Dokular8.1.1.2.1 Botrioidal (Salk ım şeklinde, böbre ğimsi)Bu doku, genellikle eski kolloidal minerallerde rastlanan bir şekildir. Botrioidal (salk ımşeklinde) sfalerit, limonit gibi daha bir çok oksidasyon mineralinin görünü şü böyledir.ihtiva etti ği yabanc ı maddelerin, çok ince ritmik, kabu ğumsu bir şekilde çökelmesi ileolu şmu ştur ( Şekil 25,26).Şeki1.2525x-Y.OAsitle a şınd ı r ılmam ış (!) melnikovitpirit.Relativ olarak birbirinden geç olu şmu ş, harika ritmikçökelimler. Bu olu şum nemli havalara ve günlenmeyekar şı aşır ı duyarl ıd ır.69

Ş ekiI.2615x-AAsitle a şınd ırma kar şıs ında çok duyarl ı olan ve strüktürü çok iyitan ın ır hale gelen ritmik çökelimlerin olu şturduğu kabuk yap ı s ıylatipik melnikovitpirit.8.1.1.2.2 Bir kütle içinde küresel kabarc ıklar ya da bo şluklar içeren şekillerBir jel kütlesi içinde, genellikle bir kil parças ın ın, bir hava kabarc ığın ın, ya şayan veyaölmü ş bir bakterinin çekirdek olarak kullan ılmas ıyla kendiliğinden olu şan küresel ya daışınsal şekillerdir ( Ş ekil 27,28).Şekil.2750x-Y.OKrizokoldan (siyah) olu şan bir matriks içinde tenöritin jelstrüktürü (parlak beyazdan mat griye kadar çe şitli tonlarda).İnce dağılm ış olu şumlardan iri kristalli ve kompakt olu şumlarageçi ş vard ır.70

ŞekiI.2810xİnce dağı lm ış k ırm ız ı hematit içeren kuvars ıniçinde ve çevresinde aç ık renkli ve yuvarla ğıms ıhematitler.8.1.1.2.3 Konsantrik olarak bantla şmış, genellikle ışınsal kütlelerBunlar, kendi içinde üç gruba ayr ılırlar:a. İki veya daha fazla mineralin ritmik çökelimi sonucu meydana gelirler. Şekil 29 ve 30da görüldü ğü gibi kat kat tabakalanma kolayca görülebilir.Şekil.2917xDoku karbonatlar yan ında k ısmen izotrop olan çe şitli Co ve Mnoksitlerin ritmik çökelimleri ile olmu ştur. K ırıklar eski çökelimlerii şaret eden hemen hemen tipik görüntüler vermektedir.71

Şeki1.30 40x-Y.O N+Kolloidal çökelmi ş sfalerit matriks içinde gratonit kristalleri(jardonit içinde pseudomorf şekilde). Küresel yap ılar içinde tipikhaç görülüyor.b. Yumrucuk şekilleri : Bunlar özellikle Kobalt City cevherle şmeleri için tan ımlanm ışolup, jenetik ve mekanik olarak tamamen benzer, fakat görünü ş olarak farkl ı şekillerdir.c. Daha önce olu şmuş halka şekilleri ile yak ından ilgili olup, buradaki halkalarçatlaklar ın bolca ince taneli malzeme ile doldurulmas ı ile geli şmiş küçük kokartyap ılarıd ır ( Şekil 31,32).Ş eki1.3 120xKonsantrik kabu ğumsu pirit. Merkezdeki kürecikler yakla şıkcevherle şmi ş bakterilerin boyutlar ındad ır.72

Şekil.324xKonsantrik yap ı l ı ve ışınsal k ır ıkl ı ve Tokalolarak parçalanm ış olu şumlar şeklindeşeklinde uraninit (beyaz ıms ı gri renkli). Koyugri renkte olanlar gang minerali olan barit.Orta k ısımda eser miktarda süt beyaz ı renktesaflorit bulunuyor.Jel Strüktürü : Cam d ışındaki çe şitli şekillerin Grigorieffin "jel olu şumu" diyetan ımladığı strüktürlere benzedi ği görülür. Çünkü bu şekilde oluşan jeller tipik ve farkl ıdeğildir. Konsantrik görünü şler hakimdir. Genellikle çökelme ürünleri, gençminerallerden olu şan bir matriks içine diflizyonla girerler. Buna opal, kalsedon veyazayıf refleksiyon gösteren oksidasyon cevherle şmeleri örnek olarak verilebilir. Butamamen farkl ılaşmış oluşum şekilleri, organik dokulu örnekleri hat ırlatmaktad ır ( Şekil27).8.1.1.2.4 A ğ tipi oluşumlar ( İnce taneli süzülmeler ve dispersiyonlar)Ornatma şekilleri ile jenetik yak ınl ık ve dokusal benzerlik gösterirler. Bu tipolu şumlarda tanelerin geli şi güzel k ırp ılmış (lime lime) veya dallanm ış oldukları vegenellikle bunlar ın birbirleri ile bağlant ıl ı oldukları görülür ( Şekil 33).Şekil.33I OxAsl ında bir jelden olu şan gang minerallerinin buru şmas ındanortaya ç ıkm ış k ır ıklarda ağ yap ısı gösteren uraninit ( ışık grisi).Sülfld ağlar ının hava ile temas ı neticesinde hemen ani oksidasyon meydana geldi ğindenbu ağ şeklindeki dokular seyrek olarak görülürler ( Şekil 34).73

Seki1.346xPirit. Solda kompakt k ıs ım, sağda ise kil içindegeli şmi ş ince ağ yap ı s ı .8.1.1.2.5 A ğla benzeyen şekillerBunlar, kolloidal bir matriks içinde, minerallerin kolayca büyüyerek kristalle şmesisonucu meydana gelirler. Bu şekiller, amorf yap ılar içindeki iskelet şeklindekibüyümelere benzerler.Bu ağlar daha sonra çok ince taneli, kristalize, salk ım-böbreğimsi yap ıdaki primerkolloidal matriks kütlesi tarafından sar ı l ır ve dokunun korunmas ın ı sağlar. Örnek olarakkolloform sfalerit içindeki "a ğ tipi" galenit olu şumlar ını verebiliriz ( Şekil 35,36,37).ŞekiI.3525 x-Y.0Pirit içerisinde gittikçe azalan miktarda olmak üzere kesikli a ğhalinde galenit (gri). Galenit bo şluklu bir iskelet yap ıs ıolu şturuyor. Ara bo şluklar sonradan piritle doldurulmu ştur.74

Şeki1.3615xİki de ğişik dolgu modeli, kesintili a ğ şeklinde galenit.ŞekiI.374xKesintili ağ şeklinde galenit. Çok bo şluklu iskelet şeklinde galenit,salk ım şeklinde sfalerit kabu ğu ile birlikte büyümü ş .Ba ş l ıca ağ tipi şekiller a şağıdaki mineraller aras ında görülmektedir. " İ" harfi içindedemektir.Bi(i)-saflorit, Ag(i)-saflorit, galen(i)-pirit,argentit(i)-nikkolit, saflorit(i)-jel pirit,pitchblende-fluorit(i), Ag(i)-dolomit, pitchblende(i)-karbonat.8.1.1.2.6 Tüylü çiçekli şekillerTüylü çiçekli şekiller, bir noktadan d ışarıya doğru ışınlar yayan, daha sonra d ışarı doğrubir çiçek demeti şeklinde büyüyerek yay ılan ve sonunda bir krizantem gibi, form içindeaniden son bulan şekillerdir. Bu şekiller, nadir olarak görülür. Tipik örne ği Şekil 38 ve39 'da verilmi ştir.75

Şekil.38 2.5xKalsit içinde yosun şeklinde büyümü ş arsenid(beyaz, esas olarak saflorit). Çok az kuars (koyu gri,yüksek rölyefli).Şeki1.39 8.5xAs ıl olarak jel şeklinde bir matriks içinde alt ın' ın beyazkrizantem şeklinde ayr ı l ım ı ve biraz da klaushalit (beyazayak ın, yaln ızca çiçeklerin d ış k ı s ımlar ında). Matriksburada iri taneli kalsittir.8.1.1.2.7 Diğerleri1-7. gruplara dahil edilmemi ş olan, ancak kesinlikle kolloidal kökenli oldu ğu belirlenenşekiller bu gruba dahil edilmi ştir. Örnek olarak, demir şapkas ı ve buna benzerortamlarda, ince topraks ı kütleler, az dallanm ış, genellikle içi bo ş kokartlar ve uzun,doğru ya da bükülmü ş şerit biçimindeki şekiller bu gruba dahil edilebilirler.76

8.1.1.3 Sedimanter dokularSedimanter dokular, hidrotermal çökelme dokular ından ve baz ı magmatik çökelmedokular ından kesin bir s ınır ile ayr ılmazlar. Bu dokular, tabakalanmadan dolay ıdinamometamorfızma için de tipik dokulard ır ( Şekil 40,41).Ş ekiI.408xBariz kural(' olarak dizilrni ş manyetit kuvars cevheri. Aç ık grimanyetitler içinde ikinci] olu şumlu hematitler yer al ıyor.Şeki1.4110xMaghemit olu şumlar ından dolay ı aç ık gri lekeligörünen manyetit. İlmenit koyu gri, spinel siyah.Manyetit çok iyi tane s ıralanmas ı gösteriyor but ıpk ı entmi şung olu şumuna benzer birdüzenlemeyi hat ırlat ıyor.Tabakalanmal ı ve bandl ı dokular madde içinde, homojen ritmik de ği şmeler ve budeği şmelerin uzun ve yanal yay ıl ımı ile tan ınırlar. Fakat bu yanal homojenlik cevherminerallerinin küçük nodüller ve mercekler şeklinde görülmeleri sebebiyle sadece gangminerallerinde görülürler.Gerçek oolitler de tipik olarak sedimanter olu şumlarda görülürler ( Şekil 42).77

ŞekiI.4217xManyetit oolitleri. Buradaki manyetit olu şumlar ıasla metamorfık değildir.Herhangi bir sebeple sedimantasyonla yakla şık ayn ı zamanda mineralle ştiği kabul edilenfosillerde sedimantasyon dokular ı olarak kabul edilebilirler. Şekil (43 ve 44)'de benzerörnekler verilmi ştir.ŞekiI.435xGalenit içinde cevherle şmi ş foraminifer.Şekil.4435x-Y.OGalenit ve sfaleritli "a ğaç hücresi" strüktürü.

8.1.2 De ği şim dokular ıPrimer olu şumların, değişen fiziko - kimyasal şartlar alt ında yeni fazlara dönü şmesi ilemeydana gelen şekillere "de ğişim dokular ı" denir. De ği şim ile meydana gelen dokular ınbüyük k ısm ı metamorfik olaylar ile, bir k ısm ı magmadan kat ılaşma esnas ında fizikokimyasalşartlar ın deği şmesiyle, diğer bir k ısmı da atmosferik olaylarla olu şur. Bunlar ınyan ı s ıra mineralin iç yap ı özellikleri de değişmede önemli rol oynar.Deği şim dokular ın ın şu şekilde s ın ıfland ırabiliriz (Tabloll).1.Paramorfik de ği şim dokuları ,2. Eksolüsyon dokular ı ,3. Bozunma dokuları,4. Ornatma (Verdrngung-metazomatizma)5. Termal de ği şimler,6. Sementasyon dokular ı ,7. Oksidasyon dokular ı .8.1.2.1 ParamorflarParamorflar, metastabil ya da durays ız bir şeklin, duraylı bir bile şik haline değişmesi ilemeydana gelirler. Mesela, markazitin pirite ya da yüksek s ıcakl ık kuvars ının, dü şüks ıcakl ık kuvars ına dönüşmesi örnek olarak verilebilir. Paramorfik de ği şimlere bundanbaşka şu örnekleri verebiliriz: Arsenopiritin arsenite, markazitin pirite dönü şmesi ( Şekil45).ŞekiI.45 3x-Y.0 N+Markazitin çok iyi lamellerhalinde ikizlenmi ş tanelerindenoluşan agregat ı . Markazit tanekenarlar ından ve lamellerdenitibaren pirit (siyah) taraf ındanornat ılmışt ır. Bu madenyatağında markazit hidrotermalbir oluşumdur.79

8.1.2.2 Eksolüsyonlar (Entmi şung kapan ımları)Kat ı çözelti kristalleri, oda s ıcakl ıklarına kadar, bile şenlerinin güçlü atomik ba ğlar ı ,kafes yap ılar ındaki ve iyonik yar ıçaplar ındaki büyük benzerlikler gibi özelliklerindendolayı hemen hemen durayl ı kal ırlar. Fakat bu kat ı eriyikler s ıcakl ığın yava ş yava şazalmas ı ile durays ızla şırlar ve kat ı eriyi ği meydana getiren partiküllerin, kristalografikdoğrultularda iki ayr ı faz te şkil edecek şekilde ayr ılmas ına sebep olur. Bu olayaekssolüsyon, bu olayla meydana gelen dokulara da ekssolüsyon dokular ı denir.Eksolüsyon olay ının başlayıp başlamamas ı birçok faktörün birlikte etkisi ile meydanagelir. Bu faktörler, yava ş so ğuma, kar ışım kristalinin kimyas ı, küçük yabanc ıkapan ımlar, çok farkl ı tipteki tektonik gerilmeler ve di ğer fiziko-kimyasal şartlard ı r.Eksolüsyonlar, Niggli taraf ından basit ve kompleks eksolüsyonlar olarak ikiyeayr ılmışt ır (Ramdohr,1969). Basit eksolüsyonlar, önceden büyük çapta bozunmagösteren komponentlerin tekrar birle şmesi sonucu olu şan basit kat ı çözeltilerdir.Buna, önceden %90 Or. (KA1 308) ve % Ab. (NaA1 308 )' den olu şan yüksek s ıcakl ıkfeldispat ı içinde, sonradan yine %90 Or ve %10 Ab lamelini içeren pertit olu şumunuörnek olarak verebiliriz. Bir mineral ekssolüsyonunun herhangi bir şekilde ikinci birçözülmeye uğrad ığı durumlarda ve stokiyometrik olaylardaki bir kesilme sonucundakompleks ekssolüsyonlar meydana gelir. Birinci duruma örnek olarak, ilmenit lamellimagnetit içindeki ulvospinel olu şumlar ı, bornit içindeki kalkopirit+wittichenitoluşumların ı, ikinci duruma ise ilmenit-magnetit çiftini verebiliriz.Eksolüsyon olu şuklar ı, genelde tamamen üniform da ğılmam ış durumda bulunurken,ayr ıca şekil ve boyutlar ı da e şit değildir. Bazen bunlar boncuk dizisi (tesbih) gibis ıralanm ış da olabilirler. Bu taneler bazen tektonik faktörlerin etkisi ile herhangi biroktaeder yüzeyini de tercih edebilirler ( Şekil 46,47).Şekil.4625x-Y.0Hematitin 1. ve 2. olu şum şeklindeki entmi şung taneleri(eksolüsyon taneleri) ile birlikte ilmenit (gri). 1.olu şumtaneleri ilmenitin tekrar ayr ı l ımı (entmi şung şeklinde)neticesinde olu şan 2.cil ilmenit tanelerini içeriyor.80

Şekil.4752x-Y.OŞekil 46'ya benzer , şekilde ilmenit. Ancakhematitin yan ında ilmenitin miktar ı çok azd ı r.Bazal disklere dikey duran olu şumlar, rutil veınanyetitin çok ince yeni olu şumlar ıd ır.Eksolüsyon dokusunda, eksolüsyon taneleri aras ındaki s ınırlar birbirine girmi ştir.Kapan ımlar daha çok tanelerin iç k ısımlar ında yer al ırlar.Silikatlarda ve k ısmen de oksitlerde, s ıcakl ığın düşürülmesi veya artt ırılmas ı ileeksolüsyon dokuları da çok deği şirler. Mesela Ramdohr taraf ından yap ılan s ıcakl ıkyükselmesi ile kompleks eksolüsyon tanelerinin yeniden çözünmesi ile ilgili bir deneyserisi buna örnek olarak verilebilir ( Şekil 48a-d).Eksolüsyon dokular ı, ornatma, yeniden kristalle şme ve jelllerin de ği şim ürünlerinebenzediği için bunlarla kan ştınlabilirler. Bu yüzden dikkatle inceleme yapmak gerekir.Eksolüsyon dokular ını bu güne kadar birçok yazar s ınıflandırmaya çal ışmışt ır. Buçal ışmalar ın en kapsaml ısı Grigorieff (1928) ve Schwartz (1951) taraf ından yap ılmışt ır.Grigorieff e göre eksolüsyon şekilleri, hücreli, kafes şekilli, emülsiyon, grafik ve beneklieksolüsyon dokuları olarak ayr ılmışt ır. Fakat bu son grup di ğerlerinden farkl ıdır. Bunlarzakkum yapra ğı, leylak, lokma şekillerindedirler.Eksolüsyon olu şumlar ının çok çe şitli görünü ş şekilleri olduğundan, jenetik olarakbirbirinden ayr ılmas ı zordur. Bunlar ı başl ıca iki grup alt ında toplayabiliriz:a. Tanelerin iç k ısımlar ındaki eksolüsyon ayr ımlarıb. Tane s ın ırlar ındaki eksolüsyon ayr ımları81

Şekil.4848x-Y.OSpinel (11100) ve ilmenitin (11111) olu şumlar ıyla ilgili olarakentmi şte olmu ş olan titanomanyetitlerin eriti ş denemelerinden ortayaç ıkan seri.48a : Eritilmemi ş48b : 800°C'de 12 saat; ilmenit lamelleri çok fazla irile şmi ştir vebunlar manyetitin oksijen almas ıyla oluşan Fe 2O3 tür ki bu olu şumdaha aç ık renktedir.48c : 1000°C'de 12 saat; proses ilerlemi ştir. Spinal resorbe edilir,ilmenitler daha da çok aç ık renge ula şmışt ır.48d : 1200°C'de 12 saat; as ıl geli şme olarak honıojenle şmesağlanm ışt ır. Görüntüde sadece birkaç ilmenit art ığı kalm ıştı r.8.1.2.2.1 Tanelerin iç k ı s ımlar ındaki eksolüsyon ayr ıl ımlar ı8.1.2.2.1.1 Çok düzensiz şekiller:Bunlar genellikle tanelerin toplu kristalle şmesi sonucunda meydana gelen ürünlerdir.Bunlar özellikle büyüklük ve kimyasal ba ğlanma şekilleri çok benzer olan "kübikkafeslerde "ortaya ç ıkarlar ( Şekil 49).82

ŞekiI.498xStannitin (aç ık gri) tamamen ayn ı cinsten y ıld ızc ıklar ından olu şan mükemmel eksolüsyonlar ın ı içeren kalkopirit(beyaz) ve koyu renkte sfaleritler.Bu düzensiz şekiller baz ı ornatma şekilleri ile de kar ışt ırılabilir ( Şekil 50).ŞekiI.507xKalkopirit (mat beyaz), biraz sfalerit (çok koyu gri) ve pirotin (aç ıkgri) piriti ornat ıyor (süt beyaz ı).8.1.2.2.1.2 Deği şik düzenli, oval damlalar ya da yuvarlakla şmış emülsiyonlarEmülsiyonlar, ev sahibi bir mineral içinde çok miktarda "art ık" olarak bulunan tanelerinçok ince iç büyümesi durumunda tan ın ırlar. Bu emülsiyon taneleri, ev sahibi mineraliçinde düzensiz bir şekilde dağılmış veya belirgin yönlerde, biribirine paralel zincirlerşeklinde dizilmi ş olabilirler ( Şekil 51,52).83

Sekil.5 14xPlatin içinde iridyum eksolüsyon kapammlar ı . lridyurn daha çokemülsiyon ş eklinde tek taneler halindedir.SekiI.5250xSfalerit içinde e şit ölçüde da ğı lm ış olarak bulunankalkopirit eksolüsyon kapan ımlar ı . Etraftaki beyazkabuk galenitten olu şmu ştur. Bu demektir ki,kalkopirit yaln ızca entmi şung (eksolüsyon) olarakbulunabilir çünkü kalkopirit kapammlar ı d ışar ı dandüfizyonla girmi ş olamaz.8.1.2.2.1.3 Yakla şık düzenli şekilli partiküllerin emülsiyonlar ıBunlar, kübik minerallerde genellikle oktaeder, y ıldızc ıklar, haçlar ya da çizgisel yap ı larşeklinde ortaya ç ıkarlar.Kübik olmayan minerallerde ise küçük levhac ıklar, y ıld ızlar, virgül şekilleri, kamç ışekilleri, zakkum yapra ğı şekli ve nadir olarak da küçük kolonlar ya da i ğneciklerşeklinde görülürler. i ğne şeklinde olanlar ın lamelli yap ıda olmalar ı da karakteristiktir( Ş ekil 53,54).84

Şekil.5330x-Y.OKalkopirit (aç ık gri) içinde tipik lameller şeklinde kübanit(koyu gri). Kalkopirit -kübanit eksolüsyon yap ısı geli şmedenönce olu şmu ş bulunan sfalerit siyah y ıd ızc ıklar ı .Şekil.5425x-Y.OBornit içinde kalkopirit eksolüsyonlar ı. Lamellerin üçdoğrultuda geli şmesi bornitin dörtkö şe (tam değil) bir görüntüvermesini sağlam ıştır. Resmin yakla şık orta yerinde, tanes ın ırında iki deği şik düzenleme bir arada görülüyor.8.1.2.2.1.4 Lamelli şekillerBu şekiller, özellikle yüksek olu şum s ıcakl ıklar ında ya da minerallerin kafes ba ğların ınbenzer olmas ı durumunda ortaya ç ıkarlar. Bunu üç gruba ay ırabiliriz.-Ev sahibi kübik-misafir kübik oldu ğu durumlar:Üç lamel grubunun toplanmas ıyla kübik lamelli ağlar meydana gelir ( Şekil 55,56).85

Şekil.55600°C deki eriyi ğin h ızl ı soğumas ısonucunda meydana gelen bornitkalkopiriteksolüsyon yap ı s ı .Sekil.56Manyetit içinde ilmenit lamellerinin a ğ yap ı s ı .Misafir hegzagonal-ev sahibi kübik:Bu durumda, en çok görülen şekil oktahedral a ğlard ır (4 yönde). Burada düzgün zakkumyaprağı şekli meydana gelir ( Ş ekil 57).Şekil.5745x-AEksolüsyon ürünü olarak kübik (Ag-Sb) kat ı çözeltisiiçinde iğ şeklinde diskrasit (beyaz). Çevresi galonit(gri). Örnek 10 gün süreyle havaya maruz b ırak ı larakaşınd ır ılm ışt ı r.-Ev sahibi hegzagonal -misafir hegzagonal oldu ğu durumlar:Kafes boyutlar ındaki büyük benzerlikleri sebebiyle düzensiz dilimlenmi ş diskler veiskeletler şeklinde ortaya ç ıkarlar ( Şekil 58,59).Lameller daha çok bir oktaederin yerine de yerle şebilir.86

`Imır, ımer». oulımb.~1~ 41110111411P^ «." ••■401111aiiıIıık41~11111»411111111111~• ~k, ^~11111111111~onew. *411.1111111.11. -41111111» 461.01; 4."" .01~ '"""'"'` e-ŞekiI.58Il ınenit içinde he ınatit.Şeki1.59Hematit içinde ilmenit.8.1.2.2.1.5 Ağ benzeri şekillerBu dokular, misafir ve evsahibi mineralin kübik oldu ğu durumlarda ve kafes sistemleriile ilgili olarak ortaya ç ıkarlar. Fakat bunlar tamamiyle, önceki kataklastik yap ılar, latentgerilmeler, klivajlanma ve önceki kafes blok olu şumlar ına da bağl ı olabilirler ( Ş ekil60).Şekil.605x-Y.ONeodigenitler (mavi izotrop kalkosin) bozunma olay ı (zerfall)dolay ı s ıyla I3-kalkosin beyaz lamelleri olu şuyor. İdiyoblastikkovelin bir k ır ıkla ilgili olarak geli şmi ştir. Bunun yan ındadüzensiz kalkosinler de yer al ır.8.1.2.2.1.6 İskelet, tüy ve filigran şekillerBunlar tellerin iç içe girmesiyle olu şan şekillere benzerler ve misafir minerallerinidiyoblastik geli şme eğilimine bağl ıdırlar.Filigran şekiller, genelde kristalografik do ğrultularda yerle şirler ( Şekil 61,54).87

ŞekiI.614x-Y.0Stibarsen (beyaz ıms ı gri) ve As (koyu gri)eksolüsyon olu şumunun meydana getirdi ği ağbenzeri yap ı .8.1.2.2.1.7 K ıvr ıml ı (Y ılan benzeri) ve çelenk şekilleriÜniform ve büyük oranda kar ışmam ış taneler içinde, ince y ılan şeklinde k ıvrı lm ışkurtçuklar gibi, belli bir do ğrultuda yerle şmemi ş eksolüsyon ürünleri yer al ır. Buürünler, tane s ınırlar ındaki mirmekitik büyümelere benzerler ( Şekil 62).ŞekiI.6235x-Y.0Platin içinde iridyumun y ılan gibi k ıvr ı lm ışeksolüsyonlar ı . Bunlar ın yan ında iri ve küçükyuvarlağıms ı taneler de yer almaktad ır.8.1.2.2.1.8 Mirmekitik ya da grafik dokularBu dokular, çok yayg ın değildir. Özellikle kompanentlerin çok benzeyen kafes yap ılar ıolduğu zaman ortaya ç ıkarlar ( Şekil 63).88

Bu dokular, çok yayg ın değildir. Özellikle kompanentlerin çok benzeyen kafes yap ılar ıoldu ğu zaman ortaya ç ıkarlar (Şekil 63).Şekil.6322.5x-Y.OHava ile aşınd ırılm ış stibarsen(=allemontit). Arsen=(siyah),stibarsen=(beyaz). Bu yap ıönceden olu şmu ş bir kat ı çözeltininbozunmas ıyla ortaya ç ıkm ışt ır.Eğer bu kafes benzerlikleri sadece iki boyutta ise o zaman farkl ı yönlerde kesilmi şkesitler, farkl ı dokusal şekiller verirler.8.1.2.2.1.9 Tane s ınırlarındaki eksolüsyon ayr ıl ımlarıÇok ince taneli agregatlar içindeki eksolüsyon maddeleri, büyük göçme h ız ı ve çokyava ş soğuma esnas ında tanelerin s ınırlarına doğru göç edebilirler. Bazen bu göçsebebiyle ortadan kalkabilirler de ( Şekil 64).Şeki1.64I 7xÇok fazla miktarda kalkopiriteksolüsyon kapan ımlar ıbulunduran sfalerit. Tanekenarlar ında kalkopiritler kabukolu şturmu ştur. Gang mineralikuarst ır. Bu büyüme kalkopiritinbüyük bölümünün flotasyonesnas ında konsantre olmu ş sfaleritiçine gitti ğini ve böylece buradakiyap ı n ın meydana geldi ğini gösterir.8.1.2.3 Bozunma dokular ı (Zerfall dokusu)Zerfall dokular ı bu güne kadar eksolüsyonlardan kesinlikle ayr ılmayan şekiller olarakkabul ediliyordu. Ortamdaki fiziko-kimyasal şartlann de ğişmesi ile bozunan kat ı eriyik,yeni şartlara kar şı stabil olan, yeni bir minerale dönü şür ( Şekil 65,66). Burada bozunmaürünlerinin ilksel materyal ile kristalografik ve kimyasal olarak ili şkisi olmayabilir.Buna örnek olarak, ilmeno-hematitten olu şan kat ı eriyiğin bozunrnas ı sonucu ilmenit vehematit yerine magnetit ve anataz ın meydana gelmesi gösterilebilir.89

Şekil.65 25x-Y .0Geokronit'in bozunmas ıyla olu şmu ş galenit (beyaz),bournonit (gri) ve nahit arsen (parlak beyaz).ŞekiI.6615xPsöydobrookit'in bozunmas ıyla olu şmu ş kesinolarak birbirinden ayr ılm ış şekilde mirmekitikbüyüme gösteren hematit (beyaz) ve rutil (gri).Birçok bozunma örnekleri verilebilir:Kosalit'ten galenit+bizmutFahlerz'den galenit+bizmut+bizmutinit+kosalitJeokronit'ten galenit+boulangerit+arsenGratonit'ten galenit+realgarFahlerz'deri kalkopirit+gudmundit+pirotin+arsenopiritFahlerz'den pirotin +gudmunditKloantit'den pararammelsbergit+nikkolitTennantit'den enargit+arsenopirit90

İlmenit'den magnetit+anatazPseudobrokitden hematit+rutilB i xbyit'den hem ati t+braunit+piroluzitVillamaninit'den linneit+bravoit+kalkopiritWittichenit'den kalkopirit+empletit+bizmut+klaprot8.1.2.4 Ornatma (verdrgung, metazomatizma)Ornatma,verdrngung, metazomatizma kelimeleri yakla şık ayn ı anlam ı ta şırlar. Engenel ifade ile bir mineralin yerinin ba şka bir mineral taraf ından al ınmas ı şeklindetan ımlanabilen bu kavramlar aras ında çok az farklar vard ır. Örneğin metazomatizmaterimini kontak pnömatolitik zonlardaki ornatmalarda, verdrngung terimini ise,hidrotermal alanlardaki yer de ği ştirmelerde kullanmak gerekir. K ısaca söylemekgerekirse, her üç terimde iki mineral aras ındaki madde al ışveri şine dayanan dönü şümüifade etmektedir.Ornatma yap ılar ın ın şekilleri, klivaj, kayma düzlemleri,sertlik, plastiklik, kafesyap ıs ı,bağın kimyasal durayl ılığı, s ıcakl ık, reaksiyon süresi jeolojik zaman boyuncaolu şan tektonik gerilmeler, pH konsantrasyonu, elementlerin bile şimi, ikincil veyakal ınt ı çözeltilerin var olan rölatif konsantrasyonu gibi faktörlere ba ğıml ıdır.Ornatma şekilleri, Grigorieff (1928)'e göre Tablo-14'deki gibi s ın ıfland ırılmışt ır.Filiform (iplik şekilli) : Çok ince damarc ıklar ın olu şturduğu ağ şeklindeki dokudakiornatma.Hücreli : Çok küçük ornatma kal ınt ıları içeren dokular.İnce Şeritli : Kö şeli, k ırp ınt ıl ı (lime lime) taneler içinde genellikle konkav kenarl ıornatma art ıklar ı .İskelet-Grafik Kafes Şekilli : D ış kısımlar ı k ısmen korunmu ş ornatma art ıklar ı .Zonal dentritik : Çok nadir, özellikle kalsit klivaj düzlemleri boyunca ornat ıl ıyorsa.Çimento şekilli : Kumta şının çimentoyu selektif olarak tutuluyorsa.Tablo 14. Grigorieff e göre ornatma şekilleriFakat daha sonra yap ılan çal ışmalar sonucu 11 gruba ayr ılmışt ır (Ramdohr,1969.;Tablo-15).91

Fligran şekilli kafes örgüsü dokusuHücresel-ada şekilli dokularİnce şerit şekilli dokularİskelet şekilli dokularGrafik şekilli dokularKafes şekilli dokularZonlu replasmanlarDentritik dokularS ementasyon yap ı lar ıFrontal ornatmaDiğer ornatma şekilleriTablo 15. Rarndohr'a göre ornatma şekilleri8.1.2.4.1 Filigran şekilli kafes örgüsü şekilleriBelirli bir klivaj ı olmayan maden minerallerinde ortaya ç ıkan şekillerdir. Bunlarda tipikolarak parçalanma görülür. Kataklazma veya latent gerilmelerle ortaya ç ıkarlar. İnceçatlaklardan süzülen cevherli çözeltilerin, birbiri ile ince damarc ıklar şeklindebirle şmesi sonucu olu şurlar ( Şekil 67).Şeki1.6735x-Y.OKarbonatl ı bir gang içerisinde filigran şeklinde Mncevherle şmesi.8.1.2.4.2 Hücresel ada şekilli şekillerEn s ık görülen ornatma şeklidir. Kal ınt ı parçac ıklar ornat ılmıştır. Yönlenme belirgindir.Amerikan ve İngiliz literatüründe bu tipe "kemik ve di ş çürüğü benzeri şekiller" ad ıverilir ( Şekil 68,69,70).92

Şekil.686.5 xBornit (beyaz) taraf ından ornat ılan sfalerit (gri, yüksekrölyefli) ezilmi ş parçalanm ış şekillerden ada şeklindekiolu şumlara kadar çe şitli tipler görülüyor. Parlak beyazrenkli münferit taneler kalknsindir.ŞekiI.692xPirit (beyaz), çatlaklarda her tarafta dessendet kalkosin (gri)tarafından ornat ılm ışt ır.ŞekiI.7035x-Y.OTektonik etkiyle parçalanm ış pirit (beyaz)günlenme esnas ında hücre şeklindeki lirr ıonit(gri) tarafından ornat ı lm ıştır. Burada al ışı lmam ışbir şekilde piritten lepidokrosit olu şmam ışt ı r.93

8.1.2.4.3 İnce şerit şekilleriAda şekilli dokulara benzerler. Fakat geride konkav ornat ım şeritleri b ırak ırlar. Kaynakmineral belirli bir klivaj ın eksikliği ile karakteristiktir. Bununla birlikte latent gerilmelerde mevcuttur ( Ş ekil 7l ).8.1.2.4.4 İskelet şekilli dokularŞekil.715x-Y.OLameller şeklindeki kalkosin tarafından ornat ılan bornit(siyah). Beyaz lameller şeklindeki dü şük s ıcakl ık kalkosinineodigenitin bozunma ürünüdür ve kama şeklinde k ısmenbornitli, k ısmen neodigenit kal ınt ı l ıd ır.Kenar ve kö şelerde h ızl ı büyümeyle kristal bir iskelet kafes şeklinde geli şir. Özelliklegalen ve dü şük s ıcakl ık piriti bu şekilde büyüme e ğilimindedir. Ani büyüme esnas ındakristalin iç k ı s ımlar ı içerdi ği kapanımlardan dolay ı kirli, d ış k ı s ımlar ı ise daha temizgörülürler ( Şekil 72).Ş ekil.72 1.5xKalsit içinde silvanit (beyaz) iskeletleri. Koyu gri renkliler kuars.94

8.1.2.4.5 Grafik şekilleriSeyrek olarak görülen bu şekiller, özellikle kafes benzerli ği olan minerallerinornat ılmas ıyla ortaya ç ıkar. İki mineral iç içe büyümü ş gibi görünüm verir.8.1.2.4.6 Kafes şekilli dokularBu dokular, e şit hacimli bir kütle içerisindeki klivajlanmalara ba ğl ı olarak ortaya ç ıkar.Ornatan mineral, klivajlar boyunca ilerleyerek ornatmaya sebep olur. Şekillerdegörüldüğü gibi, hem misafir mineraller hem de ev sahibi mineral içindeki eksolüsyontaneleri ornatmaya imkan verebilir. Örnek olarak pentlandit ve pirotin içindekioktahedrik ilmenit a ğlar ı, pirit, lamelli kalkopirit (kubanit yerinde), pirit kal ınt ıl ı kuvars,titanit iskeletli bornit'iverebiliriz. E ğer bas ınç ikiz lamelleri selektif olarak ornat ılmışsaçok güzel kafesli şekiller ortaya ç ıkabilir ( Şekil 73).Şekil.7310xÇökelerek olu şmuş kalkosin klivajlar ı boyuncawurtzit'i ornat ıp kafes şekilli bir dokuolu şturmu ştur.8.1.2.4.7 Zonlu ornatmalarBunlar, Grigorieff (1928)'e göre çok nadir,fakat Ramdohr (1969)'a göre ise çok görülendokulardır. Örne ğin, kontakt pnömatolitik olu şumlu, martitle şme ile olu şmuş zonlumanyetitler çok karakteristiktir. Kromit silikatlar ının dış zonlardaki nikkolit tarafındanornat ılmas ı sonucu da zonlu şekil meydana gelebilir. Sementasyon ornatmalar ında dabüyük çapta benzer şekiller ortaya ç ıkar ( Şekil 74).95

Şeki1.7413.5 x-Y.0Manyetitin hematitle şmesi (Martit) ile olu şmuş çok güzel zonlu yap ı .Hematit olu şumlar ı istisna olarak oktaeder yüzeylerinde de ğildir.8.1.2.4.8 Dentritik şekillerÖzellikle kalsitte görülür. Kalsit, üç dilinim do ğrultusu boyunca ornat ılırsa bu dokularortaya ç ıkar. Benzer şekilde ikiz lamelleri boyunca eriyiklerin kolayca nüfuz etmelerihalinde dentritik dokular olu şur ( Şekil 75).ŞekiI.7535x-Y.OKompleks bir ornatma şekli : Aç ık gri renkli fahlerz taraf ındanornat ı lan bornit (koyu gri) daha sonra kalkopirit (beyaz i ğ şeklinde)olu şumu. Her üç mineral kalkosin (orta grilikte) taraf ındantamamen ince damarc ıklar (dentritik) ile birbirine ba ğlanm ışlard ı r.Siyah k ısımlar gang ve çukurlard ır.96

8.1.2.4.9 Sernentasyon tipi yap ılarGrigorieff tarafından sement-form olarak tan ımlanmış olan bu şekiller, kum ta şlarının,ayr ıca fay bre şlerinin bağlayıcı elemanlar ın ın ornat ılmas ından ortaya ç ıkan şekillerdir.Ornatma, genellikle çimentolanm ış tanelere kadar ula şabilir ( Şekil 76). Bağlayıcımaddenin primer olarak görülmesi çimentolanan mineralin primer oldu ğunu ortayakoyar. Fakat baz ı bağlayıcılar beklenmedik bir şekilde tamamen ornat ılmış olabilirler.8.1.2.4.10 Frontal ornatma dokular ıŞeki1.764xHematit (beyaz) bağlay ıc ı maddeyi ve ayn ı zamandakumta şın ın kuars tanelerini ornat ıyor. Sementasyon tipibir doku.Bu dokular, çok s ık görülürler.E ğer ornat ılan mineralin klivaj ı, k ırıkları, tanes ın ırlar ı,yabanc ı kapan ımlar ı, gözle görülen zay ıfl ık zonlar ı yoksa, o zaman geni ş bir öncephede düz s ınırlar olu şturacak şekilde geli şir. Kaynak mineralden olu şan eksolüsyontaneciklerinin kal ıntılar ı bariz olarak düz s ınırlar olu şturur ( Şekil 77). Bazen ornatman ınşiddetine göre bunlar ın tespit edilmesi zor olabilir.Şeki1.77 6xPirit (beyaz, yüksek rölyef)(100) ne paralel klivajlarboyunca kuars (gri) vekalkopirit (hafif beyaz ıms ı )tarafından ornat ılmışt ır. Buyap ı, piritin esas ında ba şkabir madde (arac ı madde)içinde çökelmi ş olduğunui şaret ediyor. Gri renkliidiyomorf tane kuvars ı nenine bir kesitidir.Mineraller aras ında frontalbir ornatma dokusu ve kafesyap ısı geli şmi ştir.97

8.1.2.4.11 Di ğer ornatma şekilleriMaddelerin kar şılıkl ı ornat ılmas ını yans ıtan dokular o kadar de ği şik olabilir ki, buyüzden tek bir s ınıflama yapmak mümkün de ğildir.Ornatmalar ın şekilleri cevherlerde alt altad ır. Gang ve cevher minerallerinin dokular ındaçok fazla şekil vard ır. Hepsini burada göstermek gereksizdir. Ama ornatmada bir kuralolarak, sert minerallerin yumu şak mineraller tarafından ornat ıldıklar ı bilinir. Örnek:Pirit, sfalerit, kalkopirit, galen, pirarjirit, argentit s ıras ına göre burada argentit hepsiniornatabilmektedir.Diğer örnekler (Tablo 16)'da verilmi ştir.2 1 2Antimon > Pirarjirit Pirotin > GalenitNikkolit> Rammelsbergit *Gersdorfit Pentlandit --> KalkopiritStibiopallaidinit > Sperillit Löllingit Arsenopirit--> PirotinGudmundit> Galenit Kalaverit --> Alt ınLuzonit Enarjit Fahlerz --> LuzanitKassiterit > Sfalerit Kassiterit ---> KalkopiritKassiterit> Stannit Kasiterit--> HerzenbergitTitanomagnetit --> Kuvars+Bornit İlmenit > Rutil--> İlmenitKuvars Hematit Mika > BornitMika> GrafitSilikatlar> GalenitTablo 16. Birbirleriyle ornatma ili şkisi gösteren mineraller. Burada (1) ornat ılan minerali, (2)'de ornatanminerali göstermektedir.8.1.2.5 Termal Dönü şümlerKontakt zonlar ında, s ıcak eriyikler etkisiyle meydana gelen strüktürel de ği şimlerdir.8.1.2.6 Oksidasyon zonu dokular ıOksidasyon ve Sementasyon ZonlanOksidasyon ve sementasyon zonlann ın karakteristik mineral parajenezleri, karakteristikyap ı ve dokular ı vard ır. Bu özelliklerin bilinmesi jeolojik ve ekonomik olarak önemtaşır. Büyük derinliklerde ekonomik de ğeri olan bir parajenezin beklenip beklenmemesi,yine derinlerde dar alanda s ın ırl ı sekonder özellikli bir zenginle şmenin bulunupbulunmamas ı gibi konular, bu zonlann iyi bilinmesi ile tan ınabilirler.Oksidasyon zonunda hem çözülme hem de çökelme olaylar ı yer al ır. Özellikle üstk ı s ımlarda genel olarak çözelti faz ı hakimdir. Oksidasyon zonu yap ılarında hacimdeği şmesi görülür. Çünkü oksijen ilavesi (çökelim) sebebiyle hacim artmas ı olacakt ır.Muhtemelen, eriyiklerin uzakla şmas ı ile hacimdeki art ış dengelenecek, hatta büyükmiktarda hacim daralmas ı meydana gelecektir. Bu konu ile ilgili karakteristik dokular,doku şekilleri Şekil 78,79 ve 80'de gösterilmi ştir.98

Şeki1.7817xDü şük s ıcakl ıkta olu şan sfaleritin günlenme sonucu olu şmu ş zonluyap ı s ı . Beyaz kesimler galenit, koyu griler k ısmen iç refleksgösteren serüzit. Alt kesimlerde çok fazla çok ince da ğı larakçökelmi ş galenit görülmektedir.Şeki1.7917xGeli şigüzel olu şmu ş çatlaklarda geli şmi şgünlenmeye maruz kalan fahlerz. Çatlaklardakalkosinler bulunuyor.Şeki1.8035 x-Y. OKüp şeklindeki piritin psöydomorf yap ı s ı. Koyugri kesimler götit, aç ık griler (tonlar çok de ği ş ik)lepidokrosit. Piritin bu şekildeki günlenmeyledöntistimü çok bilinen bir yap ıdır. Parlak beyaztanecikler sementatif alt ın olu şumlar ıd ı r.99

Bo şlukların Cu-karbonatlar ile dolduruldu ğu şekiller de çok görülür. Örne ğinkalkopiritin yüzeysel alterasyonunda limonit, kovelin ve kalkosinden olu şan kütleleraras ındaki bo şluklar Cu-karbonatlar taraf ından doldurulmu ştur. E ğer primer cevherarsen, fosfor ve vanadyum içeriyorsa oksidasyon zonunda kompleks arsenik mineralleriortaya ç ıkar. Pb cevherlerinde eriyiklerle ta şınma genelde azd ır. Serüzit ve seyrek olarakanglezit parçalanarak çökelmi ş galenit kal ınt ılarının etrafında kal ın kabuklarolu ştururlar. Bir çok hallerde bu kabuklarda bu parçalanma sebebiyle tekrar sekondergalenit çökelimi olur. Bazen salk ım şeklinde ritmik ve paralel eski PbS den geli şenserüzit zonlar ı olu şur ( Şekil 81). Oksidasyon ürünleri içinde ZnS çok miktarda kolayçözülme ve da ğılmaya maruz kald ığı için ZnSO4'lar ın uzakla şmas ı sonucunda çokmiktarda bo şluk meydana getirir. Karbonatlar ın mevcudiyetinde ise ZnSO 4, CaSO 4 veMgSO4 şeklinde çözülen elemanlardan tekrar ZnCO 3 'lar olu ştuğu için bu bo şluklar ı nçok fazla geli şmesi engellenir. Bu gibi çe şitli olaylar, kompleks cevherlerde hemenhemen her milimetrede de ği şik görünümler ortaya ç ıkar ırlar.Her mineral, pH konsantrasyonu s ıcakl ık ve parajenez de ği şimi esnas ındaki oksidasyoni şlemlerinde bo şlukluluk özelli ği mutlaka gösterecek diye bir kural yoktur.Genel olarak bütün sülfidlerin, selenitlerin, tellüritlerin ve hatta metallerin arsenli veantimonlu bile şiklerinin sülfo-tuzlar ının oksidasyonu neticesinde alterasyon ürünleriortaya ç ıkar. Baz ı durumlarda, örne ğin sfalerit ve lauritte alterasyon kabiliyeti çok azd ı r.Yaln ızca meteoritlerde bulunan CaS'den sonra en kolay olarak MnS ve FeS'leroksidasyona uğrayarak altere olurlar. Fe, Ti, Mn, Co,'In dü şük oksitleri de ayn ı şekildeoksidasyona u ğrama e ğilimindedirler. Sülfidlerin oksidasyonlar ı ise bir kar ışıkl ıkarzeder. Çünkü, örne ğin kalkosin, kovelin gibi sülfürlü bile şikler, sülfür olduklar ı haldeoksidasyona u ğram ışlard ır.Şekil.8110xMuhtemelen eski bir galenitin günlenmesi sonucu olu şanikincil serüzitler (aç ık gri) ritmik çökelimler meydanagetirmi ştir. Gang minerali kuarst ır (koyu gri)."Pentlandit", oksidasyona kar şı çok e ğilimlidir. Pentlandit oksitlendi ğinde çok kuvvetliS-bile şikleri olan tipik şekillerden bravoit ve violarit'e dönü şürler ( Ş ekil 82).100

ŞekiI.821 lx-Y.ODört do ğrultuda mükemmel dilinim gösteren ve dilinimbo ş luklar ında bravoit (aç ık gri) olu şumlar ı bulunan pentlandit(beyaz). Burada gri renkli ince kenarlar olu şturan bravoitinyan ında muhtemelen, bravoit uzamalar ına doğru lirmeit (violaritdemek daha uygun olur) olu şumlar ı devam etmi ştir. (0001) neparalel olarak günlenmi ş markazit içeren pirotin olu şumlar ı ve bugünlenme esnas ında meydana gelmi ş bo şluklar. Pirotin bravoitegöre daha koyu renkte izleniyor.Pirit, eğer gang içinde karbonat varsa bozunmaya kar şı çok duyarl ıd ır. "Limonit"olu şumlar ı ekseriya dikkat çekici ritmik olu şumlar halindedir ( Şekil 83). "Magnetit",s ıcak iklimlerde götit'e, tropik iklimlerde martitlere dönü şür ( Şekil 84). "Maghemitin"olu şumu ise çok seyrektir ( Şekil 85). "Titanomagnetit" ve " İlmenit" genellikle kompakttanelerden çok daha s ık olarak ince lameller halinde olan "löykoksen"e dönü şür. Anatazbu löykoksen'in yap ısına çok miktarda titanit olarak kat ıl ır ( Şekil 86).Şeki1.8320x-Y.OKüp şeklinde pirit kristalleri limonit olu şturacakşekilde günlenmeye maruz kalm ışt ır. (Limonitin heriki tipi yani götit ve lepidokrozit burada çok çe ş itlirefleksiyon renkleri gösteriyor). Pritten çok küçükbir art ık kalm ışt ır. Bunun yan ında büyük bölümüayn ı şekilde günlenmeyle götite dönü şmü şkalkopirit (süt beyaz) yer al ıyor. Kalkopirit ince birkenar zonu halinde kalkosin (aç ık gri) içermektedir.Çukurluklara benzeyen siyah k ı s ımlar malakit iledoldurulmu ştur.101

Şekil.84a 22.5x-Y.OMartit. Manyetit hematit (grimsi beyaz)tarafından ornat ıldığından sadece seyrekkal ınt ı lar (orta ve sa ğ altta, koyu gri) halindekorunabilmi ştir. Koyu gri renkli uzun lamelleriri ilmenit eksolüsyonlar ıd ır. Hematitteki çokhafif renk çe şitliliği onunrefleksiyonpleokroizmas ıd ır. Kesit yakla şı k(111) ne paraleldir.Şekil.84b22.5x-Y.O( Şekil 84a)'daki kesitin çift nikol görünümü.Hematitte manyetitin (111) ne uyan uyan dört çe ş itdüzenlenmesi tan ınabilir. Bundan dolay ı lamellerdeüç çe şit yönlenme görülür.Şekil.8540x-Y.OManyetit porfiroblast ından içten d ışar ıyadoğru geli şen bozulmayla olu şan maghemit(orta grilikte, çatlakl ı), çevre kesimlerdekuvvetli refleksiyon pleokroizmas ı gösterenhematite geçi ş yap ıyor. D ış k ı s ımlarda pulşeklinde hematitler yer al ıyor.1 (12

Şekil.8615x-Y.ODamkjermit içinde bir titanomanyetitin eski ilmenitiskeletleri lamellerinin biraz daha aç ık renkli olank ıs ımlar ı (üstte) rutilden olu şmaktad ır. Ana kütletitanittir.Bütün "Mn-cevherle şmeleri", piroluzit, polianit ve psilomelana dönü şmeeğilimindedirler. "Stannit ve Sn-Pb-sülfidlerinin yüzeysel alterasyonu neticesinde "kalayşapkalar ı" meydana gelir. Bu minerallerin önemli miktarda alterasyonu ile çok aç ık sar ırenkli, toza benzeyen çok ince taneler olu şur ve bu ayr ılan kütlenin yay ılmas ıylagenellikle kolloidal souxsit (varlamoffit) olu şur. Bu ince taneli olu şum, hidrotermalkökenli iğne şeklindeki kristallerden meydana gelen kassiterit a ğlarından oluşur.8.1.2.7 Sementasyon Zonu Dokular ıSementasyon zonu dokular ı genellikle yeralt ı su seviyesi alt ında meydana gelençökelmelerle olu şur. Bu tipik olarak, bile şenlerden çözeltiye geçen elementlerinçökelmesi ile sonuçlanan olaylarla geli şir. Örneğin CuSO4+ZnS=CuS+ZnS 04olu şumunda görüldüğü gibi. Buradaki olaylar genel olarak sülfat eriyiklerinin sülf ıdlerüzerine etkisine bağlıd ır. Ayrıca etki, büyük oranda yeralt ı su seviyesi ile de ili şkilidir.Sementasyon dokular ı, özellikle Cu ve Ag'de önemlidir. Fakat Pt, Au, Hg'da daha seyrekolarak görülür. Tamamen oksidasyon zonlar ında çökelmelerine ra ğmen Au, Ag, Hgnabit metallerin olu ştuğu yerler baz ı yazarlara göre sementasyon zonu olarak kabuledilir (Ramdohr, 1969). PbSO4 çok zor çözeltiye geçti ği ve genellikle hiç ta şınmad ığıiçin PbS olarak k ısmen ZnS üzerine çökelir, fakat PbS çok h ızl ı bir şekilde parçalanarakZnS'e dönü şür.Alterasyon sonucu olu şan maddelerin çökeltilmesinde pH konsantrasyonu, beraberbulunduğu mineralin reaksiyon kabiliyeti (karbonat olabilir), yeralt ı su seviyesinindeği şmesi gibi faktörler çe şitli dokular ın geli şmesinde etkili olurlar. Fakat bu olaylar ıdoğuran sebeplerin boyutlar ı henüz tam olarak bilinmemektedir.Sementasyon şekillerine bir çok örnek verilebilir ( Şekil 83,87,88,89).1 03

Seki1.87 3.5xPirit (beyaz) ritmik olarak götit ve lepidokrozit (orta gri) taraf ından ornat ı l ıyor.D ış k ı s ı mlar ında büyük miktarda kalkosin (aç ık gri) çökelmi ştir. Çok gri k ı s ımlarkuarst ı r. Pirit içinde primer enargit kapan ımlar ı ayr ı lm ışt ı r.Şekil.8817xKalkopirit (beyaz) dessendet born it iornat ıyor. Siyahlar bo şluk. Bu olaybeklenmeyen (tam ters) bir sementasyongeli şmesidir.Seki1.89 2.5x-Y.OKalkosin (grimsi beyaz) ve serüzit (koyu gri)iri levha şeklinde galenit'in (beyaz) yan ındayer al ıyor.Bu verilen örneklerin pek ço ğu Cu ve Ag cevherlerinin tipleridir. Nikelce zengincevherle şmelerde bir sementasyon zonu minerali gibi ç ıkan millerit'in rolü de büyüktür.Bu hidrotermal olu şumla da olabilir. Ancak daha çok dessendent olu şumludur ( Ş ekil90).104

Şeki1.9020xÖzşekilli pirit yan ında kalkopirit (gri) ve beyazrenkli öz şekilsiz millerit.Ancak bu oluşumlar i şletilebilir zenginle şmeler sağlamaz. Oksidasyon ve sementasyonzonlar ı s ınır ında lokal olarak önemli miktarda Cd zenginle şmesi gösteren sfaleritüzerinde ince sar ı renkli grekonit (CdS) kabuklar ı yer al ır.8.1.3 Deformasyon Dokular ıSchneiderhöhn'ün deformasyon dokular ı olarak tan ımladığı bu yap ılar, Grigoriefftarafından "bas ınç dokular ı" olarak aç ıklanmışt ır. Schneiderhöhn bunlar ı dört grubaay ı rm ı ştır:1. Kataklastik, bre ş ve milonitik dokular ı ,2. Dinamometamorfizma dokular ı ,3. Yeniden kristalle şme dokular ı ,4. Kompleks ve polimetamorfik dokular.Fakat bu s ın ıfland ırma, bütün deformasyon dokular ını kapsayacak özellikte de ğildir.Burada, cevherlerin deformasyonuna sebep olan metamorfizma ve di ğer olaylaragirilmemi ş, sadece bilinen doku çe şitlerini resimleri ile yaln ız tablo halinde verilmi ştir.Ba ş l ıca Deformasyon Dokular ı :1. K ıvr ılma ve kayma (translasyon) dokular ı ( Ş ekil 91).2. Bas ınç lamelleri ve "Buru şma" dokular ı ( Ş ekil 92).3. Kataklastik dokular ( Şekil 93).4. Bre şik dokular5. "Sert tanelerin k ırılmas ı "dokusu ( Şekil 94).6. Budinaj ve gözlü gnays dokular ı105

7. Yeniden kristalle şme dokular ı ( Şekil 95).8. Ksenoblastik ve idioblastik dokular ( Ş ekil 10).9. Bandla şrn ış şekiller ( Ş ekil 96).10. Blastesis (tektonik hareketler etkisiyle yeniden kristalle şme) dokular ı ( Ş ekil 97).Şeki1.91 25x-Y.O N+Kuvvetli tektonik zorlamaya u ğram ış üç doğrultuda ikizlamelleri bulunan ilmenit. Tektonik etki yönündenkayma bükülmesi olmu ştur.Şekil.92 8.5x N+Bas ınç lamelli (buru şma lamelleri) antimonit vebaşlang ıç halindeki rekristalizasyon (yenidenkristalle şme).106

Şeki1.93 30x-Y.OBir ufalanma zonunda kataklastikdokulu arsenopirit. Taneler aras ı ndakisiyah k ı s ımlar kuars.Şeki1.94 35x-Y.OFazla hareketlenmi ş ve yeniden kristallenrni şsfalerit agregat ı içinde sert piritin parçalanm ış eskitaneleri. Piritin çatlaklar ı herhangi bir ornatmaolmaks ızın galenit ve sfalerit ile dolmu ştur.Şeki1.9517xGünlenme etkisiyle yenidenkristalle şmi ş galenit (beyaz). Yan ı ndaserüzit (koyu gri) ve limonit (aç ı kgri).107

Şeki1.96 4x-Y.0 N+Kalkopiritte bandla şma ( şerit haline gelme) ve yenidenkristalle şmenin ba şlamas ı . Mükemmel bir şekilde tan ın ıyor.Şekil.9712 xKovelin (hemen hemen monomineral). Refleksiyonpleokroizmas ından dolay ı tane düzenlenmesi çok iyi görülüyor.Bir yar ıkta yeni olu şmuş ışınsal materyal yan ında ince taneli yeniden kristallenmi ş taneler. Yeniden kristalle şmetektonik etki sonucunda ortaya ç ıkmıştır. Çok iri taneli kovelinler bütün alanlarda izleniyor. Biraz ufalanm ış pirit(beyaz) şeridimsi uzan ımlar meydana getirmi ş (Buradaki hareketlenme ve yeniden kristalle şme lokal bir olu şumdur.)8.1.4 Radyoaktif de ği şim dokular ıGöymen (1977) bu konuda yani radyoaktif de ği şim dokular ından ilk defa Ramdohr'un1957 a ve 1958 b'deki çal ışmalarında bahsettiğini söylemektedir. Burada ilmenit,hematit, magnetit, kromit, pirotin, löllingit, saflorit, arsenopirit,pirit ve grafit içindekiradyoaktif etkilerden bahsetmi ştir.Minerallerde radyoaktivitenin etki edebilece ği yerler, ornat ılmaya elveri şli olanyerlerdir. Radyoaktif bozunma alanlar ında, anizotropi kabiliyeti de yüksektir.Radyoaktif bir mineral inklüzyonu ile inklüzyonun bulundu ğu ortamlarda çatlaklarmeydana gelir ve ışık halesi şeklinde görülür. Halenin ortas ında radyoaktif element yeral ır. Örneğin uranyum inklüzyonu veya magnetit içindeki Zr, ilmenit içindeki monazitnedeniyle olu şan çatlaklara çok s ık rastlan ır.108

Örnek olarak kolumbit içindeki uranyum sebebiyle olu şan renk deği şimlerini verebiliriz( Şekil 98).Şeki1.987 x-Y.0N+Kolumbit içindeki uraninit çökelimi buradaki radyoaktifrenk farkl ı l ıklar ını doğurmu ştur. (Bunu foto ğraftananlamak çok zordur. Çünkü sadece haçlanm ış nikollerdeışık şiddeti belirgin alanlar olu şturuyor bunun d ışında çokaz farkl ı ton izleniyor. Burada yüksek hassasiyet gösterenalanlar, ksenon yüksek bas ınç lambas ında 30 dak.Ayd ınlatma ile elde edilmi ştir.109

KAYNAKLARAMSTUTZ, G. C. (1960b), A geometrik classification of basic intergrowthpatterns of minerals . Am. Geol. Institute, Date Sheet 21.BASTIN, E. S.(1950), Interpretation of ore textures. Geol. Soc. Amer.Mem. 45.BAUMANN, L.(1958), Tektonik und Genesis der Erzlagerstatte vonFreiberg. Freiberger Forschungshefte C 46.BERG, G. (1945), Mikroskopische Untersuchung derErzlagerstaetten. Borntraeger, Berlin, 198p.BETECHTIN, A.G. (1935), Plat ına drugije metally platinoboj gruppy. (Platinand andere metalle der plat ıngruppe).Akad.Nauk.SSSR.,LomonossowskyIns.,1-48(russ.).BEYER, H.(1977), Handbuch der Mikroskopie. VEB Verlag Technik,Berlin.BOWEN, N.L. (1928), Geologic thermometry. Lab. Invest. Ores. ,172-199.BUDD1NGTON, A.F. &L1NDSLEY, D.H.(1964), Iron-titanium oxide minerals and syntheticequivalents. Journ. Petrolog., p. 310-356.CAMERON, E. N. & GREEN, L. H.(1950), Polarization figures and rotation properties inreflected light and their application to the identification ofore minerals. Econ. Geol. 45, p. 719-754.CAMERON, E. N. (1959), The study of opaque minerals in reflected light.Amer. Soc. For testing minerals (ASTM) p. 1-35.CAMERON, E. N. (1961), Ore microscopy. New York and London, JohnC İSSARZ A.Wiley & Sons.(1965), Einführung in die allgemeine und systematischeLagerstattenlehre. E. SCHWE İZER BART'sche Verl.Stuttgart.CRAIG, J.R. & VAUGHAN, D. J.(1981), Ore microscopy and ore petrology. Wiley, NewYork.ÇAĞATAY AHMET. (1979), Maden Mikrosobisi J.M.O. Yay ınlar ı, Ankara.DAVY, W. M. & FARNHAM, C. M.(1920), Microscopic examination of the ore minerals.New York, 154p.EDWARDS A.B.(1965), Textures of The Ore Minerals aand theirsignificance. The Australasion Inst. Of Mining andMetalurgy Melbourne.FORSTER, I.' F. & GRAFENAUER, S.(1958), Diskussion zur Arbeit von KRAUSE"Erzmikroskopische Untersuchungen an Türki shenChromiten". N. Jahrb. Mineral. Abh. 92, 171-183.GALOPIN, R. & HENRY, N. F. M.(1972), Microscopic study of opaque minerals. Heffer,Cambridge, 322p.110

GII-RTH, E.GÖYMEN, G.(1988), Leitfaden zur Bestimmung von Erzmineralien imAnschliff. Clausthaler Tektonische Hefte 25, 131s., EllenPilger, Clausthal-Zellerfeld.(1963), Erzmikroskopische Untersuchung von ErganiMaden (Osttürkei), besonders Ihrer unm ıt telbarenNebengesteine. Heidelberg Universitesi. Inaugual-Dissertation.GÖYMEN, G. (1976), Maden Minerallerinin Yap ı ve Dokular ı .E.D.M.M.A. yayınları No.5. Eski şehir.GRATON, L.C. & MURDOCH, J.(1913), The sulphide ores of copper; some results ofmicroscopic study. Trans. Amer. Inst. Min. Eng. 45, 26-81.GRAY, I. M. & MILLMAN, A.P.(1962), Reflecting characteristic of ore minerals. Econ.Geol. 57, p. 325-349.GRIGORIEV, J.JANKOV İC, SL.(1928), Structures of mineral intergrowths in ores. Mem.Russ. Min. Soc. 57, 11-56.(1957), Verwachsungsstrukturen zwischen Zinkblendeand Kupferkies auf jugoslavischen Lagerstatten. N. Jahrb.Mineral. Abh. 90. 241-252.KLEMM, D. D. & WEISER, TH.(1965), Hochtemperierte Glanzkobalt-Gersdorffit-Mischkristalle von Outukumpu, Finnland. N. Jahrb. Min. Mt.236-241.KRAFT, M.(1961), Zur erzmikroskopischen Untersuchung vonAufbereitungsprodukten am Beispiel von Blei-Zink-Erzendes Brander Reviers (Freiberg). Z. angew. Geologic 7,517-523.KRAUSE, H.(1958), Erzmikroskopische Untersuchungen an TürkischenChromiten. N. Jahrb. Min. Abh. 90, 305-366.KORITNIG. S. (1964), Das Reflexionsvermögen opakerMischkristaliserien. N. Jahrb. Min. Mh. 225-231.LINDGREN, W.(1934), Mineral deposits. John Wiley, New York.MAUCHER, A.(1938), Über Gudmundit aus der Antimonlagerstatte vonTurhal, Türkei. Metallwirtsch. XVII, 23.MÜCKE, A.(1989), Anleitung zur Erzmikroskopie: mit einerEinführung in the Erzpetrographie. Enke, Stuttgart, 187p.MURDOCH, J. (1916), Microscopical determination of the opaqueminerals. New York, 165p.PICOT, P. & JOHAN, Z. (1982), Atlas of ore minerals. Elsevier, Amsterdam.RAMDOHR, P.(1950, 1955, 1960, 1975), Die Erzmineralien und ibreVerwachsungen. Akademie Verlag, Berlin.RAMDOHR, P.(1969,1980) The ore minerals and their intergrowth.Pergamon Press, Oxford, London, New York.REHWALD, G. (1954), Die mikroskopische Untersuchung vonErzaufbereitungsprodukten im Auflicht. LE İTZ Hanbuchder Mikroskopie.

SCHNEIDERHÖHN, H. (1920), Die mikroskopische Untersuchungundurchsichtiger Mineralien und Erze im auffallencinLicht und ihre Bedeutung für Mineralogie undLagerstattenkunde. Neues Jb. Min. Beil.-Bd. 43, 400-438.SCHNEIDERHÖHN, H. & RAMDOHR, P.(1931), Lehrbuch der Erzmikroskopie. Bd. II, Berlin. Bd. ISCHNEIDERHÖHN, H.SCHNEIDERHÖHN, H.SCHNEIDERHÖHN,SCHNEIDERHÖHN,SCHOUTEN, C.SCHWARTZ, G. M.SCHWARTZ, G. M.SCHWARTZ, W.STUMPFL, E.UYTENBOGAARDT, W.UYTENBOGAARDT, W.1933.(1942), Lehrbuch der Erzlagerstattenlehre. Bd. I, Jena.(1945), Mineraleinschlüsse in Erzmineralien. Neues Jb.Min. Monatsh. A, 1-22.(1952), Erzmikroskopisches Praktikum. Stuttgart, 274 p.(1958), Die Erzlagerstatten. Kurzvorlesungen, 3. ed., Jena.(1962), Determination tables for ore microscopy. Elsevier,Amsterdam, New York.(1932), Microscopie eriteria of hypogene and supergeneorigin of ore minerals. Econ. Geol. 27. 533-553.(1951), Classification and definitions of textures andmineral structures in ores. Econ. Geol. 46, p. 578-591.(1958), Die Bakterien des Schwefelkreislaufs und ibreLebensbedingungen. Freiberger Forschungshefte C 44, 5-13.(1958), Erzmikroskopische Untersuchungen anSchwermineralien in Sanden. Geol. Jahrb. 73, 658-724.(1951), Tables for microscopic identification of ore minerals.Princeton University Press, Princeton (New Jersey). 242p.& BURKE, E. A. J.(1971), Tables for microscopic identification of oreminerals. Elsevier, Amsterdam, London, 430p.UYTENBOGAARDT, W. & BURKE, E. A. J.(1985), Tables for microscopic identification of oreminerals. Second rev. Ed. Dover, New York, 430p.WIJKERSLOOTH, P. DE (1956), Erzmikroskopische Beobachtungen an einigenselteneren Erzmineralien der Türkei. Bull. Mineralresearch and exploration institute of Turkey 48.WIJKERSLOOTH, P. DE (1957), Über die primaren Erzmineralien derKupferlagerstatte von Ergani Maden (Vilayet Elaz ığ),Turkei. Geol. Förh. 79, 257-272.YURDAL G. (1998), Cevher Mikroskobisi. Nurol Matbaac ılık A. Ş .Ankara112