Mineraloji Fiziksel Mineraloji Genel Mineraloji Bölüm 6 F İZ İKSEL ÖZELL İKLER Fiziksel özellikler minerallerin kimyasal bile şimleri ve yapılarından kaynaklanırlar. Bunlardan X-ı şınları ve optik özelliklerinin de ğerlendirilmesi, özel inceleme yöntemleri ve genellikle numune hazırlanmasını gerektirir. Di ğer yandan daha önce ele alınan kristal simetrisi ve morfolojisi de fiziksel özellikler arasındadır. Bu bölümde, oldukça basit testlerle tayin edilebilen fiziksel özellikler ele alınacaktır. Bu özellikler el numunesinde kolayca uygulanabilirler ve minerallerin çabuk tayin edilmesinde önem ta şırlar. KR İSTAL HAB İTUS VE AGREGATLARI Kristallerin birlikte agregat halinde büyüme tarzları ve birey kristallerin habitus veya biçimleri, minerallerin tanınmasında önemli ölçüde yardım sa ğlarlar. Kristaller tek ba şlarına bulundukları zaman, ideal biçimleri dı şında, i ğnemsi (kıl, saç ve ip gibi), düzle şmi ş, uzamı ş ve bıçaksı gibi biçimlerde bulunabilirler. Ayrı bulunabildikleri gibi, birbirlerine çok yakın ve birbirinin geli şmesine engel olacak tarzda da büyümü ş olabilirler. Böylece, göze çarpan düz yüzeyleri bulunmayan kristal yı ğı şımı veya topluluklarına kristal agregatı denir. Bu tarzda bulunan kristaller, iyi geli şen kristallere göre do ğada daha yaygın ve daha bol olarak bulunurlar. Genellikle çok sayıda bireyden meydana gelen kristal agregatları a şa ğıdaki terimlerle tanımlanırlar. Bunlardan bazıları Şek. 6.1’de gösterilmektedir. 1. Belirgin ve ayrı kristaller: (a) İğnemsi. Narin, i ğnemsi kristaller. (b) Kılcal. Saç veya ipe benzer kristaller. (c) Bıçaksı. Bıçak gibi uzamı ş ve yassıla şmı ş kristaller. 2. Belirgin ve grup halinde bulunan kristaller: (a) Dendritik. Bazen bitkiye benzeyen ve ıraksayan dallı görünü şlü. (b) A ğ biçimli. Kafese benzeyen görünü şte kesi şen ince kristal grupları. (c) I şınsal. I şınsal kristal grupları. (d) Druz. Küçük kristallerle kaplanmı ş bir yüzey. 3. Birey kristallerden meydana gelen paralel veya ı şınsal gruplar: (a) Sütunsal. İri, sütun biçimli bireylerden meydana gelen gruplar. (b) Bıçaksı. Çok sayıda yassıla şmı ş ve uzamı ş kristallerden meydana gelen agregat. (c) Lifsi. I şınsal veya paralel narin liflerden meydana gelen agregat. Mineraloji, M. Yeniyol 106 (d) Yıldızlı. I şınsal olarak dizilmi ş bireylerden meydana gelen yıldıza benzeyen veya yuvarlak gruplar. (e) Küresel. I şınsal dizilmi ş bireylerden meydana gelen küçük, küresel veya yarı küresel gruplar. (f) Salkımımsı. Bir üzüm salkımını andıran küresel yapılar. (g) Böbre ğimsi. I şınsal olarak dizilmi ş bireylerden meydana gelen yuvarlak, böbrek biçimli bir kütle. Şek. 6.1. Bazı mineral habitusları ve agregatları. Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 107 (h) Kolloform. I şınsal bireylerden meydana gelen böbre ğimsi ve salkımımsı olu şuklar. 4. Pul ve lamellerden meydana gelen mineral agregatları: (a) Yapraklı. Katmanlara ve yapraklara kolay ayrılabilen agregat. (b) Mikamsı. Yapra ğımsı fakat mikalarda oldu ğu gibi çok ince levhalara ayrılabilen agregat. (d) Lamelli veya yassıla şmı ş. Birbirinin üstüne gelen yapı şık ve levhamsı bireylerden olu şan agregat. (e) Tüysü. Tüye benzeyen veya ıraksayan ince pullu agregat. 5. E ş boyutlu tanelerden meydana gelen agregata: taneli veya granüler adı verilir. 6. Di ğer terimler: (a) Stalaktitik. İç içe girmi ş silindir veya koniler. Mineral sularının ma ğara tavanlarından damlaması sonucunda meydana gelirler. (b) Konsantrik. Az veya çok küresel olan katmanların üst üste ortak bir merkez etrafında yer alması ile meydana gelirler. (c) Pizolitik. Fasulye boyutundaki yuvarlak taneler. (d) Öolitik. Küçük balık yumurtasına benzeyen yuvarlak taneler. (e) Bantlı. Farklı renk veya dokulu ince mineral bantlarından meydana gelmi ş yapılar. (f) Masif. Yukarıdaki örnekler gibi belirgin bir yapı göstermeyen ve sıkı malzemeden meydana gelen agregat. (g) Amigdoloidal. Badem biçimli nodüller içeren kayaçlar. (h) Jeod. İçi mineral ile tümüyle doldurulmamı ş kayaç bo şlu ğu. Jeodlar, akikte oldu ğu gibi birbirini izleyen çökelmeyle bantlı bir yapı kazanırlar. En iç kısımda ise düzgün yüzeyli kristaller yer alır. (i) Konkresyon. Maddenin bir çekirdek etrafında çökelmesiyle olu şmu ş kütleler. Bazıları küresele yakın, bazıları ise çe şitli biçimlerde bulunurlar. Şek. 6.2. Dilinimler. (a) kübik, (b) oktaedral, (c) dodekaedral, (d) romboedral, (e) prizmatik ve pinakoidal, (f) bazal. Mineraloji, M. Yeniyol 108 D İL İN İM, YARILMA VE KIRILMA Bir maddeye etki eden kuvvetler dilinim, yarılma veya kırılma meydana getirebilirler. Kristalen maddenin dayanımı; ba ğ türleri, bunların düzenlenme tarzları ve yapısal kusurların varlı ğına ba ğlıdır. Mineralin uygulanan kuvvete kar şı gösterdi ği tepkide ba ğ türleri büyük bir önem ta şır. Ayrıca, bir mineralin belirli düzlemlerinde veya yönlerinde yapısal kusurlar varsa, bu yönler boyunca daha kolay deformasyona u ğrar. Meydana gelen gerilim mineralin direnç sınırını a şarsa kırılma meydana gelir. Minerallerin ço ğunun yapısında di ğer yönlerden daha zayıf olan ve sistematik olarak yer alan düzlemsel yönler vardır. Bunun nedeni, kristalin belirli yönlerinde, di ğer yönlerine oranla daha az sayıda veya daha zayıf ba ğların olmasıdır. Dilinim Minerallerin atomik düzlemlerine paralel olarak gösterdikleri düz yüzeyli levhalara ayrılma e ğilimine dilinim denir. Kristalin iç yapısına ba ğlı olup sadece atomik düzlemlere paralel olarak meydana gelir. Dilinim, bir grup paralel atomik düzlem arasında bulunan zayıf ba ğlardan, daha büyük kafes mesafesinden veya her ikisinin varlı ğından kaynaklanabilir. Dilinim, bazı minerallerde tek yönde olabildi ği gibi (mikalar), iki yönde (ortoklas) veya üç yönde de (galenit) olabilir. Bazı minerallerin ise dilinimi yoktur (kuars). Dilinimi tanımlarken, kalitesini ve kristalografik yönlerini de vermek gereklidir. Dilinimin kalitesi için; mükemmel, iyi ve zayıf gibi terimler kullanılır. Dilinimin yönü ise kübik {001}, oktaedral {111}, romboedral {101 1 }, prizmatik {110 } veya pinakoidal {001 } gibi dilinimin paralel oldu ğu formun adı veya indisleri ile ifade edilir ( Şek. 6.2). Yarılma Minerallerde zayıf yapısal düzlemler boyunca görülen ayrılmaya yarılma denir. Bu zayıflıklar; basınç, ikizlenme veya eksolüsyonun sonucu olarak meydana gelebilirler ve kristalografik düzlemlere paralel olmaları nedeniyle dilinimi andırırlar. Ancak dilinimden farklı olarak yarılma her numunede görülmez. Sadece ikizlenmiş veya basınçlardan etkilenmi ş minerallerde izlenir. Bu minerallerde bile, belirli yönlerde az sayıda yarılma düzlemi bulunur. Örne ğin, ikizler; yapı şma düzlemi boyunca yarılma, bu düzlemlerin dı şında ise düzensiz kırılma gösterirler. Bilinen ba şlıca yarılma örnekleri, magnetitin oktaedral yarılması, piroksenlerin bazal yarılması ve korundun romboedral yarılmasıdır (Şek. 6.3). Şek. 6.3. (a) Bazal yarılma (piroksen). (b) Romboedral yarılma (korund). Kırılma Bazı minerallerdeki ba ğlar tüm yönlerde yakla şık olarak aynı dayanımdadırlar. Bu kristallerde kopma ve ayrılma belirli kristalografik yönleri izlemez. Bir mineralin dilinim ve yarılma yüzeyleri dı şında kalan yüzeyler boyunca ayrılmasına kırılma denir. Kırılma, mineraller için önemli ölçüde tanıtıcı olan bir özelliktir. Farklı k ırılma çe şitleri a şa ğıda verilmektedir. (a) Konkoidal (midye kabu ğu biçimli) kırılma. Kırık yüzeyi bir midye kabu ğunun içini andıran düz, kavisli bir yüzeydir. Tipik olarak cam ve kuarsta görülür. Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 109 (b) Lifsel ve kıymıklı. Lifli minerallerde görülen kırılma tarzı. (c) Çengelli. Di şli ve keskin kenarlı kırık yüzeyi. (d) Pürüzlü veya düzensiz. Pürüzlü veya düzensiz yüzeyler meydana getiren kırılma. SERTL İK Bir mineralin düzgün bir yüzeyinin çizilmeye kar şı gösterdi ği dirence sertlik denir ( S). Di ğer fiziksel özellikler gibi sertlik de mineralin kristal yapısıyla ilgilidir. Plastiklik gösteren metalik ba ğlı kristallerde çizilme, bir oyuk meydana getirir. Ancak iyonik ve kovalent ba ğlı gevrek mineraller mikro boyutta kırılarak çizilmeye tepki verirler. 1824 yılında Avusturyalı mineralog F. Mohs, do ğada en çok bulunan mineraller arasında on tane mineral seçmi ştir. Bu minerallerle kar şıla ştırma yaparak herhangi bir mineralin göreceli sertli ği kolayca saptanabilir. Artan sertli ğe göre sıralanmı ş olan a şa ğıdaki bu on mineral, Mohs Cetveli (skalası) olarak da adlandırılan sertlik cetvelini meydana getirirler. 1. Talk 6. Ortoklas 2. Jips 7. Kuars 3. Kalsit 8. Topaz 4. Florit 9. Korund 5. Apatit 10. Elmas Yukarıda verilen de ğerler bu minerallerin göreceli sertlik dereceleridir. Aynı minerallerin mutlak sertlikleri göreceli sertliklerinden daha farklı olup aletsel yöntemlerle ölçülürler. Mohs cetvelindeki minerallerin ba ğıl ve mutlak sertlikleri Şek. 6.4’te verilmektedir. Burada, Mohs Cetvelindeki ba ğıl sertlik konumlarını korumakla birlikte minerallerin mutlak sertliklerinin nasıl de ği şti ği görülmektedir. Örne ğin, korund’un mutlak sertli ği topazdan iki kat, kuarstan ise dört kat daha fazladır. Mohs Cetvelinden yararlanarak bir mineralin sertli ğini bulmak için, bu mineralin cetveldeki minerallerden hangisini çizdi ğini, Şek. 6.4. Mohs göreceli sertlik de ğerleri ile mutlak sertlik de ğerlerinin kar şıla ştırılması. hangisini de çizemedi ğini ortaya koymak gerekir. Bunu yaparken a şa ğıdaki durumlar da göz önünde alınmalıdır. Bazen bir mineral daha yumu şak olabilir ve di ğerinin üzerine kendi kırıntılarını b ırakabilir. Bu da mineralin sertli ği hakkında yanılmaya sebep olabilir. Böyle bir iz kolayca silinebilir fakat gerçek bir çizik kalıcıdır. Bozu şma ile bazı minerallerin yüzeyleri daha az sert olan bir malzemeye de ği şmi ş olabilir. Bu nedenle sertlik testini numunenin taze bir yüzeyinde yapmak gerekir. Bir mineralin fiziksel durumu, sertli ğin do ğru olarak tayin edilmesini önleyebilir. Örne ğin bir mineral toz halinde, taneli veya kıymıklı olursa, kendisinden daha az sert olan bir mineral tarafından çizilebilir. Bunun için sertlik testinin do ğru olup olmadı ğını denetlemek için yöntemi terslemek gerekir. Yani hem A mineralini B ile, hem de B mineralini A minerali ile çizerek sertlik denetlenmelidir. Mohs Cetvelindeki minerallerden ba şka tırnak, bakır para, cep çakısı ve cam da sertli ğin tayini hakkında bilgi verirler. Tırna ğın sertli ği 2’nin biraz üzerindedir. Mineraloji, M. Yeniyol 110 Bakır paranın sertliği yakla şık olarak 3, cep çakısının 5’in biraz üzerinde ve pencere camının ise 5½’tur. Atomları birbirine ba ğlayan güçler yönlere ba ğlı olarak de ği şebilirler. Bu nedenle sertlik vektöryel bir özellik olup kristaller de ği şik yönlerde farklı sertlik gösterirler. Birçok mineralde yönler arasındaki sertlik farkı çok az olup, bu farklılık ancak özel yöntemlerle saptanabilir. Sertlikleri de ği şik yönlerde belirgin ölçüde farklılık gösteren iki mineral kalsit ve kyanittir. Kyanitin sertli ği uzunlu ğu boyunca 5, buna dik yönde ise 7’dir. Kalsitin sertli ği tüm yüzeylerde 3, {0001 } yüzeyinde ise 2’dir ve bu yüzeyi tırnakla çizilebilir. ESNEKL İK Bir mineralin, kırılma, ö ğütülme, bükülme veya yırtılmaya kar şı gösterdi ği dirence esneklik denir. Esnekli ği tanımlamak için a şa ğıdaki terimler kullanılır. 1. Gevrek. Kolayca kırılan ve toz haline gelen mineral. Ba şlıca iyonik ba ğlı mineraller için karakteristik bir özelliktir. 2. Dövülebilme. Bir mineralin çekiçle dövülerek levha haline gelebilmesi. 3. Çekilebilme. Bir mineralin tel haline çekilebilmesi. 4. Kesilebilme. Bir mineralin bıçakla yonga çıkartılarak kesilebilmesi. 2, 3 ve 4 maddelerde tanımlanan özellikler, metalik ba ğlantılı minerallerde görülür. 5. Bükülebilme. Kuvvet kaldırıldıktan sonra eski haline dönemeyecek tarzda bükülme veya e ğilme. Klorit ve talkın dilinim katmanları bükülebilir ancak büküldükten sonra eski haline dönmezler. Meydana gelen deformasyon kalıcıdır. 6. Elastiklik. Kuvvet kaldırıldıktan sonra eski haline gelebilen bükülme veya e ğilme yetene ği. Mikalar bu tarzda elastiklik gösterirler. ÖZGÜL A ĞIRLIK Bir cismin belli bir hacimdeki a ğırlı ğının, 4 o C sıcaklıkta aynı hacimdeki suyun ağırlı ğına olan oranına özgül a ğırlık denir. Özgül a ğırlık sadece rakamla, yo ğunluk ise gr/cm 3 gibi bir birimle gösterilir. Bir kristalen maddenin özgül a ğırlı ğı (Ö.A.), kendisini meydana getiren atomların türüne ve atomların paketlenme tarzına ba ğlıdır. Aynı kristal iç yapısına sahip minerallerden “atom a ğırlıkları” daha yüksek olan atomlardan meydana gelenlerin özgül a ğırlıkları daha büyüktür (Tablo 6.1). Tablo 6.1. Rombusal karbonatlarda, katyonların atom a ğırlı ğı ile birlikte özgül a ğırlıkların artı şı. Mineral Bile şim Katyonların atom a ğ. Ö.A. Aragonit CaCO 3 40.08 2.94 Stronsiyanit SrCO 3 87.62 3.78 Viterit BaCO 3 137.34 4.31 Serüzit PbCO 3 207.19 6.58 Atomların paketlenme tarzının özgül a ğırlı ğa olan etkisi, polimorfik bile şiklerde açıkça görülür. Bu bile şiklerin kimyasal bile şimleri aynı fakat atomlarının paketlenme tarzları farklıdır. Buna tipik bir örnek, ikisi de karbon bile şimli olan elmas ve grafit’tir. Bu minerallerden elmasta karbon atomları yakın paketlenmi ş olup özgül a ğırlık 3.5’tur. Grafitin ise karbon atom katmanları gevşek paketlenmi ştir ve özgül a ğırlı ğı 2.23’tür. Özgül A ğırlı ğın Tayin Edilmesi Bir mineralin özgül a ğırlı ğını hassas olarak ölçülebilmesi için; mineralin homojen ve saf, hava filmi veya kabarcıkların yer alabilece ği kırıkları ve bo şlukları içermeyen bir sıkılıkta (kompakt) olması gerekir. Normal mineralojik amaçlı bir özgül a ğırlık ölçümü için yakla şık olarak 1 cm 3 hacminde numune yeterlidir. Özgül a ğırlık tayininde a şa ğıdaki a şamalar izlenir. Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 111 Mineral önce havada tartılır (A h ) daha sonra da suya daldırılır ve suda tartılır (A s ). Daha sonra özgül a ğırlı ğı a şa ğıdaki formülden bulunur. A h Özgül a ğırlık (Ö.A.) = A h - A s Yaylı Terazi. Özgül a ğırlı ğın bir orantı olması nedeniyle bir numunenin mutlak a ğırlı ğını tayin etmek gerekli de ğildir. Sadece havadaki ve sudaki a ğırlılıklarının ölçülmesi yeterlidir. Şek. 6.5’te görülen özel bir yaylı terazi kullanarak, numune kırıntısı önce üst kefeye konur ve yayın uzama miktarı saptanır. Bu de ğer numunenin havadaki a ğırlı ğını ( A h ) verir. Daha sonra kırıntı alt kefeye konur ve suya daldırılır. Yayın uzama de ğeri kırıntının sudaki a ğırlı ğını (A s ) gösterir. Bu de ğerler yukarıda verilen formüle yerle ştirilir ve özgül a ğırlık hesaplanır. Şek. 6.5. Yaylı terazi. Bu yöntemle, 25 miligramdan daha küçük olan numunelerin özgül a ğırlı ğı hesaplanabilir. Bu yöntem uygulanırken sıcaklık düzeltmelerinin yapılması ve yüzey Şek. 6.6. Piknometre. gerilimi dü şük olan sıvıların kullanılması gereklidir. Piknometre. Bir mineralden yeterli büyüklükte bir parça elde edilemezse özgül a ğırlı ğı, piknometre yöntemi ile bu mineralin tozundan veya kırıntılarından hassas olarak tayin edilebilir. Piknometre, içinden kılcal bir kanal geçen ve bir cam tıkacı olan küçük bir şi şedir ( Şek. 6.6). Özgül a ğırlı ğı tayin etmek için, önce kuru ve bo ş şi şe tıkacı ile birlikte tartılır (P). Mineral kırıntıları şişeye konur ve ikinci bir tartım (M) yapılır. M - P numunenin havadaki a ğırlı ğını verir. Bundan sonra, şi şe bir miktar damıtık su ile doldurulur ve varsa, hava kabarcıklarının çıkması için birkaç dakika kaynatılır. So ğutulduktan sonra, kılcal açıklı ğın üst sınırına kadar damıtık su eklenir ve tekrar tartılır (S). Piknometre bo şaltılıp sadece suyla doldurulur ve son bir tartım daha (W) yapılır. Sonra özgül a ğırlık a şa ğıdaki formülden hesaplanır. (M - P) Ö.A. = W + (M - P) - S P = bo ş piknometre a ğırlı ğı. M = piknometre + numunenin a ğırlı ğı. M - P = numunenin a ğırlı ğı. Mineraloji, M. Yeniyol 112 W = piknometre + suyun a ğırlı ğı. S = numune + piknometre + ta şırılmamı ş suyun a ğırlı ğı. W + (M - P) – S = numune tarafından ta şırılmı ş suyun a ğırlı ğı. A ğır Sıvılar. Minerallerin özgül a ğırlıklarını tayin etmek için, özgül a ğırlı ğı yüksek olan çe şitli sıvılar da kullanılır. Bromoform (Ö.A. = 2.89) ve metilen iyodür (Ö.A. = 3.33) en çok kullanılan iki a ğır sıvıdır. Bu sıvılar aseton (Ö.A. = 0.79) ile kolayca karı şırlar. Aseton ile karı ştırmakla istenen ara de ğerlerdeki özgül a ğırlıklar elde edilebilir. Bunun için numune önce a ğır sıvıya daldırılır. Numune sıvının içinde yüzer bir konuma gelene kadar a ğır sıvıya aseton eklenir. Bu durumda, hem sıvının hem de numunenin özgül a ğırlıkları aynıdır. Sıvının özgül a ğırlı ğı Westfal Terazisiyle ölçülür ve numunenin özgül a ğırlı ğı tayin edilir. Yo ğunlu ğun Hesaplanması Birim hücrenin hacmi ve bu hücrede bulunan atomların türleri ve sayıları bilinirse, mineralin yo ğunlu ğu hesaplanabilir. Kimyasal formüller mineralleri meydana getiren farklı atomların oranlarını verirler fakat birim hücredeki formül sayısı hakkında bilgi sa ğlamazlar. Bu sayı genellikle küçük olup Z ile gösterilir. Örne ğin, aragonit’in (CaCO 3 ) formülünde atomların oranı 1Ca : 1C : 3O’dir. Her birim hücrede dört birim formül vardır (Z = 4). Yani birim hücrede 4Ca, 4C ve 12O bulunur. CaCO 3 ’ın molekül a ğırlı ğı ( M) 100.09’dur. Böylece birim hücrenin içerdi ği 4 molekülün a ğırlı ğı 4 x 100.09 = 400.36’dır. Ortogonal (dik açılı) kristal sistemlerinde birim hücrenin hacmi hücre boyutlarının V = a x b x c tarzındaki çarpımından elde edilir. Dik açılı olmayan sistemlerde ise kenarlar arasındaki açıların da gözönüne alınması gerekir. Aragonitin birim hücre boyutları a = 4.96 Å, b = 7.97 Å ve c = 5.74 Å olan bir rombusal hücre yapısı vardır. Birim hücresinin hacmi V = 226.91 Å 3 ’tür. Å 3 olarak hesaplanan birim hücrenin hacmini cm 3 ’e çevirmek için bulunan de ğer (10 8 ) 3 ’e bölünür veya V = 226.91 x 10 –24 e şitli ğinde oldu ğu gibi 10 –24 ile çarpılır. Böylece aragonitin yo ğunlu ğu (D) a şa ğıdaki formüle göre hesaplanır. Formüldeki N, Avogadro sayısı olup 6.02338 x 10 23 ’e e şittir. Z x M D = N x V 4 x 100.09 D = 6.02338 x 10 23 x 226.91 x 10 –24 = 2.93 g/cm 3 RENK Renk, minerallerin fiziksel özellikleri arasında ilk ba şta ve en kolay gözlenen özelli ğidir. Ayrıca bir çok mineral için karakteristik bir özellik olup minerali tanıtan kriterlerden biridir. Birçok mineralin rengi de ği şik olabilmektedir. Şek. 6.7. Renklerin üç farklı birimle gösterildi ği spektrum. Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 113 Renk, gözümüzün elektromagnetik spektrumdan “görünen ı şı ğı” görebilmesi ile ilgilidir. Görünen ı şık, bu spektrumun yakla şık olarak 350 – 750 nanometre (1 nm = 10 angström) aralı ğındaki dalga boylarını kapsar ( Şek. 6.7). Şek. 6.8. I şı ğın yoğun bir madde ile etkile şmesi sonucunda meydana gelen yansıma, kırılma, yayılma ve emilme (absorbsiyon). Emilen ı şı ğın bir kısmı floresans olarak yeniden yayılabilir. Beyaz ı şık bir mineralin yüzeyine çarptı ğı zaman; mineralden geçer, saçılır, yansır, kırılır veya mineral tarafından emilir ( Şek. 6.8). I şı ğın kısmen saçılması ve yansıması, mineralde cila özelli ği olarak algılanır. Geçen ı şık mineral tarafından emilmezse (absorbsiyon) bu mineral yansıyan veya geçen ı şıkta renksiz görünür. Mineralden geçen ı şı ğın belirli dalgaboyları emilebilir. Geriye kalan ve mineralden geçip göze ula şan dalgaboylarındaki ı şınların kombinasyonu bir renk olarak algılanır. Örne ğin beril; bile şimindeki Fe 3+ ve Cr 3+ gibi kromofor (renk meydana getirici) geçi ş elementleri, H 2 O ile CO 2 gibi moleküllerin varlı ğı ve kristal kafesindeki titre şimlerin neden oldu ğu absorbsiyonların sonucunda renkli görünür. Bir atomda farklı kabuklarda ve yörüngelerde bulunan elektronların, birbirinden farklı ve belirli enerji seviyeleri vardır. Elektromagnetik bir ı şın bir malzeme ile etkile şince, dalga boyları elektron seviyeleri arasındaki enerji farkına e şit olan ı şınlar emilir ve bu elektronlar bir seviyeden ba şka bir seviyeye sıçrarlar. Renkli minerallerde belirli elektron seviyeleri arasındaki enerji farkı, görünen ı şı ğın dalgaboyları aralı ğındandır. Bu nedenle beyaz bir ı şık minerale çarptı ğı zaman belirli dalgaboyları emilir (yani spektrumdan çıkar), bu da elektronların bu seviyeler arasında sıçramasına neden olur. Elektronlarla ilgili olan ve minerallerin renkli görünmesine neden olan ba şlıca olaylar; kristal alan geçişleri, moleküler yörünge geçi şleri ve renk merkezleri olarak sınıflandırılırlar. Kristal alan geçi şleri, “geçi ş elementlerinde” kısmen dolu olan 3d yörüngeleri arasındaki elektron geçi şleridir. Bu geçi şler genellikle; Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni ve Cu gibi geçi ş elementlerinin bulundu ğu minerallerde meydana gelirler. Bu elementlerde kısmen dolu olan 3d yörüngeleri görünen ı şı ğın enerjisiyle kolayca uyarılabilirler. Bu tarzdaki elektron geçi şleri renk olu şmasının esasını meydana getirirler. Moleküler yörünge geçi şleri, biti şik iyonlar arasındaki valans elektronların ileri- geri geçi şleri ile meydana gelirler. Biti şik iyonlar tarafından ortak olarak kullanılan bu elektronlar molekülün ortak yörüngesine aittirler. Bunlar, molekülü meydana getiren atomlardan herhangi birinin valans elektronu konumundan çıkmı ş haldedirler. Moleküler yörünge geçi ş örneklerine birçok mineralde rastlanabilmektedir. Örne ğin Fe 2+ › Fe 3+ yük transfer geçi şinde, A konumundaki Fe 2+ ’den B konumundaki Fe 3+ ’e bir elektron geçer. Böylece Fe 2+ (A) + Fe 3+ (B) - Fe 3+ (A) + Fe 2+ (B) e şitli ğine göre A konumunda Fe 3+ , B konumunda ise Fe 2+ meydana gelir. Terslenebilen bu elektron sıçrama hareketlerinin enerjisi genellikle görünen ı şı ğın dalga boylarındadır. Birçok mineralde görülen kuvvetli mavi renk bu geçi şlerle ilgilidir. Örne ğin, glokofan (mavi amfibol), disten (genellikle mavi) ve safir (korundun mavi renkli mücevher türü) bu duruma ait örneklerdir. Mineraloji, M. Yeniyol 114 Şek. 6.9. Florit (CaF 2 ) yapısının şematik görünü şü. Yapıdan çıkan bir F iyonunun yerini bir elektronun almasıyla renk merkezinin meydana gelir. Renk, mineral yapısındaki kusurların bir sonucu olabilir. Bazı yapısal kusurlarda hapsedilen ve herhangi bir birey atoma ba ğlı olmayan bir elektron, renk meydana getirebilir. Bunun yanında bir elektronun eksik olması, yani bir deli ğin varlı ğı da aynı etkiyi yapar. Bu tipteki yapısal özelliklere renk merkezleri denir. Lacivert renkli floritin (CaF 2 ) rengi, yapısındaki kusurlardan kaynaklanır. Şek. 6.9’da, yapısında bir F – iyonu eksik olan floritin yapısı görülmektedir. F – iyonları a ğında meydana gelen bu kusurlar; 1) F – iyonunu yerinden söküp yapıdaki ba şka bir konuma yerle ştiren yüksek enerjili radyasyon (X-ı şınları), 2) Floritin a şırı miktarda Ca’un bulundu ğu bir kimyasal ortamda büyümesi, 3) Bir elektriksel alan etkisiyle bazı F – iyonların kristalden çıkartılması gibi sebeplerden kaynaklanır. Ancak yapının nötr kalması gerektiğinden, boş kalan yerde genellikle bir elektron bulunur ve Şek. 6.9’da görülen bir “elektron renk merkezi” meydana gelir. Bu elektron, çevresindeki herhangi bir çekirde ğe ba ğlı de ğildir. Elektronun kom şu iyonların yörüngeleri arasındaki hareketi, renklenme ve optik floresans meydana getirir. Bazı kuars kristallerinde görülen duman rengi bir “delik renk merkezi” ile ilgilidir. Bu kuarslarda bir miktar Al 3+ , Si 4+ ’un yerini almı ştır. Elektriksel nötralizasyonu sa ğlamak için, kafes içinde bazı Na + veya H + iyonları da bu yer almaya e şlik ederler. Tetraedral konumdaki Si’un yerine Al’un yer aldı ğı bu kuarslar, birkaç dakika şiddetli X-ışınları, gama ı şınları veya uzun jeolojik dönemler boyunca dü şük dereceli radyasyon etkisi altında kalırlarsa “delik renk merkezleri” meydana gelir. Radyasyon, Al 3+ iyonuna biti şik olan oksijen atomunun ait elektron çiftinden bir elektronu çıkartır ve yörüngede tek bir elektron kalır (Şek. 6.10). Eksik elektrona delik denir. Geride kalan elektron da florit örne ğinde oldu ğu gibi kom şu yörüngelere sıçramalar yapar. Şek. 6.10. Kuars yapısının şematik görünü şü. (a) Saf SiO 2 ’nin normal yapısı. (b) Yapısında Si 4+ ’un yerine Al 3+ ve H + iyon çiftinin yer aldı ğı dumanlı kuarsta radyasyon etkisiyle O 2– ’deki elektron çiftinden bir elektronun çıkartılması ve renk merkezinin meydana gelmesi. Bir mineralde renklenme meydana getiren bir ba şka sebep de minerale mekanik olarak karı şan safsızlıklardır. Bu safsızlıklar, aslında renksiz olan bir minerale çe şitli Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 115 renkler kazandırabilirler. Örne ğin, içinde çok ince ve saçılmı ş durumda klorit içeren kuars ye şil renkli, mangan oksit veya karbonun varlı ğı nedeniyle kalsit siyah renkli olabilir. Hematit en yaygın renk verici bir safsızlık olup birçok minerale kırmızı renk verir. Çizgi Rengi Çok ince toz haline gelmi ş bir mineralin gösterdi ği renge çizgi rengi denir. Bir mineral de ği şik renklerde olabilirse de çizgi rengi genellikle sabittir ve mineralin tayini için önemli bir özelliktir. Çizgi rengi, minerali sırlanmamı ş beyaz bir porselene sürtmekle tayin edilir. Porselen bir levhanın sertli ği yakla şık 7 olup bundan daha sert olan minerallerin çizgi rengi için kullanılmaz. Cila Bir mineralin yüzeyinin, yansıyan ı şıktaki genel görünü şüne cila denir. Cila, metalik cila ve metalik olmayan cila olmak üzere iki tiptedir. Aralarında keskin bir sınır olmadı ğı için zaman zaman yarı metalik cila terimi de kullanılır. Metal cilalı terimi, bir metalin parlak görünü şünü gösteren mineraller için kullanılır. Bu minerallerin ı şı ğı geçirmeme özellikleri çok yüksek olup çizgi renkleri koyudur (galenit, pirit ve kalkopirit gibi). Metalik olmayan cilalı mineraller, genellikle açık renkli olup ı şı ğı en azından ince kenarlarından geçirirler. Bu mineraller renksiz veya çok açık çizgi renklidir. Metal olmayan minerallerin cilası a şa ğıdaki terimlerle ifade edilir. Cam cilalı. Camın gösterdi ği cila. Örne ğin, kuars ve turmalin. Reçine cilalı. Reçine gibi cila gösterenler. Örne ğin, sfalerit ve kükürt. Sedef cilalı. Sedefe benzer cilalı. Bu tarzdaki cila, dilinim yüzeylerinde görülür. Örne ğin, apofillit’in bazal düzlemi ve talk’ın dilinim yüzeyi. Ya ğ cilalı. Yüzey, ince bir ya ğ katmanı ile kaplanmı ş gibi görünür. Bu tarzdaki cila mikroskobik boyutta pürtüklü olan yüzeylerden ı şı ğın saçılması sonucunda meydana gelir. Örne ğin, nefelin, bazı sfalerit türleri ve kuars. İpek cilalı. İpe ğe benzer. I şı ğın ince lifsel ve paralel agregatlardan yansımasının bir sonucudur. Örne ğin, lifsel jips, malakit, krizotil, silisle şmi ş krosidolit olan “kaplangöz”. Elmas cilalı. Elmas gibi müstesna parlaklıktaki cila, mineralin ola ğanüstü yüksek kırılma indisi ile ilgilidir. Örne ğin, serüzit ve anglezit gibi bile şimlerinde kur şun içeren saydam mineraller de elmas cilalıdır. Renk oyunu I şık bir mineralin yüzeyinde veya içinde giri şim yaparsa, gelen ı şı ğın açısına ba ğlı olarak bir seri renk meydana gelir. Has opalde oldu ğu gibi, beyaz veya koyu renkli bir zemin üzerinde meydana gelen çe şitli renklerin çarpıcı parıltısına renk oyunu denir. Şek. 6.11. Has opalde düzenli bir dizilim ve yakın paketlenme gösteren opal küreciklerinden meydana gelen düzlemlerde ı şı ğın difraksiyonuyla spektral renklerin meydana gelmesi. Düzlemler arasındaki mesafe d ile gösterilmektedir. Elektron mikroskobu incelemeleri ile elde edilen bulgulara göre renk oyunu, has opalde e şit büyüklükte olan kürelerin üç boyutlu düzenli dizilimi ile ilgilidir ( Şek. 6.11). Küreler, amorf SiO 2 ’ten meydana gelmi ş olup az miktarda su içerirler. Mineraloji, M. Yeniyol 116 SiO 2 kürelerinin arasında çimento olarak, farklı miktarda su içeren amorf silis yer alır. Has opalde aynı tarzda paketlenen kürelerin meydana getirdi ği düzenli kesimler, 1 mm’nin altından ba şlayıp 1 cm’yi a şkın büyüklüklere ula şırlar ( Şek. 6.12). Üç boyutlu düzenlenme gösteren bu kesimlere gelen beyaz ı şık, n? = µ2dsin ? Bragg e şitli ğine göre difraksiyona u ğrar ve spektral renklerine çözümlenir. n küçük bir tam sayı (1, 2 veya 3); ?, belirli bir spektral çizginin dalga boyu; µ, opal’in kırılma indisi; d ise opaldeki küre düzlemleri arasındaki mesafedir. Adi opalde küreler düzenli bir dizilim göstermezler ve saçılan beyaz ı şık bazen sedef görünü şünde opalesans meydana getirirler. Şek. 6.12. Has opal. I şı ğın, konumları birbirine yakın olan kırıklar, dilinim düzlemleri, ikiz lamelleri, eksolüsyon lamelleri veya paralel yönlenmi ş çok küçük kapanımlar (inklüzyon) tarafından difraksiyona u ğratılması minerallerde bir iç menevi şlilik meydana getirir. Lamellerinin de ği şik kalınlıklarda olması nedeniyle bazı labradoritler, mavi ila ye şil ve sarı ila kırmızı arasında renkler gösterirler. Bu menevi şlili ğe aynı zamanda şiller veya labradoresans da denir. Bu durum, ı şı ğın kalınlıkları 0.1µ veya daha ince olan eksolüsyon lamellerinden saçınmasıyla meydana gelir. Yüzey menevi şlili ği, sabun köpü ğü veya su üzerindeki ince bir ya ğ katmanın görünü şü gibidir. Mineral yüzeylerindeki menevi şli görünü ş, ı şı ğın oksidasyon veya de ği şme ile meydana gelen ince bir yüzeysel katmanda giri şim yapması ve yansımasıyla meydana gelir. Özellikle hematit, bornit, limonit ve sfalerit gibi metalik minerallerde bu tarzda bir menevi şlilik görülür. Saydamlık Saydamlık, bazı minerallerin ı şı ğı geçirme özelli ğini belirtir. I şı ğı geçirme dereceleri a şa ğıdaki terimlerle ifade edilir. Saydam. Bir mineralden bakıldı ğında, altındaki nesnenin biçim ve sınırları görülebiliyorsa buna saydam mineral denir. Bulanık ( yarı saydam). Bir mineral yukarıda tanımlandı ğı gibi saydam olmaz fakat sadece ı şı ğı geçirirse buna bulanık veya yarı saydam mineral denir. Opak. En ince kenarlarından bile ı şı ğı geçirmeyen mineraller için opak mineral terimi kullanılır. Pleokroizma Bazı mineraller ı şığı farklı kristal eksenleri yönünde de ği şik miktarlarda absorbe ederler. Bu nedenle bu mineraller de ği şik kristalografik yönlerinde de ği şik renklerde görünürler. Kristallerin bu özelli ğine çok renklilik veya pleokroizma denir. Bazı mineraller, birbirlerine dik olan iki ayrı yönde iki renk gösterirler. Buna dikroizm denir (örne ğin beril; bazis yönünden mavi, yatay eksen yönünden ise ye şil renkli görünür). Bazı mineraller ise birbirine dik olan üç ayrı yönde üç farklı renktedirler. Buna trikroizm denir (örne ğin kordierit; üç ayrı yönde, mavimsi gri, sarı ve mor renklerde görünür). Katoyans ve Asterizm Bazı mineraller yansıyan ı şıkta ipe ğimsi bir görünü ş gösterirler. Bu durum, yakın paketlenme gösteren paralel liflerden ve paralel düzenlenmi ş kapantılardan veya Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 117 küçük bo şluklardan kaynaklanır. Bu mineraller bombeli bir biçimde kesilirlerse, lif veya kapantıların uzandı ğı yöne dik olan bir ı şık şeridi meydana gelir. Katoyans adı verilen bu özellik; lifsel jips, kedigöz, kaplangöz ve krosidolit’te görülür. Özellikle trigonal sistemde olmak üzere, bazı kristallerdeki kapantılar aralarında 120 o açı yapan üç kristalografik yönde düzenlenirler. c eksenine dik yönde bombeli olarak kesilen böyle bir mineral, “üçlü katoyans” olarak da adlandırılan ve her kapantı yönüne dik bir ı şından meydana gelen altı uçlu bir yıldız görünü şü gösterir. Yıldız yakut ve yıldız safirlerde görünen bu duruma asterizm denir ( Şek. 6.13). Şek. 6.13. Asterizm özelli ği gösteren yıldız yakut. LÜM İNESANS Bir mineralin, akkor hali ile do ğrudan ilgili olmaksızın yaydı ğı her hangi bir ı şı ğa lüminesans denir. Bu durum, aktivatör denen safsızlıkları içeren minerallerde sıkça gözlenir ve çe şitli tarzlarda olu şabilir. Lüminesans, ço ğunlukla zayıftır ve sadece karanlıkta görülür. Floresans ve Fosforesans Ultraviyole ı şı ğı, X-ı şınları veya katot ı şınları altında tutulan bir mineralin ı şık yaymasına floresans denir. I şık yayma, uyarıcı etki yapan ı şınların kesilmesinden sonra da devam ederse buna fosforesans adı verilir. Floresansın sebebi renk olu şturan sebeplere benzer. Geçi ş elementlerinin iyonları floresansta da etkin aktivatör rolündedirler. Kısa dalga boylu radyasyon ile uyarılan elektronlar, daha yüksek enerji seviyelerine sıçrarlar. Bu elektronlar ilk konumlarına dönerken aynı dalga boyunda bir “görünen ı şık” yayarlar. Uyarılan bu elektronlar, uyarılma durumu ile ilk durumları arasındaki bir ara konuma da düşebilirler. Bu durumda bir föton veya daha düşük enerjili bir ı şık yayarlar. Fosforesans’ta ise uyarılan elektronların daha yüksek bir enerji seviyesine yükselmeleri ile ba şlangıç durumlarına dönmeleri arasında bir oyalanma süresi vardır. Minerallerin, belirli dalga boylarındaki ultraviyole ı şınlarını emme yetenekleri farklıdır. Bazıları sadece kısa, bazıları sadece uzun, bazıları da hem uzun hem de kısa dalga boylarındaki ultraviyole ı şınlarının etkisinde floresans gösterirler. Yayılan floresan ı şı ğının rengi, büyük ölçüde ultraviyole ı şı ğın dalga boyuna veya ı şık kayna ğına ba ğlıdır. Sentetik fosforun elde edilmesiyle floresans, floresant lamba, boya, elbise ve bantlarda yararlanılan ola ğan bir özellik haline gelmi ştir. Minerallerin floresans özelli ği, pratikte cevher arama ve hazırlamada da uygulama alanı bulmaktadır. Ta şınabilir bir ultraviyole lamba ile geceleyin mostralarda ve yeraltı i şletmesinde örne ğin, floresant özelli ği olan şeelit minerali izlenebilir ve miktarı tahmin edilebilir. Termolüminesans Akkor halinden daha dü şük sıcaklıklarda ısıtılan bir maddenin görünen ı şık yaymasına termolüminesans denir. Bu özellik en iyi, safsızlık (impürite) olarak aktivatör içeren minerallerde görülür. Termolüminesant bir mineral 50-100 o C arasında ısıtılırsa, ba şlangıçta genellikle zayıf bir ışık yayar ve bu ı şık genellikle 475 o C üzerinde kesilir. Bu özellik genellikle kalsit, apatit, skapolit, lepidolit ve bazı feldspat minerallerinde görülür. Mineraloji, M. Yeniyol 118 Tribolüminesans Ö ğütülen, çizilen veya ovulan bir mineralin ı şık yayma özelli ğine tribolüminesans denir. Bu özelli ği gösteren minerallerin ço ğu “metal olmayan mineraller” olup iyi dilinim gösterirler. Tribolüminesans gösteren minerallere örnek olarak florit, sfalerit ve lepidolit mineralleri gösterilebilir. ELEKTR İKSEL ÖZELL İKLER Kristallerin elektriksel iletkenlik göstermesi yapılarındaki ba ğ tipi ile ilgilidir. Tümüyle metalik ba ğlı olan do ğal elementlerin mineralleri elektriksel bakımdan mükemmel iletkendir. Metalik ba ğların kısmen bulundu ğu bazı sülfür mineralleri yarı iletkendir. İyonik veya kovalent ba ğlı mineraller ise iletken de ğildir. Küb sistemi dı şında kalan minerallerdeki elektriksel iletkenlik, kristalografik yönlere göre de ği şen vektöryel bir özelliktir. Örne ğin heksagonal bir mineral olan grafit’in elektriksel iletkenli ği c eksenine dik yönde çok daha fazladır. Piezoelektriklik Otuziki kristal sınıfının yirmibirinde simetri merkezi yoktur. Bu kristallerde polar eksenler bulunur. Jiroidal (432) sınıfı dı şındaki sınıfların tümünde, farklı uçları de ği şik kristal formları gösteren en az bir polar eksen vardır. Polar eksenlerin uçlarına basınç uygulanırsa, elektronlar bu eksenin bir ucundan di ğerine do ğru akarlar. Böylece bir uçta negatif elektrik di ğer uçta da pozitif elektrik yükü meydana gelir. Buna piezoelektriklik denir. Piezoelektriklik, polar eksenli sınıflarda kristalle şen herhangi bir mineralde görülebilir. Ancak, bazı minerallerde meydana gelen elektrik yükü saptanamayacak kadar küçüktür. Piezoelektriklik gösteren en önemli minerallerden biri kuars’tır. Kristalografik bakımdan yönlü olarak kesilen kuars levhaları radyo frekanslarını kontrol etmek ve frekans düzenleyici olarak dijital saatlerde kullanılırlar. Piroelektriklik Bir kristalde meydana gelen sıcaklık de ği şimleri polar bir eksenin zıt uçlarında pozitif ve negatif yüklerin geli şmesine sebep olur. Bu özelli ğe piroelektriklik denir ve sadece polar eksenli kristallerde gözlenir. Tek polar eksenli olan on kristal sınıfının kristalleri, “gerçek” veya birincil piroelektriklik gösterirler. Örne ğin, turmalin bu grupta yer alır ve bir polar ekseni (c) vardır. Kuars ise üç polar (a) eksenlidir fakat bu grupta yer almaz. Fakat kuars gibi polar eksenli olan di ğer kristaller de sıcaklıkla piroelektriklik gösterebilirler. Bu kristallerde polarizlenme, farklı ısı genle şmesinden kaynaklanan deformasyon sunucunda olu şan piezoelektriklikle meydana gelir. 100 o C dolayında ısıtılan kuars so ğurken birbirleri ile ardalanan üç prizma kenarında pozitif yük di ğer kenarlarında ise negatif yük geli şir. Buna ikincil piroelektrik polarizasyonu denir. MAGNET İK ÖZELL İKLER Bazı mineraller magnetik özellik gösterirler. Bu durum bazı elementlere özgü olan atomik özelliklerden kaynaklanır. Atom ve moleküllerin magnetik özellikleri elektronlarının kendi eksenleri etrafında dönmeleri ile ilgilidir. Ekseni etrafında dönen bir elektron, magnetik bir momenti olan küçük bir mıknatıs (veya magnetik dipol) durumundadır. Aynı yörüngede yer alan iki elektronun, zıt yönlerde dönmesi ve birinin kutubu yukarı di ğerinin ise a şa ğıya do ğru olması gerekir. Bu da bir sıfır “net magnetik moment” meydana getirir. Yapıları bu türdeki atomlardan meydana gelen maddelere diamagnetik denir. Bunlar bir mıknatıs tarafından çekilmezler. Bu maddelerde birbirine göre zıt yönlerde dönen aynı sayıda elektron vardır. Yaygın olarak bulunan birçok mineral mıknatısa tepki göstermez ve Bölüm 6,Fiziksel Özellikler 119 diamagnetiktir. Bu minerallerin elektron konfigürasyonları asal gazlara benzer veya d yörüngeleri tamamen doludur. Kalsit (CaCO 3 ), albit (NaAlSi 3 O 8 ), kuars (SiO 2 ) ve apatit [Ca 5 (PO 4 ) 3 (F,Cl,OH)], diamagnetik minerallere ait bazı örneklerdir. Magnetik moment meydana getiren en önemli elementler, 3d yörüngelerinde ba ğlantıya katılmayan elektronları bulunan, ilk geçi ş element serisindeki Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni ve Cu’dır. Bu elementlerdeki magnetik moment e şle şmemi ş elektronların dönme yönleriyle ve sayılarıyla ilgilidir. Bile şimlerinde elektronları e şle şmemi ş olan katyonların yer alması nedeniyle magnetik dipolleri düzensiz yapıda olan minerallere paramagnetik denir. Bu mineraller bir magnetik alana konulursa, küçük dipoller dı ştaki magnetik alana uygun olarak dizilirler. Ancak yapının içinde meydana gelen termal hareketler, bazı dipollerin düzenlenmesini bozma e ğilimi gösterir. Sonuçta belirli bir malzemedeki dipollerin çok azı dı ştaki magnetik alana uygun olarak dizilmi ş olur. Bu nedenle paramagnetik bir mineralin bir dı ş magnetik alandan etkilenmesi çok zayıftır ve mıknatıslanması kalıcı de ğildir. Olivin [(Mg,Fe) 2 SiO 4 ] ve ojit [(Ca,Na)(Mg,Fe,Al)(Al,Si) 2 O 6 ] mineralleri, yaygın olarak bulunan ve paramagnetik özellik gösteren minerallere ait örneklerdir. Magnetik duyarlılıkları farklı olan mineralleri bir elektromıknatısla birbirinden ayırmak mümkündür. Magnetik bir separatör ile de paramagnetik mineraller diamagnetik minerallerden ayrılabilirler. Bu nedenle elektromagnetik separatörler, mineralleri gang’dan ayırmakta endüstriyel ölçüde kullanılırlar. Bir ba şka magnetik özellik de metalik demirde görülen ferromagnetizmdir. Magnetik dipoller paramagnetik maddelerde düzensiz yönlenme gösterirler. Ferromagnetik minerallerde ise birbirine yakın olan kom şu atomların yörüngeleri üzerlendi ği için bu dipoller bir dizilim gösterirler. Metalik demirde, dipol momentleri iyi dizilim gösteren çok sayıda paramagnetik atomun bulundu ğu alanlar vardır. Normal durumda bu alanlar düzensiz yönelimlidir ve net magnetik etkileri sıfırdır. Böyle bir madde magnetik alana konulursa, bu alanlar dı ş magnetik alana uyumlu olarak dizilirler ve kuvvetli mıknatıs özelli ği kazanırlar. Bu etkile şim di ğer paramagnetik minerallerde oldu ğundan çok daha güçlüdür. Paramagnetik bir malzemeden dış etki kaldırılırsa magnetik alanlar düzensiz hale gelir ve sürekli mıknatıslık kalmaz. Fakat ferromagnetik maddelerde sözkonusu alanlar yönelmi ş olarak kalırlar ve bu durum dı ş magnetik etki kalktıktan sonra da devam eder. Ferrimagnetizm bir di ğer magnetizma türüdür. Ferromagnetizmde görülenin aksine bu özellikte olan maddelerin iyonlarında dönme momenti antiparaleldir (kutupları zıt yönde olacak tarzda paralel). Ferrimagnetik maddelerde antiparalel dönme momentleri e şit de ğildir ve bu maddelerde kalıcı magnetik alanlar vardır. Magnetit–ulvöspinel serisi (Fe 3 O 4 – Fe 2 TiO 4 ), hematit–ilmenit katı eriyik serisinin üyeleri (Fe 2 O 3 – FeTiO 3 ) ve pirrotin (Fe 1-x S), ferrimagnetik minerallere ait örneklerdir. M İNERALLER İN ISI ÖZELL İKLER İ Isı da bir dalga hareketidir. Bu nedenle ısı da minerallerde ı şığın gösterdi ği absorbsiyon, yansıma gibi davranı şları gösterir ve mineralin izotrop ve anizotrop özellikleri ile uyuşur. Minerallerin bir kısmı ısıyı iletirler, di ğer bir kısmı ise iletmezler.